Cititorule,

Această carte nu a fost scrisă pentru a demonstra cât de capabil sau

dotat este autorul. Ea nu este un compendiu şi nici nu se vrea o operă de

referinţă. Cartea reprezintă pur şi simplu “bunul simţ elementar” pentru

lumea misterioasă şi tăcută a rocilor. Parcurge cu atenţie aceste rânduri şi

vei descoperi un mic univers, încă necunoscut, dar foarte util ţie. Dacă vei

înţelege şi vei judeca cu ochii minţii şi imaginaţiei tale aceste rânduri, vei

descoperi că nimic nu este în van. Concluziile şi dreptul la opinie îţi apartin

numai ţie.

Autorul

1.

1

CAPITOLUL 1

1.1. COMPOZIŢIA ŞI STRUCTURA GLOBULUI TERESTRU

Globul terestru are o formă aproape sferică, uşor turtită în direcţia axei de rotaţie. În mod cu totul general s-a vorbit despre legatura dintre procesele care se desfăşoară în litosferă şi cele care au loc în interiorul globului (în zonele mai profunde).

Date asupra interiorului Pamântului provin din:a) Studiul meteoriţilor:

sideritici (compuşi din Fe, Ni şi carburi); siderolitici (Fe, Ni, silicaţi Fe, Mg); litosideritici (compoziţie bazaltică); chondritici (formaţi din sferule minerale); sticloşi (pietroşi).

b) Studiul undelor seismice longitudinale (prime) = P şi transversale (secunde) = S, la anumite adâncimi, prezintă schimbări bruşte sau gradate de viteză, punând în evidenţă discontinuităţile seismice sau zonele de mare gradient vertical de viteză. Cele mai importante sunt: Conrad (15 - 20 km), Mohorovicici (Moho), (30 - 60 km), Wiechert - Gutenberg (2900 km) şi Lehman (5100 - 5200 km).

c) Studiul poziţiei hipocentrelor cutremurelor şi al proceselor din aceste focare, cercetarea câmpului geomagnetic, gravimetric, geotermic, studiul de laborator al unor modele ale Pământului.

Pentru adâncimi moderate se folosesc: datele cartării de teren (după care se fac secţiuni geologice

pâna la câteva mii de metri); observaţii în minele adânci (3500 m - Kimberly - Africa de

Sud); foraje de exploatare (peste 10.000 m - peninsula Kola); seismologia de explozie (cu sursă controlată).

2

Imaginea pe care o avem astăzi asupra globului în ansamblu, este statică, evidenţiind o structură în pături concentrice. Pentru pătura superioară a globului există o imagine dinamică, de modificare în timp a parametrilor, ceea ce evidenţiază o mişcare, o deplasare a unor mase (fig. 1 – planşa I).

Pe baza datelor geologice şi geofizice, începând cu geologul englez Richard Dixon Oldham, continuând cu geograful croat Andrei Mohorovicici (1909), Bruno Gutemberg (USA - 1913), W.C. Repetti (1928), Inga Lehmann (1936 - Danemarca), Keith Edward Bullen (1942), s-a obţinut schema generală a structurii interne a globului cu delimitarea principalelor 7 zone (A - G) şi a discontinuităţiilor dintre ele.

Faţă de împărţirea clasică a geosferelor interne în crustă (Sial), mantaua superioară (Sima) şi inferioară (Crofesima, Nifesima) şi nucleu (NiFe), astazi se deosebesc (fig. 1- planşa I):

litosfera; astenosfera; mezosfera; nucleu.

a.1. Litosfera superioară (crusta sau scoarţa terestră) are în bază discontinuitatea Moho şi este formată din: pătura sedimentarîă - 10 - 20 km în avanfose;

- 5 - 6 km sub oceane; - absenţa pe scuturi sau dorsale midoceanice.

pătura granitică sau granulutică (tipică pentru crusta continentală şi absenţa sub oceane);

pătura bazaltică / gabbroidă - 10 - 15 km sub continente şi 5 - 6 km sub oceane.

Între pătura tipic continentală (10 - 20 km) şi oceanică (6 - 8 km) există şi crusta intermediară suboceanică (12 - 20 km), cu pătura granitică subţiată, discontinuă în mări interne (ex. Marea Neagră).

a. Litosfera inferioară (mantaua extrem superioară, solidă) 30 - 50 km. Ea este alcătuită din roci ultrabazice (peridotite) eventual bazice (eclogite), în care pătrund faliile profunde (ex. falia Peceneaga - Camena din Dobrogea). Între manta şi crustă, limita Moho poate fi o zona de tranziţie de câţiva km cu structură şi grosime variabile în spaţiu şi timp.

b. Astenosfera (geosfera fără rezistenţă similară rocilor la limita solid/lichid) începe la 80 - 150 km. Ea este sediul unor curenţi de convecţie termică (de câţiva cm/an), de ridicare (2) şi divergenţi (1) - (fig. 2 - planşa I) sub coamele medio-oceanice, sau la coborâre cu lespezi litosferice subduse, pe cale de asimilare (sub marginile continentale active), conform teoriei expansiunii oceanului. După R.W. Bemmelen, astenosfera prezintă ridicări diapire care sunt centre

3

de diastrofism/orogeneză în litosferă prin alunecări gravitaţionale divergente pe flancul geotumorilor astfel generate.

c. Mezosfera (mantaua inferioară) între 900 şi 2500 km, are materie solidă cu densitate - 5 - 6 g/cm3.

d. Nucleul - este separat de discontinuitatea seismică Lehman (5100 - 5200 km) într-o zonă externă (probabil lichidă pentru că nu permite trecerea undelor seismice S şi cu circuite de convecţie - după J. Vine, 1963) şi o zonă internă - centrală, solidă, formată ipotetic din Fe, Ni, carburi sau alte elemente cu reţea cristalină densificată, metalizată. Dupa W. Ramsay, nucleul este format dintr-o materie nediferenţiată chimic, cu învelişurile electronice distruse de presiunea care se ridica spre 3-7 Mbari.

1.2. COMPOZIŢIA CHIMICĂ ŞI MINERALOGICĂ A GLOBULUI

Aceasta este dedusă dintr-o sumă de date geologice şi geofizice (ex: informaţii furnizate de seisme - vitezele de deplasare ale undelor seismice, viteze care sunt dependente de natura materialului străbătut), precum şi din studiul meteoroţilor.

Aceştia provin dintr-o zonă situată între Jupiter şi Marte, reflectând compoziţia unei planete ipotetice cu structură concentrică, din familia Soarelui şi care a avut o zestre chimică similară, dacă nu identică cu cea a Pământului.

Meteoriţii se împart în: sideritici (aliaj Ni, Fe); siderolitici (aliaj Ni, Fe, + silicaţi); aerolitici (litici) - silicaţi de Fe şi Mg;1. meteoriti chondritici (80% din cei care cad pe Pământ sunt formaţi

în esenţă din olivină, piroxeni, oligist, troilit, Ni, Fe având o structură petrografică specifică, necunoscută în rocile terestre.

2. meteoriţi achondritici (formaţi în esenţă din piroxen şi plagioclaz) sunt foarte asemănători cu rocile terestre (gabbrouri).

În general, în globul terestru,cele mai abundente elemente chimice sunt Fe, O, Mg, Si (peste 90%). La acestea se mai adaugă Ca, Al, Ni, Na şi mai mult sau mai puţin S care se regăsesc în diverse minerale ca elemente majore. Compoziţia mineralogică şi petrografică a crustei pune mai puţine probleme, întrucât dispunem de multe date directe. (fig. 3 - planşa II). Astfel:

a). crusta continentală este alcătuită din câteva strate: un strat sedimentar cu o compoziţie minerală şi chimică

conoscută din date directe; o pătură de compoziţie granodioritică (Sialul lui Suess) cu o

compoziţie de asemenea cunoscută;4

o pătură de roci presupuse bazice cu o compoziţie mai puţin cunoscută.

b). crusta oceanică: o pătură sedimentară cu o compoziţie minerală şi chimică dedusă

din date directe; o pătură bazaltică, de asemenea cu o compoziţie minerală şi

chimică dedusă din date directe; o pătură gabbro-sepentinitică cu o compoziţie minerală şi chimică

dedusă din date directeSpre deosebire de crustă, compoziţia mantalei (B) este dedusă în cea

mai mare parte din date indirecte, dar cu un grad de precizie relativ ridicat. Astăzi se acceptă că mantaua superioară este formată dintr-un agregat care cuprinde olivină magnezină, piroxeni, granaţi în proporţii diferite alcătuind roci peridotitice, mai rar eclogitice În zonele mai profunde ale mantalei, chimismul global practic se conservă, dar, datorită presiunii foarte mari, mineralele trec la o structură mai compactă, cu coordinare superioară. Cele mai importante sunt transformările olivinei şi piroxenului:

olivina y spinel (ringwoodit) b spinel;piroxenul granat (mineral numit majorit).

Până la 1500 km, (limita manta superioară\ manta inferioară), tendinţa de compactizare se accentuează şi silicaţii îmbracă structuri tot mai compacte asemănătoare ilmenitului, perowschitului, corindonului etc..

Mantaua inferioară (D) – silicaţii sunt instabili şi se descompun în oxizi fundamentali (SiO2, MgO, FeO etc.) cu structuri foarte dense

După Clark şi Ringwood (1967) aceşti oxizi alcătuiesc o unică fază solidă, mixtă, fază imposibilă la presiuni mici. Datorită acestui fapt, din punct de vedere mineralogic, mantaua inferioară este destu de omogenă.

La limita manta/nucleu, din cauza presiunii foarte mari există un material foarte dens, cu punct de topire mai coborât şi conductibilitate electrică relativ mare. Datele indirecte sugerează că limita manta/nucleu corespunde unei mari discontinuităţi chimice, deoarece în nucleu proporţia de siliciu scade sub 30%, pe când de metale, Fe, Ni sunt mai mari de 75%.

1.2.1. PROPRIETĂŢI GENERALE ALE ROCILOR

ROCILE sunt sisteme naturale alcătuite din faze minerale solide de regulă cristaline, fiind reprezentate prin indivizi cristalini (granule). Neînsemnate sub aspect “cantitativ”, în spaţiu intergranular apare frecvent şi o faza fluidă (faza gazoasă şi/sau respectiv faza lichidă).

Fazele solide sunt de fapt mineralele constituente ale rocilor care pot fi pure (monocomponente( sau mixte (policomponente). Fazele pure sunt rare, ca de exemplu cuarţul, calcitul etc.. Cele mixte sunt mult mai frecvente, ca de exemplul feldspatul plagioclaz (alcătuit din albit şi anortit), feldspatul alcalin (alcătuit din feldspat sodic şi feldspat potasic) etc..

5

În functie de faza solidă există roci: monominerale, ex: marmura calcitică, cuarţitul, piroxenitul; biminerale; triminerale, etc..Rocile predominante sunt poliminerale şi ele pot fi considerate

sisteme minerale etereogene.

1.3. CLASIFICAREA GENETICĂ A ROCILOR

În decursul timpului au fost propuse diverse criterii de clasificare. De subliniat că una este clasificarea rocilor şi o alta este clasificarea corpurilor petrografice. Prima dintre ele este problema petrologilor, iar cea de a doua este de domeniul geologiei structurale.

Rocile pot fi clasificate după criteriile genezei, compoziţiei (chimică sau mineralogică), structură/textură petrografică. Corpurile petrografice pot fi clasificate după forme, dimensiuni, poziţia faţă de suprafţa crustei etc.. De aici provin termeni precum „neck”, „strat”, „sill”, „dyke”, „facolit”, „abisic”, „hiperabisic”, „stratovulcan” etc..

SISTEMATICA ROCILOR MAGMATICESe cunosc peste 1000 de denumiri de roci magmatice, dar multe

dintre ele sunt sinonime. Numarul real al varietăţilor petrografice este de câteva sute. Gruparea acestor roci în clase, familii etc., se poate face în mai multe moduri, funcţie de criteriile care se iau în consideraţie. În ceea ce ne priveşte, ne vom rezuma doar Ia câteva dintre ele, în scopul înţelegerii facile a principalelor familii de roci care vor fi descrise ulterior.

1.3.1. Familii de roci magmatice

Clasificarea rocilor magmatice a suscitat interes nu numai din partea geologilor, ci şi din partea altor cercetători cu domenii relativ apropiate (chimişti, fizicieni). În general, după criteriul structural şi al formei de zăcământ, este comod şi în acelaşi timp practic (conform subcomisiei de sistematică a rocilor magmatice - IUGS,1972) să separăm:

I. Roci plutonice (faneritice), consolidate relativ lent (în zeci poate chiar sute de milioane de ani), Ia adâncimi mari şi foarte mari.

II. Roci vulcanice (afanitice), consolidate relativ rapid, Ia suprafaţă sau în apropierea ei, cu structuri hipocristaline sau vitroase, după caz.

Din raţiuni pur practice, criteriul mineralogic a fost considerat cel mai aproape de adevăr. Conform acestui criteriu, se iau în considerare proporţiile mineralelor felsice (L) şi / sau mafice (M).

6

Comisia internaţională de sistematică a rocilor magmatice (IUGS) a convenit ca definirea şi clasificarea rocilor plutonice să fie făcută exclusiv pe criterii mineralogice, adică pe compoziţia mineralogică reală (modală) exprimată în procente volumetrice. Esenţiale pentru clasificare, sunt următoarele grupe de minerale:

Q - cuarţ, tridimit, cristobalit;A -feldspaţi alcalini; Minerale IeucocrateP -feldspaţi plagioclazi;F -feldspatoizi sau foide;

0l -olivine;Px- piroxeni; Minerale melanocrateAmf -amfiboli;Mi -mice (biotit, flogopit);Rocile care au M > 90% constituie familia rocilor ultramafice

(ultramafite). Toate celelalte familii de roci în care M < 90%, se clasifică în funcţie de L, făcându-se abstracţie de M. Aceste proporţii au fost reprezentate grafic în triunghiuri echilaterale, echivalente (ştiindu-se

incompatibilitatea grupului silicei - Q cu cel al foidelor - F). În final a rezultat clasificarea lui Streckeisen, 1972 - fig. 3a.

Pentru rocile efuzive (afanitice), prezenţa sticlei şi a microlitelor, face uneori imposibilă aprecierea cantitativă sau semicantitativă a principalelor grupe de minerale, enumerate mai sus. De aceea, pentru aceste tipuri de roci, încă nu s-a căzut de acord asupra unui criteriu unic de sistematizare. Mulţi petrografi le-au clasificat pe bază de chimism, adică pe baza compoziţiei mineralogice normate. Din raţiuni practice, rocile vulcanice au fost clasificate tot pe criteriu mineralogic. Clasificarea a fost propusă de acelaşi Streckeisen (fig. 3a). Este adevărat că, Ia unele roci cu grad de cristalizare scăzut, nu se mai poate folosi compoziţia mineralogică reală, însă se poate utiliza compoziţia mineralogică normată (dedusă din chimism).

Fiecărui câmp din cele două triunghiuri echivalente, îi corespunde o familie de roci plutonice şi o alta de roci vulcanice, echivalente. Prin urmare, fiecare tip de rocă plutonică de adâncime are un corespondent Ia suprafaţă, o anumită rocă vulcanică. Aceste roci sunt identice numai din punct de vedere aI compoziţiei mineralogice, nu şi din cel de formare şi prin urmare, structural sau textural. Spre exemplu, unui granit din căsuţa 3, îi corespunde Ia suprafaţă un riolit, tot din căsuţa 3, dar din triunghiul echivalent rocilor vulcanice, ş.a.m.d.. Singura deosebire între cele două romburi sunt căsuţele 1a şi respectiv 1b, care în cazul rocilor vulcanice nu are echivalent. Prin urmare, în triunghiul rocilor efuzive apare numai căsuţa 1. Pe suprafaţa globului terestru se întâlnesc trei tipuri distincte de roci: magmatice, sedimentare şi metamorfice. Ele diferă între ele prin modul

7

de formare (geneză), modul de ocurenţă, compoziţie chimică şi mineralogică, aspecte structurale şi texturale, etc..

În ceea ce ne priveşte, pentru această parte ne vom ocupa numai de rocile magmatice.

Fig. 3a. Clasificarea generală şi nomenclatura rocilor vulcanice - Streckeisen (după recomandarea I.U.G.S., Subcom. Sys. Ing. R., 1972)

8

1a. cuarţolite1b. granitoide bogate în cuarţ2. granite alcali-feldspatice3. granite4. granodiorite5. tonalite6”. sienite alcali-feldspatice 6’.sienite alcalifeldspatice

cu foide7”. sienite cuarţifere 7’.sienite cu foide8”. monzonite cuarţifere 8’.monzonite cu foide9”. Monzodiorite şi mon- 9’.monzodiorite şi monzo- zogabbrouri cuarţifere gabbrouri cu foide10”.anortozite, gabbrouri şi diorite cuarţifere 10’.anortozite, gabbrouri şi

diorite cu foide6. sienite alcali-feldspatice7. sienite8. monzonite9. monzodiorite şi monzogabbrouri10. anortozite, gabbrouri şi diorite11. sienite foidice12. monzosienite foidice13. monzodiorite şi monzogabbrouri foidice14. diorite şi gabbrouri foidice15. foidolite

1. nu se cunosc2. riolite alcali-feldspatice3. riolite4. dacite5. plagio-dacite6”. trahite alcaline 6’.trahite alcaline cu foide cuarţifere 7”. trahite cuarţifere 7’.trahite cu foide8”. latite cuarţifere 8’.latite cu foide9”. latibazalte cuarţifere 9’.latibazalte şi latiandezite cu foide10”.bazalte şi andezite 10’.bazalte şi andezite cuarţifere cu foide 6. trahite alcaline7. trahite8. latite9. latibazalte şi latiandezite (M>40% - M<40%)10. bazalte şi andezite (M>40% - M<40%)11. fonolite12. tefrifonolite13. fonotefrite14. tefrite15. foidite afanitice

16

ultramafiteM > 90%

CAPITOLUL 2MAGME

Din punct de vedere fizico-chimic, magma este un sistem mineral fluid de regulă heterogen, stabil numai la temperaturi înalte, de peste cca. 7000. Magmele care ajung la suprafaţă poartă denumirea de lave.

2.1. Proprietăţile magmelor

Atât scoarţa cât şi partea superioară a mantalei sunt sediul formării de mase silicatIce fierbinţi, mobile, alcătuind soluţii, de regulă sisteme heterogene, cu o participare variabilă a componentelor cristalizate - MAGME. Magma în sine reprezintă o topitură de silicaţi.

2.2.1. Compoziţia magmelor

Într-o magmă eterogenă pot coexista trei faze: fază lichidă (dominantă); fază solidă (cristale aparţinând diverselor specii minerale); fază gazoasă (uneori).

9

16

ultramafite –afanitice M > 90%

Faza lichidă: este de regulă o topitură de silicaţi şi ea este aceea care imprimă magmei proprietăţi specifice. În linii mari, topitura are o compoziţie ionică, având cationi (Ca2+, Fe2+, Al3+, Mg2+, Na+, K+, etc.) şi anioni de tipul [SiO4]4- şi [AlO4]3-, (fig. 15 -- planşa IV). Tetraedrii anionici se leagă probabil unii de alţii prin colţurile de oxigen, formând reţele uni-, bi-, tridimensionale, mult mai neregulate decât cele din silicaţii cristalini. Aceste fenomene de asociere (polimerizare) sunt influenţate de temperatură şi de felul cationilor. Exprimaţi sub formă de oxizi, componenţii majori ai topiturii de silicaţi sunt: SiO2, Al2O3,CaO, MgO, FeO, Na2O, K2O. Componentul SiO2

(silicea) este cel mai important, oscilând între cca. 38-70 % din greutatea totală a magmei. Magmele bogate în SiO2 (>65 %) sunt numite acide, cele sărace în SiO2 (<41 %) sunt numite bazice, iar cele cu SiO2 cuprins între 41 şi 65 %, intermediare sau neutre.

Faza gazoasă (volatilă): topitura de silicaţi poate conţine, în stare dizolvată, diverse substanţe volatile (adică acele substanţe care la temperaturile înalte ale magmelor şi la presiuni mici se găsesc în stare gazoasă) :H2O, CO2, HCl, HF, SO2, H2S, H2BO3, etc..

Faza gazoasă, prezentă uneori în magmă, se datoreşte separării din topitură a substanţelor volatile. Cauzele acestei separări sunt numeroase, dar două dintre ele par a fi cele mai eficiente: micşorarea presiunii şi micşorarea cantităţii relative a topiturii, ca urmare a cristalizării.

Sub aspectul aportului şi implicaţiilor petrogenetice, H2O are rolul cel mai important. Teoretic, solubilitatea unui component gazos într-un lichid depinde de presiunea parţială (pi) a gazului, conform legii lui Henry:

Xi = kPi (2)

unde: Xi - concentraţia molară a componentului gazos în soluţia lichidă; k - constantă (dependentă de temperatură).Conţinutul maxim de apă în magmă este de aproximativ 10% din

greutate. Aceasta înseamnă 60% din volumul topiturii (volumul molar al apei este mult mai mare decât volumul molar al componenţilor nevolatili).

Variaţiile de temperatură şi presiune contribuie la individualizarea unei faze gazoase în cadrul sistemului complex, care este magma. De aceea, putem considera că simpla prezenţa a substanţelor volatile în topitura de silicaţi, nu presupune neaapărat şi existenţa unei faze gazoase.

2.2.2. Vâscozitatea

Aceasta este foarte importantă, pentru că de ea depinde viteza de deplasare şi viteza de cristalizare a magmei. Astfel viteza de curgere a magmei este invers proporţională cu vâscozitatea.

10

Formula vâscozităţii unui lichid ideal care se deplasează ca o coloană de fluid pe o pantă, este:

(3)

unde: - vâscozitatea; r - densitatea fluidului; g - acceleraţia gravitaţională; h - înălţimea în coloana de fluid; - unghiul pantei de scurgere; V - viteza de scurgere. Unitatea de măsură a vâscozităţii este poise. Ea reprezintă vâscozitatea unui fluid în care, pentru a deplasa tangenţial cu viteza de 1 cm/s o suprafaţă plană de 1 cm2 este necesară o forţă de 1 dină (1 dină = 1g cm/s2).

Ecuaţia de mai sus este aplicabilă pentru un fluid ideal dar, fără prezenţa fazelor solide. Cum de foarte multe ori faza solidă depăşeşte 50% din volumul lavelor, abaterile de la proprietăţile fluidului ideal sunt considerabile.

Empiric, s-a stabilit că la magme vâscozitatea creşte odată cu creşterea SiO2 şi pierderea de fază gazoasă. Creşterea de SiO2 duce la creşterea capacităţii de polimerizare a [SiO4]4-. Acelaşi rol îl joacă şi [AlO4]3-.

Alţi factori care influenţează vâscozitatea sunt temperatura, presiunea şi conţinutul în apă. Astfel vâscozitatea scade odată cu temperatura şi presiunea.

De asemenea scade sensibil cu conţinutul în apă, deoarece prezenţa apei împiedică procesul de polimerizare a [SiO4]4-respectiv [AlO4]3-.

2.2.3. Temperatura

Temperatura poate fi determinată prin:a. măsurători directe cu termometre speciale, efectuată pe lavele din

vulcani (procedeul este foarte periculos). b. determinarea TT (temperatura de topire): în plus, determinarea

experimentală a temperaturii de topire a rocilor magmatice este de asemenea periculos. În contact cu aerul, lavele se oxidează, ducând la o creştere a temperaturii faţă de valoarea la care magma vine din profunzime.

În general se admite că, în adâncime, la presiuni mari, datorită conţinutului mai mare de apă (şi alte volatile), temperatura magmei poate coborî foarte mult (fig. 17 - planşa IV). Cel mai bun exemplu este magma granitică în prezenţa apei. Lava descreşte temperatura până la 6000C; magma gabbroică, tot în prezenţa apei, descreşte până la 6500C.

Răcirile foarte rapide (probabil doar în cazul lavelor), consolidează. Lichidul neomagmatic sub formă de sticlă se numeşte vitrificare. Răcirile lente transformă lichidul magmatic în cristale, proces numit consolidare prin cristalizare sau simplu „cristalizare magmatică”.

11

Temperaturile maxime ale magmei din zonele adânci, nu se cunosc. Probabil că ele nu depăşesc decât în mod excepţional temperaturile liquidus ale rocilor magmatice obişnuite - (Temperatura liquidus este temperatura minimă la care dispare, prin topire, ultima fază solidă din rocă).

Ex: temperaturile liquidus ale peridotitelor şi bazaltelor (fără apă) sunt de aproximativ 17000 - 19000C. Acestea ar putea fi cele mai înalte temperaturi posibile în magmele terestre.

2.2. PROCESE MAGMATICE

Totalitatea transformărilor fizice şi chimice suferite de magmă constituie procesele magmatice. Cele mai importante sunt consolidarea (cristalizarea) magmei şi diferenţierea magmatică.

2.2.1. CONSOLIDAREA MAGMELOR

Consolidarea este procesul prin care faza lichidă trece în faza solidă (cristalină sau amorfă, necristalizată), cauza principală fiind răcirea magmei. Consolidarea prin cristalizare este un proces complicat, care derivă din natura policomponentă, în regimul unei răciri lente. Componenţii minerali cristalizează cel mai adesea succesiv şi pe un interval termic larg, uneori de câteva sute de grade. Succesiunea cristalizării mineralelor diferă de la caz la caz, fiind dependentă de temperaturile de topire ale componenţilor în stare pură şi de proporţiile acestora în topitură.

Prin consolidarea integrală a magmei, rezultă o masa solidă (formată numai din cristale sau din cristale şi sticlă), care reprezintă roca magmatică. În paralel cu ea, prin consolidare, din topitura magmatică se separă, aproape întotdeauna, o fază fluidă, formată predominant din substanţe volatile dizolvate în magmă. Această fază este principalul agent care intervine în evoluţia ulterioară a sistemului magmatic.

Cauza şi tendinţa cristalizării.

Aşa cum am arătat mai sus, cristalizarea este procesul de trecere a fazei lichide în faza cristalină (solidă). Cele mai frecvente cauze sunt:

răcirea sistemului magmatic; pierderea (parţială) a fazei volatile. Consolidarea magmelor se poate realiza în două forme: apariţia de cristale roci plutonice (structură holocristalină); apariţia sticlei sticle vulcanice.În principiu, cristalizarea este inversul fenomenului de anatexie (topire

parţială) El se desfăşoară pe un interval termic ΔT şi respectiv baric ΔP, a cărui mărime depinde de compoziţia magmei. În acest interval, o fază solidă

12

coexistă cu o fază lichidă, procesul evoluând spre creşterea treptată a fazei solide (invers faţă de anatexie). În mod esenţial, într-un sistem închis, cristalizarea ar trebui să reproducă etapele anatexiei, dar în sens invers. Există însă unele abateri, care derivă din două situaţii (împrejurări):

1. viteza procesului direct - în sensul creşterii temperaturii - este mult mai rapidă decât viteza procesului invers (Vpd > Vpi). De aici rezultă că metastabilă de mare amplitudine este greu de realizat, pe când suprarăcirea se realizează cu uşurinţă. Ex: în cazul magmelor relativ vâscose, la răcirea rapidă, există posibilitatea conservării stării topite, ca stare metastabilă, până la temperaturi normale. Dimpotrivă, supraîncălzirea fazelor solide şi conservarea lor ca faze metastabile în domeniul de stabilitate a topiturilor, nu se realizează nici la cele mai rapide încălziri. Consecinţa acestei asimetrii cinetice este că procesul de cristalizare poate continua chiar şi în domeniul subsolidus (adică sub condiţiile indicate de curba solidus) putând să apară faze solide metastabile efectiv noi: sticla vulcanică, tridimit, cristobalit, leucit pseudocubic, adică faze care n-au existat în roca iniţială supusă anatexiei;2. a doua situaţie provine din condiţia geologică a magmei. În deplasarea spre locul de consolidare, magma se poate contamina. În plus, este posibilă separarea fazei solide de cea lichidă şi prin urmare etapele cristalizării nu pot fi aceleaşi cu cele ale anatexiei.Cunoaşterea în detaliu a procesului (etapelor) de cristalizare nu este

posibilă. Totuşi, din observaţiile directe şi experimente se pot detaşa câteva tendinţe generale:

a. în magmele bazice la presiune joasă, primele minerale care cristalizează sunt: olivina, spinelii, plagioclazii calcici, feldspaţii alcalini, feldspatoizii, plagioclazii acizi, cuarţul, micele (ultimele);

b.toate mineralele mixte (olivina, piroxenii, plagioclazii) îşi schimbă chimismul ca urmare a interacţiunii dintre cristale şi topitură. În cazul cristalizării rapide, apar fazele de cristale zonate;

c. unele minerale care cristalizează în stadiile iniţiale devin instabile în fazele târzii, reacţionând cu magma şi ducând la formarea unor minerale noi, ca de exemplu:

olivina trece în piroxeni (reacţii de incongruenţă, cu degajare de căldură);

leucitul trece în feldspat potasic (reacţii de incongruenţă, cu degajare de căldură);

piroxenii trec în hornblende; hornblendele trec in biotit.d. mineralele hidroxilate (bogate în volatile) cristalizează în etapele

finale ale procesului, ca urmare a creşterii presiunii parţiale a substanţelor volatile.

13

Viteza de cristalizare - VC

Viteza de cristalizare (Vc) este masa cristalină formată într-un cm3 de lichid în unitatea de timp şi are ca unitate de măsură [g/cm3s]. Ea este controlată de doi factori:

1. viteza de formare a germenilor cristalini. Vfgc reprezintă numărul de germeni format într-un cm3 de lichid într-o secundă (vfgc).

2. viteza de creştere a cristalelor = vcc. Ea reprezintă viteza de creştere a volumului cristalelor.

Ambele viteze sunt dependente de gradul de subrăcire a topiturii.Subrăcirea este definită de diferenţa

T = T1 - Tc (4)

T1 - temperatura liquidus;Tc – temperatura de consolidare la care se desfăşoară cristalizarea,

fiind mai mică decât T1.Creşterea gradului de subrăcire determină creşterea vfgc şi a vcc

(fig. 3b). Creşterea vâscozităţii duce la scăderea vfgc şi a vcc. Vfgc şi vcc ating maximum la anumite valori pentru T, ele diferind de la un mineral la altul. Prin urmare, viteza de cristalizare este o funcţie extrem de variabilă, deoarece şi viteza de răcire a magmei este condiţionată de:

gradienţii termici la contactul magmă / mediu ambiant; masa corpului; conductivitatea termică a mediului şi a magmei; mărimea efectelor calorice care însoţesc cristalizarea, factori greu

de apreciat în condiţii geologice date.

Fig. 3b. Relaţia dintre ΔT, vfgc şi vccConsolidarea la Tc se realizează prin cristalizare (vfgc > vcc > 0), pe

când cea la TC’ prin vitrifiere (aici vfgc = vcc = 0).

14

ΔTT1TCTC’

vcc

vfgc

vfgc

vcc

2.2.2. DIFERENŢIEREA MAGMELOR

Diferenţierea magmelor reprezintă procesul prin care, dintr-o magmă iniţială rezultă fie mai multe magme de compoziţii diferite, fie mai multe roci cu nişte compoziţii diferite. Mecanismele de diferenţierea a magmelor, cu implicaţii petrogenetice sunt în număr mai mare. Totuşi, două dintre ele sunt mai eficiente.

1. Licuaţia magmelor.

Licuaţia este un proces care afectează numai faza lichidă a magmei şi constă în separarea (segregarea) a două lichide dintr-un singur lichid omogen, ca urmare a variaţiilor de temperatură şi/sau chimism. Prin urmare, dintr-un lichid (bi- sau policomponent) iniţial omogen, prin variaţii termice sau barice rezultă două sau mai multe lichide, cu chimism şi densităţi diferite, care dau minerale şi roci diferite. Acest proces de dezamestec al lichidului omogen se numeşte licuaţie. Datorită diferenţelor de densitate, aceste lichide se supraetajază, sau dacă apar în cantităţi mai mici, ele tind să se strângă sub formă de sfere (fig. 18 – planşa IV).

a. Lichidul iniţial cu compoziţia x1 este omogen la T0. El rămâne omogen până la T1, când începe diferenţierea sa în două lichide, al căror chimism se modifică odată cu temperatura, astfel încât la T2

vor apărea compoziţiile x2 şi x3. În acest punct se atinge contrastul chimic maxim dintre cele două lichide. La temperaturi mai mici (T3) cele două lichide tind spre omogenizare (devin foarte miscibile, adică se amestecă). Sub T3, lichidul bicomponent devine din nou omogen.

Intervalul T1 - T2 în care are loc dezamestecul celor două lichide se numeşte interval termic de licuaţie. Intervalul de compoziţie x1 - x3 se numeşte interval chimic de licuaţie.

Cele două intervale sunt desemnate prin termenul colectiv de lacună de miscibilitate, pe considerentul că în condiţiile celor două intervale, componenţii lichidului nu sunt total miscibili. În acest caz, lacuna de miscibilitate nu intersectează curba de cristalizare a componentului B, rămânând deasupra acesteia.

b. Lacuna de miscibilitate se opreşte la T3, prin urmare la intersecţia cu, curba de cristalizare. Lichidul omogen x1 de la T0 devine neomogen la T1, cele două lichide rezultate evoluând spre compoziţiile x2 şi x3, specifice pentru T3. La această temperatură începe să cristalizeze componentul B. În acest moment, în sistem se găsesc 3 faze:

lichidul cu chimismul x3 respectiv (b); lichidul cu chimismul x2 respectiv (a); faza solidă B.

15

Temperatura nu mai poate coborî până ce nu dispare una din faze. Cea care va dispare va fi evident x2, din care cristalizează componentul B. Aceasta se consumă rămânând numai lichidul cu chimismul b. Componentul B consumă şi b până când ajunge la E (punctul eutectic).

Licuaţia trebuie înţeleasă ca fiind un proces care începe prin formarea de simple picături cu compoziţie deosebită într-o magmă omogenă, care se dezvoltă, producând o emulsie, ajungându-se să se formeze magme separate (fig. 19 – planşa IV).

Topiturile de silicaţi “uscate” (fără H2O) ale rocilor naturale care conţin alcalii, probabil nu manifestă licuaţie la temperaturi obişnuite, magmatice. La topiturile “umede” (cu H2O, CO2), licuaţia acţionează în unele intervale chimice şi termice limitate.

Magmele cu sulfuri metalice sunt cele mai predispuse la procesul de licuaţie. Prin licuaţie, topiturile de sulfuri se separă relativ uşor de topitura de silicaţi şi este posibil ca masele de sulfuri, care însoţesc gabbrourile şi ultramafitele să se fi format pe această cale.lk;;;;;;;;;;;;;;;;

2. Diferenţierea prin cristalizare.

Diferenţierea prin cristalizare este calea cea mai eficientă de proliferare a magmelor secundare. Corpurile magmatice pot sta în intervalul de cristalizare sute şi mii de ani, timp în care are loc o separare a fazei solide de cea lichidă (Darwin a intuit-o la mijlocul secolului trecut). Mecanismul cel mai posibil, sugerat de Darwin, este separarea gravitaţională şi respectiv flotarea mineralelor felsice, adică a celor leucocrate (fig. 20 – planşa V). Viteza de cădere/urcare a cristalelor în magmă este dată de relaţia lui Stockes:

(5)

unde: v - viteza de deplasare; - vâscozitatea; r - raza medie a cristalului; g - acceleraţia gravitaţională; ρc - ρt = densitatea cristalului şi respectiv a topiturii.

Ex: din topituri bazaltice, cristalele de olivină cad cu câţiva cm/min, viteză suficientă pentru a contribui la formarea corpurilor de dunit, în timp îndelungat, în părţile centrale ale masivelor gabbroice.

O altă posibilă cale de separare (concentratre) a cristalelor în magmă este prin intermediul curenţilor turbulenţi. În acest mod s-ar putea forma cuiburile de cristale melanocrate cu forme neregulate, desemnate sub termenul de şlire (fig. 21 – planşa V). Un exemplu îl pot constitui şlirele de magnetit din gabbrouri, şlirele de cromit, illmenit din anortozite.

16

O a treia cale de separare a cristalelor ar putea fi filtrarea sub presiune. În urma presiunii tectonice, faza lichidă se elimină prin “stoarcere”, (fig. 22).

Mulţi petrologi consideră că, din magmele bazaltice, datorită diferenţierii prin cristalizare, pot rezulta foarte multe tipuri fundamentale de roci magmatice, ca de exemplu dunite, peridotite, piroxenite, granite, diorite, sienite, riolite, trahite, andezite etc..

3. Diferenţierea prin transfer în stare gazoasă.

Deşi nu este extrem de eficient şi important, acest proces se numără printre mecanismele de diferenţiere magmatică. Procesul se desfăşoară la adâncimi mici, adică acolo unde condiţiile de presiune permit separarea şi migrarea ascensională a componenţilor volatili. Aceştia migrează spre partea superioară a camerei magmatice, antrenând cu ei şi alţi componenţi ai sistemului, pe care îi concentrează în partea superioară. Acest fenomen se explică astfel: solubilitatea gazelor este direct proporţională cu presiunea. De aici se deduce că magmele umede, în drumul lor ascensional la suprafaţă, datorită scăderii presiunii, eliberează o parte din componenţii volatili. Mecanismul este ilustrat schematic în diagrama din figura 23 a,b – planşa V, care reprezintă schema de evaporare izotermă a unui lichid binar, format dintr-un component A greu volatil şi un component B uşor volatil, ca urmare a scăderii presiunii. La P1, sistemul binar cu compozitia x1 este complet lichid. La P2, se separă faza gazoasă = g1, de compoziţie x2. Masa gazoasă este şi ea mixtă, dar spre deosebire de l1 (lichidul) din care se separă, este mai bogată în componentul uşor volatil. Lichidul îşi schimbă treptat compoziţia, datorită sărăcirii în componentul B. La P3, faza lichidă capătă compoziţia x3, iar faza gazoasă capătă compoziţia x1. La P2, faza gazoasă este infimă. La P3, faza lichidă dispare (lichidul fiind complet evaporat).

Din acest model simplu se pot trage două cocluzii:1. la temperatură constantă, evaporarea unui lichid policomponent se face

pe un interval de presiune (interval baric). Acest interval baric, se măreşte odată cu creşterea numărului componenţilor şi cu diferenţa PB - PA, unde PB = presiunea de vaporizare izotermă a componenţilor uşor volatili, iar PA = presiunea de vaporizare izotermă a componenţilor greu volatili;

2. faza gazoasă nu este formată exclusiv din componenţi uşor volatili (H2O, CO2, H2S, HCl, HF). Ea conţine şi componenţi greu volatili (K2O, Na2O, Al2O3, MgO).

După opinia unor autori, aceste “gaze” se acumulează în părţile superioare ale camerelor magmatice, antrenând compuşii greu volatili ai magmelor. Se realizează astfel un transfer de substanţă în stare gazoasă, care poate genera o diferenţiere magmatică.

17

2.2.2.1. Procese postmagmatice

După consolidare, în sistemul magmatic rămân două părţi cu proprietăţi fizice net deosebite: a) partea solidă, reprezentată prin rocile magmatice; b) partea fluidă formată în principal din apă şi celelalte substanţe volatile. Prin răcirea treptată, cele două părţi suferă transformări specifice, denumite procese postmagmatice. Dacă apa se găseşte în condiţii supracritice, transformările se numesc pneumatolitice, iar dacă apa se află sub punctul critic, transformările se numesc hidrotermale. Este de adăugat că punctul critic al apei pure este definit de temperatura T– 3340C şi presiunea 218 atm. Aceste valori cresc dacă apa conţine şi alţi componenţi în stare dizolvată. La sistemele închise, procesele postmagmatice constau mai ales într-o continuă reacţie chimică între roca solidă şi substanţele volatile. Din aceste reacţii, consecinţă este înlocuirea mineralelor magmatice primare cu altele secundare (carbonaţi, sulfaţi etc.). Acest proces poartă denumirea de autometamorfism.

La sistemele deschise, fluidele substanţelor volatile părăsesc camera magmatică, pătrunzând pe fracturi şi prin sistemele de pori ale rocilor înconjurătoare, ajungând uneori până la suprafaţa scoarţei. Aceste fluide sunt de cele mai multe ori soluţii apoase, cu numeroşi componenţi, aduşi din magmă sau asimilaţi din rocile înconjurătoare şi pe care pot să-I depună în diverse condiţii geologice. Precipitările care au loc în condiţiile apei supracritice se numesc depuneri-pegmatit – pneumatolitice, iar cele care au loc în domeniul subcritic al apei se numesc depuneri hidrotermale.

2.2.3. MIŞCAREA MECANICĂ A MAGMELOR (MIGRAREA MAGMELOR)

În stadiile iniţiale de formare ale magmelor (prin anatexie – topire parţială), faza lichidă este mult subordonată fazei solide. Faza lichidă este ca o peliculă intergranulară, legată prin aderenţă de granulele fazei solide. Abia când se depăşeşte o anunită proporţie (raport), începe fenomenul de segregaţie a magmelor (topiturii). În acest proces, un rol foarte important îl joacă diferenţierea gravitaţională (duce la segragarea pe verticală a topiturii faţă de partea solidă care se numeşte “restit” anatectic).

Dacă în timpul acestei diferenţieri gravitaţionale, centrul de greutate al corpului magmatic rămâne pe loc, mişcarea mecanică se localizează exclusiv în interiorul camerei magmatice, fiind o mişcare relativă a fazelor constituente.

Dacă centrul de greutate se deplasează, se realizează o intruziune (dacă ea se realizeaza în spaţiile deja ocupate cu rocile solide) sau extrusiune, dacă masa magmatică iese la suprafaţă (fig. 24 – planşa VI). Forţa motrice a deplasării o constituie diferenţa dintre densitatea medie a magmei şi densiatate medie a rocilor ambiante. Magma tinde să migraze la

18

suprafaţă pentru a restabili echilibrul gravitaţional. Forţa motrice a ascensiunii dispare numai acolo unde magma întâlneşte mediul cu densitate mai mică decât propria sa densitate.

Se cunosc cazuri când o magmă bazaltică a parcurs 100 km pe verticală, într-un interval de timp relativ scurt. Când forţa motrice a ascensiunii este mai mică decât forţa de frecare (de rezistenţă), deplasarea nu se mai produce. Pentru corpurile sferice, cu raza r, cele două fotţe sunt:

Fmot = K’ V = K’ 4/3 r3

Frez = K 4 r2

V = volumul corpului sferic cu raza r; K’ = forţa motrice care revine unităţii de volum, dată de diferenţa

de densitate, mediu ambiant - magmă; K = forţa de rezistenţă care revine unităţii de suprafaţă; 4 r2 = suprafaţa corpului cu raza r;

În zonele adânci din manta şi scoarţă, unde presiunile se comportă hidrostatic, aceasta este singura cauză care determină mişcarea pe verticală a magmelor. Cauza ultimă a mişcării mecanice spre suprafaţă rămâne diferenţa densităţilor.

Nu este exclus ca, la scară mare, rocile din jurul corpului magmatic să sufere o deformare plastică, “curgând” invers faţă de sensul de mişcare a magmei, pentru compensarea maselor. Mecanismul mai eficace este dezlipirea rocilor din acoperiş şi afundarea lor spre bazinul magmatic, fenomen cunoscut sub denumirea de “stopping”.

2.2.4. ASIMILAREA MAGMATICĂ

Asimilarea este procesul de dizolvare în lichidul magmatic a substanţei din mediul cu care magma vine în contact. În mod curent, acest mediu îl reprezintă rocile înconjurătoare. Acestea suferă o topire parţială sau totală. Topitura rezultată intra în compoziţia magmei iniţiale, căreia îi schimbă chimismul (fig. 25 – planşa VI), proces numit şi contaminare chimică.

Pentru asimilare prin topire, sunt necesare două condiţii:1. temperatura solidus a rocii să fie mai mică decât temperatura

magmei. Acest lucru este înfăptuit în cazul în care avem de-a face cu magme “alohtone” (migrate), unde există un dezechilibru termic între magmă şi mediul înconjurător;

2. temperatura magmei să fie superioară propriei sale temperaturi solidus. Este absolut necesar acest lucru, pentru că topirea rocilor înconjurătoare este un proces endoterm (cu consum de energie calorică).

Pornind de la ultima condiţie, se pot trage câteva concluzii:

19

magmele aflate la temperatura solidus nu pot asimila prin topire, pentru că orice asimilare cât de mică, determină deplasarea temperaturii sistemului magmatic în domeniul solidus;

cantitatea de rocă asimilată este direct proporţionala cu masa magmei şi cu diferenţa ΔT = Tmagmă – Tsolidus. Astfel magmele bazaltice, supraîncălzite, asimilează uşor roci granitice şi roci sedimentare alcătuite din cuarţ, minerale argiloase, carbonaţi, dar nu pot asimila peridotite.

În schimb magmele granitice, situate foarte aproape de temperatura minimă posibilă a magmelor, asimilează foarte greu rocile cu care vin în contact.

Tot o asimilare este considerat şi procesul de dizolvare în topitura magmatică a diverselor fluide (exemplu asimilarea apei din rocile “umede” determinând micşorarea temperaturii solidus, implicând o creştere a capacităţii de asimilare a magmei).

2.3. ORIGINEA MAGMELOR

Cercetătorii au admis că magmele rezultă prin topirea parţială (rareori totală) a rocilor preexistente, în condiţii geologice speciale. Procesul de topire parţială a rocilor se numeşte anatexie. Condiţiile geologice care favorizează topirea (anatexia) rocilor solide sunt mai multe, dar cele mai frecvente sunt următoarele două:

1. afundarea rocilor la mari adâncimi, prin fenomenul geologic de subducţie;

2. ascensiunea adiabatică a maselor de roci solide din zonele relativ adânci ale mantalei terestre spre suprafaţă. În felul acesta, rocile solide fierbinţi ale mantalei trec de la presiuni mari (unde este stabilă starea solidă), la presiuni mai mici, unde este stabilă starea de topitură parţială. Fenomenul este posibil numai dacă masa solidă a mantalei este antrenată într-un curent convectiv, având loc pe ramura ascendentă a curentului de convecţie. Alte cauze ale anatexiei, cum ar fi fricţiunile tectonice, dezintegrarea substanţelor radioactive, creşterea presiunii vaporilor de apă în sistemele solide deja “fierbinţi“, sunt de asemenea posibile, dar apar cu o mai mică frecvenţă în natură. Condiţiile geologice cele mai favorabile generării magmelor sunt schematizate în fig. B.

20

Prin fenomenul de topire, se produce o scădere relativ mare a densităţii sistemului şi prin urmare, formarea magmelor în mantaua şi crusta terestră conduce frecvent la apariţia unui dezechilibru gravitaţional. În virtutea acestui fapt, masele magmatice tind să se deplaseze spre suprafaţă, străpungând rocile crustei (fenomen numit intruziune magmatică – vezi capitolul urmator) sau ieşind până la suprafaţă, în condiţii subaeriene sau subvulcanice (fenomen numit vulcanic sau efuziune ori extruziune magmatică). Magmele ieşite la suprafaţă se numesc lave. Mecanismul şi viteza ascensiunii magmelor diferă de la o condiţie geologică la alta şi de proprietăţile magmelor. În principiu, se poate totuşi spune că ascensiunea este mai rapidă la magmele cu vâscozitate mică (cele bazice) şi în zonele afectate de fracturi puternice, cu mare extindere pe verticală.

2.3.1. Magme primare şi magme derivate

Corpurile de magmă din crustă şi manta, se pot explica în trei moduri:1. existenţa unui oarecare corp relict dintr-un stadiu timpuriu de

evoluţie a globului terestru (în ipoteza că evoluţia globului terestru a fost de la cald la rece);

2. topirea parţială sau totală a rocilor preexistente din crustă şi manta;

3. modificarea magmei preexistente (diferenţiere sau contaminare);Practic se admit două tipuri genetice de magme:a. MAGME PRIMARE - rezultate din primele două moduri;b. MAGME DERIVATE (secundare) - rezultate din al treilea mod.Teoretic, cele două tipuri de magme sunt distincte. Pentru magmele

primare, se admit două trăsături, drept criterii de recunoaştere:

21

prezenţa în cantităţi foarte mari (corpuri de mari dimensiuni) relativ izolate faţă de alte corpuri (pânze de lavă, corpuri batholitice, pânze lopolitice); exemplu de magme primare: unele magme granitice, magme bazaltice şi unrele magme andezitice, etc.. Magmele andezitice şi granitice etc., pot fi atât primare cât şi secundare.

frecvenţa relativ mare în timp şi spaţiu, comparativ cu alte categorii de magme.

Prin opoziţie, celelalte sunt considerate magme derivate (ex: magme fonolitice - sienite alcaline, trahitice, dacitice).

2.3.2. Condiţiile fizice ale generării magmelor primare, prin topire

Topirea unei faze monominerale se realizează la temperatură constantă, în condiţii izobare. La presiune variabilă, temperatura de topire se schimbă, conform ecuaţiei lui Claryon:

dTt Vt

= unde: dP St

Tt - temperatura de topire;Vt - variaţia de volum în timpul topirii;St - variaţia de entropie în cursul topirii.În prezenţa apei, (vaporilor de apă), Tt a mineralelor scade

(fig. 26 – planşa VII). Topirea unei faze poliminerale (roci poliminerale, minerale mixte) se realizează pe un interval de temperatură:

Tt = Tl - Ts

Ts = temperatura minimă la care începe topirea (temperatura solidus);Tl = temperatura la care se termina topirea (temperatura liquidus).Intervalul Tt, variază de la o rocă la alta şi de la o presiune la alta.

Prin urmare, în condiţii geologice o magmă primară poate rezulta prin topirea unei roci preexistente prin mai multe căi (important, este aducerea rocii în condiţiile superioare curbei solidus). Astfel:1. la presiune constantă, singura modalitate de topire a rocilor este

creşterea temperaturii (topirea prin încălzire izobară)2. în lipsa apei, rocile aflate în domeniul subsolidus, dar la temperaturi

mai mari decât Ts, (temperatura solidus minimă la 1 bar) se găsesc într-o stare de “topire potenţială”. La T = constant, ele se pot topi prin scăderea presiunii (topirea prin depresurizare(.

3. rocile “uscate”, situate între Ts a rocii “uscate” şi respectiv Ts a rocii “umede”, se pot topi prin simpla pătrundere a apei în sistem (topirea prin umezire).

22

2.3.3. ANATEXIA

Dacă o rocă polimineralăeste adusă în domeniul T – P plasat între curbele solidus şi liquidus, are loc un proces de topire parţială (anatexie).

Calitatea şi proporţia fazei topite este funcţie, pe de o parte, de compoziţia minerală a rocii afectată de anatexie, iar pe de altă parte, de gradul de anatexie (gradul de topire). Din aceeaşi rocă iniţială, de exemplu dintr-un peridotit, funcţie de gradul de topire, pot rezulta topituri magmatice acide (la grad scăzut de anatexie), neutre, respectiv andezitice (la un grad ceva mai avansat de topire) sau bazaltice (la un grad şi mai avansat de topire parţială.

Din numeroae anatexii experimentale, executate pe diverse roci magmatice, sedimentare şi metamorfice, s-a ajuns la concluzia că majoritatea rocilor care conţin SiO2, alcalii, oxizi de aluminiu, formează în primul stadiu, o topitură granitică (cu chimism identic cu cel al granitelor alcali-feldspatice), rezultând în stadiile următoare, o compoziţie din ce în ce mai bazică.

Indiferent de natura rocii, compoziţia fazei lichide evoluează spre o bazicitate din ce în ce mai mare, pe măsură ce creşte gradul de anatexie.

2.3.4. CONDIŢIILE GEOLOGICE ALE FORMĂRII MAGMELOR PRIMARE

Conform teoriei tectonicii globale, există trei zone de formare (generare) a magmelor:

- zona de rift;- zona de subducţie (planul Benioff);- zonele fierbinţi din interiorul plăcilor tectonice (hotspot) -fig. 36;41 –

planşa XI; planşa XIII.Se admite existenţa unui cuplu de curenţi de convecţie ascendenţi

sub rift şi descendenţi sub zonele de subducţie (fig. B). Prin urmare formarea magmelor în zonele de rift este determinată de depresurizarea rocilor din manta, ca urmare a ascensiunii, iar în zonele de subducţie, de afundare a maselor de roci crustale şi încălzirea acestora până la temperaturi de topire parţială.

A. Mecanismul generării magmelor în zonele de rift (fig.28 – planşa VII)

MAGME BAZALTICEDacă se admite, formarea magmei bazaltice prin anatexie, roca

iniţială supusă topirii parţiale, trebuie să fie mai bazaltică decât bazaltul. Se

23

admite totodată că roca iniţială poate fi un pirolit (peridotit relativ bogat în Al + Na - adică, din punct de vedere chimic, trei părţi peridotit + o parte bazalt).

La o adâncime de 100 km (fig. 27 – planşa VII) pirolitul este solid, fiind sub curba solidus. Prin ridicarea adiabatică (mişcarea corpului pe verticală este mai mare ca viteză de răcire a acestuia), se ajunge la adâncimea h1 de 60 km, când pirolitul se topeşte parţial. La h2 = 45 km, se individualizează o fază lichidă L1, cu o compoziţie bazaltică (ceva mai acidă decât pirolitul) şi un solid mai bazic. Prin urmare, adâncimea de generare a magmelor bazaltice este adâncimea la care pirolitul (antrenat pe ramura ascendentă a curentului convectiv) se topeşte parţial sub zona de rift. În esenţă, procesul constă în:

1. formarea unei topituri magmatice şi acumularea ei într-o vatră, undeva sub crusta (fig. 28.1);

2. diferenţierea şi consolidarea, concomitent cu extruziunea, a unei părţi din magma care va genere roci intruzive cumulate precum şi injectarea magmei în dyke-uri cu compoziţie variată datorită proceselor de diferenţiere (fig. 28.5).

3. formarea unei falii normale datorită mişcării divergente a plăcilor, care sparg acoperişul subţire şi casant al vetrei (fig. 28.2);

4. ieşirea pe fisuri a lavei care, deşi fluidă, curge doar pe o mică distanţă din cauza răcirii rapide determinată de temperatura coborâtă a apei oceanice (fig. 28.3);

5. acumularea şi consolidarea curgerilor care edifică “munţii”, care sunt apoi purtaţi lateral şi încorporaţi pereţilor văii de rift, sau direct platoului somital (fig. 28.4);

După Bowen (1947), “magma bazaltică (primară) a pătruns sub formă de dyke-uri de mari dimensiuni şi s-a revărsat la suprafaţă sub formă de curgeri mari. El se referă în schimb la bazaltele din zona de platou şi nu la cele din zona riftului.

B. Generarea magmelor în zonele de subducţie (fig. 36; 41)planşa XI; planşa XIII.

1. În zonele de subducţie sunt generate, în principal, magme neutre (andezitice). Ele au două interpretări:

a. anatexia crustei oceanice (bazice) subduse;b. anatexia, la grad mai redus de topire parţială, a peridotitului fertil

(pirolitic) situat în „pana de manta”, de deasupra planului Benioff.În primul caz, topirea se datorează încălzirii rocilor bazice din crusta

subdusă. În al doilea caz, topirea pirolitului se datorează scăderii temperaturii solidus, ca urmare a pătrunderii apei degajată din rocile metamorfice bazice şi ultrabazice (roci clorit-epidotice, amfibolice, serpentinitice etc.), care-şi continuă metamorfismul prograd, simultan cu afundarea.

24

2. Magmele granitice (riolitice), dacitice etc., pot de asemenea să apară, în cantităţi subordonate, fie prin diferenţiere, fie prin topirea parţială a diverselor roci antrenate în subducţie. NU şi PLUTONII GRANITICI Precambrieni, chiar dacă aceştia se găsesc în catenele orogenice andine.

Zonele de subducţie sunt cele în care are loc afundarea crustei oceanice, sau mai precis a litosferei unei plăci care suportă un ocean. Zonele de subducţie se caracterizează prin următoarele elemente morfologice, geofizice şi geologice (Wyllie, 1971):

1. amplasarea lor în faţa unui element morfologic convex, fie el arc insular sau o margine de continent;

2. prezentarea unor fose oceanice care sunt cu 3 - 4 km mai adânci decât fundul oceanic alăturat;

3. existenţa unei zone seismice cu focar intermediar şi profund;4. o puternică anomalie gravitaţională negativă deasupra fosei şi o

slabă anomalie pozitivă deasupra arcului insular sau a marginii continentale;

5. o creştere abruptă a fluxului termic pe linia arcurilor insulare sau a marginii continentelor;

6. prezentarea unui arc vulcanic andezitic la mai mult de 100 km şi mai puţin de 300 km de marginea arcului insular sau a marginii continentale, ocupând latura oceanică a zonei de flux termic ridicat.

În zona de subducţie legea este asimetria şi zonarea polară a caracteristicilor geofizice şi geologice.

Împreuna cu seismicitatea, procesele magmatice ocupă primul loc în dinamica zonelor de subducţie. Ele reprezintă veriga finală a unui ciclu petrogenetic care cuprinde următoarele etape:

1. formarea crustei oceanice în zonele de acreţiune;2. metamorfismul parţial al produselor magmatice în serpentinite,

şisturi verzi şi amfibolite;3. transportul lateral al crustei astfel constituită şi subducerea ei în

zonele de convergenţă a plăcilor;4. metamorfozarea parţială în faciesul şisturilor albastre şi

tansformarea crustei subduse în cuarţ-eclogite;5. topirea parţială a cuarţ-eclogitelor, a andezitelor şi formarea unei

magme care generează rocile calco-alcaline şi tholeitelor de arc insular;

6. punerea în loc a batholitelor în condiţii de temperatură înaltă la baza sistemelor de arcuri insulare sau continentale.

Prin urmare, prin subducţie, pătrund la mare adâncime (100 - 250 km) roci specifice crustei oceanice: bazalte, spilite, serpentinite marine, etc.. În general, aceste roci conţin minerale hidratate (sunt deci roci “umede”), care prin descompunere la adâncimi mari, pun în libertate apa.

Prin topirea parţială a bazaltelor, rezultă magme, în general andezitice, specifice zonelor de subducţie. Varietatea destul de largă a

25

rocilor subduse, poate genera şi alte categorii de magme primare (anatectice), în contrast cu uniformitatea magmelor generate în zonele de rift.

Deshidratarea rocilor subduse (serpentinitele trec în dunite, etc.) face ca apa astfel rezultată să se infiltreze deasupra planului Benioff, ducând la facilitarea anatexiei rocilor mai acide, care se găsesc în faza de “topituri potenţiale”. Apar astfel magme anatectice granitice, sienitice, etc..

Magmele granitice sunt reprezentate prin rocile plutonice ale batholitelor (in special precambriene). Categoric, atât magmele granitice, cât şi cele bazaltice (extruziunea şi intruziunea lor) sunt frecvent asociate cutărilor de amploare mare.

C. Mecanismul generării magmelor în interiorul plăcilor (fig. 36; 41)

planşa XI; planşa XIII.

Apariţia de magme în interiorul plăcilor este asociată existenţei “zonelor fierbinţi” (hotspot-uri). În zona acestor puncte, izolat sau periodic, au loc mişcări diapirice ale masei din manta (cauza este probabil dezechilibrul gravitaţional provocat de modificarea locală şi temporală a densităţilor). Ascensiunea poate provoca fuziunea (topirea) parţială a magmei, formând magme bazaltice.

CONCLUZII: Principala problemă a originii magmelor are un dublu aspect. Astfel trebuie ţinută seama de:

ocurenţa mondială a magmei bazaltice primare cu compoziţie uşor variabilă (bazaltul olivinic alcalin trece în tholeit) şi totuşi extrem de uniformă în spaţiu şi timp;

ocurenţa magmei granitice primare numai în zonele continentale.Oricum, cele trei puncte discutate mai sus, A, B, C au o caracteristică

comună: generarea magmei este legată de mişcarea pe verticală a maselor de roci. Există ipoteze şi pentru alte mecanisme. Un exemplu în acest sens este dezintegrarea radioactivă cu degajare de căldură (proces exo- şi endoterm), cantitate considerabilă, suficientă pentru o autotopire (procesul poate dura 10 - 100 mil. ani). Acest poces poate avea loc numai în cazul izolării termice totale a rocilor. El este un proces de autofuziune, poate apare în decursul timpului geologic în părţile centrale ale masivelor granitoidice din structurile continentale.

2.4. CORPURI MAGMATICE PLUTONICE ŞI VULCANICE

A). CORPURI PLUTONICEAcestea sunt mase magmatice consolidate sub suprafaţa crustei. Ele

se mai numesc şi corpuri abisice (de adâncime). Cele mai apropiate de

26

suprafaţă sunt numite „hipoabisice”, eventual „subvulcanice” (dacă sunt sub un aparat vulcanic). Corpurile plutonice se mai numesc şi „intruzive” deoarece există dovada pătrunderii magmei într-un fond de roci solide.

În condiţii plutonice contrastul termic dintre magmă şi rocile înconjurătoare este cu atât mai mic, cu cât adâncimea este mai mare. De aceea, corpurile plutonice se răcesc relativ lent şi în consecinţă, magmele se consolidează exclusiv prin cristalizare (vitrifierea este imposibilă). Cu cât răcirea este mai lentă, cu atât granulaţia cristalelor este mai mare (la corpurile plutonice pot fi întâlnite chiar şi structuri giganto-cristaline).

Forma corpurilor plutonice este foarte variabilă, deoarece depinde atât de proporietăţile mediului în care are loc întinderea, cât şi de mecanismul introducerii. În figura 29 este prezentată doar una din modalităţile prin care se pot modifica formele corpurilor magmatice, ca urmare a intruziunii în zona superficială a litosferei. În această zonă, cu un comportament casant, forţa motrice a magmei poate genera nu doar boltiri, ci şi tracturi, pe care se pot insinua magmele, apărând dyke-uri, sill-uri, apofize etc..

De reţinut că, în corpurile plutonice de mari dimensiuni, datorită răcirii lente (care poate dura sute de mii de ani), diferenţierea prin cristalizare fracţionată este foarte activă, apărând roci cumulate, în paralel cu fracţii fluide mai acide. Dacă magma iniţială conţinea apă, atunci, în stadiile finale diferenţierii, apar topituri magmatice saturate în apă (care, prin cristalizare lentă pot genera corpuri pegmatitice), sau fluide hidrotermale. Aceste tipuri de fluide pot pătrunde pe fracturile din jurul plutonului şi pot circula la distanţe mari faţă de camera magmatică. Fluidele consolidate pe astfel de fracturi sunt denumie „filoane magmatice”, eventual „filoane hidrotermale”.

Manifestări intracrustale (INTRUZIUNI)- fig. 24 - planşa VI

În zonele adânci, pierderea căldurii se produce foarte lent (în milioane de ani), fapt care dă posibilitatea cristalizării în bune condiţii.

Cristalizarea este controlată de cantitatea de căldura (Q), presiunea litostatică (Plit). La acestea se poate adăuga după caz şi influenţa stressului (presiunea orientată).

În cazul 1 din fig. 29 – planşa VIII , magma foloseşte un spaţiu format prin fisurare, prin urmare acţiunea ei poate fi considerată calmă.

În cazul 2 din fig. 29 – planşa VIII, litosfera este supusă unor acţiuni mecanice şi chimice puternice, pentru a putea creea loc de ascensiune a magmei. Acţiunile mecanice constau în boltirea acoperişului, fracturarea acestuia (cazul 3), distrugerea lui în măsură mai mare sau mai mică.

Fracturarea poate avea loc şi lateral, permiţând injectarea magmelor (fig. 29 - planşa VIII). Migrarea prin injectare poate fi foarte eficientă, mase de magmă pot fi transferate în noi camere magmatice. Toate aceste forme

27

de migrare pot duce la separarea principalelor forme de zăcământ ale rocilor magmatice (cazul 4).

Pentru descrierea condiţiilor în care evoluează magma se folosesc termenii:

plutonic : domeniul adâncimilor foarte mari; aici nu exista indicaţii despre un transport al magmei;

intruziv : există evidenţa unui transport al maselor magmatice, al introducerii (intruderii) lor într-un fond de roci preexistent, în rocile gazdă;

subvulcanic : domeniu localizat în apropierea suprafeţei, în cadrul căruia se găsesc corpuri magmatice, eventual în legătură cu aparatele vulcanice.

B). CORPURI VULCANICEFenomenul apariţiei la suprafaţă a mgmelor se numeşte „extruziune”

sau „vulcanism”. Magma poate să ajungă la suprafaţa crustei, fie pe canale de tip „monoaxial”, fie pe canale de tip „planar”, respectiv pe tracturi. În plan orizontal fenomenul vulcanic poate deci să apară ca fiind localizat în jurul unui centru (vulcanism central), eventual în lungul unei linii (vulcanism linear) - fig. 24 - planşa VI.

Vulcanismul de tip central poate fi exploziv sau nu. Dacă este puternic exploziv, se generează o formă de relief negativă (crater de tip Maar), iar dacă este o extruziune liniştită sau relativ liniştită, atunci lava consolidată va realiza o formă de relief pozitivă, de regulă conică (forma clasică a vulcanului). Pot fi însă şi extruziuni mixte, mai ales în cazul lavelor andezitice. În acest caz, etapele explozive distrug parţial corpul vulcanic preexistent, generând roci piroclastice, pe când etapele liniştite reclădesc corpul vulcanic. În final rezultă un corp vulcanic stratificat (strato-vulcan), constând dintr-o alternanţă de pături piroclastice în alternanţă cu alve consolidate.

Efuziunile de tip linear sunt în general liniştite, fiind specifice magmelor bazaltice. Într-o arie dată pot exista mai multe linii de erupţie, paralele sau secante, generând aşa numitele „pânze de lave” (în limbajul geologic mai vechi, cuvântul „pânză” denumea aria corpurilor geologice cu extindere bidimensională).

Spre deosebire de magmele plutonice, magmele vin în contact cu hidrosfera şi atmosfera terestră relativ reci. Acest contact termic le asigură o răcire foarte rapidă şi de aceea apar frecvent roci cu structuri vitroase şi hipocristaline. În plus, depresurizarea rapidă cauzează exsolvarea substanţelor volatile sub formă de gaze fierbinţi. Acelaţi proces de degazeificare rapidă generează roci cu texturi poroase (veziculare, scoriacee etc.).

28

CAPITOLUL 3

3. ROCI MAGMATICE

3.1. ROCI MAGMATICE

Ele reprezintă o categorie de roci foarte răspândită în crusta terestră. Din punct de vedere al ocurenţei, ele se împart în:

roci vulcanice (efuzive) - formate în apropierea sau la suprafaţa crustei;

roci plutonice (intruzive sau abisale) - formate în părţile profunde ale scoarţei terestre.

Intermediare, ca poziţie, sunt rocile subvulcanice (= hipoabisale)

3.1.1. ROCI VULCANICE (caracteristici)

mod de ocurenţă; compoziţie chimică; compoziţie mineralogică; aspecte structurale şi texturale.

MODUL DE OCURENŢĂ

29

Rocile vulcanice se găsesc la suprafaţa Pământului sub formă de curgeri externe. Curgerile de lavă au de obicei suprafeţe scoriacee, în blocuri sau cordate (fig. 6 - planşa III). Dedesubt urmează un strat roşu oxidat, apoi separaţii columnare perpendiculare pe suprafaţa de răcire sau suprafeţe tabulare paralele cu suprafaţa de răcire sau cu direcţia de curgere, în special în zonele situate în apropierea suprafeţei (fig. 4 - planşa II).

Rocile subvulcanice din apropierea suprafeţei se pot prezenta sub formă de nekuri verticale, mai mult sau mai puţin cilindrice. Acestea reprezintă magmele care s-au solidificat în coşurile vulcanilor şi care au fost ulterior erodaţi. Ele se mai pot prezenta sub formă de corpuri (mase) tabulare: dyke-uri şi silluri (fig. 5 - planşa II).

COMPOZIŢIA CHIMICĂ ŞI MINERALOGICĂ

Oxigenul este elementul predominant. De aici rezultă că, compoziţia chimică a unei roci vulcanice poate fi estimată prin prezenţa unor oxizi. Cel mai important dintre aceştia este SiO2 (35 - 75% din greutate).

Funcţie de proporţia lui, rocile magmatice pot fi clasificate în: roci magmatice acide SiO2 > 60%; roci magmatice intermediare SiO2 = 52 - 66%, după Murby

1928; roci magmatice bazice SiO2 = 45 - 52%, dupa Wells 1939; roci magmatice ultrabazice SiO2 < 54%. Alţi oxizi mai importanţi:

Al2O3 (12 - 18%) - poate ajunge până la proporţia de 20% în lavele alcaline;

Oxizi de Fe, Mg, Ca - (20 - 30%); Na2O -2,5 - 4% - (8% în rocile foarte alcaline) – fonolite; K2O – 0,5 - 1% - în lavele bazice;

- 4% - riolite; - 5% - trahite, fonolite.

Mai sunt prezenţi sub formă de oxizi sau faze solide TiO2, MnO, H2O, P2O5, CO2; SiO2 cristalină; silicaţi şi alumosilicaţi de Ca, Mg, Fe, Na, K; oxizi de Fe, Ti; sticlă (topitură de silicaţi răcită până la starea de vâscozitate

extremă).Dacă se neglijează mineralele rare şi accesorii, principalele minerale

ale rocilor vulcanice sunt: minerale primare leucocrate (cuarţ, feldspat

30

alcalin, feldspat plagioclaz) + minerale primare melanocrate sau mafice (olivină, piroxeni, amfiboli, biotit) + minerale felsice + oxizi de Fe,Ti.

Cuarţ, Q: cuarţ comun; tridimit, cristobalit (mai puţin frecvente);

Feldspaţi alcalini, A: feldspaţi potasici FK: KAlSi3O8; feldspaţi sodici FNa: NaAlSi3O8; feldspaţi calcici FCa: CaAl2Si2O8.

Feldspaţi plagioclazi, P: seria albit anortit (Ab An):

albit; oligoclaz; andezin; labrador; bitownit; anortit.

Feldspatoizi, F: sodalit; leucit; nefelin; nosean; hauyn.

Piroxeni, Px.: clinopiroxeni ortopiroxeniAmfiboli, Amf.: hornblenda comună; riebeckit (hornblenda alcalină); hornblenda sodică.

Mice: biotit; flogopit.

Olivine: fayalit - forsterit.

Oxizi : hematit;

31

illmenit; magnetit; rutil.

STRUCTURA ŞI TEXTURA ROCILOR MAGMATICE

Structura rocilor vulcanice şi în general structura rocilor magmatice este acea proprietate care desemnează gradul de cristalizare precum şi dimensiunile absolute şi relative ale cristalelor sau din roci. Deşi structurile rocilor magmatice sunt într-o gamă extrem de variată, în cele ce urmează ne vom referi strict numai la prezentarea celor mai importante structuri. Termenul structural care desemnează gradul de cristalizare sunt:

structuri holocristaline (roci complet cristalizate) structuri hipocristaline (sticlă + cristale); structuri hialine (sticloase, vitroase);

Primul tip de structură este caracteristic numai rocilor plutonice sau abisale. Din punct de vedere al dimensiunilor absolute, tipurile de structuri sunt faneritice.

Ultimile două structuri sunt în funcţie de gradul de cristalizare şi sunt caracteristice numai rocilor vulcanice.

structuri afanitice (după dimensiunile absolute ale cristalelor - < 0,02 mm) – specifică exclusiv numai rocilor vulcanice.

Cu alte cuvinte, toate rocile vulcanice şi numai ele au această structură afanitică (acest lucru incumbă că, daca din punct de vedere al gradului de cristalizare, o rocă are structură hipocristalină sau hialină, automat această rocă este vulcanică şi prin urmarea are o structură afanitică). structuri inechigranulare (funcţie de dimensiunile relative ale

cristalelor) pot fi:1. porfirică (amestec de cristale de dimensiuni mari – fenocristale sau hadacristale legate între ele printr-o pastă (masă fundamentală)alături de care există cristale de dimensiuni mici); la structura holocristalină, cristalele care apar alături de fenocristale sunt mult mai mici dacât acestea.2. poikilitică (cristale mari = fenocristale sau hadacristale în care se găsesc incluse cristele de compoziţii mineralogice diferite); structura poikilitică este destul de greu de văzut macroscopic, în schimb ea este totdeauna evidentă în secţiuni subţiri, la microscop.1. ofitică (hadacristal de Px, Hb; incluziuni de P- feldspat plagioclaz). structurile sferuluitice – cristale fibroase de feldspaţi ± cuarţ

dispuse radiar în jurul unor nuclei - fig. 7 -- planşa III; structuri perlitice (sticle riolitice bogate în apa - roci sticloase cu

fisuri fine, curbate, câteodată concentrice).

32

structuri veziculare (mici cavităţi sferoidale sau tabulare, rezultate în urma degazeificarii bruşte). Sunt specifice numai rocilor vulcanice (fig.8 - planşa III).

TexturaÎn general textura unei roci magmatice desemnează modul de

aranjare în spaţiu a cristalelor sau mineralelor, atunci când ele există. Cele mai comune texturi pentru rocile vulcanice sunt reprezentate de:

textura scoriacee (piatra ponce – caz particular când volumul spaţiilor goale supra volumul solidului este mai mare ca 1);

textura trahitică (textura în şlire); textur a vacuolară. textura orientată (destul de rară, dar întâlnită la aceste tipuri de

roci). textura compactă (caracteristică ambelor tipuri de roci plutonice şi

vulcanice, când nu există spaţii goale). textura masivă – nu există nici un fel de orientare a cristalelor în

rocă.

3.1.2. ROCI PLUTONICE (caracteristici)

OCURENŢĂ (forme de zăcământ): Rocile plutonice sunt roci magmatice în cadrul cărora cristalizarea s-a produs în condiţii de răcire lentă, comparativ cu ritmul de răcire al rocilor vulcanice. Fenomenul de cristalizare lentă s-a produs la adâncimi care variaza de la câteva sute de metrii peste 20 km. Alături de adâncime, forma şi dimensiunile corpului magmatic la care se adaugă temperatura rocii gazdă sunt elemente care controleazză viteza de răcire şi implicit cea de cristalizare.

Ascensiunea magmei este influenţată de decomprimare şi de forţa ascensională proprie.

În mod firesc, decomprimarea are loc datorită creării unor fisuri. Magma are o mişcare relativ calmă, de umplere a acestor goluri, astfel rezultate. În cazul în care magma foloseşte forţa acensională proprie, ea trebuie să acţioneze mecanic şi chimic pentru a-şi crea spaţiul necesar. Acţiunea mecanică poate duce la boltirea, fracturarea şi chiar distrugerea acoperişului, într-o măsură mai mare sau mai mică. Această acţiune poate avea loc şi lateral, prin injectarea materialului magmatic în spaţiul adiacent.

Forma naturală a corpurilor magmatice mai poartă şi numele, „mai vechi”, de „formă de zăcământ”. Aceste forme pot fi diverse, unele dintre ele fiind desemnate prin termeni specifici, clasici fiind următorii:

1. Silluri - corpuri tabulare, concordante cu structura majoră. Sillurile mari au de obicei o compoziţie bazică.

33

2. Lacolitele - corpuri stratiforme cu baza plată şi acoperiş sub formă de dom. Majoritatea sunt reprezentate prin roci acide şi mai rar bazice (fig. 9 - planşa III).

3. Facolitele - sunt mase lenticulare curbate, injectate de-a lungul şi concordant cu boltirile şi adânciturile stratelor cutate (fig. 10 - planşa III).

4. Lopolitele - sunt corpuri neregulate sau lenticulare cu suprafaţa superioară concavă şi cea inferioară convexă. Au dimensiuni gigantice (V = 50.000 km3) şi sunt constituite din roci bazice (fig. 11 - planşa III).

5. Dyke-urile - majoritatea iau naştere prin injectarea magmei într-o fractură. În mod excepţional ating câţiva km grosime şi sute de km lungime (fig. 5 - planşa II).

6. Dyke-urile inelare - se formeaza prin pătrunderea unor magme pe fracturi majore de formă conică sau cilindrică. Contactele sunt aproape verticale. Ele se formează în urma prăbuşirii blocului central şi injectarea magmei în lungul suprafeţei cilindrice (fig. 12 - planşa III).

7. Stockuri - corpuri intrusive mari, cu pereţi verticali. Conturul este de regulă elipsoidal sau circular. Ele se înrădăcinează la adâncimi foarte mari (fig. 13 - planşa III).

8. Batholite - corpuri intrusive mari cu pereţii foarte înclinaţi, fără fundament vizibil (practic, nu se poate stabili unde se înrădăcinează aceştia). Partea superioară are o formă de dom. Ele sunt dispuse paralel cu axa zonei orogene în care sunt localizate. Bolta poate prezenta apofize şi protuberanţe (fig. 14 - planşa III). Problema punerii în loc a batholitelor este un caz aparte. În nici un caz, acestea nu se formează prin injecţie ci mai degrabă prin mecanismul de stoping (Daly R. -1993) sau prin degradarea acoperişului, magma infiltrându-se ascensional. Fragmente din acoperiş cad şi se scufundă fiind asimilate lent. Astfel îşi face loc spre suprafaţă magma.

Pentru toate cele prezentate mai sus precum şi pentru mai buna înţelegere a fenomenelor care se petrec undeva în adâncime, în scoarţa terestră până la nivelul mantalei, vă prezentăm fig. A:

34

COMPOZIŢIA CHIMICĂ ŞI MINERALOGICĂ

În general, compoziţia chimică şi mineralogică este asemănătoare cu cea a rocilor vulcanice. În rocile plutonice nu există sticlă.

Din punct de vedere mineralogic, pot fi menţionate câteva deosebiri:a. Feldspaţii alcalini micşti sunt frecvent pertitizaţi, formând

concreşteri: Microclin - Albit (Mi - Ab); Ortoclaz – Albit.b. Leucitul nu se cunoaşte în rocile plutonice.c. Hornblenda şi micele sunt mai frecvente în rocile plutonice, fiind

prezent chiar şi muscovitul.Răcirea rapidă în condiţii vulcanice, duce la formarea fazelor

metastabile: sticlă, tridimit, augit subcalcic plus asociaţii minerale cum sunt leucit-cuarţ, olivină-cuarţ. Acestea lipsesc în cazul rocilor plutonice.

Structura

Pentru rocile plutonice sunt caracteristice o pleiadă întreaga de structuri, mai frecvente fiind.

structura holocristalină (complet cristalizată) datorită răcirii lente; structura echigranulară (relativ grosieră), datorită răcirii lente; structura gabbroidă (allotriomorf granulară) - structura rocilor

bazice;

35

structura granitoidă (hipidiomorf granulară) - structura rocilor acide, adică mica (muscovitul), hornblenda, feldspatul alcalin, feldspatul plagioclaz au contururi subidiomorfe - subhedrale;

structuri grafice caracteristice: concreşteri de cuarţ + feldspat alcalin

structuri mirmekitice (cuarţ + feldspat plagioclaz drept gazdă); structuri pertitice frecvente (albit + feldspat potasic drept gazdă); textură în benzi (gnaisică); nu există structuri veziculare. Pot exista goluri cu structură

druzitică sau miarolitică la granite, adică goluri, căptuşite cu cristale. Golurile sunt atribuite contracţiei magmei şi nu degazeificării rapide. Aceste goluri ar putea proveni prin segregarea în cantităţi mici a unor gaze, spre sfârşitul cristalizării.

Textura rocilor plutonice desemnează şi ea modul de aranjare în spaţiu al cristalelor. Sunt frecvente texturile compacte (din punct de vedere al modului de umplere a spaţiilor în rocă), texturile masive sau uşor orientate (din punct de vedere al orientării cristalelor în rocă). Nu există la rocile plutonice texturi vacuolare sau scoriacee, acestea fiind apanajul numai rocilor vulcanice şi subvulcanice.

3.2. CARACTERISTICILE MINERALOGICE ŞI STRUCTURALE ALE ROCILOR MAGMATICE

3.2.1. Consideraţii generale

Rocile magmatice sunt formate din faze minerale solide, cristaline şi amorfe (sticle vulcanice). Este bine de precizat, distincţia care există între mineralele primare ale rocilor magmatice (care rezultă direct din magmă) şi cele secundare (care se formează pe seama primelor, ca urmare a transformărilor în domeniul subsolidus). Unele minerale primare au o importanţă deosebită în edificarea rocii magmatice şi sunt numite minerale principale. Există de asemenea, minerale primare care apar frecvent în roci, dar in proporţii foarte mici, nesemnificative pentru definirea şi sistematica rocilor, numite minerale accesorii . Ele pot sau nu să apară, prin urmare pot sau nu să fie determinante pentru roca respectivă. Mai pot apare minerale accidentale .

De subliniat că unul şi acelaşi mineral poate să apară când primar, când secundar. De exemplu, feldspatul potasic, cuarţul, muscovitul pot cristaliza direct din magmă, dar se pot forma şi secundar.

De asemenea, există minerale primare [apatit (Ap), zircon (Zr), spineli (Sp), sfen (Sf)] care sunt minerale accesorii în granite (), riolite (ρ ),

36

andezite (), dar pot deveni principale în roci nefelinice, dunite, hornblendite.

Pentru rezolvarea problemelor de sistematică, mineralele primare deschise la culoare sunt numite leucocrate (=felsice), iar minerale primare închise la culoare sunt numite melanocrate (mafice). Denumirea mafic provine de la cei doi componenţi principali din compozitia chimică a mineralelor, adică Mg şi Fe, elemente care imprimă acestora culoare (închisă).

În cadrul mineralelor leucocrate, se disting patru grupe principale, după cum urmează: grupa silicei sau a cuarţului (Q), grupa feldspaţilor alcalini (A), grupa feldspaţilor plagioclazi (P) şi respectiv grupa feldspatoizilor (F). În acelaşi timp, din grupa mineralelor melanocrate fac parte: grupa olivinelor (Ol), grupa piroxenilor (Px), grupa amfibolilor (Amf), grupa micelor (numai biotitul, flogopitul), grupa mineralelor accesorii reprezentate prin spineli (Sp), zircon (Zr), rutil (Ru), sfen (Sf), apatit (Ap), magnetit (Mgn) şi respectiv grupa melilitelor şi a calcitului primar.

3.2.2. MINERALELE PRIMARE LEUCOCRATE:

1). Minerale din grupa silicei (SiO2): aici intră mai mulţi polimorfi ai silicei, stabili în diferite de T-P - α, β cuarţ, tridimit, cristobalit.

Domeniile de stabilitate ale SiO2 sunt redate în fig. 30 - planşa VIII. La presiunea de 1 atm, temperaturile de echilibru sunt:

α Q 5730 β Q ↔

β Q 8700 tridimit ↔

tridimit 14700 cristobalit ↔

La presiune înaltă (fig. 30 - planşa VIII), forma stabilă a silicei este coesitul, cu densitatea mai mare decât a cuarţului. Această formă poate cristaliza direct din topiturile magmatice, dar la adâncimi care depăşesc 40-50 km.

2). Feldspaţii alcalini (A):

Feldspaţii alcalini potasici (Or), au formula generală KAlSi3O8. Aceştia cristalizează în cadrul a două sisteme, după cum urmează:

monoclinic: - sanidină (de temperatură mare) - ortoză (de temperatură mare) KAlSi3O8

triclinic : - microclin (de temperatură mică).

Feldspaţi alcalini sodici (Ab): albit (monoalbit), NaAlSi3O8.

37

Feldspaţi alcalini micşti (FNa,K): anortoză (Na,K)AlSi3O8.

3). Feldspaţii plagioclazi (P) reprezintă un amestec miscibil între doi termeni extremi, albit (Ab) cu formula chimică NaAlSi3O8 şi respectiv anortit (An) cu formula chimică CaAl2Si2O8. Funcţie de proporţia unuia sau altuia (dintre cei doi termeni), feldspaţii plagioclazi pot fi: acizi (cu anortit 30%) şi albit - oligoclaz, neutrii (andezin) şi bazici cu An 50% (labrador, bitownit, anortit).

4). Feldspatoizii sau foidele (F). Sunt minerale asemănătoare chimic cu feldspaţii alcalini, deosebindu-se prin conţinutul mai redus în silice, motiv pentru care sunt considerate a fi nesaturate (deficitari) în silice. De aceea ele sunt incompatibile cu mineralele din grupul Q. Cele mai importante foide primare sunt leucitul (KAlSi 2O6) şi nefelinul (NaAlSiO4). Mult mai rar apar feldspatoizii mai complecşi chimic, de exemplu noseanul şi haüynul. În condiţiile rocilor plutonice, nefelinul devine frecvent instabil, pe seama lui formându-se feldspatoizii secundari, respectiv sodalitul (Na6Al6Si6O24 2NaCl) şi cancrinitul (Na6Al6Si6O24 Na2SO4).

3.2.3. MINERALE PRIMARE MELANOCRATE (M)

Dintre acestea, foarte importante sunt următoarele:1. Olivinele : seria forsterit - fayalit (Mg2SiO4 - Fe2SiO4) care se pot substitui în orice proporţie. În corpurile, în prezenţa apei, acestea trec uşor în serpentină, prin diferite reacţii

3Mg2SiO4 Fe2SiO4 + 4H2O = MgSi4O10(OH)8 + 2FeO Fo Fa Serpentină

2. Piroxenii rombici: seria enstatit - bronzit – hypersten, realizată prin amestecul izomorf între enstatit (Mg2Si2O6) şi ferosilit (Fe2Si2O6).

3. Piroxenii monoclinici sunt faze minerale mixte, unde termenii extremi principali sunt:

CaMgSi2O6 - diopsid (Di) CaFeSi2O6 - hedenbergit (He)NaFe3Si2O6 - egirin = acmit (Eg)NaAlSi2O6 - jadeit (Jd)

La toţi aceştia este posibilă înlocuirea Si4+ cu Ti4+ şi formarea de piroxeni titaniferi. Piroxenul bogat în Di şi He, este numit augit, iar cei bogaţi în Na, piroxeni alcalini.

4. Amfiboli. În rocile magmatice, amfibolii primari fac parte din grupul mare al hornblendelor, minerale cu un chimism foarte complex. După culoarea lor, vizibilă doar la microscop, petrologii deosebesc:

- hornblendă verde (comună), amfibol calcic şi hidroxilat;

38

- hornblenda brună, numită şi hornblenda oxidată, deoarece grupul (OH) este înlocuit cu oxigen;

- hornblenda albastră, numită şi hornblenda alcalină, deaorece calciu este sodiu (arfvedsonit, crosit, riebeckit).

Formarea este condiţionată de existenţa în magme a unor presiuni mari a vaporilor de apă. Scăderea presiunii vaporilor de apa duce la formarea piroxenilor şi oxizilor.

5. Micele: dintre mice, doar biotitul se formează frecvent ca mineral primar. Muscovitul apare mult mai rar.

Micele, la fel ca şi hornblendele comune, pot să cristalizeze direct din magmă doar dacă aceasta conţine apă, la presiune înaltă. De aceea, micele care au cristalizat la presiuni mari, tind să se descompună dacă magma ascensionează şi ajunge la presiuni mici. De exemplu, pe seama biotitului, la presiuni joase, pot să apară alte faze minerale, cum ar fi:

a) biotitul magnezian (flogopitul) + magmă olivină magneziană + leucit + apă, dacă magma este deficitară în silice;

b) biotit + magmă piroxeni rombici + feldspat potasic + apă, dacă magma este suprasaturată în silice.

6. Convenţional, în categoria mineralelor mafice sunt incluse şi mineralele accesorii: magnetit, cromit, spineli, sfen, zircon, apatit, perowskit, etc..

Întâmplător pot fi găsite diverse alte minerale: cordierit, topaz, granaţi, epidot, pirită, pirotină, corindon, carbonaţi, staurolit, wollastonit.

3.2.4.MINERALE SECUNDARE

În condiţii postmagmatice, pe seama mineralelor primare, se pot forma minerale secundare. Ele sunt foarte importante pentru înţelegerea evoluţiei subsolidus ale rocilor.

Speciile minerale, care se formeză secundar cu mare frecvenţă, fac parte din grupurile de silicaţi hidroxilaţi, pe primul loc fiind filosilicaţii (clorite, serpentinite, muscovit secundar, minerale argiloase, talc etc.). Pe locul secund sunt amfibolii secunadari (actinot, uralit), mineralele din grupul epidotului, zeoliţii etc.. Toate aceste minerale sunt urmarea reacţiei dintre silicaţii primari anhidri şi apa magmatogenă. Totuşi, dacă fluidul magmatic conţine şi CO2, acest din urmă component agresează silicaţii care conţin Ca, Mg, Fe şi formează carbonaţi: calcit, magnezit etc..

Succesiunea de cristalizare a mineralelor, conform schemei de mai jos, este valabilă doar pentru magmele bazice umede la presiuni mici şi constanta.

39

Succesiunea de cristalizare a principalelor minerale în magme

Olivină Bitownit K - Sanidină Ortopiroxeni Labrador Sanidină Clinopiroxeni Andezin Na -Anortoză

Amfiboli Oligoclaz Anortoză

Biotit Albit

3.2.5. CONSIDERAŢII

Numărul speciilor care contribuie la alcătuirea rocilor magmatice este foarte mic faţă de numărul mineralelor cunoscute. Numărul lor este redus deoarece şi numărul elementelor chimice, care au un rol important în alcătuirea rocilor magmatice, este mic.

Circa 60% din minerale îl reprezintă feldspaţii. Urmează cuarţul, piroxenii, amfibolii, micele şi foarte puţin din celelalte grupe. Modul ideal de desfăşurare a proceselor de cristalizare în magme ar conduce la un număr redus de asociaţii minerale. În realitate, aşa cum s-a văzut, consolidarea magmelor este un proces complex şi diversificat. Există numeroase posibilităţi de natură calitativă şi cantitativă în ceea ce priveşte asocierea naturală a mineralelor magmatice. De aici se poate deduce şi marea varietate a speciilor petrografice din acest domeniu.

Pentru cele două tipuri de roci distincte, plutonice şi vulcanice, există trăsături mineralogice foarte bine delimitate. Iată, în cele ce urmeaza câteva dintre acestea:

Pentru rocile plutonice:1. frecvenţa relativ mare a mineralelor hidroxilate (hornblendă, biotit);2. lipsa modificaţiilor de înaltă temperatură a mineralelor primare:

sanidină, β cuarţ, pigeonit etc.;3. lipsa mineralelor de presiune scăzută: leucit, cristobalit, tridimit,

augitul subcalcic, leucit-cuarţ, olivină-cuarţ;

3.2.6. CARACTERISTICI STRUCTURALE (TEXTURALE)

Rocile magmatice se deosebesc între ele, pe lângă compoziţia chimică şi minerală, şi prin diverse configuraţii, care rezultă din modul de aranjare a substanţei în rocă. Acest lucru este evident începând de la aranjarea atomilor sau moleculelor şi terminând cu aranjarea cristalelor şi

40

grupărilor de cristale. Aceste configuraţii sunt desemnate prin termenii de structură şi textură.

Termenii structurali exprimă gradul de cristalizare a rocii magmatice, dimensiunile şi formele cristalelor, iar termenii texturali redau multiplele configuraţii determinate de aranjamentul spaţial al constituienţilor minerali. Atât termenii de structură, cât şi cei de textură sunt numeroşi, însă cei mai des utilizaţi în descrierea rocilor magmatice sunt cei prezentaţi în cele ce urmează.

Rocile plutonice au câteva trăsături structurale specifice.

1. structuri exclusiv holocristaline şi faneritice care se datoresc ritmului lent de răcire a magmei. Structurile faneritice, funcţie de dimensiunile şi formele granulelor minerale sunt de o mare diversitate: echigranulare, inechigranulare, allotriomorfe, hipidiomorfe, ofitice etc.;

2. prezenţa relativ mare a structurilor de concreştere (dezamestec) de tipul structurilor grafice şi mirmekitelor, care sunt prezente numai în cadrul rocilor plutonice;

3. larga dezvoltare a structurilor de dezamestec la feldspaţii alcalini (ex.: pertite);

4. lipsa structurilor poroase;5. lipsa (sau slaba dezvoltare) a zonalităţii în cristalele aparţinând

mineralelor mixte (plagioclazi, piroxeni);6. nu există un corespondent plutonic al structurilor veziculare, deşi şi

în cadrul acestora există cavităţi (goluri) libere. Un exemplu îl constituie chiar granitele, care prezintă cavităţi diseminate, căptuşite cu cristale. Această situaţie este echivalentă cu structura miarolitică, specifică numai rocilor plutonice.

Rocile vulcanice au de asemenea structuri specifice. Ele au trăsături aparte:

1. structura afanitică care le deosebeşte de rocile plutonice. Fenocristalele rocilor vulcanice, atunci când există, aparţin, în general, stadiilor timpurii ale cristalizării magmatice;

2. frecvenţa structurilor hialine şi hipocristaline, datorate răcirii rapide a magmelor;

3. foarte multe roci vulcanice sunt ciuruite de cavităţi sferoidale sau tabulare, formate prin degajarea băşicuţelor de vapori de apă şi gaze (datorată scăderii presiunii la suprafaţă sau în apropierea ei). Aceasta este structura veziculară, întâlnită numai la rocile vulcanice.

4. zonalităţi puternice la plagioclazi, hornblende, piroxeni, datorate repartiţiei unor componenţi chimici într-un mod cu totul aparte;

41

5. frecvenţa mare a structurilor porfirice, datorate cristalizării discontinue, în etape. Fenocristalele corespund etapei de cristalizare din adâncime, iar masa fundamentală, cristalizării la suprafaţă;

6. prezenţa texturilor fluidale, determinate de curgerea lavelor în condiţii de suprafaţă, ca de exemplu:

ex. textura trahitică la trahite, fonolite; textura pilotaxitică a bazaltelor;

7. prezenţa structurilor vitroase (hialine sau sticloase). Rocile vulcanice cu astfel de structuri, poartă nume speciale ca de exemplu „perlit”, „obsidian” etc..

În sticlă se pot distinge uneori începuturi de cristalizare, forme descrise sub numele de baculite, trichite, globulite etc., ori fisuraţii, datorate procesului de răcire (fig. 31 - planşa VIII).

3.3. SISTEMATICA ROCILOR MAGMATICE

3.3.1. NOŢIUNI INTRODUCTIVEÎn istoria petrologiei, sunt ănregistrate numeroase încercări de

geologi, geochimişti, chimişti şi chiar fizicieni. Fiecare dintre acestea au avut la bază anumite criterii, mai mult sau mai puţin motivate, dar de cele mai multe ori, multe dintre ele nu corespund exigenţelor petrologiei moderne.

Condţtiile fundamentale pe care trebuie să le îndeplinească o clasificare petrogenetică sunt:

- o cât mai mare corespondenţă cu situaţiile din natură, respectiv o cât mai fidelă oglindire a acestora;

- o structură cât mai simplă, dar elastică pentru a putea reflecta gama largă de varietăţi din natură;

- fundamentarea pe elemente cât mai uşor observabile şi cu care să se poată lucra cât mai uşor;

În general, elementele de ordin geologic (ocurenţă, geneză) corespund parţial acestor cerinţe. În schimb, elementele de ordin compoziţional şi structural corespund integral cerinţelor de mai sus.

Astfel, compoziţia mineralogică, eventual şi cea chimică devin criterii esenţiale în sistematica modernă.

Clasificările mai vechi, bazate pe alte criterii, chiar dacă s-au bucurat cândva de o largă circulaţie, trebuie abandonate. Aşa de pildă trebuie abandonată clasificarea rocilor vulcanice pe criteriul vârstei geologice, care făcea distincţie între rocile „paleotipice” (mai vechi decât Paleogenul) şi rocile „neotipice” (mai noi), deoarece în virtutea acestei clasificări, una şi aceeaşi rocă ar fi trebuit să aibă două denumiri, de exemplu: riolit (porfire cuarţifere), trahit (porfire), bazalt (diabaz sau melafir) etc..

3.3.2. CLASIFICAREA CHIMICĂ

42

Rezultatul analizei chimice a unei roci, se prezintă în mod obişnuit, sub formă de oxizi. Rocile magmatice sunt alcătuite dintr-un număr redus de oxizi: SiO2, TiO2, Fe2O3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, H2O. Proporţia lor oscilează de la o rocă la alta, în limite nu prea largi. Oxidul cu ponderea cea mai mare este SiO2 pentru că rocile magmatice sunt alcătuite predominant din silicaţi. În mod firesc, s-a încercat o clasificare după conţinutul în SiO2:

- acide (cu multă silice);- neutre, bazice (cu silice puţină);- ultrabazice (cu silice foarte puţină).Conţinutul ridicat de silice, se exprimă mineralogic prin cuarţ. De

aceea, rocile acide sunt cuarţoase, iar cele bazice şi ultrabazice sunt lipsite de cuarţ, apărând în schimb mineralele nesaturate în silice, anume feldspatoizii şi olivinele.

În proporţii mai reduse apar Na2O şi K2O. Ei sunt foarte importanţi pentru că condiţionează apariţia unor minerale specifice: amfibolii sodici, piroxenii sodici, feldspatoizii şi chiar plagioclazul. Din acest punct de vedere, există o altă clasificare a rocilor magmatice:

- roci alcaline (Na2O, K2O > Al2O3) : - sodice = atlantice; - potasice = mediteraneene.- roci calcoalcaline (pacifice) unde Na2O, K2O < Al2O3. Din punct de

vedere mineralogic, acestea sunt lipsite de minerale alcaline, în schimb au plagioclaz.

Oxizii de Fe şi Mg sunt foarte importanţi pentru că ei controlează cantitatea de minerale mafice. La fel de importanţi sunt şi CaO, H2O, Fe2O3.

Clasificări chimice au fost foarte multe. Dintre toate, o accepţie largă o are clasificarea petrografului Niggli, care are la bază grupări de oxizi = parametrii chimici.Metoda de obţinere a acestor parametrii este următoarea:

a) din procentele de greutate ale oxizilor se obţine numărul de molecule gram pentru fiecare oxid în parte, care revine la 100 g rocă (se împarte procentul de greutate la greutatea moleculara a oxidului);

b) moleculele de FeO, MgO, MnO se adună şi se notează cu Fm;c) moleculele de CaO, BaO,SrO se adună şi se notează cu C;d) Na2O + K2O = Alk;e) numărul moleculelor de Al2O3 se simbolizează cu Al;f) SiO2 + TiO2 se notează cu Si;g)se recalculează proporţiile Fm, C, Alk, Al în aşa fel încât suma lor

să fie 100, iar proporţiile procentuale ale acestora se scriu cu litere mici:fm + c + alk + al = 100

Numărul de molecule Si se recalculează şi el în procente, raportat la unul din parametrii al, fm, c,alk, şi se noteaza cu litere mici:

Si = (si al) / Al = (si fm) / Fm = (si c) / C = (si alc) / Alk Pe baza acestor parametrii, rocile se clasifică astfel:

alk > al roci alcaline;

43

alk < al roci calcoalcaline (normale); si > al + fm + c + alk roci suprasaturate în silice (acide);

si = al + fm + c + alk, adică toată silicea este consumată pentru formarea mineralelor saturate în silice roci saturate în silice (neutre);

si < al + fm + c + alk , silicea nu este suficientă pentru saturarea mineralelor = minerale nesaturate în silice (feldspatoizi, olivine, spineli), din care roci nesaturate în silice (bazice).

În afară de parametrii lui Niggli, au mai fost imaginate o serie de sisteme, care pornesc de la compoziţia chimică a rocii, ca de exemplu sistemul normativ, cunoscut şi ca sistemul CIPW.

3.2.3. CLASIFICAREA MINERALOGICĂ ŞI STRUCTURALĂ

Această clasificare este preferată pentru că o rocă este fundamental definită când se cunoaşte:

- ce minerale şi în ce proporţie se găsesc în agregat;- care este stuctura agregatului.Din acest punct de vedere se consideră că, cu adevărat, o clasificare

naturală fiind recomandată de “Comisia internaţională de sistematică a rocilor” (IUGS), la propunerea geologului elveţian Streckeisen (1967).

Funcţie de structură, rocile au fost impărţite în:- faneritice (roci plutonice);- afanitice (roci efuzive).Aceste grupe structurale corespund celor doua forme majore de

zăcământ ale rocilor magmatice: roci plutonice (abisale, holocristaline) şi roci vulcanice, consolidate la suprafaţă. Fiecare din aceste două grupe se împart în familii (tipuri), după proporţia mineralelor primare. Rocile cu M (minerale mafice) > 90%, sunt denumite ultramafice şi se clasifică după natura şi proporţia mineralelor mafice făcându-se abstracţie de componenţii leucocraţi (deschişi la culaore şi cu greutate specifică mică).

Dimpotrivă, dacă M < 90%, rocile se clasifică funcţie de mineralele L (leucocrate, adică Q, A, P, F), făcându-se abstracţie de cele mafice.

În acest caz, proporţia unui mineral leucocrat se raportează nu la întregul volum de rocă, ci la volumul care revine mineralelor salice, astfel ca:

Q + A + P + F = 100%Streckeisen (1967) a elaborat o clasificare mineralogică cantitativă,

după modelul clasificării anterioare a lui Johannsen. Clasificarea propusă de el, constituie o rezolvare mult mai naturală şi mai simplă, bazată exact pe elementele prevăzute mai sus.

Avându-se în vedere că mineralele din grupul Q nu pot să coexiste cu cele din grupul F (feldspatoizi), într-o rocă pot coexista cel mult 3 din cele 4

44

grupe mari de L. De aceea, pentru clasificare, s-au folosit două triunghiuri echilaterale, cu baza comună A, P şi două vârfuri Q şi F în opoziţie. În aceste triunghiuri sunt separate 15 câmpuri, care corespund la 15 familii (grupe petrografice) fundamentale de roci magmatice, în afara familiei ultramafice notată cu 16. Denumirea familiilor propusa de IUGS este ilustrată în mod mai sintetic în fig. 32 - planşa IX.

A. Familii de roci plutonice (faneritice); B. Familii de roci vulcanice (afanitice).

Sistemetica rocilor vulcanice este analogă cu cea a rocilor plutonice. Excepţie face doar căsuţa 1a (la rocile plutonice ea corespunde cuarţolitelor). Cu alte cuvinte, în domeniul vulcanic, nu există roci formate preponderent numai din cuarţ şi prin urmare nici o denumire specifică acestora. Trebuie de remarcat însă că, sistematica rocilor vulcanice ridica probleme specifice, uneori foarte dificile. Dificultatea principală provine din imposibilitatea determinării exacte a compoziţiei mineralogice, ca urmare a prezenţei sticlei şi a microcristalelor. De aceea, pentru rocile plutonice este folosită compoziţia mineralogică reală, iar pentru rocile vulcanice se foloseşte compoziţia mineralogică normată. Aceasta din urmă, se bazează pe analiza chimică completă a rocii vulcanice, exprimată prin cumulul de oxizi prezenţi în chimismul rocii respective. Pe baza acestora, se imaginează un complex de reacţii chimice, care să ducă în final la formarea de silicaţi, până la consumul total al oxizilor.

Asupra clasificării lui Streckeisen, sunt necesare două observaţii: clasificarea este mineralogică-descriptivă, şi nu genetică.

Poziţia grupelor de roci în schema de clasificare nu reflectă în nici un fel interdependenţele de natură genetică ale acestora, relaţiile lor în ceea ce priveşte ocurenţele etc.;

nomenclatura rocilor corespunde în mare măsură termenilor petrografici tradiţionali. Printre aceştia, se enumeră termenul „dacit” care desemnează o rocă vulcanică specifică, descrisă pentru prima oară în lume în vulcanismul neogen din Munţii Apuseni, pe la mijlocul secolului XIX, nume provenit de la Dacia.

3.4. CORPURI PETROGRAFICE MAGMATICE

CORP PETROGRAFIC = spaţiul geologic ocupat de anumite tipuri petrografice (fig. 33 - planşa IX).

Un corp petrografic este definit prin:- conţinut litologic;- locaţie (repere geografice);- vârstă.

45

ex. corpul sienitic de la DITRĂU de vârstă Triasică. Corpurile petrografice pot fi:- omogene (ex. corp „granitic”, alcătuit doar din rocă granitică). - neomogene sau heterogene (ex. corp „granitoidic”, alcătuit din

granite, granodiorite, tonalite)Prin asocierea corpurilor omogene rezultă corpuri petrografice

compozite sau complexe. Ele sunt definite, indicându-se tipul de rocă dominant. Exemplu corpul „granitic” de Tismana, în care, în afara granitului dominant, se găsesc şi corpuri dioritice, tonalitice etc..

În fig. 34 - planşa IX sunt reprezentate tipuri de corpuri petrografice.Suma corpurilor petrografice care sunt puse în loc în aceeaşi etapă

geologică şi într-un context geotectonic dat, reprezintă o provincie magmatică.

Într-o provincie magmatică dată sunt incluse, de obicei, nu doar corpurile magmatice propriu zise, ci şi rocile (sau asociaţiile de minerale) cauzate de magmatismul provinciei, cum ar fi rocile metamorfice şi mineralizaţiile din aureolele de contact, hidrotermalitele asociate etc.. Pe teritoriul României s-au delimitat mai multe provincii magmatice, dar cele mai bine conturate sunt provincia banatitică, provincia neogenă etc..

Nu vom încerca o descriere amănunţită a numeroaselor provincii magmatice de pe teritoriul ţării noastre. Vom sublinia însa faptul că acestea există şi ne vom rezuma a da câteva exemple semnificative:

a) Provincia banatitică (sfârşitul Cretacicului) este prezentă în Banat, M-ţii Poiana Ruscă şi M-ţii Apuseni, fiind asociată orogenezei laramice. Ea este formată din corpuri hipabisale. La Poieni (M-ţii Apuseni) a fost descrisă pentru prima oară în lume roca DACIT. El aparţine acestei provincii predominant granodioritică, cu frecvente fenomene de contact.

b) Provincia neogenă cuprinde toate corpurile vulcanice şi hipabisale de vârstă neogenă din Carpaţi (ex. Lanţul vulcanic din Carpaţii Orientali - Oaş-Gutîi-Ţibleş, Călimani-Gurghiu-Harghita).

3.4.1. FORMELE DE ZĂCĂMÂNT ALE CORPURILOR MAGMATICE

Pentru acest lucru se utilizează 2 noţiuni: corp petrografic şi corp magmatic. Nu există o similitudine între corpul petrografic magmatic şi corpul magmatic.

Corpul magmatic = spaţiul geologic ocupat de magmă;Corpul petrografic = spaţiul geologic ocupat de un anumit tip

petrografic de origine magmatică. Nu există de asemenea o congruenţă din punct de vedere al formelor de zăcământ.

Copul petrografic poate să aibă:- suprafeţe de discontinuitate interne: - plane (de fisuri); - sferice.

46

Suprafeţele de discontinuitate internă, plane, sunt de origine endogenetică şi sunt reprezentate prin fisuri de răcire sau fisuri tectonice. Prin fisurare se obţin subcorpuri, uneori cu forme regulate (fig. 35 - planşa X):

- coloane; - cilindrii; - elipsoizi; - cuburi.Corpurile de roci magmatice sunt de fapt corpuri magmatice,

deoarece ele moştenesc forma şi dimensiunile corpurilor de magmă din care au provenit. După adâncimea la care s-au format, corpurile magmatice se clasifică în:

1. PLUTONICE (abisale) = formate la mare adâncime: ex. batholit.2. PLUTONICE HIPABISALE = formate la mică adâncime: ex.

lacolit, filon, dyck, sill.3. VULCANICE = formate la suprafaţă: ex. pânza de lave, neckul

(stâlp vulcanic - fig. 5 - planşa II). Aparatul vulcanic (vulcanul) este un corp magmatic heterogen, adesea compus din numeroase corpuri omogene, formate nu numai din lave, ci şi din magme hipoabisale. Prin mişcări tectonice şi procese de eroziune, numeroase corpuri au ajuns la suprafaţă, putând fi studiate uşor. Altele sunt studiate prin foraje sau metode geofizice indirecte.

ex. granitul de Pricopan, granitul de Cerna, gabbroul de Iuţi, bazaltul de Racoş, andezitul de Igniş (cu diferite vârste geologice).

3.5. ASOCIAŢII NATURALE DE ROCI MAGMATICE

Asociaţia naturală este totalitatea rocilor magmatice din aceeaşi provincie şi se presupune că ele sunt consangvine, adică derivă din aceeaşi sursă. Prin sursă comună se înţelege fie acelaşi protolit magmatogen, fie acelaşi corp magmatic din care au derivat, prin diferenţiere sau asimilare, toate celelalte roci ale provinciei.

La nivelul globului terestru, provinciile magmatice pot fi amplasate astfel:

provincii situate la marginea plăcilor; provincii situate la interiorul plăcilor.Primele pot fi situate atât la marginile divergente, cât şi la marginile

convergente. Cele de a doua categorie, sunt amplasate atât pe plăci oceanice, cât şi pe plăci continentale, fiind corelate cu aşa zisele „zone fierbinţi”.

3.5.1. ASOCIAŢIILE DE ROCI DIN REGIUNILE DE DIVERGENŢĂ ALE PLĂCILOR

47

În regiunile de rift oceanic asociaţiile de roci care iau naştere sunt esenţialmente bazaltice, cu o participare modestă a diferenţiatelor cu un caracter acid şi intermediar.

Pe baza compoziţiei mineralogice normate CIPW, tipurile de bazalte pot fi sistematizate în:

a) bazalt cu cuarţ şi hypersten, numite şi tholeite;b) bazalt cu hypersten şi olivină, respectiv bazalte propriu zise;c) bazalt cu olivină, numite şi oceanite;d) bazalt cu nefelin, numite şi bazalte alcaline.De reţinut că aceasta este o clasificare chimică şi că atât cuarţul cât

şi nefelinul sunt minerale normative, nu neapîrat reale.

3.5.1.1. REGIUNILE DE EXPASIUNE DIN DOMENIULOCEANIC

Aici sunt eliberate magme bazice tholeitice. În rifturile active sunt cunoscute şi magme cu un caracter alcalin. Natura tholeitică arată că aceste magme au fost generate la adâncimi reduse în manta. Totalitatea rocilor bazaltice şi a rocilor peridotitice formează asociaţiile ofiolitice.

Ofiolitul este o asociaţie de roci cu un caracter bazic şi ultrabazic, de natură efuzivă şi intrusivă. Rocile care se asociază sunt:

- peridotite, în diferite stadii de serpentinizare;- gabbrouri cu diopsid sau cu ortopiroxen (=gabrouri noritice);- bazalte, mai mult sau mai puţin transformate; cele cu grad avansat

de transformare subsolidus, au fost descrise ca „spilite”;De cele mai multe ori, acestora li se adaugă o pătura de roci

sedimentare argiloase şi silicioase, de mare adâncime. Caracterul chimic general este parţial ultrabazic şi bazic, tholeitic (fig. 37 - planşa XI).

Asociaţiile ofiolitice se găsesc în afara oceanelor, respectiv în zonele orogenice, unde se află în poziţii alohtone.Un exemplu concludent este complexul ofiolitic din Cipru (Mv.Trodos), Grecia continentală (Vourinos); regiunile orogene mezozoice din America de Nord şi partea vestică a Pacificului.

Alcătuirea şi structura asociaţiilor ofiolitice se dovedesc asemănătoare cu cele ale litosferei oceanice actuale. De aici afirmaţia că asociaţiile ofiolitice reprezintă fragmente vechi de cruste oceanice, scoase la zi prin procesele de cutare, care le-au afectat pe acestea, în ultimele momente ale coliziunii şi închiderii bazinelor oceanice. În istoria lor se pot distinge (fig. 38 - planşa XII):

a) momentul consolidării magmelor (apariţia rocilor) în cadrul riftului suboceanic şi în imediata lui vecinătate;

b) etapa când aceste roci au constituit parte din crusta oceanica şi s-au deplasat lateral datorită expansiunii fundului oceanic;

c) momentul exondării lor prin procese tectonice.

48

În acest context, o parte din rocile care constituie fundurile oceanice vor deveni asociaţii ofiolitice în momentul închiderii bazinelor oceanice în care se găsesc.

Asociaţiile ofiolitice pot deveni interesante prin apariţia unor concentraţii de minerale utile generate prin diferenţiere gravitaţională în partea inferioară sau ca urmare a circulaţiei de soluţii hidrotermale în litosfera oceanică (de regulă în partea superioară a coloanei).

În România ele apar în sudul şi estul M-ţilor Apuseni (M-ţii Mureşului, Trascău). Ele nu au extremitatea inferioară şi superioară a coloanei.

Asociaţia peridotit - serpentiniticăAceastă asociaţie este alcatuită din dunite şi peridotite, majoritatea

serpentinizate. Ea apare în aceleaşi condiţii ca asociaţiile ofiolitice, fiind interpretată ca extremitatea inferioară a unei asociaţii ofiolitice, posibil chiar fragmente din mantaua superioară.

ex. M-ţii Alpi, Dinari, Urali, Appalaşi.Aceste asociaţii sunt uneori interesante pentru cromit, magnetit,

platină.

Asociaţia spiliticăSpilitele sunt roci bazice efuzive caracterizate prin asociaţia albit -

oligoclaz + clorit + calcit. Ele sunt în fond bazalte cu albit, prin urmare bazalte albitizate.

3.5.1.2. REGIUNILE DE EXPANSIUNE DIN DOMENIUL CONTINENTAL

În mod paradoxal sunt mai puţin cunoscute decât cele din domeniul oceanic. Procesele de expansiune sunt rămase într-un stadiu incipient, încă departe de etapa de instalare a unui regim propriu-zis de expansiune. Practic, ne aflăm în situaţia unor procese de fracturare a litosferei şi numai în puţine cazuri de formare de litosferă nouă (expansiune ss.).

Regiunea care conferă cel mai bine aceste lucruri, este riftul est-african. Asociaţiile de roci născute în astfel de zone apar în două situaţii:

1.asociaţii de roci apărute acolo unde s-a produs fracturarea litosferei şi s-au format cel mult mari fose;

2. asociaţii de roci apărute în regiunile unde s-a format litosferă nouă.Cele două situaţii se deosebesc din punct de vedere al manifestărilor

vulcanice precum şi al produselor.Asociaţiile din fose au un caracter alcalin, puternic alcalin şi au luat

naştere prin activitate de tip central, în timp ce asociaţiile de roci din

49

litosfera nouă au căpătat un caracter tholeitic şi au luat naştere prin activitatea de tip fisural.

Asociaţiile de roci bazice alcaline din fosele continentaleModelul pentru aceste asociaţii îl reprezintă Riftul Est African.Caracterul chimic este alcalin şi extrem de alcalin în care domină roci

mafice. Nu sunt excluse roci neutre şi chiar acide. Rocile sunt de natură vulcanică. Vulcanismul este de tip central şi mixt, rocile cuprinzând întreaga gamă de la bazalt la riolit. Distribuţia rocilor este controlată de tectonică. Fosele au luat naştere după faza bazaltelor de platou (fisurare) şi îndepărtarea celor doua blocuri. În fapt, riftul Est African, este dezvoltat pe o direcţia N-S. El reprezintă un mare sistem de dizlocaţii însoţite de prăbuşiri ale litosferei, care au dus la formarea de fose cu lărgimi de 8 - 10 km. Riftul are o lungime de aproximativ 5000 km şi se continuă în Nord până în Siria (Asia Mica).

Asociaţia bazaltelor de platouAceastă asociaţie este caracteristică zonelor unde procesul de

expansiune a atins, probabil, stadii mai avansate. Un model în acest sens îl constituie Islanda. Aici, asociaţia de roci este alcatuită numai din bazalte şi foarte rar roci andezitice. Caracterul chimic este tholeitic şi foarte rar alcalin. Procesul de diferenţiere pare să fi fost absent.

Rocile formează stive groase. În extremitatea inferioară apar dyck-uri tot cu un caracter bazaltic. Între curgerile de lave se găsesc soluri şi depozite cu un caracter lacustru (prin urmare punerea în loc s-a făcut subaerian). Stivele de curgeri determină forme morfologice de platou (fig. 39 - planşa XII).

Asociaţiile bazaltelor de platou sunt interpretate ca fiind generate prin vulcanism fisural, în regiuni unde litosfera a fost fisurată în întregime, permiţând ascensiunea magmelor din manta. Acolo unde nu a avut loc o ascensiune, curgerile de bazalte s-au păstrat integral până astăzi. Acolo unde cele două blocuri continentale au început să se îndepărteze, a apărut o depresiune (rift) care a fost inundată de ocean. Platoul de bazalte (β) iniţial a fost dizlocat, remaniat, bazaltele devenind coaste ale noului bazin (ex. Coastele Est şi Vest ale Groelandei şi Islanda).

Nu sunt cunoscute concentraţii de minerale. În Romania nu exista astfel de asociaţii de roci.

3.5.2. ASOCIAŢII DE ROCI DIN REGIUNILE DE SUBDUCŢIE ŞI COLIZIUNE A PLĂCILOR

În aceste zone iau naştere magme nealcaline. Manifestările au loc atât la suprafaţă (regiuni vulcanice cu asociaţii andezitice) cât şi în profunzime (asociaţii de roci granitice). Manifestările andezitice apar atunci

50

când plăcile care seafundă sunt alcătuite din crustă oceanică. Manifestările granitice apar în prezenţa blocurilor continentale, aflate în procesul de subducţie.

Între cele două aspecte, de suprafaţă (manifestări andezitice) şi de profunzime (manifestări granitice) există o diferenţă de timp: fenomenele intrusive sunt mai timpurii şi deci, funcţie de desfăşurarea orogenezei, sunt considerate sinorogene; cele extrusive sunt mai târzii şi prin urmare sunt considerate ca subsecvente (tardeorogene) faţă de orogeneză. Nu se exclude posibilitatea ca cele două manifestări să aibă loc în momente sensibil apropiate, sau chiar în cadrul aceleaşi etape, deci simultan.

1. Asociaţia andeziticăEa este constituită din roci vulcanice (andezite, dacite, riolite, trahite,

bazalte) atât ca roci masive, cât şi ca roci fragmentare (piroclastite). Aceste manifestări vulcanice pot fi însoţite de manifestări hipabisale (corespondente celor vulcanice - ex. dioritul microgranular). Rocile sunt rezultatul unei activităţi vulcanice tip central cu un caracter mixt. Apariţia lor se face sub formă de pânza de lavă, neck, dyck, lacolit, strat (de piroclastite). Asociaţia apare întotdeauna cu un caracter alcalin, în cea mai mare parte a cazurilor calco-alcalin.

Asociaţiile andezitice apar în litosferă în moduri variate, controlate de vârsta lor şi prin urmare de eroziunea cărora le-au fost supuse. Manifestările tinere (terţiare) şi recente-actuale, constituie regiuni cu o dezvoltare liniara (L = sute de Km, l = zeci de Km - fig.40 - planşa XIII), paralele cu lanţurile de munţi de cutare (regiunile orogene) sau cu zonele de subducţie active. În cazul formaţiunilor mai vechi, eroziunea a putut îndepărta pânzele de lave, stratele de piroclastite, scoţând la zi roci hipoabisale, care nu au decât o dezvoltare punctuală (fig.40 - planşa XIII).

Rocile andezitice sunt foarte sensibile la factori exogeni şi endogeni. De aceea, procesele de alterare şi metamorfism sunt foarte frecvente şi cu atât mai pregnante, cu cât formaţiunile sunt mai vechi. De aici, diferenţierea care se face între manifestările terţiare (noi) - neovulcanite şi preterţiare (vechi) - paleovulcanite (corespondentele porfir cuarţifer - riolit, porfirit - andezinit, melafir - bazalt, diabaz - dolerit).

Asociaţiile andezitice apar de cele mai multe ori pe un fundament (litosferă) continental şi foarte rar fundament oceanic (lanţuri de insule cu un caracter tholeitic). Cele două cazuri reprezintă situaţia afundării unei plăci oceanice sub alta sau sub una continentală - vestul oceanului Pacific (fig.41 - planşa XIII).

Prin urmare, magmele care au generat asociaţiile andezitice s-au format prin topirea crustelor oceanice (compoziţie bazică + sedimente) rezultând o topitură cu un caracter intermediar.

51

În cadrul asociaţiilor andezinitice, se constată numeroase variaţii petrografice şi chimice, de la o regiune la alta şi chiar în cadrul aceleaşi regiuni. Acest lucru se poate explica satisfăcător prin:

- variaţia largă a sedimentelor în diverse zone ale plăcii;- grosimea şi natura crustei de magmă în ascensiune;- viteza de afundare a crustei;- adâncimea de topire a crustei subduse.Principalele lanţuri andezitice, actuale şi recente se găsesc în

imediata apropiere a zonelor de subducţie active. Iată câteva exemple: regiunea circumpacifică,vestul Oceanului Indian etc..

Lanţuri andezitice (Neogene, Paleogene) se găsesc şi în regiunile cu evoluţie practic încheiată (lipirea blocurilor continentale), cum ar fi Lanţul Carpatic, Munţii Caucaz, vestul lanţului Himalaian. Asociaţiile mai vechi sunt mult mai rare şi mai puţin semnificative.

Conform teoriei tectonicii în plăci, existenţa unui lanţ vulcanic andezitic presupune, în mod logic existenţa în imediata apropiere a unei margini de placă sub care s-a produs afundarea unei cruste oceanice.

Din punct de vedere al substanţelor minerale utile, apar: filoane şi impregnaţii de oxizi, sulfuri simple şi complexe, aur, argint împreună cu gangă de cuarţ, calcit, sulfaţi.

În România, cel mai elocvent exemplu îl constituie lanţul vulcanic din Carpaţii Orientali care cuprinde M-ţii Oaş, Gutâi, Ţibleş, Bârgău, Călimani, Gurghiu, Harghita, cât şi zona munţilor Apuseni (Metaliferi).

2. Asociaţiile granitice sunt cele mai răspândite asociaţii ale magmatismului plutonic sau hipabisal. Acestea sunt caracterizate prin:

a) din punct de vedere petrografic, predomină granitele la care se mai adaugă toate celelalte specii petrografice de mare adâncime şi anume granodiorite, diorite, tonalite, monzonite, gabbrouri, sienite;

b) caracterul chimic este fie nealcalin, fie totdeauna calco-alcalin şi este asemănător cu cel al asociaţiilor andezitice;

c) asociaţiile granitice apar în zone orogene de vârstă diferită. Prezenţa la suprafaţă se datoreşte fenomenului de eroziune (zonele orogene vechi). În zonele foarte tinere, probabil nu au fost scoase încă la zi. Ele constituie zone alungite, paralele cu lanţurile de munţi de cutare (de cele mai multe ori în regiunile formaţiunilor metamorfice, dar adesea şi în formaţiuni sedimentare). Lungimea este mai mare de 1000 Km, iar lăţimea mai mare de 100 Km. Atunci când apar în cadrul scuturilor sau platformelor, asociaţiile granitice reprezintă fragmente din regiuni orogene mai vechi, prinse în cadrul blocurilor continentale, prin sudarea sau coliziunea a două plăci;

d) forma de zăcământ tipică pentru asociaţiile granitice este batholitul (simplu sau compus din numeroase corpuri puse în loc în momente diferite,

52

dar sudate între ele). Asociaţiile granitice mai de suprafaţă apar sub formă de lacolite;

e) studiul sistemelor de fisuri de contracţie este o chestiune de mare interes pentru asociaţiile de granite. În timpul răcirii maselor de magme, iau naştere două sisteme de fisuri:

- unul paralel cu suprafaţa de pierdere a căldurii constituit din plane paralele între ele, care determină o descuamare, cojire a corpului;

- unul “radiar”, constituit din plane perpendiculare pe acesta. Ambele sisteme sunt dezvoltate în partea periferică a corpurilor.

Studiul fisurilor îngăduie înţelegerea formei corpului de rocă precum şi a dezvoltării lui în profunzime.

f) Compoziţia mineralogică. În ciuda unei alcătuiri simple (Q,A,P + M), granitele se pot prezenta sub diverse aspecte mineralogice. Compoziţia mineralogică dezvăluie de fapt, aspecte particulare ale procesului de consolidare.

Semnificaţie genetică au în mod special prezenţa microclinului sau ortozei, dezamestecurilor pertitice, concreşterilor grafice, albitului, mineralelor mafice (Bi, Ho). La acestea se adaugă varietăţile structurale, macro- şi microgranulare, pertitice, porfirice, mirmechitice.

Asociaţiile granitice sunt foarte răspândite pe suprafaţa scoarţei terestre. Ele apar în lanţurile orogene de toate vârstele: regiunea circumpacifică şi lanţul alpino-himalaian.

ex.: Masivul Arran (Scoţia) - sub formă de stock (fig. 42 - planşa XIV);

ex. : Batholitul din M-ţii Sierra Nevada; M-ţii Cascadelor (S.U.A.).Ambele tipuri de granite sunt generate de aceeaşi magmă. Granitul

microgranular constituie o intruziune ulterioară;g) asociaţii granitice care au luat naştere prin consolidarea

intracrustală a magmelor generate prin subducţie. Ele pot fi privite, deci, ca un corespondent al asociaţiilor andezitice, în adâncime. După timpul de punere în loc se disting: asociaţii granitice pre-, sin- şi tardeorogene. Pe lângă asociaţiile granitice cu geneză magmatică, se acceptă astăzi şi granite provenite prin procese metamorfice de temperatură scăzută;

h) sunt cunoscute substanţe minerale utile cu un caracter filonian, de temperatură mare (pneumatolitice - casiterit) cât şi de temperatură mică (hidrotermal). În România ele apar în vestul Carpaţilor Meridionali, M-ţii Apuseni - asociaţii granitice foarte vechi. Există şi asociaţii granitice din ciclul alpin (mai noi), cu arie de răspândire mai redusă.

3.5.3. ASOCIAŢII DE ROCI GENERATE DE ZONE FIERBINŢI

Principalul model este partea centrală a Bazinului Pacific şi este reprezentat de cele trei şiruri de insule şi munţi vulcanici submarini care au centre de activitate actuală în Hawai, Sala y Gomez şi Mc Donald

53

(submarin). Pe lângă aceste puncte fierbinţi din litosfera oceanică, mai există puncte fierbinşi şi în litosfera continentala.

3.5.3.1. ASOCIAŢII NĂSCUTE PE LITOSFERA OCEANICĂ

Cea mai renumită este zona oceanului Pacific. Asociaţia este prin esenţă bazaltică. Roca de baza este un bazalt olivină. Din magma corespunzătoare acesteia au existat trei tendinţe de diferenţiere:

- îmbogaţire în minerale mafice, rezultând bazalte cu olivine:- oceanite (foarte bogate în olivine);- ankaramite (foarte bogate în augit);

- îmbogăţire în SiO2 - andezite, trahite;- îmbogăţire în alcalii: tefrite (bazalte cu nefelin) fonolite dolerite.Rocile au fost puse în loc prin aparate de tip central. Ele constituie

serii tholeitice consolidate din magme a căror provenienţă este în manta. Iată câteva exemple:

Oc. Atlantic: insulele Sf. Elena, Tristan de Cunha, Ascension, Gough, Bouvet - sunt produse ale punctelor fierbinţi care se găsesc chiar pe traseul riftului. Ele sunt alcătuite din toată seria de roci bazice la acide, bogate în nefelin şi leucit.

Islanda - pe lângă produsele tholeitice ale riftului, apar şi roci alcaline generate de un vulcanism de tip central, încă activ. Zona fierbinte se găseşte chiar pe rift.

Două exemple de roci mai vechi se găsesc în bazinul oceanic Indian: cordiliera Ninetyeast (munţii vulcanici submarini de natură bazaltică) şi lanţul de munţi submarini şi insulele vulcanice Chango-Laccadive cu un caracter bazaltic.

3.5.3.2. PRODUSE ALE ZONEI FIERBINŢI DIN CADRUL LITOSFEREI CONTINENTALE

Modelul este reprezentat de seria bazalte-andezite-dacite cu un cracter calco-alcalin din regiunea Parcului National Yellowstone (vestul S.U.A.). Această categorie de roci face parte din punctele fierbinţi care se deplasează odată cu placa litosferică. Aici, în acest parc, activitatea vulcanică s-a incheiat, dar există o intensă activitate postvulcanică.

Se cunosc şi zone unde vulcanismul este încă activ. Un exemplu îl constituie Insulele Canare, Insulele Capului Verde, (bazalte, trahite, fonolite). Un alt exemplu îl constituie platoul Deccan (India) unde se găsesc bazalte olivine, depuse în condiţii subaeriene care constituie o stivă de circa 2000 m grosime. În interiorul acestor plăci se găsesc resturi de mici aparate de tip central. Acest platou este considerat ca fiind rezultatul punctelor fierbinţi care au generat şi insulele Chagos-Laccadive (în momentul când India a trecut pe deasupra acestui punct).

54

În Europa, între valea Rinului şi valea Oderului există un şir de corpuri de roci extrusive şi intrusive, de dimensiuni mici cu roci de tipul bazaltelor plagioclazice, cu nefelin, melilit, cu olivină şi tefrite, bazanite, fonolite, nefelinite. Se presupune existenţa unei zone fierbinţi în regiunea văii Rinului.

În Africa există zona Bazinului Ciad, predominant bazaltic şi de asemenea Tibesti în Asia etc..

3.5.4. ASOCIAŢII DE ROCI MAGMATICE CU POZIŢIETECTOSTRUCTURALĂ NECLARIFICATĂ

Există situaţii în care modelul tectonicii globale nu corespunde, condiţiile tectostructurale neputând fi precizate. Pentru aceste situaţii, se poate presupune că:

- există o cunoaştere incompletă asupra acestora;- ele au luat naştere în alte condiţii decât cele cerute de tectonică

globală (acest lucru este perfect posibil pentru că este vorba de asociaţii de vârstă cambriană).

1. Asociaţii gabbroice stratificate:a. Din punct de vedere petrografic ele sunt alcătuite din gabbrouri,

norite la care se adaugă peridotite, harzburgite, anortozite, diorite, formând pături orizontale care dau aspectul de statificaţie, în cadrul unor lopolite de mari dimensiuni. Succesiunea rocilor este în esenţă peridotit - gabbrou + anortozit - gabbrou granofiric. Ele au luat naştere în urma unor procese de diferenţiere - cu acumulare gravitaţională şi prin flotare a cristalelor - într-o magmă bazică cu un caracter tholeitic. Aceste procese au dus la formarea unor strate compacte de magnetit, illmenit, cromit. Ele se găsesc în formaţiuni foarte vechi, din scuturi.

b. Corpul de la Buschweld (Africa de Sud). Se găseste în formaţiuni metamorfice ale cratonului Kaapvaal. El constituie un mare lopolit – 450/250 Km (fig.43 - planşa XIV), în baza căruia au fost detectate canale de alimentare, prin care magma era injectată. Stratificatia este evidentă, atât la nivel petrografic cât şi mineralogic, chimic. El cuprinde 5 orizonturi principale în care există 10 nivele de magnetit compact. Asociaţia are un caracter tholeitic. În acest caz este vorba de un magnetism intraplaca.

c. Corpul de la Muscox (Scutul Canadian - fig.44 - planşa XIV). Acest corp este tot un lopolit care aflorează pe 100/10 Km. El este prezent sub un acoperiş de formaţiuni mai recente. Asociaţia petrografică este reprezentată de gabbrouri, peridotite, dunite, piroxenite, picrite (300-400 m grosime, însumând în total circa 2000 m în zona cu dezvoltare maximă). În acestea se găsesc numeroase nivele de magnetit, cromit, illmenit. Ea este

55

intrusă în gnaise şi granite mai vechi. Asociaţia are un caracter tholeitic şi reprezintă un magnetism intraplacă.

d. Corpul de la Skaergaard (Groelanda - fig.45 - planşa XV). Vârsta sa este eocenă. Magma a traversat fundamentul cristalin şi sedimentele cretacice. Ulterior punerii în loc au fost intruse numeroase dyck-uri de roci bazice. Structura sa stratificată a luat naştere prin cristalizare fracţionată, urmată de acumularea pe cale gravitaţională şi prin intermediul curenţilor de convecţie. În România nu există astfel de asociaţii.

2. Asociaţiile de sienite cu nefelinDin punct de vedere petrografic, ele cuprind sienite nefelinice în

foarte multe tipuri mineralogice şi structurale (ijolite, nefelinite, foiaite). Magmele au avut un caracter alcalin, puternic sodic. Foarte caracteristic este aspectul inelar al ariei de aflorare (se pot distinge uneori 10 inele concentrice). O asemenea formă de aflorare corespunde unor forme de zăcământ de tipul dyck-uri inelare, pânze conice. Ele apar în Scuturile Scandinav, Siberian, S-W African, Brazilian.

Masivul Hibin (Peninsula Kola) este constituit din 10 inele - sienite, foiaite) care prezintă concentraţii de “pământuri rare”. Alte corpuri asemănătoare: Ivigtut (Groelanda) şi Grabenul Oslo. Magmele acestor asociaţii provin din manta, magmatismul specific fiind cel de interplacă.

Masivul Ditrău este situat în Carpaţii Orientali, fiind constituit din sienite cu nefelin, granite alcalino-feldspatice, roci foiaitice, essexite, foide. Condiţiile de formare şi chiar petrografia sunt încă în discuţie, sau dacă vreţi, incerte.

3. Asociatiile anortozitice (roci alcătuite din feldspaţi plagioclazi). Pe lângă acestea mai pot apare gabbrouri. Ele sunt corpuri de dimensiuni mici, cu vârste foarte mari, intruse în formaţiunile metamorfice ale scuturilor precambriene. Anortozitele şi gabbrourile formează magme bazice cu acumulare gravitaţională şi flotare a cristalelor. Magmele provin din manta şi au un caracter tholeitic. De ele nu sunt legate substanţe minerale utile.

ex. Adirondack, Nain, Nichikaman - Scutul Canadian; Groenlanda de SV.

4. Asociaţii de carbonatite şi roci mafice alcalineCarbonatite = roci alcătuite numai din carbonaţi (CaCO3, dolomit,

ankerit).ex. vulcanii din Marele Rift Est African. Acestea au produs lave

constituite din Na2CO3. Alături de carbonaţi, se mai asociază sienite nefelinice, piroxenite care constituie partea cea mai mare a corpurilor. Ele apar în scuturi precambriane şi au diametre mici. Au o structură inelară foarte slab exprimată. Magmele provin din manta şi au un caracter alcalin. Au sau nu “pamânturi rare”.

56

ex. Alno (Suedia), Magnet-Cave (SUA), vulcanul Oldainyo Lengai (Africa de Est).

5. Asociaţii ignimbriticeIgnimbrite = roci vulcanice fragmentare, coerente sau necoerente

care au luat naştere prin emisiunea fisurală a unor lave extrem de bogate în componenţi gazosi. Bulele erau aşa de numeroase, încât ajungeau să formeze un “fond” în care materia magmatică apărea numai ca particule de mici dimensiuni. Astfel de magme erau nişte emulsii, “spume”. După depunerea pe sol, particulele din partea superioară a păturii formate se aplatizau şi se sudau între ele datorită greutăţii părţii superioare a acesteia. Roca formată era coerentă, cu particulele de sticlă aplatizate. Fiecare emisiune, dădea naştere la astfel de secvenţe. Cantitatea mare de materie emisă făcea ca relieful iniţial să fie “îngropat” şi să ia naştere forme morfologice de platou (fig.46 - planşa XV).

Astfel de asociaţii au fost descrise în regiuni cu vulcanism vechi şi nou. Poziţia lor tectono-structurală nu este cunoscută. Nu există substanţe minerale utile. În România, zona munţilor Vlădeasa (M-ţii Apuseni) este un exemplu elocvent.

6. Asociaţii lamprofirice:Lamprofire = roci închise la culoare, formate predominant din

feldspaţi (feldspaţi alcalini şi plagioclazi) şi subordonat mafice. Ele se prezintă în majoritatea cazurilor alterate. Aceste asociaţii apar numai în dyck-uri şi filoane de dimensiuni mici, pe un fond de roci metamorfice. Ele iau naştere din magme formate în manta. În România, zona cristalino-mezozoica a Carpaţilor Orientali şi Meridionali este recunoscută pentru asemenea fenomene.

CAPITOLUL 4

4. PROCESE ŞI ROCI SEDIMENTARE57

Formaţiunile sedimentare reprezintă, la suprafaţa scoarţei terestre, principalele produse ale proceselor exogene şi acoperă 75 % din suprafaţa ei. Ele se asociază în complexe litologice specifice unităţilor tectonostructurale cu fundament activ sau cratonizat – zone de fosă, platforme, bazine intracontinentale. Atât în bazinele marine şi oceanice cât şi în ariile continentale, rocile sedimentare formează o cuvertură discontinuă care repauzează peste cuvertura oceanică şi, respectiv, continentală.

Sunt numite “sedimentare“ toate acele roci care s-au format la suprafaţa litosferei în “condiţii exogene“, adică în acele condiţii fizico-chimice specifice suprafeţei litosferei, prin intermediul cel puţin a unuia din cele şase procese, considerate a fi “procese petrogenetice exogene“:

1. degradarea rocilor preexistente, având ca efect apariţia produselor de degradare;

2. transportul produselor de degradare;3. sedimentarea produselor transportate, având ca finalitate formarea

“depozitelor sedimentare“ în sens restrâns;4. precipitarea din soluţii apoase;5. acumularea şi conservarea materiei organice;6. diageneza (litificarea) depozitelor sedimentare (Şeclaman et

al.,1999).În timpul formării unora dintre rocile sedimentare au acţionat toate

categoriile de procese enumerate mai sus. Totuşi, sunt şi roci sedimentare care s-au format direct din produsele de dezagregare, chiar pe locul de formare (în situ), evitându-se transportul şi sedimentarea propriu-zisă (adică depunerea gravitaţionala a unei fracţiuni mai dense dintr-o anumită suspensie lichidă sau gazoasă). Există, de asemenea, roci care, deşi s-au format într-un “bazin sedimentar“, nu sunt efectul unei sedimentări propriu-zise. Pentru exemplificare, calcarele recifale formate prin precipitare biochimică şi nu prin sedimentare gravitaţională. De aceea, în “clasa rocilor sedimentare “intră multe roci apărute în condiţii exogene, indiferent de faptul că sedimentarea gravitaţională a fost sau nu implicată” (Şeclaman et al., 1999).

4.1. PROCESE SEDIMENTOGENE

Aceste procese se desfăşoară la suprafaţa litosferei sau în imediata ei vecinătate, atât în ariile continentale cât şi în cele marin-oceanice, fiind determinate de factori de suprafaţă şi exteriori globului terestru. Spaţiul în care au loc asemenea fenomene, constituie domeniul sedimentar, iar rezultatele lor constituie produsele sedimentare.

a) Factorii care determină şi controlează procesele petrogenetice sedimentare sunt:

58

Apa, îndeosebi apa în mişcare care, pe cale mecanică (dezagregare) şi chimică (alterare) determină distrugerea rocilor preexistente, rezultând materia din care iau naştere rocile sedimentare. Urmează transportul în suspensie ori în soluţie (mediul de acumulare a rocilor sedimentare).Iniţial, inainte de formarea rocilor sedimentare propriu-zise, are loc depunerea unor sedimente, într-un bazin de sedimentare (fie el oceanic, marin sau lacustru). Aceste sedimente îmbracă aspecte diverse, funcţie de gradul de alterare şi dezagregare al rocilor preexistente, distanţa de transport, mediul de transport, condiţiile chimice (Eh-ul, pH-ul apei) ale bazinului de sedimentare, factorii termodinamici etc.. Practic, sedimentul reprezintă acumulările recente, încă neseparate de mediul de depunere şi necoezive, în opoziţie cu rocile sedimentare, care sunt de regulă compacte şi coezive. Acestea din urmă sunt separate de mediul de depunere prin acoperirea de pături noi de sedimente.

Aerul, prin constituenţii săi, O2 şi CO2, contribuie la distrugerea rocilor preexistente şi reprezintă la rândul său un factor de transport şi mediu de acumulare pentru materia respectivă.

Temperatura prin variaţiile diurne şi sezoniere, determină distrugerea rocilor preexistente, în urma mecanismelor de dilatare-contractare şi umezire-uscare (+580 C la umbră; -880 C, în zonele cele mai reci).

Presiunea în atmosfera - determină mişcarea maselor de aer, şi prin urmare, pe aceea a particulelor. Presiunea hidrostatică, controlează procesele mecanice şi chimice din apele bazinelor lacustre şi marine. Tot ea, adică presiunea litostatică determină compactizarea şi deshidratarea sedimentelor.

Factorul biotic , deşi a intervenit mai târziu, acţiunea sa s-a manifestat în forme foarte variate. Efectele au fost dominant constructive.

Gravitaţia determină şi controlează cea mai mare parte a proceselor de transport a materialului sedimentar.

b) Materia care constituie rocile sedimentare este reprezentată (cu excepţia depozitelor de precipitaţie), prin fragmente şi elemente chimice provenite din roci preexistente.

c) Spaţiul de sedimentare (respectiv domeniul de sedimentare) este reprezentat de întreaga suprafaţă a globului. Se pot distinge, sub raportul factorilor morfologici şi climatici, următoarele domenii de sedimentare:

- domenii continentale care pot fi aeriene, subnivale, subacvatice (fluviatil, lacustru, paludal = mlaştini);

- domenii marin-oceanice care cuprind: a. bazinul oceanic propriu-zis (ariile câmpiilor abisale şi cele corespunzând rifturilor); b. bazinul marginilor continentale:

- domeniul litoral (de coastă);- domeniul de şelf (platformă continentală submersă);- domeniul de taluz (povârnişul continental);

59

- domeniul de tranziţie se caracterizează prin proprietăţi ale domeniilor anterioare, care se întrepătrund. Aici se pot separa:

- domenii deltaice;- domenii lagunare;

- domeniul limanelor; - domeniul estuarelor; - domeniul fiordurilor.

Pentru fiecare din aceste domenii, procesele sedimentogene sunt specifice, atât în ceea ce priveşte formarea tipului de rocă cât şi al formaţiunilor sedimentare.

În ansamblul proceselor care conduc la formarea rocilor sedimentare se pot deosebi:

a) procese depoziţionale care determină acumularea materiei şi naşterea sedimentelor;

b) procese postdepozitionale care determină transformarea sedimentelor în roci şi prin urmare, transformarea acumulării într-un proces stabil de-a lungul timpului geologic.

Procesele depoziţionale sunt controlate de factori specifici fiecărui domeniu ca şi de factori care acţionează la nivelul globului. În cadrul sedimentelor, deci şi al rocilor, pot fi recunoscute trăsături ca: ciclicitatea manifestării unor factori (diurna sezonieră cu efect asupra climei, nivelul apelor oceanelor etc.) ori disciclitatea, efect al manifestărilor bruşte, momentane, violente (inundaţii, furtuni etc.).

4.1.1. Noţiunea de sediment

Un sediment este un depozit neseparat de mediul în care s-a acumulat şi adesea mobil. Roca sedimentară, este de cele mai multe ori, un depozit consolidat şi separat de mediul în care s-a format.

Atât sedimentele cât şi rocile sedimentare, au un caracter poligenetic (cu alte cuvinte de mai multe geneze). Trăsătura lor comună, o constituie formarea în condiţiile de presiune şi temperatură normală în partea superficială a litosferei. În aceste condiţii, se consideră depozit sedimentar orice material care a luat naştere prin:

- alterarea rocilor preexistente, dezagregarea, fragmentarea;- transportul şi acumularea gravitaţională în bazine de sedimentare;- precipitarea chimică şi biochimică din soluţii naturale;- activitatea organismelor vegetale şi animale capabile să-şi

construiască schelete sau invelişuri protectoare de natura minerală.Toate aceste procese explică marea diversitate a rocilor sedimentare,

reflectată de natura constituenţilor lor, de caracterele structurale şi texturale. În raport cu acele caractere primare ale materialului care le-au generat, rocile sedimentare reflectă şi modificările postdepoziţionale suferite de sedimente în evoluţia lor la suprafaţa scoarţei terestre.

60

Cauzele care determină formarea materialului care va intra în constituţia sedimentelor şi rocilor sedimentare îşi au originea la suprafaţa scoarţei terestre sau în afara ei (sunt de natura exogenă) şi apar în cadrul acţiunii dintre litosfera, hidrosfera, atmosfera şi biosferă. Cu ponderi diferite, procesele care generează materialul sedimentar sunt:

- distrugerea rocilor preexistente (surse ale depozitelor = principalele moduri de formare a depozitelor sedimentare, valabile şi pentru activitatea biotică si vulcanică);

- activitatea biotică; - activitatea vulcanică; - aportul de materiale extraterestre; posibilităţi de contaminare a- activitatea umană. produselor sedimentare

4.2. DEZAGREGAREA ROCILOR COMPACTE ŞI FORMAREA EPICLASTITELOR

În ariile continentale, rocile preexistente – de natură magmatică, metamorfică şi sedimentară - sunt supuse unor modificări continui sub acţiunea, de cele mai multe ori simultană, a unor factori fizico-chimici. Principalul efect al acestor transformări îl reprezintă dezagregarea şi alterarea rocilor.

Materialul sedimentar de la suprafaţa scoarţei este, parţial, o consecinţă a tendinţei de adaptare a mineralelor şi rocilor preexistente la noile condiţii în care se găsesc. Modificarea echilibrelor se realizează de cele mai multe ori prin acţiunea simultană a factorilor fizici şi chimici, care determină procesele exogene din zona superficială a scoarţei şi care au ca efect dezagregarea şi alterarea rocilor preexistente. Cele două fenomene reprezintă şi principala cauză a formării materialului sedimentar.

La suprafaţa scoarţei terestre, o parte din procesele care conduc la formarea de roci sedimentare se află sub controlul direct al energiei solare, al deplasării maselor de apă, aer şi gheaţă, al gravitaţiei terestre etc.. Rocile terestre - magmatice, metamorfice, sedimentare - născute sub un ciclu geologic, ajung sub influenţa directă a atmosferei şi hidrosferei. În acest moment, echilibrul asociaţiilor mineralogice formate în alte condiţii termodinamice se strică. Rocile respective sunt nevoite să se adapteze temperaturii şi presiunii “normale” de la suprafaţa scoarţei. Factorii de natură fizică şi chimică controlează în ariile continentale dezagregarea edificiilor petrografice şi deplasarea lor spre bazinele de sedimentare.

4.2.1. Dezagregarea rocilor preexistente

Dezagregarea este o consecinţă a scăderii coeziunii particulelor minerale, provocată în momentul expunerii rocilor la factorii exogeni. Astfel,

61

presiunile exercitate de mişcarea maselor de apă, aer şi gheaţă cu care acestea vin în contact direct, variaţiile termice ale atmosferei, forţele de cristalizare din soluţiile naturale duc în final la dezagregarea rocilor preexistente. Dezagregarea este un proces complex, condiţionat de natura petrografică a rocilor preexistente, de poziţia lor în raport cu factorii de climă şi relief. Ea are două implicaţii majore:

1) constituie o sursă de material detritic şi intreţine permanent transportul acestuia spre bazinele de sedimentare;

2) măreşte suprafaţa specifică a materialului supus transformării şi permite astfel, desfăşurarea accelerată a proceselor chimice de alterare a rocilor. În continuare vom prezenta pe scurt câteva aspecte legate de acţiunea acestor factori exogeni.

Produsele rezultate în urma dezagregării – blocuri şi grohotişuri la baza pantelor, acumulări de gruss (detritusul din ariile de dezagregare a masivelor granitice) şi particulele nisipoase – se caracterizează prin suprafeţe specifice considerabil mai mari decât suprafaţa de aflorare (apariţie) a rocilor masive. Ele reprezintă în cadrul ciclului sedimentar, fie un material primar, acumulat “în situ“ şi supus în continuare unor modificări chimice, fie un material antrenat de ape şi deplasat spre bazinele de sedimentare. Intensitatea proceselor care generează astfel de produse este controlată de poziţia climatică şi altitudinea zonelor în care aflorează rocile.

Dezagregarea este cu alte cuvinte, procesul prin care rocile coezive (tari) sau cele relativ coezive se descompun în fragmente mai mici, numite claste exogene sau epiclaste (clast = fragment, epi = la suprafaţă). Dimensiunile epiclastelor pot fi extrem de variate şi de aceea ele pot fi împărţite în câteva categorii, cu denumiri specifice:

1. dimensiuni “ruditice” sau “psefitice”, de peste 2 mm;2. dimensiuni “arenitice” sau “psamitice”, cuprinse între 2 mm şi

aproximativ 0,05 mm;3. dimensiuni “siltitice”, “aleuritice” (sau microcristaline), cu

dimensiuni ale clastelor cuprinse între 0,05 mm şi 0,005 mm.Dimensiunile mai mici decât cele siltitice, numite şi dimensiuni pelitice

se obţin, de regulă, prin procese de alterare sau prin precipitaţii din soluţii şi numai în mod excepţional, pot să apară prin dezagregarea rocilor.

Epiclastele cu dimensiuni sub 1 mm sunt formate, de regulă dintr-un singur cristal, adică sunt fragmente monocristaline şi de aceea se mai numesc şi cristaloclaste sau “granoclaste”. Dimensiunile acestora pot fi exprimate şi prin termeni ca "macrocristalin" (adică se pot vedea cu ochiul liber), “microcristalin” (dacă se văd cu lupa sau la microscop) şi “criptocristalin” (dacă nu se văd la microscopul optic, ci doar la cel electronic, mult mai performant). Epiclastele cu dimensiuni de peste 1 mm, sunt de regulă policristaline, iar dacă în aceste fragmente se poate vedea nota specifică structurală şi compoziţională a rocii iniţiale (parentale), atunci se numesc “litoclaste”.

62

Cauzele dezagregării rocilor holocristaline (complet cristalizate) coezive sunt numeroase, dar cele mai eficiente sunt variaţiile termice diurne, relativ rapide. La variaţiile de temperatură, cristalele componente ale rocilor se dilată (sau se contractă) cu amplitudini şi direcţii diferite. Prin urmare apar forţe de forfecare intergranulare care rup coeziunile dintre cristale. Aşa se explică de ce dezagregarea rocilor este foarte activă nu numai la suprafaţa Pamântului, dar şi la suprafaţa Lunii, chiar dacă pe aceasta din urmă nu există nici apă, nici aer şi nici o vieţuitoare (şocurile provocate de apă şi aerul în mişcare, presiunea exercitată de cristalizarea apei în pori, ca urmare a îngheţului, presiunea exercitată de creşterea rădăcinilor de plante etc., sunt alte cauze posibile ale dezagregării, dar de importanţa mai mică – (Şeclăman et al., 1999).

Forţa destructivă a apei şi aerului în mişcare

În ariile continentale, forţa apelor îmbracă două aspecte:- eroziunea fluviatilă;- abraziunea marină.Ambele au o acţiune mai mare în zonele de relief accidentat şi,

respectiv, în zonele cu ţărmuri înalte. Prin urmare, în regiunile cu energie de relief mai mare, procesul este accelerat în rocile cu proprieţăţi anizotrope (fisurate, stratificate, şistoase) şi constituţii poliminerale, în rocile faneritice şi porifirice (granite, gabbrouri, andezite). Acestea se fragmentează mai repede şi mai uşor decât cele aflate în zonele plate, marine, monominerale şi afanitice (cuarţite, bazalte). În aria unui bazin hidrografic pot fi denudate anual, pe fiecare Km2, sute şi mii de tone (ex. Dunarea transporta 100 t /Km2/an; Gange - 1040 t /Km2/an; Mekong - 1200 t /Km2 /an).

Acţiunea distructivă a vântului – coroziunea

Se manifestă în zonele aride şi lipsite de vegetaţie prin intermediul particulelor de nisip pe care curenţii le transportă şi le proiectează în pereţii stâncoşi.

Efectele variaţiei termice din atmosferă

Insolaţia = expunerea rocilor la radiaţiile solare (radiaţii diurne sau sezoniere). Ea contribuie la fragmentarea rocilor în zonele deşertice sau temperate.

Gelivaţia = alternanţa îngheţului sau dezgheţului, este procesul care acţionează drastic în regiunile montane înalte, cu umiditate accentuată. Procesul este mai puţin pregnant în regiunile cu îngheţ permanent. Produsele rezultate prin gelivaţie, formează acumulări de fragmente

63

colţuroase cu diametre dependente de natura petrografică şi structura substratului.

Umezirea şi uscarea influenţeaza starea fizică a rocilor şi duce la apariţia de crăpături şi apoi de descuamări (cojiri, jupuiri sau scorojiri). În perioadele şi zonele cu evaporaţie intensă este stimulată circulaţia ascendentă a soluţiilor prin pori şi formarea eflorescenţelor sau crustelor de săruri. În regiunile cu evaporaţie intensă, influenţe suferă şi rocile compacte, eruptive (ex. dezagregarea construcţiilor din Egipt este intensă în porţiunile îngropate în nisip, unde apa este mai mult în contact cu ele).

Alte aspecte. Extremele termice de la suprafaţa scoarţei (-830C, +580C) supun rocile alcătuite din minerale cu conductibilităţi termice diferite, la incălziri şi răciri separate care slăbesc coeziunea acestora. Dilatarea diferenţiată a mineralelor conduce la apariţia fisurilor şi treptat la descuamarea şi exfolierea învelişurilor superficiale. Materialul astfel dezagregat, se acumulează la baza deschiderilor naturale sub forma unui detritus (el se mai numeşte gruss - în aria masivelor granitice).

Efectele cristalizării soluţiilor . Cristalizarea substanţelor din soluţiile care se găsesc în pori sau care circulă în lungul fisurilor din roci, dezvoltă presiuni considerabile pe pereţii spaţiilor în care se formează şi contribuie la dezagregarea acestora (ea poate creea presiuni cuprinse între 100 şi 1000 atm).

Pentru condiţiile deşertice, presiunile care se dezvoltă în cursul trecerii de la compuşii anhidri la compuşii hidrataţi sunt de asemenea mari:

Na2CO3 .H2O Na2CO3 .7H2O - 15 atmCaSO4 CaSO4 .2H2O - 1100 atm.anhidrit gips

Efectele activităţii organismelor

Activitatea plantelor şi animalelor contribuie la dezagregarea rocilor.ex. Lichenii gelatinoşi distrug suprafaţa substratului (argile, granite) pe

care trăiesc.ex. Rădăcinile arborilor instalaţi deasupra zonelor stâncoase, pătrund

pe fisuri până la adâncimi cuprinse între 5 - 15 m (P = 30 - 50 Kg/cm3). Lărgirea fisurilor favorizează pătrunderea apelor care determină desprinderea blocurilor.

ex. Organismele perforante precum spongierii, echinidele, anelizii, algele albastre, găuresc substratul pe care trăiesc (calcare, gresii, granite) sau îl fragmentează, transformându-l în pulbere. Organismele litofage contribuie de asemenea la perforarea şi măcinarea rocilor.

ex. Viermii (frecvenţa = 50000/acru, produc 18 t/an de material).

4.3. DINAMICA MATERIALULUI SEDIMENTAR

64

FACTORI FIZICO – MECANICI(PROCESE MECANICE)

De la locul său de origine pâna la locul de litificare, materialul sedimentar – cu excepţia depozitelor reziduale – parcurge un drum lung care cuprinde desprinderea de substrat şi deplasarea particulelor clastice prin intermediul factorilor de transport – apă, aer, gheaţă – şi depunerea lor în ariile de sedimentare. În cursul migrării acestor particule se manifestă dorinţa de dispersare pe suprafeţe mai largi decât în aria sursă sau, de contaminare cu material provenit din alte surse.

Deplasarea particulelor clastice dintr-un curent de apă sau aer are caracterul unei acumulări gravitaţionale şi este controlată de greutatea specifica (d1) şi raza particulelor (r), vâscozitatea mediului (c); în cazul apei, cu o densitate (d) mai mare decât a aerului, viteza de cădere a granulelor este dată de relaţia lui Stockes:

v = 2/9 x g x r2 x ( d1 – d ) / c

Deplasarea materialului clastic de la locul său de origine şi depunerea sa într-un bazin de sedimentare conferă acestuia un caracter alogen. Depozitele astfel formate se caracterizează prin stratificaţie şi sunt cunoscute ca sedimente şi roci detritice. Ele sunt specifice domeniilor continentale (unde au evoluat în mediu fluviatil, lacustru, glaciar şi deşertic), domeniilor de tranziţie (mediului deltaic) şi domeniului marin al zonelor de coastă, de şelf, marginilor continentale şi zonelor abisale).

Pentru sedimente şi pentru rocile detritice există caractere de diagnostic, precum:

- diversitatea mineralogică a constituenţilor;- forma particulelor şi dimensiunile lor specifice modului şi

distanţelor de transport;- particularităţile structurii stratelor care sugerează mediile naturale

în care a evoluat materialul;- relaţiile particulare între granule şi liant.

Transportul şi depunerea epiclastelor

Pentru a înţelege originea rocilor formate din constituenţi clastici, trebuie descifrat mecanismul de deplasare a materialului sedimentar din ariile în care a acţionat dezagregarea spre locurile de concentrare a acestuia. Cu excepţia acumulării “în situ”, fragmentele dezagregate sunt dispersate. Ele sunt supuse acţiunii permanente a gravitaţiei şi sunt preluate de mediile de transport pentru bazinele de sedimentare. Drumul parcurs către şi în aceste bazine implică desprinderea de substrat, deplasarea particulelor prin intermediul factorilor de transport (aer, apă, gheaţă) şi

65

depunerea în ariile de sedimentare. Fracţiunea solidă a produselor de dezagregare (degradare), prin urmare epiclastele, are mai multe căi posibile de a se departa de sursa primară. În ceea ce urmează, vom prezenta câteva din aceste căi şi anume pe cele principale.

Acţiunea gravitaţiei (Transport pur gravitaţional)

Ea se manifestă în sensul atenuării şi chiar ştergerii diferenţelor de nivel în relieful scoarţei terestre. Sub gravitaţie, materia solidă sau lichidă tinde să se deplaseze pe orice pantă, către baza acesteia. Acţiunea gravitaţiei, permanentă şi universală, este uşor vizibilă în ariile continentale unde contribuie la modelarea versanţilor prin prăbuşiri de blocuri (cu formarea de grohotişuri) şi alunecări de teren. În bazinele marine şi oceanice, gravitaţia controlează direct procesul de sedimentare detritică şi declanşează, în zonele supraâncărcate de sedimente, alunecări submarine. Corpurile alunecate ating dimensiuni mari şi se numesc olistolite, iar formaţiunile care le cuprind se numesc olistostrome.

Acest transport este posibil doar dacă suprafaţa degradată a corpului parental (iniţial) are o pantă care depăşeşte o anumită limită. Transportul se poate face particulă cu particulă (mai ales în cazul epiclastelor cu dimensiuni ruditice) sau “în masă”, dacă produsul de degradare este dominat de cristale arenitice sau subarenitice (Şeclaman et. al., 1999).

Medii şi mecanisme de transport

Materialul dezagregat este deplasat prin intermediul apei, aerului si gheţii. Poate exista în acelaşi timp un transport combinat, extrem de eficient.

Mişcarea apei şi a aerului urmează legile deplasării fluidelor şi antrenează la suprafaţa scoarţei terestre, cele mai importante cantităţi de material. În ariile continentale acţionează apele şi vântul (acţiune eoliană). În domeniul marin intervin valurile, mareele şi curenţii de diverse tipuri (litorali, de larg, ascendenţi, descendenţi, turbiditici).

Transportul prin intermediul gheţarilor este activ atât în zonele continentale cât şi în zonele oceanice (prin gheţari plutitori).

Mişcarea mediului; principii hidrodinamice

Mediul natural acvatic are proprietăţile unui fluid, iar mişcarea sa apare ca o funcţie complexă a vâscozităţii, densităţii şi frecării acestuia cu substratul. Forţa gravitaţională, alături de aceşti factori şi alte forţe care acţionează asupra fluidului, imprimă acestuia viteza de deplasare şi, implicit, caracterul laminar sau turbulent al curgerii.

66

a. Curgerea laminară se caracterizează prin mişcarea liniară pe trasee paralele a particulelor de lichid în interiorul curentului şi este specifică volumelor de apă care se deplasează cu viteze foarte mici (mm/sec) pe un substrat neted. Curgerea laminară este rară şi caracterizează zone foarte înguste din locurile de deplasare ale unor curenţi, în strate subţiri.

b. Curgerea turbulentă este cel mai frecvent întâlnită în curenţii naturali. Vectorul vitezei are o direcţie variabilă în fiecare punct al curentului şi tinde sub unghiuri diferite spre direcţia sa principală. Temporar şi local, mase de apă mai mari sau mai mici se mişcă independent de direcţia generală a curentului şi generează vârtejuri.

Caracterizarea condiţiilor hidrodinamice ale unui curent se face, de regulă, prin relaţia matematică care exprimă numărul lui Freude (Fr):

v Fr = , unde v = viteza curentului;

g L g = acceleraţia gravitaţională; L = adâncimea curentului.

Fr < 1 - caracterizează curgeri lente care nu antrenează sedimente;Fr > 1 - caracterizează curgeri rapide care antrenează mari cantităţi

de material sedimentar. Antrenarea acestor sedimente este o funcţie f (,v), adică ea depinde de dimensiunea particulelor () şi viteza curentului (v).

Raportul dintre sedimente şi caracterul curgerii poate fi apreciat prin cunoaşterea componentei şi capacităţii curentului.

Capacitatea defineşte rata deplasării sedimentelor de fund ca o funcţie complexă a dimensiunii particulelor, a volumului şi puterii curentului şi a formei substratului.

DINAMICA (= migrarea, transportul) particulelor este determinată şi controlată de relief, ceea ce înseamnă în realitate, de gravitaţie. Tendinţa generală la suprafaţa globului, este cea de omogenizare a reliefului şi anume transportul permanent al fragmentelor din regiunile cu proeminenţă de relief, către cele de joasă altitudine.

APA realizează transportul prin târâre, rostogolire, saltaţie (se realizeaza pentru particulele de pe fundul apei), suspensie (la particulele existente în masa de apă în mişcare). Competenţa unui curent de apă apreciează dimensiunea particulelor pe care acesta le poate menţine în suspensie, iar capacitatea, rata deplasării sedimentelor de fund (fig. 47 – planşa VI).

1. Târârea se realizează când granulele grosiere înaintează pe fundul bazinului urmând trasee liniare, paralele cu direcţia curentului (fig. 47.1)

2. Rostogolirea reprezintă transportul sedimentelor grosiere, a căror mişcare este precedată de excavarea nisipului din faţă de către curenţii turbionari (vârtejuri) - fig. 47.2.

67

3. Saltaţia are loc când forţa gravitaţională este temporar depăşită de forţe hidraulice ascensionale (în special în zone fluviale) - fig. 47.3.

4. Suspensia se realizează când componenta verticală a mişcării întrece viteza de depunere a particulelor. Ea este specifică apelor curgătoare şi curenţilor marini şi incumbă prezenţa curenţilor turbionari (fig. 47.4)

c. În curgerile gravitaţionale, transportul are loc în masă prin deplasarea colectivă a particulelor. Granulele se deplasează astfel gravitaţional mobilizând şi lichidul interstiţiar. “Transportul în masă” (Middleton şi Hampton, 1973) explică deplasarea sedimentelor pe povârnişul continental.

d. Curenţii de turbialitate reprezintă o formă de tranziţie între curgerile fluide şi cele gravitaţionale. Ei au un caracter episodic, sunt unidirecţionali şi reprezintă o “suspensie” cu densitate mare, care se deplasează în canioanele submarine de pe povârnişurile continentale.

Efectele deplasării materialului sedimentar (agentul de transport este apa).

Detaliile mecanismului de transport al particulelor se înregistrează foarte fidel în caracterele structural-texturale ale sedimentelor care se formează. Observarea acestora, permite înţelegerea modului în care s-a realizat transportul.

ex. Orientarea comună a particulelor cu formă alungită tradează direcţia de transport într-un curent de apă.

ex. Mişcarea de “du-te, vino” a apelor marine de coastă determină aşezarea resturilor de organisme (cochilii, valve) în aşa fel încât alungirea lor sa fie paralelă cu coasta.

În afară de orientarea particulelor, mai trebuiesc discutate şi diversele urme lăsate pe suprafaţa sedimentelor, de particulele târâte ori transportate prin saltaţie, ca şi diversele aspecte de ondulaţii, toate dezvăluind aspecte ale procesului de transport.

Efectele asupra masei de material transportat de către apă (curenţi), prin curgeri fluide sau gravitaţionale, se materializează prin două procese majore: unul depoziţional şi unul erozional, care se succed în timp.

1. Procesul depoziţional

Momentul depunerii materialului coincide cu momentul reducerii competenţei curentului şi deci, a vitezei sale critice, sub limita de ţinere în suspensie a particulelor. În opoziţie, forţa gravitaţională determină acumularea sedimentelor sub formă de strate şi lamine.

STRATUL reprezintă o unitate de sedimentare caracterizată prin omogenitate internă, alcătuire mineralogică, granulometrică, culoare şi prin existenţa unor suprafeţe de separaţie (limite) faţă de alte strate. Grosimea

68

sa este mai mare de 1 cm. Unităţile subcentrimetrice se numesc lamine. Dezvoltarea în suprafaţa poate atinge sute şi mii de metri pătraţi. Limitele între strate pot fi nete (întreruperea bruscă a sedimentării), gradate (continuitatea sedimentării) sau neregulate (de natură erozivă).

Din curgerile fluidale se formează stratele în care sortarea materialului este bună (gruparea se face după dimensiunea diametrelor şi greutate); transportul în masă (curgerile gravitaţionale), toate conduc la strate cu sortare slabă şi foarte slabă.

Transportul eolian formează dune (sortare foarte bună), iar transportul glaciar formeaza morene cu grad slab de sortare.

2. Sedimentarea debitului solid

Caracterisica esenţială a debitului solid este continua mişcare pe orizontală a cestuia, în sensul de mişcare a agentului fluid. Încetarea mişcării pe orizontală a unei părţi sau a întregului debit solid este considerată sedimentare, iar debitul solid/imobilizat este sediment. În acest context se pot deosebi două categorii de sedimentări: dinamică şi statică.

a. Sedimentarea dinamică are loc atunci când agentul fluid transportor continuă mişcarea pe orizontală, dar cu viteză încetinită. În acest caz, forţa de impact suportată de particule scade treptat, iar când ajunge să fie mai mici decât forţa de frecare a unor particule, acestea din urmă ramân pe loc. Consecinţa este că sedimentarea dinamică este selectivă, implicând doar o parte din debitul solid, anume doar acea parte a debitului solid alcătuit din particule de o anumită densitate sau o anumită formă. În mediile fluviatile, sedimentarea selectivă conduce la formarea unor depozite sedimentare cunoscute ca aluviuni. Acestea pot fi simetrice (de exemplu aluviuni cu particule relativ mari, grosiere, în mijlocul albiei de râu) şi aluviuni mai fine, pe maluri (fig. C).

69

Tot astfel, dacă viteza curentului este variabilă în lungul direcţiei de transport, poate să apară o sedimentare selectivă de tip longitudinal. Pentru exemplificare, aluviunile din amonte pot fi mai grosiere decât cele din aval dacă viteza râului scade continuu de la izvor spre vărsare (Şeclăman et al., 1999).

O altă caracteristică esenţială a sedimentării dinamice este relativa instabilitate a sedimentului. Un depozit sedimentar odată format poate să treacă din nou în debit solid, dacă viteza curentului începe să crească. Acest proces de autoeroziune a propriului sediment poate fi succedat de o nouă resedimentare dinamică. În acest fel sedimentarea şi remanierea (retransformarea, reluarea) sedimentului se pot succeda de mai multe ori. Formarea dunelor (de nisip) şi migrarea lor în direcţia de bătaie a vântului, exemplifică destul de elocvent această caracteristică a sedimentării dinamice.

b. Sedimentarea statică (fig. D) are loc atunci unde viteza agentului de transport este zero (nulă), respectiv în apele liniştite şi în aer liniştit. Mediile acvatice care asigură astfel de sedimentări statice sunt bălţile, lacurile, bazinele marine, lagunele etc., desemnate mai ales prin termenul de “bazin de sedimentare“, lacustre, marine etc.. Debitul solid, ajuns într-un astfel de bazin se depune gravitaţional, formând depozitul sedimentar al bazinului (fig. D,a). Dacă suspensia este eterogenă (heterogenă după alţi autori) în ceea ce priveşte densitatea, mărimea şi forma particulelor, depozitul sedimentar va fi stratificat (fig. D,b): la bază va fi un strat alcătuit din particulele care s-au sedimentat cu viteză mai mare (particulele cele mai mari şi cele mai dense), iar la suprafaţă va fi stratul format din particulele care s-au sedimentat cel mai lent (particulele cele mai mici şi cele mai puţin dense).

Dacă suspensia conţine particule uniforme ca dimensiuni şi densitate (caz teoretic extrem), prin sedimentare se obţine un singur strat omogen. Umplerea succesivă a bazinului cu suspensii solide da naştere la alternanţe stratiforme (fig. D,c).

Depozitele stratiforme obţinute prin sedimentarea gravitaţională statică în bazinele acvatice (aquatice) sunt, de obicei, stabile. Totuşi, în cazul bazinelor de mică adâncime, poate fi părăsită condiţia statică, datorită valurilor puternice sau datorită instalării unor curenţi de mai lungă durată. În aceste situaţii, sedimentele pot fi parţial remobilizate, iar sedimentarea statică poate fi combinată sau total înlocuită cu o alta dinamică. Dacă sedimentarea are loc pe un fund de bazin înclinat (ca de exemplu un povârniş continental), este posibil ca depozitul sedimentar să alunece pe pantă şi prin urmare să genereze curenţi turbulenţi de mare amploare, capabili să ridice în suspensie o mare parte din masa sedimentelor. În acest caz sedimentarea statică poate fi succedată de o alta dinamică.

70

Ori de câte ori se produc astfel de situaţii, stratificaţia tipică de tip gravitaţional (specifică depunerii statice) este perturbată (Şeclăman et. al., 1999).

(după Şeclăman et. al., 1999)3. Procesul erozional

După depunere, un strat poate fi erodat parţial sau total. În patul curentului suprafaţa stratului suferă modificări importante, cum ar fi:

- urmele particulelor târâte;- impactul particulelor săltate;- excavaţiile curenţilor turbionari;- urmele generate de obstacole (fig. 48 – planşa XVI)În timpul deplasării particulelor clastice care alcătuiesc masa

transportată, au loc manifestări intense (fig.49 – planşa XVI) :a. - scăderea dimensiunilor particulelor în josul curentului;b. -creşterea gradului de rulare (mai ales a galeţilor de dimensiuni

mari);c.-spargerea granulelor datorată ciocnirilor şi formarea de fragmente

colţuroase.d. -modificarea suprafeţelor particulelor prin abraziune, determinată

de frecarea dintre ele.

AERUL este un factor de transport cu o acţiune de 300 de ori mai mică ca a apei. El poate antrena numai particule de mici dimensiuni pe care le menţine în suspensie un timp relaiv scurt (la altitudini până la 2-3000 m) şi timp mai îndelungat (10-15000 m). În primul caz este caracteristic transportul unidirecţional; în al doilea caz se poate realiza o dispersare foarte largă a particulelor. Suprafaţa sedimentelor transportate prin intermediul aerului se caracterizează prin existenţa ondulaţiilor (dunelor) cu înălţimi şi lungimi variabile.

71

GHEAŢA. În cazul gheţarilor alpini şi a calotelor glaciare este specific transportul subnival. Este vorba de fragmentele existente pe suprafaţa gheţei, prinse în masa ei ori târâte pe fund. Depozitele care se nasc în momentul topirii acestuia poartă numele de morene. Ele se caracterizează prin heterogenitate granulometrică şi petrografică. Transportul subnival este redus şi este bine delimitat pe suprafaţa globului.

4.4. PROCESE CHIMICE

La suprafaţa scoarţei terestre sedimentare, mediul acvatic poate avea şi un caracter chimic. Atât apele continentale cât şi cele lagunare sau marine reprezintă soluţii naturale, cu un caracter electrolitic sau coloidal, în care elementele chimice (Na, K, Ca, Mg, Sr, CO2, SO4, NO3 etc.), îşi ating pragul de saturaţie şi precipită sub forma de săruri şi hidroxizi.

Ordinea de precipitare a sărurilor, în astfel de condiţii, este invers proporţională cu ordinea lor de solubilizare: oxizi de fier, mangan, siliciu, fosfaţi, carbonaţi, sulfaţi (gips, anhidrit), halit, kainit, carnalit-silvina, bischofit (fig. E).

Constituenţii au caracter autigen (adică acolo se formează), iar depozitele masive, astfel acumulate, constituie roci de precipitatie chimică. Prin termenul de evaporite se definesc acumulările formate în bazine

72

lagunar-evaporitice, în care concentrarea de săruri şi precipitarea substanţelor s-a produs sub controlul temperaturii şi în urma evaporarii apei din bazin.

Produsele sedimentare de natură chimică se pot recunoaşte după următoarele caractere:

- compoziţia mineralogică omogenă şi specifică;- aspectele reniforme, mamelonare, rubanate ale separaţiilor

coloidale şi cristalinitatea produselor separate din soluţii reale;

- laminaţia specifică şi stratificaţia paralelă şi asocierea lor cu alte depozite lagunare sau marine;

- lipsa, de cele mai multe ori, a resturilor de organisme.Apele naturale - alături de rolul lor dominant în dinamica materialului

sedimentar - au şi o acţiune chimică constantă. Apa joacă un rol foarte important ca solvent. Procesele chimice se desfăşoară la nivelul constituenţilor minerali ai rocilor şi determină transformarea profundă a acestora. În prezenţa apei, echilibrele minerale preexistente se modifică rezultând minerale noi, stabile în condiţiile de suprafaţa. În felul acesta se poate vorbi de două procese chimice fundamentale:

1. - alterarea rocilor;2. - formarea de produse sedimentare prin precipitare din soluţii

naturale.Procesele sunt controlate de factorii chimici şi termodinamici.

4.4.1. Factori chimici

Proprietăţile apei pure sau a celei care cuprinde în soluţii diverse substanţe, sunt determinate de concentraţia ionilor de H+(pH) care determină caracterul acid, iar OH- determină caracterul alcalin, potenţialul de oxido-reducere (Eh). La acestea se mai adaugă conţinutul în gaze (O2, CO2, H2S).

Aşa cum am subliniat mai sus, aciditatea sau alcalinitatea apei se exprimă prin concentraţia ionilor de H+ si OH -. pH-ul unei soluţii reprezintă logaritmul cu semn schimbat al concentraţiei ionilor de H+ şi capătă valori între 0 - 14. Mediul acid este repezentat prin valori între 0 si 7, iar cel alcalin între 7 şi 14. Cel mai uşor solubili sunt ionii monovalenţi (Na, K) şi bivalenţi (Ca, Mg), care prin dizolvare măresc alcalinitatea apelor. pH-ul apei controlează capacitatea de solubilizare a diverselor substanţe şi, în general, agresivitatea apei faţă de acestea. Ionii cu raze ionice mici: Al3+, O4+, N5+,P5+, S6+ polarizează oxigenul şi formează anioni complecşi de genul: CO3

2-, NO31-

, PO43-, SO4

2-. Cu astfel de anioni, soluţiile capătă un caracter acid.Eh-ul reprezintă capacitatea apelor de oxidare sau reducere a

elementelor cu care vin în contact şi poartă numele de potenţial redox. El este foarte important în special datorită existenţei O2 dizolvat. Eh-ul

73

controlează şi el capacitatea de solubilizare a diverselor substanţe, dar, mai ales, fixează natura şi sensul reacţiilor chimice. În mediile oxidante sunt stabili oxizii, hidroxizii şi unele săruri oxigenate, iar substanţa organică este distrusă. În mediile reducătoare se formează carbonaţii de Fe, sulfuri etc. şi se păstrează substanţa organică.

Alte gaze : CO2 - este foarte solubil în apă, dându-i un uşor caracter acid şi

determină carbonatări. Solubilitatea lui (concentraţia lui) creşte cu adâncimea şi temperatura. El este factorul de precipitare a carbonaţilor şi fosfaţilor.

H2S - este dizolvat în apele din bazinele cu circulaţie restrictivă (bazinele euxinice, cum ar fi Marea Neagră). El imprimă mediului un puternic caracter reducător. Se depun sulfuri şi materia organică este stabilă.

4.4.1.1. Precipitarea substanţelor minerale solubilizate în apă

Toate substanţele solubilizate în apă se pot separa de aceasta în faze minerale solide, fenomen numit precipitare. În cazul în care concentraţia unei substanţe depăşeşte concentraţia de saturaţie a apei, atunci se îndeplineşte condiţia precipitării. Evident că atunci când concentraţia reală este egală cu cea de saturaţie, precipitarea înceteaza.

Cauzele care pot determina apariţia stărilor de suprasaturaţie sunt diverse: o cauză posibilă este variaţia de temperatură, de pH, variaţia concentraţiei de CO2 etc..Viteza precipitaţiei unei substanţe este controlată de gradul de suprasaturaţie al acesteia. Astfel, la suprasaturaţii mici, substanţele precipită în stare solidă cristalină şi în acest caz, precipitarea se manifestă ca o cristalizare. În cazul suprasaturaţiilor mari sau foarte mari, precipitarea poate fi foarte rapidă, generând faze solide amorfe.

Pentru petrogeneza rocilor exogene are o mare importanţă dacă precipitarea este sau nu mijlocită de vieţuitoarele aquatice (flora şi fauna din ape). Din acest punct de vedere este bine de făcut o distincţie între precipitarea biotică şi cea abiotică.

Precipitarea abiotică nu implică organismele vii. Un exemplu concludent îl constituie precipitarea cauzată de evaporarea apei în unele bazine lagunare. În acest caz, evaporarea puternică a apei saline, policomponente, poate determina o precipitare selectivă a substanţelor şi într-o anumită ordine: mai întâi precipită substanţele mai greu solubile şi apoi cele mai uşor solubile. Ordinea generală pare a fi: carbonaţi – sulfaţi – halogenuri. În aceste cazuri precipitarea abiotică poate fi cauzată de situaţii specifice (particulare). De exemplu, depresurizarea apei sau încălzirea ei poate cauza precipitarea calcitului în golurile subterane (peşteri) sau la gura unor izvoare carstice (calcaroase).

74

Precipitarea relativ lentă, în bazinele aquatice, conduce la formarea a numeroase cristale care cresc treptat, în decursul timpului. Aceste cristale sunt mai dense decât apa şi prin urmare sunt supuse sedimentarii gravitaţionale, ca orice suspensie solidă. Din acest punct de vedere, suspensia abiotică se poate confunda cu o sedimentare statică. În final ea generează depozite sedimentare stratificate. De pildă, într-o lagună pot apărea depozite evaporitice stratificate, având la baza strate carbonatice, iar la partea superioară, strate cu halogenuri. În schimb, precipitarea abiotică de la gura izvoarelor sau cele din golurile carstice se desfăşoară după alt mecanism: cristalele nu apar ca suspensii în apă, ci sunt fixate pe pereţi sau pe alte suporturi solide preexistente, astfel încât sedimentarea gravitaţională este evitată.

Precipitarea biotică este intim asociată cu metabolismul organismelor. În urma acestor procese metabolice (respiraţii, fotosinteză etc.), anumite substanţe din soluţia apoasă, aflată în imediata apropiere a organismului respectiv (fie el vegetal sau animal), devin suprasaturate şi precipită chiar pe corpul organismului viu, generând aşa numitul schelet extern. Precipitarea carbonatului de calciu (CaCO3) în corpurile recifale, unde există numeroase alge, este cauzată de diminuarea concentraţiei de CO2 în apa, ca urmare a fotosintezei algelor. Scheletul extern al moluştelor (cu cochilii carbonatice) se formeaza ca urmare a consumului de CO2 din apă, determinat de nişte alge minuscule ce trăiesc în simbioză cu molusca. Prin mecanisme mai puţin elucidate, în jurul unor organisme se realizează suprasaturaţii ale silicei, determinând apariţia scheletelor silicioase. Aşa sunt scheletele de radiolari, de diatomee sau cele de spongieri.

Precipitarea biotică în sine nu este un proces sedimentar propriu-zis, nefiind implicată gravitaţia. Totuşi, după moartea microorganismelor cu schelete minerale minuscule (foraminifere, radiolari, diatomee – organisme planctonice) scheletele acestora (testele) sunt antrenate într-o sedimentare statică putând forma, în ultima instanţă, depozite sedimentare stratiforme. Există şi situaţii particulare când precipitarea biotică poate genera depozite stratificate, fără să aibă loc o sedimentare de tip gravitaţional. Aşa se întâmplă când algele se fixează pe fundul apelor mai puţin adânci, unde fotosinteza oscilează sezonier ca intensitate, generând depuneri ritmice de carbonat, ca strate succesive. În final se realizează recifi stratificaţi (stromatitici).

Precipitarea biotică poate avea urmatoarele consecinţe:1. Formarea testelor. Testul este scheletul extern al unui anumit

individ, aparţinând unei anumite specii. Acumularea unui număr mare de teste individuale sau a fragmentelor de teste conduce la formarea, în ultimă instanţă, a unui corp petrografic special, numit corp bioacumulat. Testele pot aparţine unor organisme bentonice (care trăiesc pe fundul bazinelor), aşa cum sunt gastropodele, bivalvele etc., sau al unor organisme pelagice (foraminifere,

75

radiolari). Dacă testele sunt cimentate între ele, corpul bioacumulat mai este denumit “lumaşel“, iar dacă nu sunt cimentate, falună.

2. Formarea corpurilor recifale, respectiv a corpurilor petrografice bioconstruite. Acestea au structuri interne şi forme variate în funcţie de condiţia în care se dezvoltă, dar mai ales de specia biotică implicată în recif (corali, alge, briozoare etc.). Corpurile recifale cu dezvoltare predominant pe verticală, fără stratificaţie evidentă, se numesc bioherme, pe când cele cu tendinţa de dezvoltare tabulară şi cu o structură internă de tip stratificat, se numesc biostrome.

Atât corpurile bioacumulate, cât şi cele recifale, mai sunt denumite corpuri petrografice organogene, pentru a sublinia aportul organismelor vii la edificarea acestora. PA Curs 2

4.4.2. Alterarea rocilor şi formarea depozitelor reziduale Curs 3

Alterare = complex de modificări chimice suferite de minerale şi roci în zona de interacţiune a atmosferei şi hidrosferei cu litosfera.

Prin alterare, mineralele şi rocile preexistente sunt parţial solubilizate şi parţial transformate în produse noi (minerale de neoformaţie), care intră în componenţa scoarţei de alterare. Factorii de control cei mai importanţi sunt:

a) Materialul parental (rocile preexistente).Caracterele lor petrografice (structura, textura, porozitatea,

permeabilitatea, gradul de fisurare) favorizează sau nu acţiunea apei. Prin caracterele mineralogice este precizată natura reacţiilor chimice care se desfăşoara. Rezistenţa la alterare a mineralelor este variabilă. Astfel, gradul de stabilitate creşte de la olivină piroxeni amfiboli biotit şi plagioclaz ortoclaz microclin cuarţ. De aici rezultă comportarea diferită a diverselor tipuri de roci (în ordinea dunit-gabbrou-diorit-granit, creşte rezistenţa la alterare).

b) Clima Alterarea este controlată prin regimul precipitaţiilor şi al

temperaturilor. Funcţie de zonele climatice se disting tipuri distincte de alterare.

c) Relieful influenţează alterarea prin intermediul valorilor de temperatură, al formei de prezentare a apei (apă sau zapadă - gheaţă), al timpului de conservare a apei la suprafaţa rocilor. Alterarea este minimă la altitudini mari şi maximă la altitudini reduse.

A. Alterarea subaeriană Procesele principale care se desfăşoară în condiţii subaeriene sunt:

76

- Solubilizarea = trecerea completă în soluţie a unor substanţe.- Oxidarea = distrugerea unor compuşi care nu conţineau O2 şi

formarea altora conţinând O2 (Fe2O3 - hematit; MnO2 - piroluzit; FeOOH - göethit; FeOOH - lepidocrocit; AlOOH - hidrargilit; CaSO42H2O - gips). Prin urmare, din elemente polivalente pot rezulta oxizi, hidroxizi, carbonaţi.

- Carbonatarea este un proces controlat de prezenţa CO2 în atmosferă şi apele de circulaţie. În scoarţa de alterare apar cruste şi acumulări concreţionare de carbonaţi - aragonit, calcit.

- Hidroliza reprezintă înlocuirea numai a unora dintre constituenţii substanţelor (cationi) cu H+

sau (OH)-,ceea ce determină transformări. Aceasta este principalul fenomen prin care sunt alteraţi silicaţii la suprafaţa scoarţei. Ordinea de transformare a acestora coincide cu ordinea de separare din topiturile naturale: olivina, piroxeni, amfiboli, biotit (muscovit) şi albit-anortit, feldspat potasic, microclin, cuarţ. Astfel, olivina trece în serpentină + talc, piroxenii trec în clorit, feldspaţii trec în minerale argiloase (caolinit). De regulă, rocile bazice sunt mai instabile decât cele acide.

Procesele de natura hidrolitică - caolinizarea, serpentinizarea, cloritizarea, sericitizarea etc., conduc la transformarea silicaţilor în mineralele respective, acestea constituind principalele minerale de neoformaţie din scoarţa terestră:

2NaAlSi3O8 + 2CO2 + 11H2O Al2Si2O3(OH)4 + 2Na+ + 2HCO3-

albit caolinit+ 4H4SiO4

Din punct de vedere geochimic, alterarea este un proces petrogenetic deschis care contribuie la îmbogăţirea rocilor în Al, Si, Fe3+, H2O şi facilitează îndepărtarea unora precum Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe2+.

Produsele alterării au un caracter rezidual şi sunt reprezentate de scoarţa de alterare şi solurile.

a. Scoarţa de alterare formează un înveliş discontinuu cu grosimi variabile (mai mari în zonele ecuatoriale şi temperate şi mai mici în zonele reci şi/sau aride). În constituţia ei intră:

- minerale relicte (zircon, rutil, cuarţ etc) - foarte rezistente din punct de vedere chimic.

- compuşii coloidali metastabili (opal, psilomelan, hidroxizi);- minerale de neoformaţie (minerale argiloase, hidroxizi de Fe, Al,

carbonaţi, sulfaţi etc.).Distribuţia acestor componenţi prezintă o zonalitate în plan vertical, în

conformitate cu caracterele diferite pe care le are mediul de la suprafaţa litosferei spre adâncime. În partea superficială se individualizează o zonă de oxidare a scoarţei în care s-au desfăşurat oxidari şi levigari. În această zonă sunt stabili oxizii şi hidroxizii de Fe, Mn, Al. Sub ea, urmează zona de cimentare sau de saturare cu apă, în care s-a produs precipitarea unor neoformaţiuni minerale în urma proceselor reducătoare. Ea se extinde sub nivelul hidrostatic (Eh sau = 0, pH progresiv, alcalin). În cuprinsul ei sunt

77

stabili, în ordine, de sus în jos, filosilicaţii de Al şi hidroxizi de Ni şi Co şi respectiv minerale relicte (cuarţ, feldspaţi, biotit), minerale argiloase şi sulfuri secundare.

În conformitate cu mersul general al proceselor, scoarţa de alterare este dominată de prezenţa unor neoformaţiuni variate:

- tipul sialitic saturat (hidromicacee) - specific în regiuni reci şi temperate, alcătuit din montmorillonit, beidelit, hidroclorit, hidromice;

- tipul sialitic nesaturat (argilică) - specific în regiuni calde, cu alterare intensă, alcătuit din caolinit, halloysit, montronit, cuarţ;

- tipul alitic (lateritică) - specific în regiuni ecuatoriale, cu precipitaţii abundente în care se concentrează hidrargilit, diaspor, oxizi şi hidroxizi de Fe (laterite actuale şi bauxite vechi).

b. Solurile: Solurile se dezvoltă pe diverse scoarţe de alterare şi reprezintă un

înveliş cu particularităţi mineralogice şi structurale diverse, în permanentă transformare, ca urmare a unor procese chimice şi biochimice (determinate în special de microorganisme) foarte active. Răspândirea lor la suprafaţa scoarţei are un caracter zonal sau azonal.

Pe fondul reprezentat de scoarţa de alterare, intervenţia microorganismelor şi a vegetaţiei, conduce la formarea solurilor. Prin urmare, solurile se caracterizează prin prezenţa substanţei organice şi printr-o puternică remobilizare a elementelor chimice. Compoziţia solurilor este dependentă de substratul pe care s-au format, de clima şi relieful regiunilor corespunzătoare. Ele prezintă o zonalitate verticală cu dezvoltare variabilă de la o regiune la alta.

Solurile zonale, a căror dezvoltare este controlată de clima şi relief, sunt bogate în cernoziomuri (soluri bogate în humus) în regiuni de câmpie, soluri brun-roşcate (minerale argiloase şi hidroxizi de Fe) în regiunile deluroase, podzoluri (SiO2) în regiunile montane. Solurile azonale sunt specifice regiunilor cu umiditate excesivă (lacovişti şi soluri gelice), cu salinitate ridicată (soleneturi) sau formate preponderent pe roci carbonatice (rendzine, terrarosa, soluri lateritice).

B. Alterarea subacvatică

Ea se desfăşoară pe cele mai întinse areale de pe suprafaţa globului, la contactul dintre hidrosferă şi litosferă. Procesele de alterare sunt permanente, dar mai puţin variate decât în aer (ansamblul lor este numit halmiroliză). Ele sunt mai puţin importante pentru petrogeneză deoarece nu furnizează materie pentru formarea de noi roci, decăt în mică masură.

Precipitarea din soluţii naturale

78

Ca urmare a distrugerii chimice a mineralelor preexistente şi a solubilizării unora dintre constituenţii lor, unele soluţii din natură ajung să fie suficient de concentrate pentru a avea loc precipitarea compuşilor existenţi în soluţie. Este cazul apelor din unele bazine marine, din lagune etc.. Apele marine normale au o concentraţie de 30 – 35 0/00, iar precipitarea începe la concentraţii mult mai mari, adică la o reducere drastică a volumului de apă prin evaporare. Precipitarea se produce în ordinea descrescătoare a solubilităţii substanţelor, în general succesiunea fiind oxizi - hidroxizi - silice - fosfaţi - carbonaţi - sulfaţi de Ca - cloruri.

Ordinea de precipitareSepararea mineralelor din soluţii naturale - coloidale sau electrolitice -

este un proces în esenţă chimic şi urmează aceleaşi legi, indiferent de originea fluidelor (juvenile sau meteorice). În domeniul sedimentar, procesul conduce la edificii petrogenetice de natură chimică atât în ariile continentale (în jurul izvoarelor, în lacuri, în lagune) cât şi în domeniul marin. În acestea din urmă, procesul este mult mai complex şi duce la precipitarea de:

- carbonaţi (aragonit, calcit, dolomit);- sulfaţi (gips, anhidrit, baritină);- halogenuri;- fosfaţi;- boraţi;- silicaţi (glauconit, zeoliţi);- oxizi.Depunerea lor este în funcţie de volumul de apă din bazin, a

compozitiei acesteia (gaze dizolvate, Eh, pH), presiune, temperatură. Precipitarea lor are loc progresiv, pe masura scăderii volumului de apă şi creşterii concentraţiei. Constituenţii astfel formaţi au un caracter autigen. Alături de roci independente, masive, alcătuite de aceşti constituenţi, ei se mai regăsesc ca produse precipitate din soluţii interstiţiale sub formă de ciment, cristale diseminate etc..

4.5. PROCESE BIOTICE

Activitatea biotică – vegetală sau animală – în cadrul ariilor continentale sau bazinelor marine a contribuit, direct sau indirect, la generarea de material sedimentar. În ariile continentale, dezvoltarea vegetaţiei a însemnat, direct, o sursă pentru formarea cărbunilor naturali şi, indirect, un regulator al conţinutului de gaze din atmosferă (O2, CO2). În bazinele marine şi oceanice existenţa vieţii a însemnat, prin produsele sale – părţi scheletice de natură minerală şi/sau organică – o participare constantă şi variată la procesul de sedimentare. S-au format aici sedimente şi roci cu un caracter organogen.

Organismele, prin prezenţa şi activitatea lor la suprafaţa scoarţei terestre, constituie o sursă de material şi un factor de prelucrare a

79

sedimentelor. Procesele biotice organice au contribuit la formarea de hidrocarburi, zăcăminte de cărbuni. În urma lor au rămas teste anorganice care au contribuit la formarea rocilor organogene carbonatice, silicioase, fosfatice. Activitatea organismelor în general, este mai degrabă constructivă şi în foarte puţine cazuri destructivă.

Se cunosc următoarele procese biotice care intervin în petrogeneza sedimentară, mecanisme prin care se generează substanţa minerală: biosecreţia minerală, bioconstrucţia coralgală (recifi), distrugerea scheletelor, bioturbaţia şi procesele geobacteriene.

4.5.1. Biosecreţia minerală

Acesta este un mecanism prin care unele organisme îşi construiesc fie un schelet-suport, fie un înveliş protector de natură minerală, extrăgând materia din apele-soluţiile în care trăiesc sau din hrana lor. Moluştele, unele alge, vertebratele îşi construiesc anumite structuri de natură minerală din CaCO3, silice, fosfaţi. După moartea organismelor, fragmentarea acestor schelete (teste) furnizează bioclaste pentru procesele de acumulare.

Secreţia minerală este controlată de anumiţi factori din mediul de viaţă al organismelor: concentraţia de săruri, temperatură şi raportul dintre compoziţia în elemente a apelor şi conţinutul de gaze dizolvate (CO2, O2), etc..

Secreţia minerală în corpul sau la suprafaţa organismelor din grupul foraminiferelor, hidrozoarelor, briozoarelor, brachiopodelor, moluştelor, echinodermelor etc., este catalizată de existenţa unor enzime (anhidroza carbonică) sau aminoacizi, precum şi prin ridicarea procentului de oxid celular, prin metabolism. Alte organisme (radiolari, spongieri, diatomee) precipită SiO2 sub formă de opal, calcedonie.

Sintetizarea carbonaţilor se realizează dupa reacţia:

Ca 2+ + 2HCO3 - CaCO3 + H2O + CO2

Germinarea CaCO3 se declanşează în momentul degajării CO2 din apă şi are loc:

- indirect, prin intermediul algelor care reţin CO2 în procesul de fotosinteză (ex. construcţia scheletelor la coralii hermatipici care se dezvoltă în anturajul algelor zooxante);

- direct, în organismele care, secretând o matrice de aminoacizi, îşi creează suportul pe care are loc dezvoltarea cristalelor de CaCO3. Ea joacă rolul unui agent de calcifiere şi controlează difuzia Ca în corpul moale al organismului şi creşterea dirijată a aragonitului sau calcitului. Forma acestei materii prefigurează viitorul înveliş mineral.

4.5.2. Bioconstrucţia şi secreţia coralgală

80

Ele constau în construirea unui schelet comun pentru întreaga colonie de organisme. Astfel ia naştere o masă de rocă cu coerenţă care formează recifi. Recifii au forme variate, existenţa lor fiind condiţionată de ape curate, limpezi, calde cu adâncimi mici.

Algele, în afară de faptul ca secretă CaCO3, reprezintă şi o “capcană” pentru suspensiile clastice de dimensiuni micronice. Dintre acestea, algele albastre filamentoase (genurile Seytonema, Ivanovia, Thalassia) din zonele litorale sau de pe şelful intern, în apele puţin adânci, secretă un mucilagiu organic, cu polizaharide, care joacă rolul de capcană pentru microclastele carbonatice şi necarbonatice sau pentru suspensiile cu cristale de aragonit şi calcit magnezian. Detritusul mineral este înglobat (acreţionat) şi cimentat periodic în masa algală care, prin creştere, joacă rolul unui depozit microstratificat (poate ajunge la grosimi de metri sau zeci de metri). Laminaţia sa apare ca rezultat al fluctuaţiilor în cantitatea de suspensii, a ratei de sedimentare şi eroziune, a salinităţii apei, a luminii. Se formează astfel stromatolitele. Acreţia algală poate avea loc şi în jurul unui nucleu de natură biotică sau minerală, când rezultă forme sferoidale (oncolite sau oncoide). Acreţia algală şi cimentarea biotică (incrustaţia) constituie un fenomen mai puţin răspândit.

4.5.3. Distrugerea “scheletelor ”

Procesul de formare a clastelor organogene de natură carbonatică este un proces mecanic de distrugere a părţilor scheletice de natură minerală prin forţa apei (valuri, curenţi). El este totodată un proces biogen, prin care organisme specializate îşi obţin hrana sau îşi clădesc un adăpost pe seama altor organisme. Astfel, iau naştere mâlurile şi nisipurile carbonatice din anturajul recifilor, detritusul carbonatic organogen pe seama unor organisme izolate, totul datorându-se acţiunii unor organisme de pradă - prădători - în căutare de hrană: peşti, crustacei, spongieri. Aceştia ajung la partea moale, organică, a coralilor, moluştelor, echinodermelor prin spargerea ţesutului de natură minerală (valve, cochilii, camere etc.), rezultând detritusul organogen care rămâne la locul de distrugere ce poate fi digerat şi eliminat prin excreţie.

Cu alte cuvinte, detritusul din flancurile unui recif (care constituie până la 90 % din toată construcţia recifală) a provenit prin acţiunea mecanică a valurilor şi prin activitatea unor organisme (spongierii de tipul Cliona produc un detritus de 6 -7 Kg/m2/100 zile).

Un detritus foarte fin (mâl carbonatic) este un produs de organisme perforante (spongieri, viermi, echinoide, bivalve, alge) care sapă în roci şi cochilii pentru adăpost.

4.5.4. Bioturbaţia

81

Toate procesele enumerate mai sus (secreţia minerală, secreţia algală, fragmentarea scheletelor) prezintă un aspect cantitativ şi în acelaşi timp un proces calitativ.

Pentru un organism, substratul (fie el subaerian sau subacvatic) poate fi un suport de fixare, un mediu necesar procurării hranei, un loc de odihnă sau adăpost. Rezultatul acestui gen de interacţiune se traduce la suprafaţa substratului sau în masa sa sub formă de urme de activităţi specifice poziţiei filogenetice şi ecologice a organismelor. Prin conservare ele devin structuri biotice utile în caracterizarea comunităţii bentonice, a paleomediilor de sedimentare, a ratei de acumulare a sedimentelor etc..

Varietatea şi profunzimea structurilor sedimentare generate de organisme este dependentă de caracterul sesil (sedentar, fixat) sau vagil (liber) al formei respective şi de poziţia sa faţă de substrat. Astfel:

- organismele care trăiesc la suprafaţa sedimentelor, formează epifauna şi ele produc bioglife (la suprafaţa stratelor).

- organismele care trăiesc înfundate în sedimente sau perforează substratul rigid, formează infauna. Procesele prin care aceste organisme prelucrează şi modifică substratul lor natural generând produse şi structuri noi, sunt cunoscute prin termenul de bioturbaţie. Efectele bioturbaţiei sunt de natură: a. - constructivă (formarea peletelor);

b. - destructivă (formarea structurilor de bioturbaţie, canale, amestec de sedimente).

a. Formarea peletelor :

Peletele fecale reprezintă produse de excreţie ale unor organisme bentonice şi limnivore (viermi hemisesili - genul Tubifex; gasteropode - genul Batillaria; lamelibranchiate - genul Mytilus). Aceste produse se asociază cu sedimentele lutitice, mâloase care se aglomerează la suprafaţa acestora când rata de sedimentare este redusă. Ele se conservă prin îngropare în sedimente fine, acumulate în ape liniştite, fără curenţi şi valuri. Când aceste formaţiuni formează nivele “în situ”, ele repauzează peste sedimente puternic bioturbate care reflectă densităţi mari ale populaţiei bentonice. Când au fost concentrate prin transport, aceste formaţiuni repauzează pe suprafaţa unor sedimente lipsite de structuri de bioturbaţie.

b. Structurile de bioturbaţie sunt provocate în special de spongieri, briozoare, brachiopode, moluşte, viermi, artropode şi echinoide. Structurile figurative reprezintă perforaţii, excavaţii sau găuri care nu deformează sedimentul şi nici limitele de stratificaţie. Structurile deformative nu au un contur definitiv; ele se pierd treptat în masa sedimentului care prezintă în dreptul lor lamine întrerupte şi deformate.

82

4.5.5. Procesele geobacteriene

Există bacterii, care se dezvoltă în apele unor bazine şi determină precipitarea substanţelor existente în soluţii fără ca acestea să se aglomereze pe/sau în jurul corpului lor. Bacteriile au un rol foarte important în stabilirea Eh-ului şi pH-ului mediului de sedimentare, în accelerarea proceselor de solubilizare şi precipitare a mineralelor, în degradarea sau conservarea substanţelor organice şi astfel,în echilibrul exogen dintre carbon, azot, şi fosfor. Bacteriile participă la două procese geologice majore:

a) controlează şi catalizează reacţii chimice prin care rezultă compuşi minerali de Fe, Mn, S, Ca, etc.;

b) grăbesc procesul de alterare a silicaţilor şi contribuie direct la formarea solurilor.

Prin date experimentale s-a putut pune în evidenţă intervenţia clară a microorganismelor în mineralogie.

Bacteriile autotrofe modifică mediul mineral prin generare de acizi anorganici (H2SO4, HNO3) şi precipitare de oxizi, sulfaţi, carbonaţi (ex. oxizi şi hidroxizi de Fe şi Mn).

Bacteriile heterotrofe produc acizi organici de tipul acidului oxalic, lactic care grăbesc procesele de hidroliză din soluri şi scoarţa de alterare, ceea ce face ca feldspaţii alcalini, plagioclazii şi biotitul să se altereze de două ori mai repede. Ele pot duce şi la formarea mîlurilor sapropelice, a gazelor (CO2, CH4, H2S).

Formarea rocilor sedimentare organogene în raport cu activitatea biotică, are loc în două momente principale:

a) - în timpul vieţii organismelor;b) - după moartea lor.a) În timpul vieţii, organismele sesile şi coloniale (corali, alge,

briozoare) construiesc prin secreţie sau acreţie edificii petrografice rigide, formând roci bioconstruite .

b) După moarte, organismele cu schelet de natură minerală (foraminifere, radiolari, spongieri, brachiopode, moluşte, echinoderme) se acumulează în strate groase şi se transformă, în timp, în două categorii de depozite:

- bioclastele (valve, cochilii, spiculi, schelete) de natură anorganică se concentrează şi se conservă sub formă de sedimente şi roci bioacumulate, care reflectă asociaţia faunistică din acel loc;

- substanţa organică animală generează în condiţii prielnice (mediu marin euxinic, sedimente mâloase) sapropelul generator de hidrocarburi lichide şi gazoase. Substanţa organică vegetală acumulată în mediul continental este o sursă pentru formarea cărbunilor de pamânt.PA Curs 3

4.6. DIAGENEZA SEDIMENTELOR (proces postdepoziţional)

83

După formarea sa, sedimentul este separat faţă de mediul de depunere datorită acoperirii cu depozite mai noi. El este îngropat sub acestea şi, deşi supus unor presiuni litostatice crescânde, este sediul unor circulaţii de soluţii cu compoziţie variată. Ca urmare, el este consolidat (litificat), devenind o rocă.Totalitatea acestor procese care au drept finalitate “litificarea” sunt controlate de factori exogeni şi sunt de esenţă fizico-mecanică sau fizico-chimică. Ansamblul acestor procese poartă numele de diageneză. Cu alte cuvinte diageneza poate fi definită şi prin ansamblul transformărilor de natură compoziţională şi structurală suferite de un depozit sedimentar. Limita “superioară” a diagenezei o constituie alterarea, iar limita “inferioară” metamorfismul. Între aceste două limite, totalitatea transformărilor de natură fizico-chimică sau biotică pe care le suferă sedimentele pentru a deveni roci, sunt de natură diagenetică.

4.6.1. Factorii diagenezei

a. Presiunea litostatică (la care se adaugă şi cea hidrostatică).b. Temperatura.c. Soluţiile interstiţiale.a. Presiunea acţionează până la valorile care determină transformări

de natura metamorfică (circa 10.000 m adâncime). Presiunea litostatică rezultă din greutatea coloanei de sedimente şi ea variază pentru fiecare Km cu 250 - 300 bari. La circa 10.000 m, presiunea este aproximativ 4 - 5 Kbari, porozitatea sedimentelor fiind mai mică cu 10 %.

Presiunea hidrostatică corespunde greutăţii coloanei de apă asupra unei suprafeţe şi poate atinge 100 bari/1Km. Ea se exercită în special în pori şi fisuri şi catalizează procesul de solubilitate a mineralelor. Presiunea hidrostatică este influenţată de gradientul geotermic care trece apa din stare lichidă în vapori (220 atm şi 3500 C reprezintă punctul critic, când presiunea hidrostatică este mai mare decât presiunea litostatică).

b.Temperatura : este determinată de gradientul geotermic. După 2000

încep transformările metamorfice (această valoare este discutabilă în opinia unor cercetători). Ridicarea temperaturii în mediul diagenetic determină solubilitatea gazelor în apă (CO2,O2), accelerează viteza de desfăşurare a reacţiilor chimice şi declanşează transformări în starea solidă (recristalizări).

ex. Opal (în 47 ani / 2000C) cuarţ Opal (în 36000 ani / 1000C) cuarţ

Opal (în 180000 ani / 200C) cuarţ.c. Soluţiile interstiţiale : au o compoziţie variabilă în funcţie de mediu

(dulcicol, salin, hipersalin). Ele se pot contamina cu ape meteorice şi/sau juvenile. Viteza lor de deplasare poate ajunge pâna la 10 cm/zi sau în cazul difuziei ionice 1 cm/zi. De natura soluţiilor interstiţiale depinde “calitatea” produselor de neoformaţie din sedimente.

84

4.6.2. Procese şi produse de diageneză

Diageneza, aşa cum s-a subliniat anterior este un proces fundamental şi complex de formare a rocilor sedimentare. Din acest punct de vedere şi nu numai, procesele care au loc şi produsele lor sunt extrem de variate. În cele ce urmează vom prezenta, aspectele principale ale acestora.

4.6.2.1. Procese fizico-mecanice

CompactizareaO stivă de sedimente acumulată într-un bazin, tinde să se taseze sub

propria-i greutate sau sub greutatea sedimentelor acoperitoare. Compactizarea reprezintă un proces fizic, prin care se reduce volumul global al unui depozit sedimentar, micşorându-se mult porozitatea acestuia. Reducerea de volum este progresivă şi depinde de adâncimea de îngropare şi deci, de presiunea litostatică. Prin compactizare este afectată atât faza solidă cât şi cea lichidă a unui sediment. Porozitatea poate fi redusă de la 70 - 80 % pâna la 30 %. În sedimentele slab sortate, după tasare, fracţiunea fină devine liant (matrice) al fracţiunii grosiere. Alte efecte ale compactizării:

-formarea structurilor de întrepătrundere;-formarea gliptomorfozelor (mulaje ale cristalelor idiomorfe diseminate în sediment şi ajunse imprimate pe suprafaţa stratului).

4.6.2.2. Transformări în stare solidă - au loc simultan cu tasarea sau dupa aceasta.

Neomorfismul reprezintă un complex de procese izochimice care au drept efect recristalizări, transformări polimorfe şi creşteri de cristale. Prin recristalizare, agregatele cristaline instabile din punct de vedere termodinamic (cu dimensiuni foarte mici) trec în agregate cristaline stabile (energii libere mici, dimensiuni mari). Cele mai afectate de recristalizări sunt carbonaţii, sulfaţii, bioclastele.

Compuşii naturali care au proprietăţi de polimorfism tind să treacă la formele cele mai stabile. Cele mai frecvente aparţin perechilor:

CaCO3 - vaterit - aragonit - calcit;SiO2 - opal - calcedonie - cuarţ;MnO2 - wad - psilomelan - piroluzit.Existenţa a două astfel de faze constituie o dovadă de metastabilitate

a sistemului.Supracreşterea este un proces specific cristalelor de cuarţ sau calcit,

care, jucând rolul unui suport, stimulează blasteza (supracreşterea) unor cristale de aceeaşi natură şi cu proprietăţi optice identice cu ale lor. Cristalele nou formate îmbracă aspectul unor coroane de supracreştere în raport cu granulele centrale.

85

Diferenţierea diagenetică este o formă de atingere a echilibrului într-un sistem petrografic. Procesul constă într-o migrare în stare solidă a ionilor şi poate fi accelerat de existenţa unui mediu fluid. Se formează astfel concreţiuni, sferule de silice la argile şi calcare, de calcit la marne, de colofan la gresii etc..

4.6.3. Procese mediate de soluţii

În prezenţa apei, ca mediu de acumulare sau soluţie interstiţială, sunt declanşate procese postdepozţionale care provoacă litificarea sedimentelor sau modificarea compoziţiei iniţiale.

Dizolvarea sub presiune este activă în timpul îngropării progresive la contactul dintre granule. În prezenţa unui film de apă, se dizolvă compuşii mobili şi se întrepătrund granulele cu aceeaşi compoziţie minerală (ex. la 600 - 800 m adâncime au loc contacte între granulele de cuarţ şi între ooidele carbonatice).

Deshidratarea depozitelor umede. Se consideră că este umed acel depozit sedimentar ale cărui particule solide (cristale sau teste minuscule) sunt complet sau aproape complet învăluite de apă liberă. În această categorie intră mâlurile (argiloase, carbonatice, sapropelice etc.). Există două mecanisme mai eficace de deshidratare:

1. Deshidratarea prin evaporarea apei (uscare), posibilă doar la mâlurile care pot intra în condiţii subaeriene: mâluri aluvionare, lacustre, litorale, deltaice etc.. Prin evaporarea apei libere intergranulare, particulele solide se apropie, având două consecinţe: creşterea forţelor de coeziune intergranulară şi prin urmare creşterea rigidităţii sedimentului şi scăderea volumului global al sedimentului, care, în final poate duce la crăparea acestuia, dacă evaporarea este rapidă. De obicei apare o reţea complicată de fisuri, care compartimentează sedimentul în corpuri mai mult sau mai puţin columnare, cu baze poligonale (fig. F).

2. Deshidratarea prin tasare (compactizare). Tasarea este procesul de micşorare a volumului global al sedimentului prin scăderea porozităţii ca urmare a creşterii presiunii. Fenomenul de tasare se manifestă în toate sedimentele care sunt supuse îngropării, aşa cum sunt cele din bazinele marine cu sedimentare intensă şi de lungă durată. Înaintea tasării, porii sunt ocupaţi de apa bazinului, iar prin tasare apa este expulzată. Spre deosebire de evaporare, tasarea nu conduce la crăparea sedimentului.

86

Cimentarea particulelor se realizează pe cale chimică în sedimente prin intermediul lichidelor interstiţiale sau fluidelor cu concentraţii ridicate în săruri. La un grad de supraconcentrare corespunzător unei anumite substanţe, aceasta se depune şi devine ciment al particulelor terigene, al ooidelor şi peloidelor, al bioclastelor (ex. gresii, calcare oolitice, unele calcare bioacumulate cu ciment de diverse naturi mineralogice: opal, calcit, gips, hidroxizi de Fe, identice cu a granulelor de care se leagă sau diferite).

Cimentarea presupune prin urmare înlocuirea învelişului de materie fluidă sau de aer cu un altul solid, cristalin sau amorf. Substanţa solidă cu rol de ciment, nuclează pe suprafaţa particulelor preexistente şi se dezvoltă în exterior, în spaţiul porilor. Această cimentare poate fi totală (porii sunt complet umpluţi cu ciment) sau parţiala. În funcţie de compoziţia minerală, cimentul poate fi de o mare diversitate, ca de exemplu ciment carbonatic, ciment silicios, ciment oxidic etc.. La fel de divers este cimentul în ceea ce priveşte configuraţia sa: ciment de contact, ciment de pori, ciment bazal, fibroradiar (fig. G - Şeclăman et al., 1999). Sedimentele litificate prin cimentare sunt denumite sedimente cimentate.

Aşa cum s-a precizat mai sus, procesele care determină întărirea depozitelor mobile sunt în totalitate diagenetice. Totuşi, diageneza nu se reduce numai la procese de litificare. În sedimentele care se conservă intr-un timp extrem de îndelungat, ca urmare a variaţiilor de temperatură, presiune şi a condiţiilor fluidului din pori, pot avea loc diverse reacţii chimice, precipitări şi dizolvări care, în final, schimbă compoziţia mineralogică a sedimentului şi chiar compoziţia chimică globală a acestuia. De pildă, în depozitele clastice, feldspaţii pot fi înlocuiţi cu filosilicaţi (mice), cuarţul poate fi înlocuit de calcit etc..

87

La fel în depozitele carbonatice de tip recifal, calcitul poate fi înlocuit de dolomit şi invers (aşa cum veţi vedea în cele ce vor fi prezentate mai jos). Mai mult decât atât, există unele procese diagenetice care sunt opuse litificării, aşa cum sunt cele de dizolvare a cimentului, cele de alterare a epiclastelor rigide etc.. Cele mai complicate procese diagenetice par să se manifeste în acele depozite acvatice care au trecut prin trei faze de evoluţie:

1. acumularea în bazin, când sedimentul este încă în contact nemijlocit cu apa;

2. îngroparea ca urmare a acoperirii de alte sedimente, mai noi;3. exondarea, respectiv ridicarea spre suprafaţă a intregii stive de

sedimente aviând ca finalitate aducerea depozitului sedimentar în condiţia subaeriană.

În primele două etape, când sedimentul evoluează de la presiuni mici la presiuni mari şi temperaturi în acelaşi mod, este o evoluţie progradă. În ultima etapă evoluţia este inversă, adică retrograda. În opinia unor geologi, diageneza cuprinde doar procesele prezente în evoluţia progradă, pe când cele care însoţesc evoluţia retrogradă sunt considerate pur şi simplu, degradări exogene (dezagregări şi alterări). Alţi geologi consideră că toate aceste aspecte sunt pur de natură diagenetică, cu excepţia celor metamorfice. Aşa cum vom vedea mai departe, aceştia împart diageneza în trei etape distincte, fiecare dintre ele cu particularităţile lor (Şeclăman et al., 1999).

Cimentul poate fi:- timpuriu (depus prin evaporarea fluidului din pori, sau în timpul

circulaţiei soluţiilor în sisteme prealabile);- târziu (depus prin precipitare în sisteme închise sau ca produs de

substituţie a unor compuşi primari).Metasomatoza reprezintă substituţia unor compuşi preexistenţi -

paleosomi, cu un compus nou - neosom; Substituţia are loc prin dizolvarea paleosomului şi precipitarea imediată a neosomului.

88

În domeniul sedimentar, metasomatoza se desfăşoara în condiţii normale de temperatură şi presiune. Substituţia poate fi totală, caz în care neosomul poate fi pseudomorfozat total (feldspatul plagioclaz trece în feldspat potasic -adular), sau poate fi parţială.

ex. Dolomitizarea calcarelor:2CaCO3 + Mg2+ Ca,Mg(CO3)2 + Ca2+ (se micşorează cu 13%

volumul). Prin urmare se reduce volumul calcarelor datorită diferenţei dintre raza ionică a Ca2+ si Mg2+.

ex. Silicifierea (în calcare, argile, fosforite); Fosfatizarea (în calcare); Piritizare, limonitizare.

4.6.4. Etapele diagenezei

Diageneza este un proces complex care cuprinde următoarele etape: sindiageneza, anadiageneza, epidiageneza. (fig. 50 – planşa XVII).

Sindiageneza (singeneza) corespunde transformărilor sincrone sedimentării în mediu subacvatic sau imediat după acumulare (pâna la maxim 100 m îngropare). Ei îi corespunde un Eh variabil şi un pH cuprins între 5 şi 8,5. În cadrul ei se produc, de regulă, resolubilizări, reprecipitări, diferenţieri diagenetice, autigeneze etc..

Anadiageneza (diageneza sedimentelor submerse) corespunde transformărilor care afectează sedimentele submerse în timpul îngropării progresive şi se manifestă între 100 m şi 10000 m (limită cu metamorfismul). În timpul acestei etape Eh-ul este totdeauna negativ, pH-ul alcalin, iar soluţiile interstiţiale au tendinţa de a migra ascendent. Aici se manifestă toate procesele diagenetice: compactizări şi recristalizări, cimentări şi decimentări, autigeneze şi substituţii metasomatice (dolomitizări, feldspatizări).

Epidiageneza (epigeneza) corespunde ansamblului de procese care se petrec în roci după litificare, în mediul subaerian. În timpul epigenezei Eh-ul este pozitiv, pH-ul este mic, fluidele au tendinţa de a migra descendent.

Faţă de alterare, cu care se poate confunda, procesele epidiagenetice conduc la rearanjări ale elementelor componente. Au loc dizolvări, decimentări, recristalizări şi autigeneze (neoformări de oxizi şi hidroxizi de Fe, Mn, gips, anhidrit), recristalizări agradante (creşterea dimensiunii cristalelor) specifice gresiilor şi calcarelor în care apar diaclaze umplute cu calcit.

4.6.5. Tipuri genetice de depozite sedimentare

89

Corpurile de depozite sedimentare au diverse proprietăţi care reflectă condiţiile naturale de formare a acestora, mai importante fiind următoarele:

a. conţinutul litologic al depozitului, adică natura şi proporţia speciilor petrografice care alcătuiesc depozitul;

b. structura corpului depoziţional, respectiv modul de aranjare a rocilor componente, controlat de forma şi dimensiunile litonilor. Rareori un corp depoziţional este format dintr-o singură specie petrografică şi numai în acest caz special, structura depozitului este una şi aceeaşi cu structura petrografică. De cele mai multe ori, corpul depoziţional este eterogen, fiind format din mai multe corpuri petrografice – litoni;

c. conţinutul fosilifer al depozitului. Fosilele sunt resturi ale organismelor vii (faună sau floră) conservate în depozitul sedimentar: schelete externe, schelete interne, impresiuni, ţesuturi vegetale etc.. Uneori, în depozitele sedimentare sunt conservate şi urme ale activităţii animalelor (urme de paşi, urme de târâre pe fundul apelor, etc.) sau chiar resturi ale metabolismului organismelor vii. Există numeroase specii care au trăit exclusiv numai în mediul acvatic, aşa cum sunt şi altele care au trăit în medii exclusiv continentale. Mai mult decât atât, există floră şi faună fosiliferă specifică unor condiţii restrictive atât marine, cât şi continentale, iar resturile acestora constituie aşa numitele “fosile de facies“. De exemplu, există faună exclusiv lacustră, după cum există şi o alta care a trăit exclusiv în condiţii de apă salină, fie în zone adânci (fauna benctonică), fie la mici adâncimi, în condiţii de luminozitate (cum este fauna recifală).

Dat fiind faptul că depozitele sedimentare poartă amprenta proceselor generatoare şi a condiţiilor în care s-au format, s-a putut elabora o schemă de clasificare genetică a acestora, relativ sigură. Principalele categorii genetice ale acestor depozite sunt prezentate în tabelul 1 (după Şeclăman et al.,1999).

Tabelul nr. 1 – Principalele grupe de depozite sedimentare pe baza originii acestora

Nr. proces Procesul generator dominant Categoria genetică a depozitelor

1

1A

DE

GR

AD

AR

E

DEZAGREGARE

SC

OA

RŢ

A D

ED

EG

RA

DA

RE

SCOARŢA DEDEZAGREGARE

1B

ALTERARE± dizolvare SCOARŢA DE

ALTERARE

90

2

2A

SE

DIM

EN

TA

RE

AE

PIC

LA

ST

EL

OR

Sedimimentare hidrodina-mică fluviatilă

DE

PO

ZIT

DE

TR

ITIC

(EP

ICL

AS

TIC

) =

sedi

men

tde

trit

ic

Aluviune fluviatilă(sediment fluviatil)

2B Sedimimentare aerodinamică

Depozit eolian(sediment eolian)

2C Sedimimentare hidrodina-mică litorală

Depozit litoral(sediment litoral)

2D Sedimentare statică lacustră Depozit lacustru(sediment lacustru)

2E Sedimentare staticămarină

Depozit marin(sediment marin)

3

3AP

RE

CIP

ITA

RE

Precipitarea abiotică prinevaporare

DE

PO

ZIT

DE

PR

EC

IPIT

AR

E

Depozit (sediment)evaporitic

3B Precipitarea abiotică în peşteri

Depozit speleal

3C Precipitarea bioticărecifală

Depozit recifal(bioconstruit)

3D Precipitare biotică în teste şi acumularea testelor

Depozit bioacumulat

4 4A

AC

UM

. Ş

I.

TR

A Acum. şi transf. substanţelor vegetale în

condiţii reducătoare

DE

PO

ZIT

O

RG

AN

I

Depozit cărbunos

4B

Acum. şi transf. substanţelor vegetale şi

animaleSapropel

4C

Acum. şi transf. substanţelor vegetale şi

animale în condiţii subaeruiene

Humus

5 Proces mixt (1B + 4C) Sol

6 Proces mixt (1A + 4C) Sol scheletic

7 Proces mixt (2 + 4) Depozit detritic fosilifer

8 Proces mixt (2 + 3) Depozit detritic fosilifer

4.7. SISTEMATICA ROCILOR SEDIMENTARE

Datorită caracterului poligenetic, a compoziţiei mineralogice diverse, trăsăturilor texturale şi structurale complexe, rocile sedimentare nu pot fi clasificate pe baza unui criteriu unitar.

În mod curent, se pune accent pe ordinea de aplicare a unor criterii care evidenţiază trăsături comune rocilor sedimentare, pentru a se ajunge la categorii sistematice cât mai aproape de tendinţele naturale de grupare a rocilor.

Criteriul chimic-mineralogic permite separarea unor grupări sistematice în acord cu compoziţia rocilor, astfel:

- roci carbonatice (calcare şi dolomite);- roci silicioase (silicolite);- roci argiloase;- roci aluminoase (bauxite);- roci bogate în halogenuri şi sulfaţi (evaporite);

91

- depozite feruginoase şi manganoase.Criteriul textural (după dimensiunile granulelor sau cristalelor)

permite separarea pe categorii: psefit, psamit, aleurit, pelit, sau micrit şi sparit (în special în cadrul rocilor detritice şi carbonatice).

Criteriul structural se apropie cel mai mult de condiţiile lor de geneză şi permite separarea unor categorii de roci mecanice (depoziţionale), chimice (evaporitice), diagenetice etc..

Clasificările actuale se bazează pe criteriul genetic şi mineralogic, şi permit gruparea rocilor în acord cu principalele asociaţii litologice sedimentare şi frecvenţa acestora la suprafaţa scoarţei. Astfel, rocile sedimentare au fost grupate în:

- roci clastice (detritice);- roci argiloase;- roci carbonatice;- silicolite;- fosforite;- evaporite;- bauxite.

4.7.1. Roci clastice PA Curs4

După natura materialului primar, rocile clastice sunt alcătuite din constituenţi de origine terigenă (care formează rocile detritice) şi din constituenţi de origine vulcanică (roci piroclastice).

I. Roci epiclastice sau detritice

Sunt roci constituite prin acumularea fragmentelor de minerale şi rezultate prin distrugerea fizico-mecanică a unor roci preexistente. Ele sunt alcătuite din granoclaste şi litocalste de natură mineralogică şi petrografică heterogenă.

Constituţie: partea clastică (litoclaste şi granule minerale) se acumulează sub formă de depozite mobile (neconsolidate) şi depozite consolitate specifice unor variate medii de sedimentare (fluidale, lacustre, glaciare, deşertice, deltaice, marine).

Ele sunt formate din:- partea alogenă - litoclaste şi granule minerale (fracţiunea uşoară-

cuarţ, feldspat alcalin, plagioclaz, muscovit respectiv minerale accesorii şi minerale metastabile - fracţiunea grea).

- partea autigena (ciment de natură silicioasă sau carbonatică, în general).

SISTEMATICĂ:Clasificarea lor se face pe criteriul textural-granulometric:

92

A. PSEFITE ( > 2 mm)

Criterii de clasificare:

1. După forma particulelor : a) mobile : - bolovănişuri;

- blocuri; - pietrişuri;

b) consolidate: - conglomerate (cu particule rotunjite); - brecii (cu particule angulare).

2. După raportul dintre liant şi granule: a) pararoci (liant > granule);

b) ortoroci (granule > liant).

3. După compozitie a) monominerale (cuarţ) - oligomictice; b) poliminerale (cuarţ + feldspat + liant) - polimictice.

B. PSAMITE (0,063 2 mm)

Criterii de clasificare:

1. După forma particulelor:a) mobile: - nisipuri.b) consolidate: - gresii.

2. După tipul liantului:a) cu matrice: - graywacke.b) cu ciment: - gresii propriu-zise.

3. După compoziţie:a)graywacke: - feldspatice, când P+Q > L, unde P - feldspaţi

plagioclazi; Q – cuarţ; L – fragmente litice. - litice, când L+Q >F.

b)gresii (propriu-zise): - oligomictice. ex. - gresii cuarţoase (Q>95%); - polimictice. ex. - arcoze (F>25%, L<25%); - litice (L>25%, F<25%).

La acestea se mai adaugă:

C. SILTITE (Aleurite) unde 0,04 0,063 mm

- partea mobilă: praful, löessul; - partea consolidată: rocile löessoide.

93

D. LUTITE - PELITE (Rocile argiloase) unde 0,04 mm (0,008 mm dupa alţi autori). Ele au un caracter genetic mai complex decât cele corespunzând în mod strict proceselor detritice şi prin urmare, vor fi examinate separat. După mulţi cercetători, ele fac parte din această familie, după alţii ele trebuiesc privite ca alcătuind o familie de roci distincte.

- partea mobilă: mâlul; - partea consolidată: argilele.

SRUCTURĂ ŞI TEXTURĂ (generalităţi)

a. Din punct de vedere granulometric, rocile detritice se separă în patru clase:

- psefit (rudit);- psamit (arenit);- aleurit (siltit);- pelit (lutit).

b. Din punct de vedere al formei granulelor, rocile detritice se separă pe grade de rulare ale clastelor (rotunjire, angulare). Ambii parametrii sunt controlaţi de distanţa şi durata transportului, compoziţia mineralogică a materialului. Distribuţia frecvenţei dimensiunilor şi a gradelor de rulare conduce la noţiunea de clasare.

c. Din punct de vedere mineralogic , toate rocile pot fi:- monominerale;- oligominerale;- poliminerale.

Toate rocile detritice au luat naştere în variate sisteme depoziţionale.

A. ROCI PSEFITICE

Definiţie: reprezintă totalitatea depozitelor clastice, mobile sau consolidate, alcătuite preponderent din granule (particule) cu diametrul mai mare de 2 mm. Pentru clasificare s-a apelat la criterii textural-morfologice (forma particulelor) sau criterii mineralogice (natură mono sau poliminerală).

Roci mobileBlocuri, bolovănişuri, pietrişuri: formează depozite aluvionare de-a

lungul albiilor râurilor, fluviilor sau la baza falezelor înalte, precum şi conuri de grohotiş în zonele montane.

Till-urile sunt echivalente cu depozitele morenice, cu sortare foarte slabă, de-a lungul gheţarilor de tip alpin.

Roci consolidateEle rezultă prin cimentarea celor de mai sus, rezultând: conglomerate,

brecii şi tillite.

94

Conglomeratele : sunt roci compacte şi masive, alcătuite din particule rotunjite ale pietrişurilor şi/sau bolovănişurilor, cu textură psefitică. Dimensiunile galeţilor sunt cuprinse între 2 - 4 până la 64 mm în cazul microconglomeratelor, şi respectiv > 64 mm, conglomerate grosiere. Structurile depoziţionale au un caracter mecanic: galeţi imbricaţi, laminaţie oblică şi unerori granoclasare normală şi inversă.

Sistematica lor se face conform criteriului textural-granulometric.Din punct de vedere al compoziţiei se disting:a) Conglomerate oligomictice (compoziţia mineralogică uniformă).ex. conglomerate cuarţoase, conglomerate carbonatice, cu un grad

de sortare relativ bun.Conglomeratele oligomictice cu sortare foarte bună reflectă efectele

unei abraziuni marine cu rularea materialului în diferite cicluri de sedimentare.

b) Conglomerate polimictice (poligene), cu compoziţie petrografică variată, adică litoclaste magmatice, metamorfice, sedimentare, cu grad de sortare slab.

Conglomeratele polimictice reflectă un transport fluviatil şi torenţial din zone continentale cu relief accidentat spre marginea continentelor.

Din punct de vedere genetic se disting varietăţile:c) conglomerate intraformaţionale (claste netransportate care se

găsesc în substratul de unde au provenit);d) conglomerate extraformaţionale (clastele provin din afara bazinului

şi deci, au suferit un proces de transport).Conglomeratele sunt asociate cu depozite lacustre, fluviatiile, marine

(conglomerate de transgresiune aflate în baza depozitelor detritice şi respectiv conglomerate de regresiune aflate deasupra depozitelor detritice).

Breciile sunt roci psefitice formate din elemente angulare (grohotişuri şi blocuri) prinse într-o matrice, având o textură psefitică grosieră. Structura lor este mecanică, masivă şi haotică (de alunecare gravitaţională), fără statificaţie. Natura materialului este foarte variată. Breciile formate local, sunt alcătuite din fragmente cu aceeaşi compoziţie petrografică. Breciile formate prin curgere gravitaţională sunt polimictice. De regulă, breciile apar în formaţiuni sedimentare detritice cu un caracter de secvenţă sau lentile subţiri, turbiditice.

Tillitele (argilele cu blocuri) sunt till-uri consolidate. De regulă elementele sunt psefitice sau psamitice, prinse într-o matrice aleuropelitică. Prezintă un grad de sortare foarte slab. Suprafaţa lor conservă striuri mecanice, figuri semilunare, determinând o structură mecanică tipică. Blocurile sunt din substrat sau provenite, cu compoziţie diferită (blocuri “eratice”). Ele se asociază cu depozite fluvio-glaciare, fapt ce reflectă formarea lor în zonele gheţarilor.

Exemple: Conglomerate de Bucegi, Ceahlău - de vârstă Cretacică.

95

Conglomerate de Pietricica cu elemente verzi - Miocen - din Carpaţii Orientali.

Conglomerate de Bihor - Permian (facies Verucano). Conglomeratele de la Monument - Triasic - din Tulcea.

Conglomerate cuarţifere - Carpaţii Meridionali şi Carpaţii Occidentali.

Tillitele din Retezat, Parâng, Făgăraş, Rodnei.

B. ROCI PSAMITICE

Definiţie: sunt roci detritice mobile (nisipuri) sau consolidate (gresii) cu diametrul granulelor (clastelor) cuprins între 0,063 şi 2 mm.

Nisipuri (termenul are o semnificaţie granulometrică).Ele apar ca un amestec din diferite fracţiuni granulometrice,

mineralogice şi petrografice. Nisipurile pot fi: -oligomictice (nisipuri cuarţifere, calcitice, glauconitice, organogene);-polimictice (cuarţ + feldspat, mice, clorit, minerale grele precum

zircon, rutil, turmalină, granaţi, aur).După origine, nisipurile pot fi:- nisipurile marine: prezintă o sortare bună, indice de rotunjire (Ro)

variabil. Conţin frecvent bioclaste şi minerale grele. Se întâlnesc pe plaje şi şelful continental.

- nisipurile fluviatile: prezintă o sortare moderată şi slabă, indice de rotunjire scăzut. Sunt bogate în material argilos. Se găsesc în albia minora, majoră, pe terase. Cele bogate în minerale grele poartă numele de “placers-uri”.

- nisipurile eoliene : au sortare bună, indice de rotunjire foarte bun, suprafaţa mată. Au compoziţie oligo- sau polimictică şi conţin fracţiuni aleuritice. Formează dune în deşert sau câmpie.

Gresii - Sunt nisipuri consolidate cu liant care poate fi: ciment (gresii propriu-zise) sau matrice (graywacke).

Sistematizarea se face în funcţie de participarea cuarţului, feldspatului şi fragmentelor litice, de natura liantului.

Gresii cuarţoase : Din punct de vedere al compoziţiei, sunt formate din particule terigene

alogene (cuarţ - 95%) şi autigene (glauconit, pirită, calcită). Liantul este un ciment silicios, calcitic sau oxidic.

Acestea sunt roci compacte, dure, culoare deschisă, stratificaţie normală sau înclinată. Granulele prezintă contacte suturale sau coroane de supracreştere.

Ele formează depozite cu grosime mică. Se asociază cu calcare şi dolomite în formaţiuni de platformă. Prezintă sortare bună, un grad de

96

maturitate avansat (prelucrare îndelungată a materialului terigen în mai multe cicluri de sedimentare).

ex. Gresii de Kliwa - flişul extern din Carpaţii Orientali; Platoul Moldovei, Dobrogea.Gresii litice Din punct de vedere al compoziţiei, sunt formate din cuarţ < 75%,

feldspat < 25%, L > 25%, particule alogene (terigene), particule autigene (pirită, clorit, CaCO3). Liantul este un ciment calcitic, silicios sau oxidic.

Ele sunt roci compacte cu porozitate ridicată şi au culoare cenuşiu deschisă. Prezintă variate structuri mecanice (laminaţii oblice, microondulaţii, granoclasare mai mult sau mai puţin accentuată), structuri postdepoziţionale chimice (stilolite, concreţiuni).

Formează depozite împreună cu argile şi marne (molasă şi fliş) sau însoţesc depozitele deltaice şi litorale, depozitele cărbunoase (ex. Gresiile de Tarcău, Şotriile – Eocen, formează flişul extern al Carpaţilor Orientali; Gresiile de Căbeşti din fosa Mureşului - în sudul munţilor Apuseni).

Gresii feldspatice (arcoze)Sunt formate din cuarţ < 75%, feldspaţi > 25%, minerale litice < 25 %,

particule autigene precum CaCO3, SiO2, feldspaţi şi liant reprezentat de ciment calcitic sau silicios.

Gresiile feldspatice sunt roci compacte cu porozitate ridicată, uneori incomplet cimentate, de culoare galbenă, roz sau roşie. Prezintă structuri mecanice (laminaţii oblice, convolute) şi structuri biogene. Se intâlnesc varietăţi genetice cum ar fi arcoza reziduală (matrice argiloasă) care repauzează peste granite sau conglomerate granitice. Apar ca intercalaţii în depozite detritice de moloasă.

ex. Gresiile de Siriu în Carpaţii Orientali din Mezozoic. Gresiile neogene din Transilvania şi Dobrogea de Sud.

GraywackeEle sunt alcătuite din particule terigene din care cuarţul este de 15 -

50 %, mineralele litice 35 - 40%, feldspaţii 15 - 25%, particule autigene de tipul pirită, calcit, ankerit, iar liantul este de tip matrice. Graywacke este un termen care desemnează gresiile cu matrice.

Sunt roci imature, slab dezvoltate, formate din plagioclaz albitic şi litoclaste variate legate printr-o matrice argilo-cloritoasă. Ele prezintă structuri mecanice de tipul laminaţii oblice, convolute, granoclasari, tasări diferenţiate. Sunt caracteristice curgerilor gravitaţionale (transport în masă). Ele sunt considerate depozite turbiditice.

97

Se regăsesc în zone instabile tectonic unde se întâlnesc fose cu activitate vulcanică şi intră în alcătuirea depozitelor de fliş (Carpaţii Orientali, M-ţii Apuseni, Dobrogea de Sud).

C. ROCI SILTITICE (ALEURITE)Sunt roci detritice, de cele mai multe ori mobile, cu dimensiuni ale

particulelor între psamite şi pelite (0,063 mm – 0,04 mm).Löess-ulSe gaseşte sub formă de depozite pulverulente (prăfoase) cu aspect

masiv, fără stratificaţie şi cu tendinţa de desprindere după planuri verticale. Sunt roci friabile, de culoare galbenă, prezintă porozitate ridicată, cu spaţii libere, tubulare. Au indice de rotunjire scăzut, sortare slabă.

Löess-ul este alcătuit din cuarţ 20 - 70%, feldspaţi 20 - 40%, mice, minerale argiloase, minerale grele, calcit (în “papuşile” de löess. Acestea se observă foarte bine după arăturile proaspete, având forma unor aglomerări friabile de culoare albă).

Există varietăţi bogate în oxizi de Fe, minerale argiloase numite lehm.Löess-ul formează depozite cuaternare, eoliene şi periglaciare în

zone submontane, pe platouri şi în câmpie.Löessurile bogate în minerale argiloase sunt slab sortate şi formează

depozite aluvionare în regiuni semiaride.Cele sărace în minerale argiloase sunt bine sortate şi se întâlnesc în regiunile aride.

ex.Câmpia Română, Dobrogea Centrală şi de Sud, Platoul Moldovei.ROCI PIROCLASTICE

Rocile piroclastice sunt produse ale activităţii vulcanice explozive, depuse prin acţiune gravitaţională, în diverse medii de sedimentare. Ele se găsesc sub formă de cristale sau fragmente clastice mobile, neconsolidate (tephra), sau depozite stratiforme, consolidate, intercalate sau nu în alte formaţiuni sedimentare.

Sistematica lor depinde de următoarele criterii: - grad de consolidare;- texturi granulometrice;- constituenţi mineralogici;- natura lavelor pulverizate (riolitică, dacitică etc.).

Aglomerate şi brecii vulcaniceAcestea sunt asemănătoare conglomeratelor şi breciilor. Sunt masive,

slab stratificate, prezintă culori variate, funcţie de litoclaste (granite, andezite, bazalte) şi natura liantului. Textura este psefitică, grosieră; au grad de sortare foarte scăzut. Forma litoclastelor poate fi rotunjită în cazul aglomeratelor şi angulară la brecii. Au structuri clastice, gravitaţionale, uneori granoclasate.

98

Mineralele primare care intră în componenţa lor sunt în funcţie de natura lavei (granitică, tholeitică, andezitică, dacitică, bazaltică). Mineralele accesorii sunt reprezentate de către fragmente din efuziuni vechi. Mineralele accidentale (xenolitele) provin din infrastructura vulcanului (şisturi cristaline, roci sedimentare).

Aglomerările vulcanice se găsesc în apropierea aparatelor vulcanice vechi sau recente, în depozite subaeriene, lacustre şi foarte rar submarine. Apar în asociaţii cu depozitele epiclastice (subacvatice). În România se găsesc în M-ţii Oaş - Gutâi, Călimani - Harghita şi M-ţii Apuseni.

TufuriTufurile sunt piroclastite consolidate asemănătoare gresiilor şi

silturilor omogene. Sunt uşoare şi au porozitate ridicată. Au culori variate, galben, verde, cenuşiu. Prezintă texturi psamitice şi aleuropelitice, sortare bună, structuri depoziţionale cu laminaţie orizontală.

Tufitele sunt hibride care conţin şi material terigen (granoclastele şi litoclastele reprezintă 50%). Ele însoţesc gresiile şi argilele din bazinele lacustre din ariile vulcanice. Au o grosime mică de câţiva cm până la m (foarte rar), cu extindere mare în suprafaţă.

În România sunt cunoscute tufurile de la Dej, tufurile de la Racoş (Perşani), tufurile cu radiolari în M-ţii Apuseni.

II. ROCI ARGILOASE

Argilele sunt depozite sedimentare poligenetice care au drept caracter comun alcătuirea mineralogică. Prin urmare, ele sunt roci cu granulaţie lutitică (pelitică), alcătuite din minerale argiloase cu dimensiuni între 0,01 - 0,008 (0,004) mm.

Mineralele argiloase sunt hidroxisilicaţi de Al care conţin Na, CO2, K, cu structură reticulară planară, caracterizată prin alternanţă de pături divers alcătuite. Variaţiile de chimism şi de structură reticulară, implicit de proprietăţi, conduc la individualizarea a numeroase specii minerale.

Ele au luat naştere prin:- alterarea rocilor preexistente rezultând argile reziduale;- consolidarea unor mâluri din bazinul de sedimentare rezultând

argilele sedimentare (detritice).Formarea mineralelor argiloase are loc în toate etapele unui ciclu

sedimentar (alterare, transport, sedimentare, diageneză). Nu se pot stabili limite nete între produsele generate pe aceste căi.

Principalele mecanisme care controlează naşterea mineralelor argiloase sunt:

- transformarea prin degradare (hidroliză);- remanierea;- neoformarea (autigeneza fracţiunii argiloase);

99

- transformarea prin agradare (sau cu adiţie de ioni).1. Alcătuire mineralogicăRocile argiloase sunt formate din:- caolinit, illit (grupul hidromice);- montmorillonit, beidelit, montronit (grupul smectite);- termeni din grupul clorite;-cantităţi reduse de carbonaţi, oxizi, hidroxizi de Fe, silicaţi, feldspaţi,

zeoliţi, compuşi organici.2. Chimismul este dominat de prezenţa Al2O3, SiO2, K2O, MgO, Na2O,

CuO.3. Granulometria se precizează numai prin microscopie electronică.4. Culoarea foarte variată este dată în special de componenţii minerali

care se găsesc în cantitate mică şi mai rar de mineralele argiloase propriu-zise.

5. Structura şi textura este foarte variată. De regulă, argilele prezintă o stratificaţie evidentă completată cu laminaţii şi formaţiuni lenticulare.

6. Geneza. Argilele apar în urma unor procese şi condiţii generale foarte variate. Foarte rar ele pot fi interpretate ca roci detritice lutitice în mod strict.

De cele mai multe ori, în etapa depoziţională sau cea postdepoziţionala, au participat procese chimice care au dus la formarea mineralelor argiloase cu granulaţie lutitică. Un rol deosebit în aceste procese l-a jucat substanţa organică. În cazul formării în apă, depozitul iniţial a fost mâl care, prin eliminarea apei, a dus la scăderea porozităţii şi formarea argilei.

7. Sistematizarea rocilor argiloase s-a realizat ţinându-se seama de trei puncte de vedere principale:

a) Din punct de vedere mineralogicRocile care au în constituţia lor mai mult de 60% minerale argiloase

sunt argile. Ele pot fi oligomictice şi chiar monominerale (caolinitice, illitice, smectitice) sau polimictice (caz în care, în conformitate cu prezenţa unuia sau altuia dintre componenţii subordonaţi, se pot separa argile sideritice, argile feruginoase etc.).

Participarea mai redusă a mineralelor argiloase se poate datora, uneori, intervenţiei bioxidului de siliciu (10 - 15%) când se individualizează argile silicioase, sau cel mai adesea intervenţiei CaCO3 (10 - 35%) când se separă argilele carbonatice (calcaroase). Dacă CaCO3 ajunge până la 65%, se separă specia petrografică denumită marnă.

b) Din punct de vedere structural şi textural se separă:- grupul masiv, stratificat, foios;- grupul calcşisturilor;- şisturi arenacee (argilele calcaroase, argilele silicioase şistoase).

100

c) Din punct de vedere al categoriilor genetice fundamentale, sunt: - argile sedimentare (cele de natură clastică propriu-zisă);- argile precipitate (cea mai mare parte a mineralelor argiloase este

rezultatul precipitării din ape);- argile diagenetice (mineralele argiloase au luat naştere în etapa

postdepoziţională prin procese chimice);- argile reziduale (au luat naştere în urma unor alterări ale rocilor

preexistente, prin levigarea unor componenţi şi păstrarea unor neoformaţiuni de minerale argiloase). Ele nu au fost transportate ci s-au format “in situ”.

O rocă argiloasă poate fi privită, descrisă, categorisită simultan din toate cele trei puncte de vedere.

Argilele polimictice

Acestea sunt roci compacte, masive sau stratificate, cu porozitate mare, permeabilitate slabă. Prin umezire ele devin plastice. Culoarea este foarte variată, funcţie de compoziţie.

Compoziţie mineralogicăArgilele polimictice conţin 40 - 100% amestec de illit, clorit,

montmorillonit cu mice, cuarţ, feldspaţi, material organic cărbunos (argile cărbunoase), bituminos (argile bituminoase), sulfuri (argile negre). Bioclastele sunt reprezentate prin microorganisme şi/sau schelete de natură silicioasă sau carbonatică.

Structura lor poate fi de natura mecanică, chimică şi biotică. Astfel, sunt frecvente următoarele tipuri de structuri:

a) structuri depoziţionale mecanice:- stratificaţiile orizontale, cu un caracter ritmic (“varve”);

- structurile erozionale de la suprafaţa stratelor (mecanoglife);b) structuri postdepoziţionale mecanice:

- deformaţiile interstratale (laminaţia convolută);- tasările diferenţiale;

c) structuri depoziţionale biotice: - bioglife;- structuri de bioconstrucţie;

d) structuri postdepoziţionale chimice: - con în con;- concreţiuni; - crăpături de uscare.

e) Sructuri de difuzie şi deshidratareArgilele polimictice pot forma depozite reziduale continentale şi

formaţiuni sedimentare în bazine lacustre şi marine asociate seriilor epiclastice (gresii, conglomerate) din fliş şi molasă, şi seriile de precipitaţie chimică (evaporite, unele calcare) din zonele de platformă. În România ele

101

apar în special pe arealul Carpaţilor Orientali (fliş, zona pliocenă), munţilor Apuseni, Bazinului Transilvaniei, platformei Moldovei, Dobrogei de Sud.

Argile oligomictice

Acestea conţin în proporţie ridicată unul din mineralele argiloase (caolinit, montmorillonit, illit).

ex. Argile caolinitice (cenuşii albe, plasticitate mare, capacitate de absorbţie şi schimb moderate). În România se găsesc în Carpaţii Orientali (Harghita), Bazinul Transilvaniei (Aghireş-Cluj); Dobrogea de Sud (Medgidia).

ex: Argile montmorilonitice (argilele smectitice): culoare alb-gălbui, verde-albăstruie cu relicte de sticlă vulcanică (bentonite în Banat - Orşova, Bazinul Transilvaniei - Valea Chioarului). Ele sunt sunt refractare şi foarte plastice, de aici şi folosirea lor în diverse domenii. Capacitatea de schimb de ioni şi de absorbţie este foarte mare ceea ce permite, în anumite condiţii, gomflarea lor sau le determină proprietăţi decolorante (în floridine). Se găsesc în Pădurea Craiului (Şuncuiuş) şi Ţara Bârsei (Vulcan, Holbav).

ex. Argilele illitice au culoarea cenuşie brună, verzuie. Prezintă structuri omogene şi stratificate, plasticitate redusă şi se înmoaie în apă.

De regulă, cele trei tipuri de argile oligomictice se formează şi se asociază cu:

1) argilele caolinitice apar într-un climat cald şi umed, cu pH acid. Se acumulează în bazine lacustre şi în scoarţa de alterare a solurilor lateritice;

2) argilele montmorilonitice şi bentonitele apar într-un mediu alcalin, marin sau lagunar. Se asociaza cu formaţiuni vulcanice-sedimentare sau sedimentare-marine;

3) argilele illitice apar în medii neutre sau slab alcaline. Ele se acumulează în bazine marine.

ArgiliteleAcestea sunt roci compacte cu stratificaţie clară (microstratificaţii şi

lamine). În masa rocilor se dezvoltă plane (“clivaje”) subparalele cu stratificaţia de-a lungul cărora se desface în plăci. Sunt roci intens diagenizate (deshidratate, recristalizate).

Argilitele se asociază cu serii sedimentare marine, terigene, îngropate aproape de limita cu procesele metamorfice.

MarneleAcestea sunt roci compacte, masive sau stratificate.Au culori variate: cenuşiu deschis, brun, brun-gălbui, roşu.

102

Sunt alcătuite din minerale argiloase, calcit, siderit, dolomit, gips, bioclaste. Apar în fliş sau molasă cu formaţiuni terigene carbonatice şi evaporitice (gips, sare).

Se găsesc în Carpaţii Orientali (Gura Beliei), M-ţii Apuseni, Bazinul Transilvaniei, Platoul Moldovei.

III . ROCILE CARBONATICE ( Calcarele şi dolomitele )

1) Ele sunt roci monominerale, poligenetice.2) Din punct de vedere mineralogic şi al chimismului sunt alcătuite

din:CaCO3 - vaterit - aragonit - calcit;CaMg(CO3)2 - dolomit; FeCO3 - siderit;

(Fe,Mg)CO3 - ankerit.3) Particulele constituente sunt: diverse claste (inclusiv bioclaste) sau

produse autigene (precipitate anorganic sau prin procesele metabolice ale organismelor), cu forme extrem de variate.

4) Liantul este de natură chimică (format prin precipitare) sau clastic foarte fin.

5) Structurile sunt extrem de diverse: clastice, organogene, chimice, toate afectate frecvent de procese dia- şi epigenetice.

6) Calcarele sunt extrem de variate şi vor fi sistematizate în grupe genetice cvasiindependente.

Dolomitele sunt:- primare, cele născute prin precipitare directă;- diagenetice, născute prin dolomitizarea sedimentelor calcaroase.Celelalte depozite sideritice, ankeritice, rodocrozitele sunt mult mai

rare şi cu volume reduse.

Calcarele sunt de mai multe tipuri:- omogene;- corpusculare (alochemice);- biogene;- clastice.1. Calcarele omogene:Acestea sunt de natură chimică şi prezintă diferite grade de

cristalinitate.Ele sunt compacte şi formeaza nivele stratificate. Au culori variate

(albe, galbene, cenuşii, roşii) funcţie de natura impurităţilor.Funcţie de dimensiunile componenţilor, calcarele se împart în:- micrite (componenţii au dimensiunile mai mici de 4 microni);- sparite (cu dimensiuni mai mari de 4 microni).

103

Există tranziţii de la micrite la sparite, rezultând aspectul inechicristalin.

2. Calcare corpusculare (alochemice)Acestea sunt formate din corpusculi carbonatici de natură chimică şi

un liant care poate fi micritic sau sparitic. Natura corpuscurilor este variată, ei putând fi: ooide, pelete, intraclaste, lumpuri.

Calcarele alochemice se întâlnesc în faciesurile de platformă şi reprezintă variaţii laterale ale faciesurilor recifale sau apar ca secvenţe cu fosforite, roci glauconitice sau cuarţ-arenitice.

După natura corpusculilor se deosebesc:Calcarele oolitice care au aspect grezos şi sunt alcătuite din ooide

calcitice si/sau aragonitice, cimentate cu micrit (oomicrite) sau sparit (oosparite). Acumularea lor a avut loc în ape puţin adânci, până la nivele decimetrice (lacuri sau şelfuri continentale) în Jurasic, Paleogen, Neogen.

Calcarele peletale sunt mai variate din punct de vedere textural. Peletoidele au un caracter fecal, algal sau diagenetic (pelmicrit, pelsparit). Provin prin cimentarea unor mâluri carbonatice, în ape stagnate de mică adâncime.

Calcarele cu interclaste formează depozite cu un caracter intraformaţional, însoţind micritele şi sparitele şi un caracter brecios care reflectă medii agitate, turbulente care au favorizat fragmentarea mecanică.

Calcarele lumpale sunt foarte rare.În România se găsesc în Dobrogea de Sud, M-ţii Apuseni (Moneasa,

Vaşcău), Carpaţii Meridionali (Mateiaş).

3. Calcarele organogene (biogene)Acestea sunt formate din testuri şi schelete întregi sau fragmentate

sau calcare care rezultă prin activitatea vitală a organismelor, formând calcare bioacumulate şi calcare bioconstruite.

Calcarele bioconstruite (biolitite) sunt roci carbonatice alcătuite dintr-un cadru scheletic colonial şi materialul sedimentar de umplutură din spaţiile interscheletice. Ele reprezintă produsul activităţii coralilor (calcare coraligene), algelor (calcare algale) şi briozoarelor.

Biolititele formează corpuri cu aspect de dom, fără stratificaţie verticală (bioherme) sau dezvoltare lenticulară între micrite, calcare alochemice, calcare bioacumulate (biostrome).

Se găsesc în Carpaţii Orientali (Hăghimaş, Cheile Bicazului), Carpaţii Meridionali (Valea Cernei), Dobrogea Centrală (Casimcea).

Calcare bioacumulate (biomicrite, biosparite, calcare scheletale). Ele sunt formate din fragmente sau testuri (teste) întregi care aparţin unor organisme sedentare, bentonice sau pelagice (foraminifere - numuliţi, orbitoline - brachiopode, ostracode, lamelibranchiate - inocerami, gasteropode, amoniţi, echinide).

104

Acumulările mobile constituie falune, iar cele cimentate lumaşele. Constituenţii alogeni (cuarţ şi minerale grele) sunt subordonate. Liantul poate fi micritic sau sparitic. Se găsesc în Carpaţii Meridionali (calcarele cu numuliţi de Albeşti, din care este construită printre altele Mânăstirea Curtea de Argeş), Dobrogea (Lespezi), Platforma Moldovei.

Creta. Ea provine din acumularea clastelor de globigerine. Este albă, poroasă, friabilă. Se găseşte în Dobrogea de Sud (Basarabi - cu silex - zeci de metrii grosime). Adâncimea apei s-a estimat la 800 - 1000 m.

4. Calcare clastice (calcare mecanice sau calcare alohtone)Acestea sunt formate mai mult de 50% din fragmente calcaroase

(extraclaste sau litoclaste) de diverse dimensiuni şi origini, legate prin liant.Speleothemele: stalactite, stalagmite - iau naştere prin separarea

selectivă a CaCO3 din picăturile de apă.

5. DolomiteleSunt roci carbonatice cu mai mult de 50% CaMg(CO3)2,

asemănătoare calcarelor. Dolomitele sunt roci poligenetice (dolosparite, dolomicrite cu textură faneritică şi afanitică).

Dolomitele primare - se formează prin pricipitare chimică în mediu lagunar. Sunt roci compacte , omogene, lipsite de faună.

Textura este idiotopică şi echicristalină. Au o stratificaţie vizibilă şi apar în asociaţii cu evaporite (gips, anhidrit), micrite etc.

Dolomitele secundare - au caracter diagenetic. Ele reprezintă produse de substituţie metasomatică a unor vechi depozite calcaroase. Au un aspect masiv sau lentiliform, sunt poroase, cavernoase, cu resturi fosile, adesea fisurate. Prezintă texturi inechicristaline, porfiroblastice şi poikiloblastice.

Dolomitele secundare au luat naştere pe seama unor sedimente carbonatice, ulterior litificate sau pe seama calcarelor recifale, emerse, rezultând asocierea lor cu calcarele bioacumulate şi calcarele bioconstruite.

Dolomitele secundare sunt frecvente în depozite paleozoice (M-ţii Poiana Ruscă) sau triasice (Pojorâta), paleogene (Meziad, Jibou).

IV. EVAPORITE (HALITE)

Acestea reprezintă în exclusivitate produse de natură chimică. Ele iau naştere în urma precipitării din soluţii hipersaline ca urmare a evaporării foarte puternice.

Sunt roci cu frecvenţă redusă la suprafaţa Pământului (în special în permian şi miocen) şi sunt caracterizate printr-o mare plasticitate.

Clasificare din punct de vedere mineralogicÎn alcătuirea depozitelor de evaporite intră constituenţi autigeni ca:a) Grupa halogenilor: - sare gemă NaCl - silvină KCl

105

- carnalit MgCl2KCl.6H2O

b) Grupa sulfaţilor: - anhidrit CaSO4

- gips CaSO4. 2H2O - kieserit MgSO4

- polihalit 2CaSO4.MgSO4.K2SO4.2H2O

c) ± Carbonaţi: - calcit CaCo3

- dolomit CaMg(CO3)2

d) ± Sulfuri: - pirită Fe2SSubordonat, poate participa o fracţiune alogenă argiloasă,

bituminoasă, oxidică care impurifică constituenţii primari. O astfel de compoziţie conferă evaporitelor o greutate specifică mică şi culori deschise.

Evaporitele au un mod de prezentare stratiform şi sub formă de corpuri cu dezvoltare cvasiverticală (diapire).

Geneză:Cea mai mare parte au luat naştere din ape marine. Chimismul

acestora poate fi reprezentat prin sistemul:

NaCl - KCl - MgCl2 - Na2SO4 - H2O.

Ordinea de cristalizare este: carbonaţi - sulfaţi - cloruri şi compuşi de Na, Mg, K. Formarea depozitelor nu poate fi explicată prin evaporarea apei în bazinele marine, deoarece precipitarea începe numai când volumul iniţial de apă scade cu 2% (se ating situaţii de suprasaturare), ceea ce înseamnă că pentru explicarea depozitelor cu grosimile constatate astăzi, ar fi trebuit să existe bazine marine cu adîncimi imense.

Este posibil ca evaporarea să fi existat în lagune sau în zone izolate de largul bazinelor prin bare-cordoane de nisip, în climat cald. În asemenea locuri, paralel cu evaporarea şi concentrarea soluţiei, aveau loc aporturi repetate de apă din restul bazinului marin, apă încărcată cu substanţă. În felul acesta se explică precipitarea unui volum imens de apă şi prin urmare, grosimea depozitelor formate.

Exista evaporite non-marine, formate în bazinele de tip “sabka” din regiunile aride. Este vorba de lacuri temporare din ariile endoreice care au aport de săruri prin spălarea formaţiunilor geologice din jurul acestora. Acest aport poate fi ciclic rezultând o stratificaţie cu pături mineralogice diferite. Ambele tipuri de depozite explicate pînă acum sunt autohtone.

Diapirele (depozite alohtone) conservă numai uneori aspecte de stratificaţie, datorită deformării puternice a depozitului, rezultând un aspect textural “haotic”.

Evaporite saline

106

Ele grupează depozite de halit şi săruri de K şi Mg. Primele sunt masive, omogene şi conţin cantităţi reduse de anhidrit, polihalit, dolomit. Depozitele de K şi Mg sunt stratificate şi conţin sulfaţi şi cloruri.

Evaporitele saline se asociază cu argile şi dolomite, substanţe bituminoase şi sunt lipsite de faună. Acestea iau naştere prin precipitare chimică în lagune.

În România sunt foarte răspândite şi se găsesc la: Ocna Şugatag, Cacica Solca, Tg. Ocna, Ocnele Mari, Bazinul Transilvaniei (Praid, Ocna Sibiu, Ocna Mureş, Ocna Dej).

Evaporite de gips şi anhidritAcestea se întâlnesc sub formă de intercalaţii stratiforme, corpuri

lenticulare sau mase neregulate în argile şi marne, mai rar în calcare şi dolomite.

Gipsul şi anhidritul îmbracă forme de cruste, noduli, lamine şi apar în lagune, câmpii tidale şi zone deşertice.

Concentraţiile de anhidrit apar sub formă de strate, cu lamine de carbonaţi, de nodule granulare sau ciment interstiţial în masa unor calcare sau epiclastite.

În România se găsesc în Subcarpaţi (Mâneciu, Slănic, Pucioasa), bazinul Transilvaniei (Copăceni, Cheia, Aghireş).

V. SILICOLITE ŞI FOSFORITE

Acestea au o răspândire limitată la suprafaţa Pământului.

a) Silicolitele sunt roci formate din opal, calcedonie sau cuarţ, născute prin procese chimice anorganice sau biochimice (nu clastice).

Ele au aspecte structural-texturale diverse, culori diferite ca urmare a mecanismelor foarte variate de extragere a SiO2 din soluţii.

Geneză:SiO2 trece în soluţii în condiţii forte rar realizate şi anume un pH > 8,6

- 9 (ape foarte alcaline). Aceste condiţii pot să apară în bazine marine sau în soluţiile care circulă în litosferă, când sunt “reprelucrate” silicolitele primare.

Sistematica silicolitelor este funcţie de mecanismele de precipitare ale SiO2.

A. Silicolite primare Acestea sunt depozite stratiforme.1. Silicolitele organogene rezultă prin acumularea de testuri şi

organisme silicioase (diatomite, radiolarite, spongolite);2. Silicolitele hibride (gaize) rezultă prin acumularea concomitentă a

resturilor de organisme cu material clastic sau piroclastic (tufodiatomit, gaize);

107

3. Sinterele rezultă prin precipitare anorganică.

B. Silicolite secundare Acestea iau naştere prin intense solubilizări şi reprecipitări pe loc ale

SiO2 din depozitele primare. Ele păstrează caracterul stratiform, dar resturile organice pot să dispară complet, fiind înlocuite cu opal sau calcedonie reprecipitată. Pe seama depozitelor organogene iau naştere jaspuri, menilite, geyserite.

În condiţii de pH favorabile, în sedimente cu SiO2 puţin, are loc o migrare a acestuia rezultând noduli (accidente silicioase). Ele sunt dispuse de regulă în calcare. Funcţie de caracterele lor petrografice, se separă în silex, chaille, chert.

Silexul se poate desprinde uşor din roca gazdă, pe când chaillul formează corp comun cu acesta. Menilitele reprezintă concentraţii de silice interstratificate în masa unor argile sau marne bogate în substanţă organică (bitum).

În România, se găsesc în Carpaţii Orientali (Pătârlagele), Dobrogea de Sud (Adamclisi).

Radiolarite se găsesc în Masivul Bucegi, M-ţii Apuseni. Menilitele formeaza flişul extern al Carpaţilor Orientali.

b) FosforiteAcestea sunt foarte rare şi sunt alcătuite numai din fosfaţi.Din punct de vedere mineralogic, fosforul apare în roci sedimentare

ca:- apatit (clor-, fluor-, hidroxil-apatit) Ca3(PO4)2 ;- forme criptocristaline: francolit, podolit;- forme colomorfe: colofan.Procesele prin care se formează fosforitele sunt biochimice şi chimice

(anorganice).

Petrografie şi geneză:- Vertebratele au scheletul format din fosfaţi, iar acumulările de acest

gen (afectate sau nu diagenetic şi epigenetic) constituie breciile de oase.-În insulele unde trăieşte un număr mare de păsări, lilieci, acumularea

dejecţiilor lor constituie depozitele de guano, cu un conţinut mare de fosfor.- Mineralele de fosfor se pot prezenta sub formă de concreţiuni, ca

produse ale precipitării din apele marine şi produse de diageneză din unele roci. Fosforitele concreţionare sunt asociate calcarelor.

-Fosforitele cu organisme conţin fosfaţi sub formă de liant, noduli sau pseudomorfoze în masa unor roci de tipul biocalcarenitelor şi silicolitelor (ex. fosforite cu crinoide, fosforite cu spiculi).

108

În România, se găsesc fosforite în Dobrogea de Sud sub formă de nisipuri, gresii şi conglomerate cu ciment şi noduli fosfatici. De asemenea,în Carpaţii Orientali - faciesul de Şotrile. Depozite de guano şi oase de Ursus spaeleus se găsesc în peştera Ciclovina (Sebeş), constituind “cel mai mare zăcământ de fosfor din Romania”, Baia de Fier, Gura Dobrogei.

VI. FERILITE ŞI MANGANOLITE

Acestea sunt roci sedimentare în care Fe2O3 sau MnO depăşesc 15% din totalul mineralelor care le alcătuiesc. Ele apar în deferite roci şi foarte rar conţinuturile ridicate, duc la formarea de zăcăminte.

Sursa acestor roci este:a) continentală, în urma alterării rocilor de pe continent;b) marină, datorită vulcanismului submarin.Extragerea compuşilor de Fe şi Mn din soluţii se face prin precipitare

anorganică atât în domeniul continental cât şi în cel marin. Ferilitele Caracterul ferilitic este determinat de patru grupări principale cu fier: - oxizi; - carbonaţi; - silicaţi; - sulfuri.Oxizi: göehtit (FeO.OH), magnetit (Fe3O4), hematit (Fe2O3).Carbonaţi: siderit (FeCO3).Silicaţi de Fe: chamosit (Fe,Mg)3(Al,Fe)3(SiAl)8O20OH16

thuringit (Fe,Fe)12(Si,Al)8O20.OH16

Sulfuri: pirită (FeS2), marcasită (FeS2), hidrotroilitul (FeS.nH2S).

Caractere petrografice:a) Tipul ooidic (“minette”) - formează depozite feruginoase alcătuite

preponderent din ooide cu göehtit, hematit, chamosit prinse într-un liant carbonatic sau argilos. Sunt asociate cu argile, gresii sau graywacke. S-au format în Jurasic, Eocen, Sarmaţian.

b) Tipul stratiform (“taconite”) - formează depozite bogate în magnetit, hematit şi calcedonie (cuarţ). Au grosimi cuprinse între 50 - 600 m. Unele sunt metamorfozate. S-au format în Cambrian, Precambrian.

c) Pălăriile de fier sunt depozite reziduale cu oxizi şi hidroxizi de Fe formate în zona de oxidare a unor acumulări primare de silicaţi sau carbonaţi. În cadrul lor se întâlnesc cruste limonitice sau hematitice cu structură vacuolară şi pământoasă. Se formează deasupra nivelului hidrostatic şi sunt de vârstă recentă şi cuaternară.

Manganolitele sunt roci formate din oxizi de Mn (piroluzit, psilomelan) şi rodocrozit.

109

În domeniul marin se formează nodulii fero-manganoşi (la adâncimi mari), care reprezintă adevărate zăcăminte subacvatice, din păcate greu de exploatat.

În domeniul continental, separarea acestor noduli are loc în mlaştini, lacuri şi unele scoarţe de alterare.

VII. ALITE

Acestea sunt roci în care predomină oxizii şi hidroxizii de aluminiu. Ele pot constitui minereuri de aluminiu. La acestea se mai pot adăuga oxizi şi hidroxizi de fier şi titan.

În grupul de alite se deosebesc două categorii de roci: bauxite şi laterite.

a) Lateritele sunt rezultatul unor puternice transformări chimice ale rocilor preexistente (sunt considerate depozite reziduale şi intră în alcatuirea scoartei de alterare din ariile continentale, cu clima calda si umeda).

b) Bauxitele sunt de natură poligenetică. Pot fi laterite fosile sau depozite remaniate, de precipitare anorganica (proces ulterior de îmbogăţire în aluminiu a lateritelor). Aluminiul trece foarte greu în soluţie, numai la pH foarte acid (pH<4) sau foarte alcalin (pH>9). Rare sunt cazurile în care el migrează în domeniul sedimentar.

Compoziţie mineralogică:În compoziţia alitelor intră: - gibbsit -Al(OH)3; - diaspor - AlO.OH ; - bőehmit - AlO.OH; - minerale feritice - hematit, gőehtit,

lepidocrocit; - minerale argiloase - candite, illite;

- fracţiuni alogene - cuarţ şi minerale grele.

În cadrul alitelor se pot separa:- Depozite reziduale propriu-zise care sunt legate intim de rocile

subjacente. Ele reprezintă scoarţa de alterare spălată de ceilalţi componenţi şi pot ajunge la grosimi metrice.

- Depozite de material rezidual transportat în goluri carstice amestecat cu diverse claste. Acestea formează pungi în cadrul calcarelor.

- Depozite cu material rezidual treansportat şi depus stratiform în bazine lacustre sau marine.

Astfel de depozite se găsesc în M-ţii Apuseni (Pădurea Craiului, Bihor), în Carpaţii Meridionali (bazinul Haţeg).

4.8. ASOCIAŢII NATURALE DE ROCI SEDIMENTARE

110

Formaţiunile sedimentare sunt alcătuite de regulă din mai multe tipuri de roci. Condiţiile genetice, prin variaţile uşoare pe care le înregistrează, îngăduie apariţia mai multor specii ori varietăţi petrografice, care apar asociate în mod natural. În general, condiţiile petrogenezei sedimentare sunt controlate de evoluţia părţii periferice a litosferei. Conform teoriei tectonicii globale, se pot face următoarele separaţii:

În zonele stabile continentale (cratone sau platforme, adică partea de litosferă continentală din cadrul plăcilor - fig. 51; 52 – planşa XVII)

În cadrul lor se disting:a. Bazinele intracratonice care au adesea forme circulare şi nu au

legătură cu oceanele. Sedimentarea este controlată de climă şi de aria sursă. Ea dă naştere asociaţiilor, evaporite - dolomite - siltite care s-au format într-o climă aridă şi respectiv argile negre bituminoase-calcare- arcoze care sunt rezultatul unei clime umede.

b. Bazine epicratonice care sunt constituite din ariile marginale submerse ale porţiunilor de litosferă continentale din unele plăci (platforme continentale). Ele au legătură directă cu oceanul şi procesele de sedimentare şi sunt influenţate de oscilaţiile de nivel ale apelor acestuia. Aici iau naştere depozite cuarţoase (nisipuri şi gresii), calcare şi evaporite.

c. Ariile subaeriene în care iau naştere depozite clastice cu granulaţie medie şi fină, adesea necoesive.

d. Ariile care corespund sistemelor depoziţionale glaciare, lacustre, fluviatile, deltaice, lagunare ce dau naştere la asociaţii specifice cu trăsături definitorii. În rifturile intracratonice (Rin, Baikal, Marea Moartă, valea Iordanului) în

care iau naştere asociaţii de depozite epiclastice grosiere-argile negre- evaporite.

Zonele stabile oceanice (câmpiile abisale) în care iau naştere asociaţii de depozite pelagice precum roci argiloase – roci carbonatice -depozite fero - manganifere.

În zonele de subducţie (mobilitate tectonică) în care se formează pe lângă depozitele sedimentare aduse pe spinarea plăcii (roci clastice) şi variate tipuri de sursă continentală:

- asociaţii de fliş (în care sunt prezente gresiile);- asociaţii de molasă (în care domină conglomeratele);Asociaţiile de fliş cuprind totalitatea depozitelor sedimentare

acumulate în geosinclinale, provenind pe seama cordilierelor în curs de ridicare, datorită mişcărilor orogenice.

Asociaţiile de molasă cuprind totalitatea depozitelor sedimentare acumulate în momente postorogenice. Molasa corespunde unor depozite terigene terdeorogene, acumulate pe flancurile unui craton, într-un bazin liniar adânc.

111

CAPITOLUL 5C5

5. PROCESE ŞI ROCI METAMORFICE

5.1. DEFINIREA (ESENŢA) METAMORFISMULUI

Cuvântul metamorfism înseamnă “transformare” şi el a fost adoptat de petrologie pentru a desemna acel proces natural de schimbare a esenţei petrografice a unei roci, care rămâne permanent în stare solidă. Metamorfismul este o altă transformare decât topirea (cazul rocilor magmatice), dizolvarea sau evaporarea posibilă a unei roci. La fel cum un mineral cristalin poate trece dintr-o stare în alta, tot astfel şi rocile pot trece dintr-o stare solida în alta, prin metamorfism. Roca iniţială care intra într-un proces de metamorfism se numeşte protolit. Ea poate fi magmatică, sedimentară sau de orice alta categorie genetică (inclusiv metamorfică, preexistentă). Roca rezultată prin metamorfism se numeşte “metamorfit”, iar cu ajutorul câtorva prefixe se poate indica şi natura protolitului. De exemplu: parametamorfit (protolit sedimentogen), ortometamorfit (protolit magmatogen), polimetamorfit (metamorfit având ca protolit o altă rocă metamorfică) – Şeclăman et al., 1999.

Metamorfismul reprezintă transformarea în stare solidă a rocilor magmatice şi sedimentare, ca răspuns la condiţiile fizice şi chimice, diferite de condiţiile care predomină în timpul formării lor (Winkler, 1976).

Metamorfismul reprezintă schimbările mineralogice şi structurale ale rocilor, care se produc la adâncimi destul de mari în scoarţă, la temperaturi mai mari decât cele cunoscute la suprafaţa Pământului (Myashiro, 1973). Cu alte cuvinte, metamorfismul presupune orice transformare mineralogică şi / sau structurală a rocilor în stare solidă, cu excepţia alterărilor,

112

dezagregărilor şi diagenezei. Myashiro apreciază că limita de temperatură între diageneză şi metamorfism este de circa 150oC. Prin urmare, metamorfismul ar avea loc între 150oC şi temperatura solidus a rocilor, care marchează debutul anatexiei. Presiunea este un factor mai dificil în acest caz, deoarece se cunosc roci sedimentare care au suferit procese de diageneză la adâncimi de peste 6 Km, în timp ce unele corneene (roci metamorfice) s-au format la adâncimi (presiuni şi temperaturi) mai mici. Cele două noţiuni, diageneză şi metamorfism, sunt congruente şi de aici, limita naturală netă de demarcaţie este mai greu de stabilit precis.

Din punct de vedere termodinamic, metamorfismu l reprezintă tendinţa de adaptare a rocilor solide la condiţiile existente în spaţiul şi timpul geologic dat. Într-un sistem petrografic izochimic, fiecărei stări petrografice, caracterizată printr-o anumită compoziţie mineralogică (parageneză) şi configuraţie structurală, îi corespunde o anumită energie liberă. De aceea, transformarea paragenetică şi structurală a unei roci, înseamnă realizarea tendinţei interne a rocii de a obţine starea cu cea mai mică energie liberă pentru condiţiile fizice date.

Metamorfismul este posibil, numai dacă starea reală a rocii are o energie liberă mai mare decât una sau alta din stările potenţiale posibile, adicî numai dacă starea reală este instabilă sau metastabilă.

În metamorfism, spre deosebire de magmatism, nu participă faza lichidă a topiturii de silicaţi. Aceasta nu exclude posibilitatea participării altor faze fluide, care sunt omniprezente.

În timpul metamorfismului, transformările pot conta numai prin modificarea exclusiv a structurii, fără modificarea compoziţiei minerale. Acest lucru se realizează prin deformări plastice sau rupturale, fie prin recristalizări simple (ex. recristalizarea calcarelor sedimentare conduce la formarea marmurelor). De regulă însă, alături de modificarea compoziţiei mineralogice are loc loc şi modificare aspectelor structurale, ducând la recristalizarea metamorfică în sensul larg (ex. transformarea marnelor în amfibolite).

Dacă recristalizarea nu modifică chimismul global al rocii, are loc un metamorfism izochimic. Dacă însă metamorfismul presupune aport şi eliminare de substanţă, rezultă o schimbare a chimismului rocilor solide, fenomen care poartă numele de metasomatism.

Proprietăţile protolitului se conservă uneori în metamorfit ca “relicte”, alături de proprietăţile “neoformate”. Există şi cazuri când ele nu se conservă deloc. Cu alte cuvinte, intensitatea transformării petrogenetice sau gradul de abatere a metamorfismului faţă de protolit diferă de la caz la caz. El depinde mult de mecanismele prin care se realizează metamorfismul. Aceste mecanisme sunt în număr de trei:

1. schimbarea structurii petrografice, prin rearanjarea în spaţiu a cristalelor sau mineralelor care compun protolitul, sau prin modificarea formei şi dimensiunilor cristalului. În acest caz,

113

transformarea este o trecere a rocii de la o stare structurală iniţială (s1) la o alta finală (s2);

2. schimbarea compoziţiei mineralogice a protolitului, pe fondul unui chimism global constant. De data aceasta, roca trece de la o stare minerală M1 la o stare finală, M2;

3. schimbarea compoziţiei chimice globale a protolitului, adică sistemul petrografic trece de la o compoziţie chimică globală C1, la o alta finală, C2.

Cele trei mecanisme pot acţiona individual sau simultan, existând următoarele posibilităţi naturale:

(1) C1 = C2, M1 = M2, s1 s2

Acesta este un metamorfism pur structural, cu alte cuvinte protolitul îşi schimbă numai structura. De pildă, roca trece de la o structură izotropă la o alta anizotropă (mai rar invers), de la o granulaţie mai mică la o alta mai mare şi invers, de la stări inechigranulare la echigranulare şi invers etc.. Deoarece mineralele şi chimismul global nu se schimbă, acest metamorfism este considerat “izochimic” şi respectiv “izomineral”. El mai este denumit şi “recristalizare” simplă.

(2) C1 = C2, M1 M2, s1 s2

În acest caz, aşa după cum se arată în relaţia de mai sus, se modifică simultan compoziţia minerală şi structura protolitului, dar nu şi chimismul global. Acest tip de metamorfism este cel mai frecvent întâlnit în natură şi se mai numeşte metamorfism “izochimic”. Schimbarea mineralogică atrage după sine schimbarea sau modificarea structurii protolitului. Acest lucru se datoreşte faptului că granulele vechilor minerale (paleosomatice) sunt treptat eliminate, iar în locul lor se formează cristalele mineralelor noi (neosomatice). Există cazuri când deosebirea dintre paleostructură (structura iniţială, veche) şi neostructura (structura nouă dobândită) poate fi foarte mică şi prin urmare, ignorată. În acest caz, se neglijează diferenţele structurale care privesc formele şi dimensiunile cristalelor, dacă gradul de anizotropie a rocii nu s-a modificat.

(3) C1 C2, M1 M2, s1 s2

Modificarea chimismului global al unui sistem mineral solid a fost numită metasomatoză şi, de aceea, procesul metamorfic acompaniat de schimbarea acestui chimism este numit metamorfism metasomatic. Cuvântul “metasomă” înseamnă “un alt corp”, aluzie la faptul că esenţa compoziţională a corpului solid s-a transformat. Schimbarea compoziţiei chimice atrage după sine modificarea calitativă şi/sau cantitativă a mineralelor, iar schimbarea acestora din urmă, modifică structura petrografică. În consecinţă, metamorfismul metasomatic este cea mai drastică schimbare posibilă a unei roci în stare solidă (Şeclăman et. al., 1999).

5.2. FACTORII METAMORFISMULUI

114

Prin factori se poate înţelege:1. oricare din parametrii fizici şi chimici ai mediului geologic care prin

schimbare determină scoaterea rocilor solide din stările lor de stabilitate mineralogică şi/sau structurală;

2. orice factor natural care poate conduce la trecerea rocilor din stare metastabilă la cea stabilă.

Din prima categorie fac parte factorii de echilibru ai procesului metamorfic şi de ei depind compoziţia mineralogică şi structura de echilibru a viitoarei roci. Din cea de-a doua categorie, fac parte factorii catalitici ai metamorfismului şi de ei depinde viteza procesului de metamorfism.

Factorii de echilibru în sistemele petrografice cu chimism constant sunt:

- temperatura;- presiunile (de diferite feluri);- tensiunea superficială a suprafeţelor cristalelor.

Factorii catalitici sunt:- conţinutul de apă (fluide);- stressul (presiunea orientată) de deformare;- temperatura.

TemperaturaValorile ei sunt cuprinse între limita domeniului diagenezei şi

temperatura solidus a rocilor (1500 - 200oC - 600oC). Această temperatură poate ajunge în cazuri particulare până la 1000-2000oC (gresii cuarţifere, dunite, anortozite). Creşterea temperaturii (Turner şi Verhoogen, 1950) poate fi rezultatul:

- injecţiilor magmatice (1200oC);- afundării rocilor în zone profunde ( 450oC);- creşterii fluxului caloric vertical în spaţiul metamorfic (500-700oC).Variaţia temperaturii, în cazul în care ceilalţi factori sunt constanţi,

poate duce la modificări mineralogice şi structurale. Sunt necesare două precizări:

1. Orice rocă are un anumit interval termic de stabilitate (fig. 53 – planşa XVIII). De aici concluzia că nu orice variaţie de temperatură poate determina un metamorfism. Deci, variaţia temperaturii trebuie să fie mare pentru a scoate roca din domeniul ei de stabilitate.

2. Intervalele termice de stabilitate a rocilor sunt o funcţie de compoziţia mineralogică a rocii şi presiune.

D TS = f (compoziţia mineralogică, presiune)La aceeaşi presiune, rocile poliminerale au intervale de stabilitate

termică mai mici decât rocile monominerale (ex. Calcarul pur are un interval mai mare de stabilitate termică decât calcarul cu impurităţi).

115

Deci, un interval de temperatură poate afecta roci poliminerale şi lasă intacte rocile monominerale. De aici noţiunea de metamorfism selectiv.

Creşterea temperaturii tinde să realizeze paragenezele şi structurile cu entropii ridicate, adică acele configuraţii care au un grad de dezordine internă mai avansat. Principalele cauze ale ridicării entropiei sunt (în cazul creşterii temperaturii):

-formarea fazelor gazoase (roci de deshidratare, roci de decarbonatare);

- creşterea gradului de miscibilitate a mineralelor solide;- creşterea solubilităţii mineralelor în fluidele din pori.Metamorfismul progresiv , determinat de încălzirea rocilor, este o

adaptare entropică a sistemelor petrografice la creşterea temperaturii. Creşterea entropiei mineralelor se realizează de obicei prin:

- reacţii de deshidratare: To

muscovit feldspat plagioclaz( potasic) + corindon + H2O- reacţii de decarbonatare:

To

calcit + cuarţ wollastonit + CO2

- solubilizarea reciprocă a mineralelor iniţiale, rezultând faze solide mixte:

To

albit, microclin anortoză (pertite)Micşorarea temperaturii poate duce la reacţii inverse: hidratări,

carbonatări, dezamestecuri (metamorfism regresiv).

Presiunea de sarcină (litostatică - Pl) duce la adaptarea rocilor în sensul micşorării volumului şi creşterea densităţii:

P1 = ρgh, (6) unde ρ - densitatea mediea coloanei de roci; h - adâncimea; g- acceleraţia gravitaţională.

Această presiune se estimează în bari sau Kbari. Variaţia presiunii litostatice este posibilă numai când este asigurată îngroparea şi afundarea rocii respective (ex. la baza crustei presiunea litostatică este 10 - 15 Kb).

Variaţia presiunii litostatice duce la variaţia energiei libere a sistemului petrografic. În lipsa temperaturii, o presiune litostatică poate duce la creşterea energiei libere a rocii, echivalentul a câtorva sute de grade celsius (0 - 500o C - ex. 50 bari corespund la 1oC).

116

În general, creşterea presiunii şi deci micşorarea volumului rocii, duce la micşorarea entropiei. Din acest punct de vedere, creşterea presiunii are efecte inverse creşterii temperaturii.

Presiunea orientată (Ps) - StressulEa crează tensiuni care duc la deformări plastice şi rupturale ale

cristalelor, precum şi la o deplasare a lor prin translaţii sau rotiri. Din punct de vedere fizic, deformările joacă un rol distructiv. Din punct de vedere chimic însă, ele joaca un rol catalitic în metamorfism. De aceea, prezenţa presiunii orientate provoacă tensiuni de forfecare. Un punct dintr-o rocă este supus pe cele trei directii principale (x, y, z) la tensiuni diferite.

Valorile maxime atinse de presiunile orientate într-o rocă sunt egale cel mult cu tensiunile de rupere (3000 bari = 3 Kb).

Prin urmare, efectul presiunii orientate este dublu:- de deformare (metamorfism dinamic);- cu rol catalitic (alături de presiune litostatică şi temperatură).

Presiunea fluidelor (Pf)În majoritatea rocilor există o fază fluidă care se poate găsi în trei

forme: lichidă, gazoasă şi supracritic. În general fluidele, funcţie de P şi T reprezintă aproximativ 5% din volumul total al rocii. Faza fluidă ocupă porii, fisurile minuscule sau formează filme granuloase (fig. 54 – planşa XVIII). Există, în general, mai multe faze sau situaţii specifice ale fazei fluide:

1. dacă roca este suficient de permeabilă, aşa încât faza fluidă să comunice cu suprafaţa, se realizează faza osmotică . În acest caz: Pf este diferită de Pl şi deci:

Pf = ρ f gh (7)

unde: ρ f = densitatea medie a coloanei de fluid;g = acceleraţia gravitatională;h = adâncimea.Cum ρ rocă > ρ f , rezultă că la o anumită adâncime, fazele minerale

solide au o presiune mai mare ca Pf coexistentă.2. Dacă fluidul se află în spaţii închise (faza neosmotică ) , deci rocile

sunt impermeabile, Pf poate deveni egala cu Pl cu adăugirea că temperatura şi numărul de moli poate perturba această egalitate. Prin urmare, dacă temperatura şi numărul de moli vor creşte, Pf > Pl. Aceasta, Pf poate învinge rezistenţa de rupere a rocii şi să genereze un sistem de fisuraţie locală. De regulă însă Pf este aproximativ egală cu Pl .

Presiunea parţială a componenţilor volatiliDe regulă, faza fluidă este policomponentă, fiind alcatuită din H2O, O2,

H2S, CH4. Fiecare din aceşti componenţi au presiuni parţiale proprii. În acest caz:

117

Pf = x1 Pf + x2 Pf + ............. + xc P f = P1+P2 +........+Pc (8)

unde: x1, x2, xc - proporţiile componenţilor volatili (concentraţiile); P1 , P2 , .... Pc - presiunile parţiale corespunzătoare.

Pentru metamorfism, presiunile paţiale au un rol mult mai important ca presiune totală a fluidului.

ex. Creşterea presiunii parţiale a apei favorizează reacţiile de hidratare; scăderea presiunii parţiale a apei favorizează reacţii de deshidratare;

Presiunea parţială a CO2 reglează reacţiile de carbonatare. Presiunea parţială a O2 şi a H2 controlează reacţiile de oxido-reducere.

Determinarea presiunilor parţiale este o problemă foarte delicată. Ea este facilă numai în cazul în care fluidul este aproximativ monocomponent şi, prin urmare Pi = Pf (ex. În timpul metamorfismului rocilor argiloase, presiunea parţială a apei (PH2O) este egală cu presiunea fluidului sau în timpul metamorfismului rocilor carbonatice presiunea parţială a CO2 este egală cu presiunea fluidului).

La fluidele formate din H2O şi CO2, presiunea parţială a unuia din componenţi poate varia de la 0 la Pi= Pf.

În condiţii speciale, la temperaturi de 300o C, este posibilă reacţia H2O şi grafit (C):

2H2O + C CO2 + 4H2

2H2O + C CH4 + O2

În acest caz, la Pf constant, creşte presiunea parţială a CO2, CH4, O2, H2 şi scade presiunea parţială a H2O.

Energia superficială a mineralelorSuprafaţa care separă faza minerală a rocilor este o mărime fizică

care joacă un rol important în metamorfism. În imediata apropiere a acestei suprafeţe, pe o grosime extrem de mică, atomii (sau ionii) sunt într-o formă de aranjare care diferă sensibil de aranjamentul existent în interiorul fazei.

Stratul superficial al mineralului (fig. 55 – planşa XVIII) are o stare energetică proprie care poartă numele de “fază superficială”. Ea are un surplus de energie internă numită energie superficială a mineralelor (Esup).

Esup = sA (9)unde s - tensiunea superficială a mineralului; A - suprafaţa totală a mineralului.

O rocă este un agregat polimineral. Fiecare mineral se poate prezenta în cristale cu forme şi dimensiuni diferite. Pentru un mineral dintr-o rocă:

Atotal = Ai (10)

118

Prin urmare, calcularea energiei superficiale totale este practic imposibilă, necunoscându-se numărul şi formele tuturor cristalelor individuale. Se poate calcula însă suprafaţa specifică a mineralului, adică suprafaţa care revine la unitatea de volum, respectiv A/cm3.

Ca o concluzie, se poate afirma că, cu cât abaterea de la forma izometrică ideală (cubul sau sfera) este mai mare, cu atât creşte mai mult suprafaţa specifică.

În rocile eterogene sau policristaline, mineralele au energii superficiale apreciabile. Aici există o tendinţă internă a fazelor minerale de a-şi reduce energia superficială, astfel încât cristalele cresc în dimensiuni, în aşa fel încât să rezulte forme cu energii superficiale minime.

Energia superficială controlează structura rocii, fiind unul din principalii factori structurali ai metamorfismului.

5.3. PROCESE METAMORFICE FUNDAMENTALEC6

Procesele fizice şi chimice, proprii metamorfismului pot fi grupate în două clase:

1) procesele care nu schimbă compoziţia mineralogică a rocii, ci numai structura şi textura, numite procese izofazice (deformarea, recristalizarea, diferenţierea şi omogenizarea izofazică);

2) procese care schimbă compoziţia mineralogică, realizate prin transformări polimorfe şi reacţii chimice, numite procese allofazice.

5.3.1. Procese metamorfice izofazice 1. DeformareaAceste deformări pot fi plastice şi rupturale. Ele pot avea loc simultan

cu transformarea mineralogică a rocii sau nu (ex. transformarea granitelor în gnaise). În cazul în care deformarea se desfăşoara izolat, independent de transformarea mineralogică, are loc o deformare izofazică. Cazul opus este deformarea allofazică.

Factorul decisiv al deformării este stressul (Ps). Deformarea poate fi: - elastică;- plastică;- rupturală.Deformarea care are implicaţiile cele mai profunde este curgerea

plastică a rocii în stare solidă. Ea se realizează printr-o mişcare componenţială directă şi indirectă.

119

Mişcarea componenţială directă este mişcarea mecanică propriu-zisă a masei minerale din roci şi se realizează, la temperaturi joase, prin:

- deformarea plastică a cristalelor;- deplasarea relativă a cristalelor;- alunecarea intercristalină;- rotirea cristalelor izometrice rigide. Datorită acestora, poate rezulta:

- rostogolirea cristalelor;- rotirea prin maclare;- rotirea prin benzi de deformare.

Fiecare cristal posedă o limită proprie a deformării plastice, după care, la creşterea efortului, apare ruperea şi micşorarea dimensiunilor cristalelor pînă la măcinare (milonite - fig. 56 – planşa XVIII).

Dacă nu se ajunge la această măcinare, atunci înseamnă că deformarea plastică s-a realizat prin intermediul mişcării componenţiale indirecte. Mişcarea componenţială indirectă se realizează la scară atomică, prin dizolvări şi recristalizări succesive ale mineralelor constituente. Ea se realizează la temperaturi mari.

Curgerea plastică a rocilor în metamorfism este deci un proces complex în care temperatura joacă un rol deosebit. Un reper termic important în precizarea comportamentului reologic al rocilor este aşa numita temperatură echivalentă, TE, definită de raportul:

(11)

unde:TE - temperatura echivalentă;

T - temperatura absolută la care are loc deformarea solidului;Tt - temperatura absolută la care are loc topirea solidului. În general , la TE > 0,4, în deformare un rol important îl joacă

mişcarea componenţială indirectă.De regulă, în metamorfism TE > 0,4, ceea ce înseamnă că deformarea

rocilor metamorfice a fost dominată de mişcarea componenţială indirectă şi nu de mişcarea componenţială directă.

2. Recristalizarea izofazicăDe regulă rocile sunt poliminerale. Fiecare mineral este reprezentat

de granule cristaline care nu au acelaşi grad de stabilitate. Granulele cristaline cu energii libere mari, tind să se dizolve, iar cele cu energii mici să crească, formând o configuraţie structurală nouă pentru rocă.

O structural ideală perfectă, în eventualitatea că roca este monominerală, se realizează prin cristale relativ mari, separate prin interfeţe plane (fig. 57 – planşa XVIII).

Dacă roca a suferit o deformare prealabilă, rezultă dizlocaţii reticulare care cu timpul tind să se grupeze, formând noi suprafeţe de discontinuitate

120

în interiorul cristalelor. Astfel, dintr-un singur cristal cu dizlocaţii, rezultă n cristale mai mici, dar perfecte. Acest fenomen se numeşte “poligonizare” (fig. 58 – planşa XVIII).

Recristalizarea izofazică implică frecvent dizolvarea parţială a cristalelor mai puţin stabile în faza fluidă intergranulară. Dizolvarea şi recristalizarea au loc simultan, cu viteze egale, roca rămânând în permanenţă solidă. Temperatura joaca un rol catalitic, în directă proporţionalitate, adică creşterea temperaturii ducând la creşterea dizolvării şi a recristalizării.

Cauza principală a recristalizării rămâne tendinţa generală de egalizare a energiilor libere a cristalelor dintr-un mineral (ex. recristalizarea calcarelor duce la formarea marmurelor). La noi în ţară, asemenea fenomene sunt foarte răspândite: versantul nordic al Munţilor Făgăraş (Arpaş), Munţii Poiana Ruscă (Ruschiţa), Platoul Vaşcău (Moneasa) etc..

5.3.2. Procese elementare allofazice (mineralogenetice)

1. Transformări polimorfe = trecerea unei substanţe minerale solide de la o structură cristalină la alta, cu modificări în salt de volum, densitate, entalpie, entropie. Aceste transformări sunt cauzate de variaţiile de temperatură şi presiune. Există şi transformări de ordinul II (capacitate calorică, dilatare termică, compresibilitate). Cele mai răspândite transformări de ordinul II sunt cele de ordine dezordine (se modifică gradul de ordonare a atomilor, deosebiţi calitativ), ca de exemplu tranziţia de la feldspatul alcalin ordonat de joasă temperatură, la feldspatul monoclinic (dezordonat), stabil la temperaturi mai înalte. Aici, spre deosebire de transformările polimorfe de ordinul I, la presiune constantă, tranziţia se realizează pe un interval termic, şi nu la o temperatură definită. Tot transformarea de ordinul II este considerată şi trecerea de la simetriile cubice ale unor minerale la simetriile pseudocubice (ex. leucitul), sau trecerea mineralelor magnetice în minerale nemagnetice, ca urmare a variaţiilor de temperatură.

Transformările polimorfe de ordinul I sunt cele mai importante în metamorfism. Multe substanţe minerale solide pot avea teoretic doi sau mmai mulţi polimorfi. Transformările au loc în condiţii termo-barice bine stabilite (ex. grafitul şi diamantul - fig. 60 – planşa XIX, trecerea α Q ↔ β Q, trecerea α Q ↔ coesit etc.. De aceea, in metamorfism, transformările polimorfe pornesc de la faze metastabile şi sunt monotrope, dacă factorul hotărâtor al metamorfismului este temperatura. Trebuie reţinut că orice modificaţie polimorfă este stabilă într-un anumit domeniu dat de T şi P. Teoretic, atunci când polimorful este scos din domeniul său de stabilitate, el ar trebui să treacă reversibil într-un alt polimorf (tranziţie enantiomorfă). Totuşi, uneori polimorful poate supravieţui ca fază metastabilă, chiar şi în afara domeniului său de stabilitate. Un

121

exemplu este diamantul, stabil la presiuni înalte, care poate supravieţui ca fază metastabilă, la presiuni joase. Prin încălzire, la presiune joasă, diamantul trece ireversibil (monotrop) în grafit, care este adevărata fază stabilă a carbonului la presiune joasă.

În procesul de metamorfism pot exista atât transformări polimorfe ireversibile, cât şi reversibile. Dacă în protolit sunt prezenţi polimorfi metastabili, ca de exemplu aragonit metastabil, disten metastabil, tridimit metastabil etc., atunci transformările polimorfe sunt monotrope. Dimpotrivă, dacă polimorfii din protolit sunt stabili în condiţiile termo-barice iniţiale ale metamorfismului, atunci variaţiile de temperatură şi presiune pot provoca transformări polimorfe de tip reversibil.

2. Reacţii minerale de tip solid solid

Aceste reacţii apar ca:a. reacţii de descompunere (sinteză);

ex. NaAlSi3O8 NaAlSi2O6 + SiO2

albit jadeit cuarţb. reacţii chimice între două sau mai multe minerale.ex. biotit + disten muscovit + almandin wollastonit + anortit grossular + cuarţ plagioclaz + diopsid + (± olivina) omfacit + granat mixt.În crusta superioară aceste reacţii sunt rare. Ele sunt foarte frecvente

în crusta inferioară şi manta, constituind aici principalul proces prin care se desfăşoară metamorfismul.

3. Reacţii chimice de tip solid solid + fluid

Aici intră toate reacţiile chimice la care participa 1 sau n componenţi volatili. Cele mai frecvente sunt:

A solid B solid + fluida) Deshidratări (hidratări)ex. minerale hidratate minerale solide +H2O (solide) caolinit disten +cuarţ + 2H2O

b) Decarbonizări (carbonizări) carbonaţi minerale solide + CO2

ex. calcit + cuarţ wollastonit + CO2

Caracteristicile specifice acestor reacţii sunt:1. termenii din dreapta ecuaţiei au o entropie mai mare datorită

prezenţei fluidului. Rezultă că reacţia decurge de la stânga la dreapta odată cu creşterea temperaturii;

122

2. temperatura de echilibru a reacţiei variază diferit cu presiunea, funcţie de faptul că sistemul este osmotic sau nu, precum şi de compoziţia chimică a fluidului.

5.3.3. Procese metamorfice complexe

1. Blasteza sincinematicăCreşterea cristalelor în stare solidă, ca urmare a cristalizării izofazice

sau reacţiilor metamorfice se numeşte blasteză. Cristalele formate în acest context se numesc cristaloblaste.

Blasteza este controlată de trei factori mai importanţi:1) viteza de alimentare a cristalelor cu particule (atomi neutri,

eventuali ioni);2) rezistenţa pe care o opune mediul solid ambiant la creşterea

cristalului;3) forţa de cristalizare (presiunea de creştere) definită prin relaţia:

(14)

unde: - forţa motrice a procesului de blasteză. V - volumul molar al cristalului.

Dacă blasteza are loc în lipsa unei deformări plastice, atunci avem de-a face cu blasteza statică. Iau naştere astfel trei tipuri fundamentale de cristale:

a) tipul de cristale poliedrice, mărginite de interfeţe plane de compromis, rezultate prin stoparea simultană a creşterii cristalelor adiacente în lungul unui plan (fig. 61 – planşa XIX), fenomen vizibil mai ales la rocile monominerale, prin recristalizarea izofazică.

b) cristale xenomorfe, cu forme complicate, frecvent cu incluziuni solide, care aparţin fie fazelor vechi (metastabile), fie neoformaţiilor din care rezultă cristale cu forţe de cristalizare egale cu a gazdei, dar cu viteză de creştere mai mică (fig. 61 – planşa XIX);

c) porfiroblaste idiomorfe sau idioblaste, cu viteză de creştere mai mare, diferite ca dimensiuni de cristalele din jur (cu viteze de creştere) - (fig. 61 – planşa XIX).

Toate cristalele care iau naştere în blasteza statică, nu au deformări plastice (macle de alunecare, benzi de deformare, benzi de alunecare).

Blasteza care ia naştere în timpul deformării rocii poartă numele de blasteză sincinematică. În acest caz există două tendinţe:

- tendinţă constructivă (creşterea progresivă a dimensiunilor cristalelor);

- tendinţă destructivă (fragmentarea, micşorarea cristalelor).

123

Prin urmare, cristalele se pot mări, micşora sau pot rămâne constante. Supuse unui stress deformaţional, evident, cristalele de dimensiuni mai mari se vor rupe mai uşor şi deci există dimensiuni critice optice ale cristalelor, determinate de un echilibru blasto-dinamic.

2. Formarea şistozităţii (fig. 62 a;b – planşa XIX).În cele mai multe roci metamorfice, cristalele se găsesc orientate

unele faţă de altele conducând la apariţia structurii şistoase. Dacă axele lungi ale cristalelor prismatice se dispun paralel unele faţă de altele, se realizează o şistozitate tip linear (fig. 62 a).

Cristalele tabulare se orienteaza adesea cu planele de aplatizare în poziţie paralelă, formând şistozitatea de tip planar (fig. 62 b).

Când şistozitatea se vede numai la microscop sau este determinată prin metode fizice, se numeşte şistozitate criptică (roci formate din cristale izometrice sau cristale anizotrope foarte mici).

Cauzele orientării cristalelor în roci sunt numeroase. Iată câteva dintre acestea:

1) Cristalizarea mimetică (blasteză epitaxială)Unele roci magmatice şi sedimentare au deja o orientare a

mineralelor, prin urmare orientare preexistentă. Prin blasteză, mineralele noi formate pe seama celor preexistente, sunt germinate epitaxial (orientat). Epitaxia reprezintă orientarea germenului faţă de suport. Prin urmare, cristalizarea mimetică, accentuează de fapt o şistozitate preexistentă, adică transformă o şistozitate criptică într-o şistozitate evidentă.

2) Recristalizarea într-un câmp de stressUn cristal anizotrop, sub influenţa stressului, poate fi dizolvat şi

reprecipitat după principiul lui Riecke. Prin acest principiu, cristalele tind să se subţieze în direcţia de acţiune a stressului. Cristalele care au axul de maximă viteză de dizolvare de-a lungul stressului se vor dizolva rapid, iar pe seama lor, vor creşte cristale cu axul perpendicular pe stress.

3) Blasteză sincinematicăAceasta este cea mai frecventă. Ea are loc în rocile care au suferit o

curgere plastică de mare amploare. Toate cristalele tind să se orienteze în aşa fel încât să opună cea mai mică rezistenţă la curgerea plastică a rocii.

3. MetasomatozaEste procesul care se realizează în sisteme deschise prin aport de

substanţă în metasomatoza (după Lindgren, 1933) reprezintă înlocuirea unui mineral solid cu un altul, cu chimism diferit (deci, pe seama paleosomei

124

sau a mineralului vechi se formează neosomă, mineral nou). De cele mai multe ori neosomul este diferit total de paleosom (ex. substituţia calcitului de către pirită). Metasomatoza se realizează prin două procese: dizolvarea paleosomului şi precipitarea simultană a neosomului. Sistemul în ansamblu rămâne solid.

Există situaţii când metasomatoza se realizează atât cu substanţă din paleosom, cât şi cu substanţă din neosom.

ex. calcit + SiO2 wollastonit + CO2

În cazul metasomatozei realizată prin intermediul reacţiilor chimice se poate vorbi simultan de dizolvare şi precipitare, numai că aici, precipitarea substanţei aduse este mijlocită de reacţia sa cu substanţă paleosomatică, iar dizolvarea priveşte numai acea parte din paleosom care rezultă din reacţie şi care este eliminată din sistem.

Prin esenţa sa, metasomatoza implică o circulaţie de substanţă în roca solidă, care se poate realiza:

1) direct, prin difuzia ionilor (sau moleculelor) în reţelele cristalelor rocii solide;

2) indirect, prin intermediul unei faze fluide, mediatoare care poate rezulta din:

- soluţii de origine magmatică;- reacţii metamorfice (H2O, CO2);

-soluţii fluide, predominant apoase, provenind prin deshidratarea mantalei. În toate aceste trei cazuri e nevoie de un sistem osmotic, deschis.

Tipuri de metasomatoză:Există mai multe criterii după care se poate stabili un tip sau altul de

metasomatoză, şi anume:- natura rocii paleosomatice (Goldsmidt - 1922);- natura neosomului (Eskola - 1939);-condiţia geologică în care se desfăşoară metasomatoza (ex.

metasomatoza de contact, metasomatoza regională);-temperatura: metasomatoza la temperaturi joase (prezentă în

sedimente) sau metasomatoza la temperaturi înalte (prezentă în aureolele de contact).

În general, procesul metasomatic se desfăşoară cel mai adesea în spaţii reduse, cu migrări de substanţă de ordinul centimetrilor, lucru de altfel demonstrabil. Se acceptă însă şi cazuri, deşi nu există dovezi concrete, că migrarea se produce şi pe distanţe mari. De aici şi aşa numitul caracter

125

regional al metasomatozei. Din punct de vedere al ocurenţei, metasomatoza poate fi:

- asociată metamorfismului termic (pirometasomatoză);- asociată metamorfismului regional;- asociată metamorfismului fundurilor oceanice;-autometamorfismul (serpentinizare, biotitizare, carbonatare,

propilitizare, etc.).În ansamblu, metasomatoza este un proces important în cadrul

procesului fundamental de formare a rocilor metamorfice. Ca urmare a metasomatozei roca metamorfică poate să aibă un chimism global net diferit comparativ cu protolitul. Aşa de exemplu, în unele aureole de contact, protolitul calcaros s-a transformat într-o rocă metamorfică silicatică.

4. Diferenţierea metamorficăRocile omogene îşi pierd această calitate ca urmare a segregării

parţiale sau totale a constituenţilor minerali, segregare care poartă numele de “diferenţiere metamorfică”. Aşa de exemplu, un protolit bazic, omogen chimic şi mineralogic, poate deveni eterogen după ce s-a metamorfozat. Fenomenul constă în apariţia unui sistem rubanat, constând în alternanţe de benzi feldspatice cu benzi mafice.

În decursul diferenţierii metamorfice, sistemul petrografic, privit în ansamblu, este închis. Cu toate că sistemul rămâne închis, diferenţierea metamorfică se face adesea după principiul metasomatozei, adică având două faze minerale A şi B, care se înlocuiesc reciproc una cu cealaltă. În final se realizează un schimb de poziţii fără ca volumul total al sistemului să se modifice. Prin urmare, metasomatoza în acest caz respectă legea conservării volumelor.

Deplasarea componenţilor minerali în diferenţierea metamorfică se realizează prin difuzie. Temperatura joacă un rol primordial. Diferenţierea metamorfică este mult mai accentuată la rocile “umede” (adică cele care au în componenţa lor grupări hidroxilate) şi la temperatură mare, decât în rocile lipsite de apă şi la temperaturi joase.

Tpuri de diferenţieri metamorfică

a) Concreţionarea metamorficăUnele minerale care rezultă prin reacţii metamorfice tind să crească

centrifug în jurul unui centru, fie sub forma unui monocristal imens, fie sub forma unui cuib policristalin. Megacristalul obţinut se numeşte porfiroblast (fig. 63 – planşa XIX). În acest sens pot fi date ca exemplu porfiroblaste de granat, disten, staurolit în micaşisturi sau gnaise.

Cuiburile policristaline monominerale sunt concreţiunile metamorfice propriu-zise şi ele apar ca o îngrămadire a cristalelor aparţinând aceluiaşi mineral în jurul unui centru.

126

b) Secreţia metamorficăDatorită mişcărilor tectonice, rocile metamorfice se pot rupe de-a

lungul mai multor sisteme de plane, aparând goluri temporare. La adâncimi mari, aceste goluri creează o stare instabilă. Sistemul tinde să-şi elimine golul prin migrarea substanţei minerale dinspre rocă spre gol. Astfel se obţin filoanele de secreţie metamorfică, asemănătoare morfologic cu dycke-urile magmatice.

Golurile sunt umplute predominant cu componenţii cu cele mai mari viteze de migrare (ex. la temperaturi mari, componenţii cuarţo-feldspatici au viteză de migrare mai mare decât a celor feromagnezieni, formându-se aici, prin migrare, filoane cuarţo-feldspatice, cu cristale mari de cuarţ şi feldspat numite “pegmatite de secreţie”).

c) Rubanarea metamorfică În multe roci metamorfice, componenţii minerali tind să se separe sub

formă de pături sau benzi alternante (ex. alternanţa de pături minerale bogate în plagioclaz şi respectiv hornblendă). Această alternanţă (rubanare) poate fi moştenita de la rocile preexistente sau se obţine prin procesul de rubanare metamorfică (fig. 64 – planşa XIX). În acest caz sunt frecvente două cauze:

1. germinarea preferenţială a unor minerale de-a lungul unor suprafeţe de discontinuitate (suprafeţe de clivaj tectonic);

2. blasteză sincinematică în regim de alunecări neafine. Alunecările neafine, sunt alunecări pe un set de plane paralele, dar cu viteze relative diferite.C6 PA

C75.4. FACIESURI METAMORFICE, GRADE ŞI ZONE DE METAMORFISM

Tendinţa generală a reacţiilor chimice în metamorfism este realizarea unor asociaţii minerale echilibrate, respectiv stabile, numite parageneze metamorfice.Totalitatea paragenezelor metamorfice cu acelaşi domeniu termobaric de stabilitate poartă numele de facies metamorfic , denumire propusă de petrologul Eskola (1939)

Asociaţiile minerale stabile din punct de vedere chimic care iau naştere în reacţiile metamorfice se numesc parageneze metamorfice. Poate constitui o parageneză, numai mineralele care vin în contact unele cu altele (fiecare cu fiecare - fig. 65 – planşa XX). Prin urmare, toate rocile care sunt cuprinse într-un facies sau subfacies, au fost formate în aceleaşi condiţii fizice de temperatură şi presiune.

Petrologul finlandez Eskola, a separat opt faciesuri, dându-le denumiri după cea mai specifică parageneză (rocă) din facies (ex. faciesul amfibolitelor cuprinde totalitatea paragenezelor (rocilor metamorfice) care au acelaşi domeniu termo-baric de stabilitate ca parageneza de referinţă:

127

horblenda comuna + plagioclaz (anortit >18%) ± almandin, specifică rocilor metamorfice numite amfibolite). În acest facies mai pot intra şi alte parageneze cum ar fi plagioclaz + cuarţ + biotit (gnaise) sau cuarţ + biotit + almandin (micaşist).

Până astăzi, au fost făcute o serie de cercetări care au schimbat anumite denumiri de faciesuri. Complexul logic al lui Eskola rămâne însă neschimbat.

Conceptul propus de Myashiro (1965), primelor faciesuri funcţie de creşterea temperaturii:

- faciesul şisturilor-verzi (parageneză clorit-biotit);- faciesul epidot-amfibolit (almandin);- faciesul amfibolitic (parageneză disten+sillimanit);- faciesul granulitic (almandin+pirop+piroxeni).Faciesuri cu presiune litostatică ridicată:- faciesul şisturilor cu glaucofan;- faciesul eclogitelor.Faciesurile metamorfismului de îngropare:- faciesul cu prehnit-pumpelit;- faciesul zeolitic.Principalele tipuri barice de metamorfism, cu paragenezele

respective, propuse de geologul englez George Barrow (fig. 66 – planşa XX) sunt:

a) Metamorfism de presiune scăzută El se caracterizează prin andaluzit-sillimanit (ex. şisturi verzi

amfibolite granulite).b) Metamorfismul de presiune medieEl se caracterizează prin disten-silimanit (ex. şisturi verzi epidot-

amfibolite amfibolite-granulite).c) Metamorfismul de presiune ridicatăEl se caracterizează prin parageneza jadeit + galucofan + lawsonit.Faciesurile metamorfice pot fi grupate şi independent de tipurile de

metamorfism; îndeosebi din punct de vedere al condiţiilor de presiune se pot pune în evidenţă afinităţi care se dovedesc a avea, în unele cazuri şi un suport geologic.

5.4.1. Gradele de metamorfism

Pentru a desemna condiţia fizică a metamorfismului, se utilizează noţiunea de grad de metamorfism. Acesta este indicat de domeniul termo-baric al metamorfismului. Winkler propune patru grade de metamorfism situate între 150oC şi 650oC:

- metamorfismul cu grad foarte coborât, adică acel metamorfism cu temperatură foarte joasă, care face racordul cu diageneza;

128

- metamorfismul cu grad coborât;- metamorfismul cu grad mediu;- metamorfismul cu grad ridicat.Această delimitare nu are însă precizia faciesurilor unde se includ (se

iau în consideraţie) presiunea, temperatura, adâncimea. Clasificarea are totuşi rolul ei, în sensul că se poate stabili cu uşurinţă sensul procesului metamorfic, astfel:

- metamorfismul cu sens progresiv (în sensul creşterii temperaturii);- metamorfismul regresiv (în sensul descreşterii temperaturii).Alt exemplu îl constituie tipurile barice de matamorfism, mai sus

discutate.

5.4.2. Zone de metamorfism

Zona de metamorfism reprezintă partea cartabilă a unui sistem natural de corpuri metamorfice, în care rocile prezintă acelaşi grad de metamorfism. În spaţiul geologic, unui anumit interval de metamorfism (termic sau baric) îi corespunde un anumit spaţiu tridimensional care se numeşte “spaţiu izograd”, având în vedere că în spaţiul său se desfăşoară acelaşi grad de metamorfism. Forma spaţiului izograd este controlată de poziţia suprafeţelor izoterme şi izobare, iar dimensiunea sa este controlată de gradienţii termo-barici. Fiecare zonă de metamorfism este caracterizată de anumite minerale “index”, care delimitează spaţiul geologic în spaţii paragenetice numite zone de metamorfism . Suprafaţa despărţitoare dintre două zone de metamorfism este suprafaţa izogradă sau pur şi simplu “izograd” (fig. 67 – planşa XX).

Denumirea suprafeţei izograde sau a izogradului este dată de mineralele index adică, între două zone învecinate, poartă numele de minerale index specifice zonei de grad de metamorfism mai înalt. Exemplul clasic, este zona descrisă de Barrow în provincia Dalradian din Anglia. Componenţii principali au fost Al2O3, SiO2, MgO, FeO. Barrow a observat în teren roci începând de la cele mai nemetamorfozate (argile) până la cele cu cel mai înalt grad de metamorfism (metapelite). El a separat şase zone metamorfice, cu izogradele:

1. Zona cu clorit (filite, şisturi cloritice-muscovitice);2. Zona cu biotit;3. Zona cu almandin;4. Zona cu staurolit;5. Zona cu disten;6. Zona cu sillimanit.De la 1 la 6 creşte temperatura (filite micaşisturi gnaise). Acestea

reprezintă “serii barrowiene”.Austriacul Becke separă două zone generale de metamorfism funcţie

de adâncime (presiune şi temperatură):

129

- zona superioară (factorul predominant este presiunea);- zona profundă (factorul predominant este temperatura).La aceşti factori, Niggli mai adaugă stressul (presiunea orientată),

funcţie de care separă trei zone, fiecare dintre ele cu minerale tipice:- epizona (zona de suprafaţă);- mezozona (zona de mijloc);- katazona (zona de profunzime). Cea mai bună interpretare a izogradelor este aceea că de cele mai

multe ori, ele corespund nu unei anumite temperaturi sau adâncimi, ci a unei anumite combinaţii între doi sau n factori ai metamorfismului.

Zonele şi izogradul reflectă condiţiile de metamorfism şi nu aspectele depoziţionale, compoziţionale sau tectonice. Zonele de metamorfism pot fi denumite şi după structurile metamorfice (Turner - 1981). În fine, concluzionând, zonele metamorfice reflectă variaţia spaţială a condiţiilor de presiune şi temperatură de metamorfism şi de distribuirea energiei într-un sistem, independent de roca originală.

5.5. TIPURI DE METAMORFISM SEPARATE PE CRITERIU GEOLOGIC

5.5.1. Spaţiul metamorfismului (S.M.)

Metamorfismul trebuie definit nu numai prin mecanism, factori şi grad, dar şi prin caracteristici poziţionale. Fiind un proces natural, el se realizează într-un anumit spaţiu. Porţiunea din spaţiul terestru unde, la un moment dat, se desfăşoară în fapt o transformare metamorfică a rocilor, constituie spaţiul metamorfic (S.M.). În unele zone de pe glob, S.M. are dimensiuni extrem de mici (câţiva cm3), în altele este enorm. Prin urmare, după dimensiunea spaţiului se poate vorbi de metamorfism local, regional şi semiregional. Se consideră local, dacă S.M. este relativ mic (sub 1 km3) şi regional, dacă S.M. este enorm (> 100 km3).

Poziţia S.M. se defineşte prin raportarea acestuia la diverse repere geologice, cum ar fi: diverse unităţi geostructurale, diverse spaţii unde au loc alte procese geologice etc.. De asemenea, pot fi luate în consideraţie şi repere geografice, dacă S.M. este în apropierea suprafeţelor geomorfologice. Primele clasificări ale proceselor metamorfice au avut ca bază tocmai poziţia şi dimensiunea S.M. şi multe decenii s-a crezut că nu există decât două tipuri de metamorfism: de contact şi regional. Astăzi se ştie că spaţiile în care se desfăşoară metamorfismul sunt mult mai diverse şi din acest punct de vedere se pot separa mai multe tipuri de metamorfism fie locale, fie regionale.

5.5.2. Metamorfism de contact

130

În acest caz, S.M. este plasat în jurul corpurilor magmatice intruzive (fig. H) şi este cuprins între suprafaţa externă a corpului magmatic şi izoterma care defineşte temperatura minimă a metamorfismului, în condiţiile intruziei (de exemplu 2000C).

Metamorfismul are două cauze posibile: creşterea temperaturii şi circulaţia fluidelor dinspre corp spre exterior. De aceea el este un metamorfism static şi poate fi exclusiv termic (izochimic), dar şi metasomatic. Deoarece temperaturile cresc spre corpul magmatic, în S.M. se pot separa zone cu diferite grade de metamorfism. Zona cea mai apropiată de magmă are şi gradul de metamorfism cel mai ridicat. Totalitatea zonelor constituie aureola magmatică de contact. Metamorfitele tipice acestor aureole sunt considerate skarnele (roci rezultate prin metamorfismul silicios al calcarelor) şi corneenele, roci izotrope şi echigranulare care apar în zona cea mai apropiată de corpul magmatic). Tot în acest mod se pot forma şi alte tipuri de roci: marmure, cuarţite etc..

De regulă, metamorfismul de contact este local, dar poate fi şi semiregional.

5.5.3. Metamorfism de falie

Acest metamorfism mai este denumit metamorfism al zonelor de forfecare. La acesta, S.M. este amplasat la limita dintre două unităţi solide, care se mişcă relativ una faţă de cealaltă, prin forfecare (fig. I). Datorită frecării, temperatura poate creşte în zona de forfecare. Totuşi factorul dominant al transformării este presiunea orientată sau stressul, ceea ce face ca metamorfismul să fie, în esenţă, deformaţional. Metamorfitele specifice sunt cataclazitele şi milonitele.

După dimensiunea spaţiului metamorfic, acest tip poate fi local (foarte frecvent), semiregional (mai rar) şi regional (foarte rar).

131

5.5.4. Metamorfism filonian

Acest metamorfism este un metamorfism exclusiv local, fiind amplasat în jurul fracturilor din roci, în lungul cărora au circulat soluţii hidrotermale. Fluidul termal poate ridica temperatura rocilor, însă factorul dominant rămâne schimbul de substanţă între fluid şi rocă. Prin urmare, metamorfitele sunt în esenţă metasomatice. Corpul metamorfic rezultat este bidimensional, făcând parte din categoria “filoanelor hidrotermale”.

5.5.5. Metamorfism intraplutonic

El se realizează înauntrul corpurilor magmatice plutonice, ca urmare a răcirii acestora sau ca urmare a circulaţiilor soluţiilor hidrotermale prin porii sau fracturile din corp. De regulă el este un metamorfism static şi retrograd. Un exemplu concludent în acest sens îl poate constitui metamorfozarea prin serpentinizare a corpurilor de peridotite. S.M. poate fi local sau semiregional.

5.5.6. Metamorfism de impact

132

Spaţiul metamorfic este în jurul craterelor de impact meteoritic. În jurul punctului de impact se propagă “unde de şoc” semisferice, acestea generând creşterea instantanee a presiunii şi temperaturii. Presiunea undei de şoc este maximă în centru de impact şi scade exponenţial cu distanţa faţă de centru. Valoarea presiunii maxime depinde de energia cinetică a meteoritului (mv2/2) şi poate fi estimată prin formule empirice. În principiu, energia de impact, prin urmare presiunea, este direct proporţională cu diametrul craterului. Presiunile în zona centrală pot ajunge la valori enorme (> 500 kbar), indicând creşteri de temperatură de peste 30000C. La aceste temperaturi, orice rocă de pe Pământ se evaporă. Este de remarcat că în cazul prezentat mai sus, o parte din crater poate rezulta în urma evaporării rocilor. Spre exterior, se poate delimita o a doua zonă, unde temperaturile permit topirea rocilor – zona magmatitelor de impact. Abia la exteriorul zonei de topire se localizează spaţiul metamorfismului de impact, iar acesta, la rândul său, se divide în două subzone: a) zona mai internă, unde mineralele solide trec în modificaţii polimorfe de presiuni înalte şi chiar supraînalte. Unele dintre aceste modificaţii nu se pot realiza decât în condiţii de impact meteoritic, fiind cu totul specifice; b) zona externă, unde rocile se fisurează şi se sparg fără să aibă loc transformări minerale. Tipice sunt fisurile conice, fiind specifice exploziilor în medii solide.

Ca urmare a impactului, o bună parte din materia solidă şi chiar cea lichidă este azvârlită în aer sub formă de fragmente (claste) de dimensiuni variabile. Dupa un tract aerian – când o parte din fragmente capătă o formă aerodinamică – urmează depunerea, care are ca efect final formarea breciilor de impact.

5.5.7. Metamorfismul catenelor orogenice

Acesta este în fapt metamorfismul regional clasic, deoarece S.M. este enorm. I se spune orogenic deoarece este plasat în lungul catenelor orogenice continentale. Fundamentul tuturor acestor catene este predominant format din şisturi cristaline, cu diferite grade de metamorfism, adaptate la presiuni medii, înalte şi chiar ultraînalte. Diapazonul foarte larg de presiuni înregistrat de rocile metamorfice, ne avertizează că spaţiul metamorfic a avut şi o mare extindere pe verticală. Mişcarea descendentă (îngroparea) şi apoi ascendentă (exhumarea) în S.M. este confirmată de numeroase observaţii. De aceea, tipul dominant de metamorfism este cel blastocinematic, având ca efect final larga dezvoltare a metamorfitelor şistoase.

5.5.8. Metamorfismul de fund oceanic

El este metamorfismul suferit de rocile bazice şi ultrabazice în crustele oceanice tipice, de sub oceanele actuale. Acest metamorfism se

133

extinde pe spaţii imense, fiind cel mai voluminos S.M. din crustă, depăşind pe cel orogenic. În cea mai mare parte este un metamorfism de tip static, astfel că metamorfitele păstrează structura izotropă a rocilor magmatice preexistente. Totuşi, în lungul faliilor transcrustale, apar şi roci şistoase milonitice (Şeclăman et al., 1999).PA C7

5.6. ROCI METAMORFICE C8

5.6.1. Particularităţi ale rocilor metamorfice

Rocile metamorfice au particularităţi atât mineralogice cât şi structurale.

Dintre particularităţile mineralogice se disting:1. Prezenţa unor asociaţii minerale specifice întâlnite exclusiv în

metamorfite:ex. mice - cuarţ - disten; mice - cuarţ - granat; mice - staurolit - cuarţ; plagioclaz - mice - sillimanit; clorit - albit - calcit; diopsid - wolastonit - cuarţ - calcit; biotit - cordierit - andaluzit etc..2. Tendinţa de realizare a unui echilibru chimic între mineralele

metamorfice este mai accentuată la metamorfite ca la rocile magmatice şi rocile sedimentare. Consecinţele acestui fapt sunt:

nu există faze sticloase şi colomorfe cunoscute ca fiind instabile; absenţa sau slaba manifestare a zonalităţii chimice în cristalele

mineralelor mixte (plagioclaz, hornblendă); de regulă, numărul de faze minerale coincide foarte frecvent cu

numărul componenţilor chimici, ceea ce intră în acord cu regula fazelor mineralogice, regulă care se aplică numai la sistemele aflate în echilibru chimic. 3. La acelaşi chimism global, în rocile metamorfice pot să corespundă

două sau n asociaţii minerale, funcţie de condiţiile metamorfismului. Aceste “asociaţii izochimice” pot trece unele în altele, prin reacţii chimice.

Particularitatea structurală, cea mai evidentă a rocilor metamorfice este şistuozitatea, dată de tendinţa de orientare a mineralelor anizotrope de filosilicaţi, amfiboli etc.. Unde nu există şistozitate, se remarcă un număr accentuat de minerale xenomorfe, de includere reciprocă a cristalelor, în cazul când roca este poliminerală.

Prin urmare, aceste particularităţi mineralogice şi structurale, ne ajută să distingem unele roci metamorfice (filite, micaşisturi, gnaise). Există şi cazuri de convergenţă când acestea se aseamană cu rocile magmatice (ex.

134

granulite asemănătoare rocilor magmatice plutonice). În acest caz, numai contestul geologic de formare le deosebesc unele de altele.

5.6.2. Criterii de sistematică

În momentul de faţă, se tinde să se clasifice rocile metamorfice după un unic criteriu, de preferinţă descriptiv. Totuşi, pentru că literatura de specialitate foloseşte încă termeni din alte clasificări, se vor prezenta câteva dintre ele, cu terminologia corespunzătoare lor:

1. Natura rocii preexistente : a) ortometamorfite (ortoroci): provenite din roci magmatice;b) parametamorfite (pararoci): provenite din roci sedimentare.Dacă transformarea rocii preexistente este slabă, se adaugă prefixul

“meta” la denumirea rocii respective ( ex. metagranit, metapelit). Dacă roca a suferit o profundă transformare mineralogică, se folosesc

temenii: paraamfibolit (marnă total transformată) sau ortoamfibolit (pentru un bazalt total transformat).

Structurile vechilor roci preexistente se numesc “relicte” sau “palimseste” (ex. structuri porfirice relicte, structuri arenacee relicte). În acest caz, denumirea structurală veche se păstrează dar, pentru că a intervenit blasteza, ele se denumesc “blastoporfirice” sau “blastoarenitice”.

Acest criteriu are limite, pentru că uneori este foarte greu să distingi natura rocii iniţiale.

2. Tipul de metamorfism:În acest context, au apărut clasificări de genul:- roci metamorfice de contact;- roci ale metamorfismului regional;- roci metasomatice etc..În acest caz se clasifică metamorfismul şi nu rocile metamorfice

pentru că se ştie că o rocă metamorfică se poate forma chiar şi în două-trei tipuri de metamorfism. Rocile care corespund unui singur tip de metamorfism, reprezintă o excepţie şi nu o regulă.

3. Chimismul global : În metamorfism se păstrează frecvent chimismul global al protolitului,

modificându-se compoziţia minerală şi/sau structura. De aceea, mulţi petrologi grupează rocile metamorfice în clase izochimice, în care intră roci deosebite din punct de vedre mineralogic şi/sau structural. Iată câteva exemple:

1) roci bazice (chimismul global este asemănător bazaltelor sau gabbrourilor). Ele provin din roci magmatice bazice sau roci sedimentare cu chimism bazic (marne): şisturi verzi, amfibolite, eclogite;

135

2) roci aluminoase (chimismul global este asemănător rocilor sedimentare argiloase): filite, micaşisturi, gnaise;

3) roci carbonatice (chimismul global este asemănător calcarelor): marmure;

4) roci acide (chimismul global este asemănător granitelor): gnaise cuarţo-feldspatice;

5) roci magneziene (chimismul global este asemănător ultramafitelor serpentinice): şisturi talcoase, şisturi antigoritice.

Această clasificare are avantaje pentru că se poate urmări uşor gradul de metamorfism. Ea are şi dezavantaje pentru că există peste tot în natură tranziţii chimice de la o clasă la alta; apoi nu întotdeauna se păstrează chimismul global, datorită metasomatozei (ex. trecerea de la o clasă aluminoasă la cea acidă, ca urmare a metasomatozei alcaline şi silicioasă).

4. Criteriul structural:Prin deformare, prin blasteză, de cele mai multe ori, metamorfismul

şterge complet structura preexistentă. Structurile rezultate prin deformare rupturală se numesc “cataclastice”, pe când cele rezultate prin blasteză se numesc “cristaloblastice”, care la rândul lor pot fi:

- homeoblastice (granule quasiegale);- heteroblastice (porfiroblastice asemănătoare structurii porfirice);- poikiloblastice (asemănătoare structurii poikilitice).Apoi, orientarea preferenţială a cristalelor de tip liniar şi planar dă

naştere la roci şistoase (structuri nematoblastice şi respectiv lepidoblastice).Luând în consideraţie structura, rocile metamorfice se pot clasifica în:A. Roci cataclasticeB. Roci cristaloblastice: a) roci şistoase;

b) roci neşistoase.Această clasificare este negenetică, dar dă informaţii asupra tipului de

metamorfism.

5. Criteriul mineralogicEl este un criteriu important. El reflectă, pentru cei mai mulţi petrologi,

numai aspectul calitativ, nu şi cantitativ. Comisia internaţională de sistematică a rocilor, recomandă ca rocile

metamorfice să fie grupate în trei clase structurale:1). Şisturi. Roci metamorfice cu un grad de şistozitate ridicat.2). Gnaise. Roci metamorfice cu granulaţie mai grosieră şi cu un grad

de şistozitate mai redusă.3). Granofelsuri, roci metamorfice fără şistozitate.Fiecare din acest grup structural conţine numeroase tipuri

petrografice, funcţie de compoziţia minerală. De exemplu: şist cu muscovit, clorit şi cuarţ;

136

şist cu biotit, muscovit, cuarţ şi granat; şist cu talc şi antigorit; gnais cu plagioclaz, cuarţ, şi biotit; gnais cu microclin, cuarţ, plagioclaz şi biotit; granofels calcitic; granofels cu granat şi diopsid; granofels cu cuarţ şi feldspat potasic.Termenii petrografici tradiţionali pot fi utilizaţi numai dacă li se precizează semnificaţia. Enumerăm mai jos semnificaţia a 16 termeni.

Roci neşistoase : 1. Corneene: roci neşistoase, fin granulare.2. Fels: utilizat în limba germană pentru orice rocă neşistoasă

corneeană.3. Skarn: rocă neşistoasă formată din silicaţi calcici + calcit + cuarţ.4. Marmură: rocă cristaloblastică formată din carbonaţi.5. Cuarţit: rocă cristaloblastică formată din cuarţ.6.Granulit: rocă masivă asemănătoare granaţilor sau slab şistoasă

(feldspat + cuarţ + minerale mafice).7. Eclogit: rocă masivă (piroxeni + granaţi).

Roci slab şistoase :

8. Amfibolit (amfiboli + cuarţ ± minerale mafice).9. Gnais (feldspat + cuarţ + mice). Roci foarte şistoase:10. Micaşist (mice + cuarţ).11. Filit (sericit + cuarţ).12. Şist verde (albit + clorit sau actinot, epidot)13. Şist cristalin (cloritos, amfibolitic, talcos, tremolit calcitic).14.Cataclazit: roci cataclastice rezultate prin fragmentarea cristalelor.

Se mai poate distinge natura mineralogică a rocii preexistente (ex. granit cataclazat).

15. Milonit: iau naştere prin măcinare; nu se mai poate recunoaşte natura rocii preexistente.

16. Ultramilonit: milonit în care se găseşte sticla, datorită topirii parţiale a rocii milonitice.

5.6.3. Descrierea principalelor tipuri de roci metamorfice

În unele manuale mai vechi, devenite clasice, diversele tipuri petrografice cunoscute erau repartizate la două categorii genetice. Acest lucru se făcea deoarece se presupunea că există doar două tipuri fundamentale de metamorfism, respectiv metamorfism de contact şi

137

regional. Această sistematică nu mai poate fi păstrată astăzi, ea având două inconveniente:

1. odată cu progresul petrologiei metamorfice a devenit evident faptul că tipurile de metamorfism pot fi mult mai numeroase decât s-a presupus cu 100 de ani în urmă. Mai mult, s-a modificat enorm conceptul de “metamorfism regional”. El are astăzi cu totul altă semnificaţie decât i se acorda cu câteva decenii în urmă;

2. clasificarea genetică lasă impresia că un anumit tip petrografic se poate forma printr-un unic tip de metamorfism, ceea ce este inexact. Se cunosc mai multe tipuri de roci metamorfice poligenetice.

Deoarece toate rocile metamorfice provin din alte roci trebuie, de la început separate două categorii.

A. Roci cu grad de transformare redus, care moştenesc trăsăturile esenţiale ale rocii preexistente. La acestea, protolitul este uşor de recunoscut şi, prin urmare, ele nu poartă denumiri speciale. În acest caz, pur şi simplu se adaugă prefixul “meta” la denumirea protolitului, ca de exemplu: “metagranit”, “metabazalt”, “metatuf”, “metaarenit”, “metapelit”, etc..

B. Roci metamorfice cu un grad de transformare avansată, care nu mai păstrează nici structura petrografică şi nici compoziţia minerală a protolitului. După structură, aceste tipuri petrografice pot fi atât izotrope, cât şi anizotrope, iar unele dintre ele au denumiri consacrate.

Extrema varietate petrografică a rocilor metamorfice poate fi redusă la un număr restrâns de tipuri, fiecare dintre acestea net distinct faţă de celelalte şi, în consecinţă, uşor identificabil. Varietatea ansamblului rezultă din variaţia în cadrul fiecărui tip, care se produce fără a se depăşi limitele determinante ale acestuia.

Această situaţie se reflectă şi în nomenclatura folosită. Pe baza unui număr restrâns de termeni fundamentali -corespunzând tipurilor petrografice principale -s-au format ori delimitat numeroase denumiri cu ajutorul unor calificative care exprimă în cele mai multe cazuri, măsura participării unuia sau altuia dintre componenţii minerali.

5.6.3.1. Filite: sunt roci cu şistozitate accentuată formate din sericit şi cuarţ. Sericitul poate fi fangit, paragonit, pirofilit. Roca este fin şistoasă, cu minerale de dimensiuni foarte mici (50% sunt filosilicaţi). Suprafeţele de şistozitate au un aspect mătăsos. Culoarea este verzuie sau argintie.

Filite: sericit + clorit + cuarţ ± biotit + calcit, magnetit, hematit etc..Ele se formează prin metamorfism progresiv al rocilor argiloase

(metamorfism regional).Pirofilitul apare în rocile argiloase conform reacţiei:

caolin + cuarţ pirofilit + H2O

138

Filitele se aseamănă cu rocile argiloase din care provin, dar au câteva diferenţe:

- sunt mai sărace în apă;- conţin alcalii în cantitate mai mare;- sunt mai sărace în aluminiu.Filitele se pot forma şi în urma unui metamorfism retrograd din roci

magmatice (rocă cuarţo-feldspatică) formându-se filonite asemănătoare filitelor. Ele au o şistoazitate planară, accentuată, datorată blastezei. În România apar în toată zona şisturilor cristaline cu grad scăzut de metamorfism din Carpaţi şi fundamentul Platformei Moesice.

5.6.3.2. Micaşisturi (mice + cuarţ)Ele sunt roci foarte şistoase, a căror compoziţie mineralogică este

dominată de prezenţa muscovitului şi/sau a biotitului în lamele mari. Aceştia crează aşa zisele suprafeţe “lucioase”, aspect deosebit numai pentru aceste tipuri de roci.

Funcţie de natura micei se pot deosebi:- micaşisturi muscovitice;- micaşisturi cu două mice (muscovit şi biotit);- micaşisturi biotitice.La acestea se mai adaugă mai mult sau mai puţin disten, sillimanit,

granat, pirop, staurolit, clorit etc..Funcţie de apariţia celor trei polimorfi Al2SiO5 (disten, sillimanit,

andaluzit) domeniul de stabilitate al micaşisturilor muscovitice poate varia de la 20 Km adâncime (presiune înaltă > 8 Kb) până la 7 Km (presiunea < 2,5 Kb).

Funcţie de metamorfism, micaşisturile cloritoase au gradul de metamorfism cel mai scăzut, iar micaşisturile biotitice cel mai înalt grad de metamorfism.

Micaşisturile au şistozitate foarte pronunţată datorată unei orientări liniare. Ele s-au format prin blasteză sincinematică. Micaşisturile se asociază cu gnaisele şi amfibolitele din seria cristalină a Carpaţilor, în zonele cu metamorfism regional.

5.6.3.3. GnaiseGnaisele sunt roci mediu şi macrogranulare, cu textură gnaisică

(adică textură paralelă mai puţin pronunţată decât cea şistoasă) ca urmare a predominanţei componentelor granulare, prismatice şi participării mult mai reduse a micelor, ceea ce poate conduce până la forme aproape masive. În general însă, ele pot fi frecvent rubanate (laminate). Şistozitatea lor creşte odată cu conţinutul de mice. Mineralele principale sunt cuarţul şi feldspaţii, cărora li se adaugă mice, hornblendă. În general roca este de culoare deschisă.

139

Gnaisele sunt rezultatul metamorfismului regional de intensitate ridicată fie pe seama rocilor sedimentare (paragnaise), fie pe seama rocilor magmatice (ortgnaise). Gnaisele de injecţie au luat naştere prin injectarea de material cuarţo-feldspatic într-un fond petrografic variat.

În România, ele se asociază cu amfibolitele şi micaşisturile, cu care formează adesea pachete alternante (M-ţii Făgăraş - gnaisul de Cumpăna şi Cozia). Acestea sunt omniprezente în toată seria cristaliană a Carpaţilor.

5.6.3.4. AmfiboliteEle sunt roci mai puţin şistoase cu textură paralelă ca şi gnaisele, dar

fără posibilitate uşoară de a se desface după plane de şistozitate. Mineralele principale sunt reprezentate de amfiboli (hornblende) şi plagioclazi, care formează pături albe şi verde-închis în alternanţă. Ele provin în urma metamorfismului regional al rocilor magmatice bazice, masive ori piroclastice sau metamorfismului marnelor (ortoamfibolite).

5.6.3.5. CorneeneTermenul de corneană se foloseşte pentru a desemna o rocă

metamorfică cristaloblastică, fără şistuozitate. Ele sunt deci roci masive, fin granulare, de culoare închisă. Alcătuirea mineralogică este variată, uneori complexă. Se formează prin metamorfismul termic al rocilor sedimentare (cel mai adesea) şi al rocilor magmatice bazice. Corneenele formate pe seama calcarelor pure sunt diferitele tipuri de marmure. Cele formate pe calcare impure (cu numeroase accidente silicioase şi impurităţi argiloase) capătă aspectul de skarn.

5.6.3.6. Marmure (calcare cristaline)Ele provin din metamorfismul calcarelor sedimentare. Marmurele sunt

roci cristaloblastice formate predominant sau exclusiv din carbonaţi. Marmurele propriu-zise sunt formate din calcit, însă se cunosc şi marmure dolomitice şi aragonitice. Pe lângă carbonaţi, în marmure se mai pot găsi foarte multe alte minerale, dependente de condiţia metamorfismului şi de impurităţile existente în calcarele iniţiale. Astfel se pot întâlni: cuarţ, flogopit, muscovit, staurolit, diopsid, talc, serpentină, granaţi, calcit, wollastonit, olivină, grafit, magnetit, sulfuri etc.. De pildă, marmurele bogate în muscovit se numesc cipoline şi cele bogate în serpentine, oficalcite.

Genetic, marmurele sunt legate de metamorfismul de contact, cât şi de metamorfismul regional. Marmurele de contact sunt roci exclusiv masive (neorientate) şi se mai numesc corneene carbonatice, pe când cele de provenienţă din metamorfismul regional pot avea şi texturi şistoase.

În România, marmurele apar în toată aria de aflorare a şisturilor cristaline din Carpaţi. Cele mai renumite puncte de exploatare sunt în M-ţii Făgăraş (Arpaş), M-ţii Poiana Ruscă (marmura de Ruschiţa care rivalizează

140

cu vestita marmură de Carrara din Italia) şi Platoul Vaşcău (marmura de Moneasa).

5.6.7. SkarneSkarnele sunt roci cu structuri corneene (masive), formate în principal

din silicaţi calcici anhidri: piroxen calcic din seria diopsid- hedenbergit, granat calcic şi wollastonit. Aceste trei grupe de minerale pot să apară izolat sau împreună la care se mai pot adăuga totdeauna calcit şi cuarţ, uneori vezuvian). Accidental mai apar tremolit, epidot, plagioclaz, sfen, mice, sulfuri, oxizi etc..

Skarnele sunt roci poligenetice. Ele apar în aureolele de contact, pe seama calcarelor în urma acţiunilor hidrotermale şi pneumatolitice eliberate de un corp magmatic, aflat în imediata vecinătate a calcarelor. În România ele se găsesc în mod special în apropierea corpurilor de banatite (laramite) de la Oraviţa, Ocna de Fier, Sasca Montană, Ciclova.

5.6.8. Alte tipuri de roci metamorfice

1. Şisturile verzi sunt roci şistoase alcătuite din albit şi unul sau mai multe minerale verzi: clorit, actinot, epidot. Funcţie de proporţia şi natura acestora se pot deosebi şisturi cloritoase, epidotice şi şisturi verzi cu actinot.

Şisturile verzi sunt tipice metamorfismului regional cu grad scăzut, rezultând din tufuri vulcanice andezitice şi bazaltice, din bazalte şi gabrouri, diorite, marne etc.. Ele pot rezulta şi din retromorfismul amfibolitelor şi gnaiselor cu plagioclaz şi biotit. Ele se găsesc în aceleaşi arii ca şi filitele, cu o specificaţie aparte în Dobrogea de Nord şi Centrală.

2. Cuarţitele sunt roci cristaloblastice formate predominant sau exclusiv din cuarţ. În general, alături de cuarţ, pot să apară în cantităţi subordonate toate mineralele existente în micaşisturi şi filite, micele fiind cele mai frecvente. Creşterea proporţiei de mice în cuarţitele micacee determină o tranziţie gradată de la cuarţite la micaşisturi sau de la cuarţite la filite. De aceea, în teren, cuarţitele apar adeseori asociate cu micaşisturi şi filite. Ele apar în România aproape în toate ariile cristaline ale Munţilor Carpaţi.

3. Eclogitele sunt roci grano sau heteroblastice, practic neşistoase, formate în principal din granaţi (un termen intermediar între pirop şi almandin) şi omfacit (un amestec între diopsid şi jadeit). Alături de cele două minerale se mai întâlnesc cuarţ, rutil şi disten. De cele mai multe ori, eclogitele apar ca mici corpuri în şisturi cristaline, în serpentinite. Ele se formeaza din roci bazice (bazalte, gabrouri, marne, amfibolite şi şisturi verzi), în condiţiile unor temperaturi şi presiuni foarte mari. În România apar izolat în Munţii Căpăţâna, Sebeş, Cibin şi Leaota.

4. Roci cu structuri cataclastice şi milonitice (cataclazite şi milonite). Aceste roci apar în imediata apropiere a fracturilor tectonice. Ele

141

sunt formate din granule cu accentuate deformări plastice şi rupturale. Formele primare ale cristalelor sunt de regulă înlăturate, fiind înlocuite cu forme clastice. Gradul de sfărâmare a cristalelor diferă de la caz la caz şi, din acest punct de vedere se pot separa două grupe de roci cataclastice:

1. cataclazite propriu zise, care au un grad de sfărâmare relativ redus, aşa încât mai poate fi recunoscută roca iniţială, la microscop;

2. milonite, roci cu o măcinare foarte puternică a cristalelor, caz în care este foarte greu de precizat natura rocii iniţiale. În plus, în milonite poate avea loc o topire parţială a cristalelor fine, datorită căldurii de frecare, care facilitează o cimentare puternică a fragmentelor cristaline cu o peliculă de sticlă. De aceea, milonitele sunt, de regulă roci dure. În unele cazuri, acolo unde există alunecări acentuate pe planele de fractură, milonitul recristalizează, luând aspectul unui filit. Roca rezultată pe această cale se numeşte filonit.

142

143

144

145

146

147

148

Glosar

Prezentul glosar cuprinde termeni care descriu şi notează noţiuni din următoarele domenii: procese petrologice, caractere fiziografice şi chimice ale rocilor, caractere geologice ale rocilor, nomenclatura petrografică.

aa. Tip structural de lavă consolidată, caracterizat printr-o suprafaţă foarte neregulată determinată de existenţa de fragmente angulare (blocuri) sudate prin baza lor; în profunzime se trece la roca masivă. Ia naştere datorită consolidării rapide a unei cruste rigide la suprafaţa unei curgeri încă fluide, ruperii ei şi sudării fragmentelor prin avansarea consolidării spre interiorul masei de lava. Sin. block-lava.

abisal. Sin. plutonic.absarokit. Termen utilizat pentru desemnarea unei varietăţi de bazalt alcalin

caracterizat prin coexistenţa sanidinei, labradorului şi olivinei.accesoriu. Calificativ aplicat componenţilor cu participare neobligatorie şi

redusă în alcătuirea unui sistem complex; prezenţa sau absenţa acestora nu afectează diagnoza sistemului. 1. Minerale a. în roci; turmalină, rutil, apatit în roci magmatice ori metamorfice. 2. În roci piroclastice, componenţi rezultaţi prin fragmentarea unor roci vulcanice preexistente, asociaţi materialului nou produs în cursul erupţiei.

accidental. Calificativ aplicat anclavelor de material străin în rocile magmatice masive (sin. anclave endogene) şi componenţilor nevulcanici din rocile piroclastice.

acid. Calificativ pentru rocile magmatice (magmele şi lavele) în alcătuirea cărora SiO2 depăşeşte 66% în greutate. În cele mai multe cazuri, această participare este mai mare decât necesarul pentru formarea silicaţilor şi se individualizează cuarţul sau altă modificaţie polimorfă a SiO2; între caracterul acid şi cel suprasaturat corespondenţa nu este totală.

activ, vulcan. Vulcan care emite continuu ori periodic material magmatic sau care este considerat capabil să producă asemenea emisiuni în ciuda faptului că în etapa de observaţie el este lipsit de activitate vizibilă. Stabilirea caracterului a. sau stins al unui vulcan este adesea dificilă sau chiar imposibilă pentru că lungimea perioadelor de inactivitate poate depăşi timpul istoric la care se raportează, în mod normal, observaţiile.

adamellit. Termen utilizat, iniţial, pentru desemnarea unor roci din masivul Adamello (Alpii Tirolezi) considerate, la acea vreme, a fi o varietate de tonalite, dar determinate astăzi ca granodiorite. Ulterior, termenul a fost propus pentru o parte dintre granite; pentru unii autori el este sinonim cu monzonit cuarţos. Se recomandă abandonarea lui.

149

adventiv. 1. Con a. Con de lavă sau de tuf pe flancuri, pe traseul fisurilor radiare sau la baza conului principal; de obicei, mai mic decât acesta. Sin. parazit, lateral. 2. Crater. a. Crater de dimensiuni mici, pe flancurile sau la baza conului. Sin. parazit, lateral.

afanitică, structură. S. holocristalină a rocilor magmatice, în care constituenţii nu pot fi distinşi cu ochiul liber.

afirică. Termen utilizat pentru desemnarea structurii unei roci în care se disting două generaţii ale aceluiaşi mineral, dar fără fenocristale.

aglomerat. Rocă piroclastică alcătuită dintr-o aglomerare de particule mari (Φ>32 mm), în majoritate bombe vulcanice şi subordonat fragmente de roci preexistente provenite prin distrugerea prin explozie a unui edificiu vulcanic; proiectate până la distanţe variabile în jurul centrului de erupţie, fragmentele au format un depozit neconsolidat ori consolidat ulterior prin intermediul materialului cineritic. Roca are o stratificaţie grosieră.

agpait. Termen folosit pentru desemnarea rocilor sienitice alcaline în care (Na+K)/Al>1, Na fiind mult mai abundent decât K; valoarea acestui raport măsoară agpaicitatea rocilor. În rocile a. se mai constată şi că Fe3+>Fe2+.V. şi miaskit.

alaskit. Varietate hololeucocrată de granit alcalin constituită din ortoză, microclin şi cuarţ; participarea altor constituenţi este nesemnificativă.

albitit. Rocă magmatică filoniană, macrogranulară, constituită din albit şi minerale accesorii; poate fi asociată sienitelor ori dioritelor.

albitofir. Rocă magmatică porfirică în care atât fenocristalele cât şi cea mai mare parte a masei fundamentale sunt constituite din albit.

alcali-calcic. 1. Indice a.-c. În diagrama de variaţie a unei serii de roci magmatice, valoarea procentuală a SiO2 corespunzătoare situaţiei de egalitate a valorilor procentuale pentru CaO şi Na2O+K2O (intersecţia curbelor reprezentative). 2. Serie a.-c. de roci: v. calcoalcalin.

alcalin,-ă. Categorie fundamentală de magme şi de roci magmatice caracterizată prin conţinuturi ridicate de Na2O+K2O – mai ridicate decât cele necesare pentru formarea feldspaţilor – ceea ce permite apariţia feldspatoizilor şi/sau piroxenilor şi amfibolilor alcalini; în mod frecvent, dar nu obligatoriu, acest caracter este asociat cu un deficit de SiO2.

alnöit.Rocă lamprofirică alcalină constituită dintr-o masă fundamentală de melilit, biotit, augit titanifer şi fenocristale de olivină, biotit şi augit titanifer.

alotriomorfă, structură. Structură holocristalină a rocilor magmatice în care toate mineralele sunt xenomorfe.

amigdală. Formaţiune sferoidală în rocile vulcanice şi, mai rar, în cele plutonice, născută prin depunerea de minerale (zeoliţi, calcit, calcedonie, cuarţ) din soluţii de temperatură scăzută în spaţii de dimensiuni milimetrice şi centimetrice determinate de degazeificarea

150

magmei. Frecvenţa a. în roci andezitice şi bazaltice creează texturi amigdaloide.

anamesit. Termen vechi utilizat pentru desemnarea rocilor bazaltice cu o structură intermediară între cea afanitică a bazaltelor şi cea microgranulară a doleritelor.

anclavă. Fragment dintr-o rocă preexistentă prins în magmă şi rămas ca atare în roca ce ia naştere prin consolidarea acesteia. Anclavele pot fi xenolite = endogene – în cazul în care este vorba de fragmente provenind din roci total străine rocii gazdă – sau autolite = autogene – în cazul în care fragmentele provin din roci consolidate anterior din aceeaşi magmă.

andezit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic cu un caracter nealcalin; definită prin 0-20% cuarţ din totalul mineralelor felsice şi 90-100% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Formele care au foide în locul cuarţului sunt numite andezite alcaline. Echivalentă dioritului, separarea faţă de bazalt se face mai puţin cu ajutorul compoziţiei plagioclazilor – în principiu An >50%, dar, practic, imposibil de obţinut determinări cu semnificaţie generală – cât, mai cu seamă, cu ajutorul indicelui de culoare M < 40. Rocă foarte răspândită în litosferă, aproape exclusiv în arcurile vulcanice asociate zonelor de subducţie actuale sau fosile, unde apare împreună cu dacite, latite, riolite.

ankaramit. Bazalt alcalin puternic melanocrat, sărac în plagioclazi şi cu o participare a piroxenului care întrece pe cea a olivinei.

ankaratrit. Termen utilizat pentru desemnarea unui bazalt cu nefelit conţinând şi fenocristale de olivină.

anortozit. Rocă plutonică hololeucocrată alcătuită din peste 90% plagioclazi – labrador, bytownit şi chiar anortit, mai rar andezin – şi sub 10% componenţi mafici. Asociaţiile anortozitice – în care mai intră gabbrouri şi diorite – formează masive independente de dimensiuni mari – dar rare în scoarţă – care apar mai ales în cadrul scuturilor vechi; prezenţa unor asemenea asociaţii în zone orogene şi a maselor mici de anortozite asociate corpurilor gabbroice este subordonată.

antipertit. Termen utilizat pentru desemnarea dezamestecurilor de tip pertitic (v. pertitică, microstructură) în care fondul este albitic, iar părţile cu dezvoltare mai redusă sunt constituite din feldspat potasic.

aplit. Rocă filoniană, leucocrată, de compoziţie granitică (ortoză + cuarţ + muscovit) sau apropiată; caracterul microgranular care îi este caracteristic defineşte structura aplitică.

apo-. Prefix utilizat pentru desemnarea rocilor care, suferind transformări metasomatice, au dat naştere unei noi specii petrografice, de obicei fără pierderea structurii iniţiale – ex. serpentinit apodunitic, născut pe seama unui dunit – dar, uneori, şi cu distrugerea ei – cazul devitrificării rocilor vulcanice.

151

apofiză. Ramificaţie tubulară sau tabulară a unui corp magmatic de dimensiuni mai mari; legătura cu acesta este vizibilă.

arc vulcanic sau andezitic. Regiune alungită, uşor arcuită, constituită din vulcani activi sau din produse ale unor vulcani vechi, asociată unei zone de subducţie active sau fosile; poate fi dezvoltat pe continent sau în cadrul unui lanţ insular. Ex. a. Aleutinelor, a. Japoniei, a. de la interiorul Carpaţilor.

areală, erupţie. Activitate vulcanică în cadrul căreia emisiunea se face exclusiv, sau dominant, prin deschideri fisurale; sunt eliberate lave bazice care acoperă regiuni întinse.

arkit. Foidit plutonic potasic cu participare importantă (30 – 60%) a componenţilor mafici, caracterizat prin prezenţa leucitului şi nefelinului.

ariégit. Termen utilizat pentru desemnarea piroxenitelor şi hornblenditelor cu spinel.

arsoit. Varietate de trahit conţinând andezin, pe lângă sanidină, diopsid şi puţină olivină.

asimilare magmatică. Proces prin care magma încorporează prin topire, solubilizare, difuziune, roci din pereţii camerei magmatice, din formaţiunile în care este pusă în loc; se produce o contaminare chimică de amploare variabilă, fapt care poate conduce la apariţia unor roci cu alcătuire mineralogică particulară. Fenomenul poate să afecteze întreaga masă magmatică sau numai partea sa periferică, de contact cu rocile din jur.

asociaţie naturală de roci. Grup de roci care prezintă afinităţi chimice şi/sau petrografice, apropiere în spaţiu, ca şi relativă comunitate de timp de formare; aceste caractere constituie, în mod obişnuit, criteriul de identificare a unui aceluiaşi ansamblu de procese de formare. Astfel definită, noţiunea are valabilitate în toate cele 3 domenii, magmatic, sedimentar şi metamorfic, evident cu particularităţi mai mult sau mai puţin pronunţate. V. şi provincie petrografică.

atlantică, serie de roci, provincie. Grup de roci, respectiv, aria lor de distribuţie, născut prin diferenţiere din magme alcaline; sunt caracterizate prin petrotipuri cu minerale nesaturate în SiO2 şi bogate în alcalii – cu deosebire feldspatoizi – şi prin condiţiile tectostructurale în care apar: în arii neorogenice, adesea asociate marilor dislocaţii ale scoarţei. Noţiunea, definită pe baza rocilor vulcanice din aria atlantică, a fost ulterior restrânsă la formele cu predominanţă a sodiului în cadrul alcaliilor (în opoziţie cu s. mediteraneană, v. mediteraneană); astăzi, abandonată, conţinutul ei fiind acoperit îndeosebi de noţiunile „produse ale zonelor fierbinţi” şi „roci magmatice asociate marilor dislocaţii continentale”.

augitit. Rocă vulcanică bazică şi alcalină, constituită din fenocristale de augit într-o masă de sticlă cu începuturi de cristalizare sau cu microlite de

152

plagioclazi; în cadrul componenţilor accesorii pot să apară feldspatoizi; este echivalentul lipsit de olivină al limburgitului.

avalanşă arzătoare (sau fierbinte). Asociaţie de material fragmentar solid ori în curs de solidificare (de la foarte fin până la foarte grosier) şi gaze produsă în cadrul exploziei vulcanice şi care, neputând di proiectată în înălţime, coboară pe pantele conului vulcanic: materialul fragmentar poate proveni exclusiv din magma eliberată în cursul exploziei sau şi prin distrugerea unor formaţiuni preexistente. Are efecte deosebit de distrugătoare (termice, chimice, mecanice).Pentru cazurile în care granulaţia materialului este exclusiv fină se utilizează denumirea avalanşă de cenuşă.

bandait. Termen utilizat pentru desemnarea unor dacite cu plagioclaz bazic – labrador sau bytownit.

batolit. Formă de zăcământ a rocilor magmatice de adâncime, foarte comună pentru rocile granitice; corp de dimensiuni foarte mari, cu partea superioară, eventual, în formă de cupolă, iar partea inferioară niciodată observabilă, ceea ce permite să se bănuiască înrădăcinarea lui în zonele foarte profunde ale scoarţei.

bazalt. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic, cu caracter nealcalin; definită prin 0 – 20% cuarţ din totalul mineralelor felsice şi 90 – 100% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Formele care au foide în locul cuarţului sunt numite b. alcaline. Echivalentă gabbroului. Separarea faţă de andezit se face mai puţin cu ajutorul compoziţiei plagioclazilor – în principiu, An >50% – cât mai cu seamă cu ajutorul indicelui de culoare, M >40. Rocă foarte răspândită în litosferă, rezultat atât al activităţii de tip fisural, în domeniul continental formând, în aceste cazuri, platouri bazaltice, cât şi de tip central, când apare asociată cu andezite.

bazanit. Termen mai vechi pentru desemnarea tefritului cu olivină.bazic. Calificativ pentru rocile magmatice (magmele şi lavele) în alcătuirea

cărora participarea SiO2 este între cca. 46 şi cca. 52% în greutate (limite convenţionale); ele nu conţin cuarţ, iar silicaţii sunt reprezentaţi prin forme „deficitare” în SiO2: feldspatoizi, olivină. Între caracterul bazic şi cel nesaturat corespondenţa nu este totală.

beerbachit. Rocă gabbroică, filoniană, microgranulară (aplitică!) constituită din plagioclazi calcici, piroxeni, magnetit, uneori hornblendă brună sau olivină. Termenul a fost utilizat în mod impropriu pentru desemnarea unor roci bazice cornificate conţinând poikiloblaste de olivină.

belugit. Termen folosit pentru denumirea unui tip petrografic considerat intermediar între gabbro şi diorit.

bismalit. Formă de zăcământ a rocilor intruzive, cu aspect de coloană.block-lava. V. aa.bombă vulcanică. Fragment de lavă expulzat în cursul unei explozii,

consolidat complet sau aproape complet în aer, până în momentul

153

atingerii solului. De multe ori b. sunt fusiforme, probabil ca urmare a rotirii în aer în cursul consolidării; dacă ajung pe sol incomplet consolidate se aplatizează. Cel mai adesea, b. au structură zonară determinată de consolidarea succesivă, în pături, de la periferie spre interior. Dimensiunile variază de la câţiva cm până la 1 – 2 m lungime.

borolanit. Termen utilizat pentru desemnarea, în cadrul foialitelor, a unor sienite cu pseudoleucit şi melanit.

bostonit. Rocă hipabisală cu caracter aplitic, de natură sienitică, alcalină; microclinul şi anortoza sau albitul – cărora li se adaugă, eventual, piroxeni cu caracter accesoriu – sunt dispuse într-o textură orientată cu aspect trahitic.

Bowen, seriile de reacţie ale lui. Considerate în ordinea cristalizării lor din magme, principalele minerale mafice şi felsice din rocile magmatice constituie două s., în care Bowen a demonstrat că formarea fiecărui termen poate fi interpretată ca rezultat al reacţiei termenului preexistent cu magma. Seria mineralelor mafice este discontinuă – olivină-piroxeni-amfiboli-biotit – iar seria principalelor minerale felsice, plagioclazii, este continuă.

brecie vulcanică. Rocă piroclastică alcătuită, practic exclusiv, din fragmente mari (Φ >32 mm) provenite din distrugerea prin explozie a unui edificiu vulcanic.

bronzitit. Rocă magmatică mafică alcătuită exclusiv sau dominant din bronzit; rară.

calcoalcalin. Tip de magme nealcaline, caracterizat prin creşterea redusă a valorii FeO/MgO şi creşterea moderată a valorii K2O în cursul diferenţierii (= odată cu creşterea valorii SiO2). Magmele c. sunt generate în zonele de subducţie, unde dau naştere unor serii de roci şi provincii c.

calderă. Mare depresiune, mai mult sau mai puţin circulară, în formaţiuni vulcanice, de obicei incomplet închisă de un perete abrupt spre interior, dar cu pantă foarte lină spre exterior; născută prin explozie – aruncarea în aer a unei întregi structuri vulcanice – prin colaps – prăbuşirea unei structuri vulcanice în spaţiul subjacent creat datorită emisiunii masive de lave – sau prin ambele procese. În interiorul calderei se găsesc aparate vulcanice dintr-o a 2-a generaţie. În mod impropriu, termenul a fost folosit şi pentru denumirea unor depresiuni formate prin eroziune (pentru că prima calderă, descrisă în insulele Canare, s-a dovedit ulterior a fi efectul eroziunii).

calm vulcanic. Perioadă în evoluţia unui aparat vulcanic, intermediară între paroxisme, caracterizată prin absenţa totală a emisiunilor sau prin emisiuni liniştite de material vulcanic în cantităţi reduse – gaze, vapori de apă, cenuşă; c.v. are durate extrem de variate.

cameră magmatică. Spaţiul din litosferă în care se găseşte, la un moment dat, magmă în stare de imobilitate; aceasta se poate consolida aici,

154

poate migra în alte puncte din litosferă sau poate fi emisă la suprafaţă printr-o structură vulcanică (în care caz c.m. este rezervorul magmatic al acesteia din urmă).

camptonit. Lamprofir alcalin constituit din plagioclazi, amfiboli alcalini, augit titanifer şi, eventual, olivină.

carbonatit. Rocă magmatică alcătuită din calcit±dolomit±ankerit, care apare în corpuri mici asociate cu roci mafice alcaline.

celulară, textură. V. scorie.cenuşă vulcanică. Produsul solid foarte fin al unei explozii vulcanice;

constituit din particule (Φ<4 mm) de sticlă rezultată prin solidificarea lavei pulverizate în cursul exploziei şi din mineralele preexistente în magma în curs de cristalizare. Numele se aplică atât suspensiei solide în aer cât şi depozitului neconsolidat rezultat prin depunerea acesteia.

charnockit. Rocă a cărei compoziţie mineralogică – cuarţ +ortoză +hipersten +plagioclaz – şi structură granulară permit unor autori să afirme natura ei magmatică şi să o identifice ca „granit cu hipersten”, iar altora să o considere un produs metamorfic în faciesul granulitic.

cinerit. Rocă neconsolidată rezultată prin depunerea cenuşiii vulcanice; pentru desemnarea ei se foloseşte adesea şi termenul tuf.

coajă de pâine. Structură a suprafeţei bombelor vulcanice caracterizată printr-un aspect neregulat datorită crăpăturilor născute prin contracţie în cursul răcirii lavei.

colaps. Cădere, scufundare, prăbuşire. Ex. caldere formate prin c.columnară, separaţie. S.c. a rocilor constă în existenţa unor coloane a căror

secţiune şi, mai ales, înălţime sunt foarte variate; ea se datorează existenţei unor plane de discontinuitate orientate în aceeaşi direcţie într-o rocă. În cazul bazaltelor, acestea apar prin contracţie în cursul răcirii lavei.

C.I.P.W. Prescurtare a numelor petrografilor americani Cross, Iddings, Pirsson şi Washington, care desemnează un sistem de calculare a compoziţiei mineralogice normate a rocilor magmatice elaborat de I.U.G.S.

comagmatic. Termen care desemnează provenienţa mai multor roci dintr-o aceeaşi magmă parentală; comagmatismul se determină pe baza relaţiilor de compoziţie chimică şi mineralogică şi a apropierii spaţiale.

comendit. V. riolit alcalin.con vulcanic. Formă morfologică născută prin activitatea vulcanică de tip

central în jurul punctului de emisiune a materialului magmatic. În conformitate cu tipul de activitate, c.v. poate fi de lavă – caz în care, alcătuit numai din pânze de lave, are pante puţin înclinate, iar diametrul bazei este foarte mare – piroclastic sau de cenuşă – caz în care, alcătuit numai din material fragmentar, are pante foarte înclinate şi este, în general, de dimensiuni reduse – ori mixt (=stratocon) –

155

atunci când este constituit dintr-o alternanţă de lave şi pături piroclastice.

concreştere. Creştere împreună, simultan, formând un corp comun. Cristale ale unui aceluiaşi mineral sau ale unor minerale deosebite, care se formează în acelaşi timp pot, în anumite condiţii, să concrească, adică să se întrepătrundă în cursul creşterii; acesta este un caz comun pentru cristalizarea din topituri în situaţii de eutectic (v.). Foarte frecvente sunt c. grafice dintre cuarţ şi feldspat, al căror aspect sugerează srierea cuneiformă, şi cele mirmechitice cu aspect vermicular între cuarţ şi plagioclazii rezultaţi din transformarea feldspatului alcalin sub acţiunea unor fluide post-lichid-magmatice.

conduct vulcanic. Canalul cu formă mai mult sau mai puţin cilindrică, cu secţiune circulară sau eliptică, prin care magma se ridică în structura vulcanică. Sin. coş.

conică, pânză. Formă de zăcământ a rocilor hipabisale; pânze de forma unor suprafeţe conice, care se îmbracă una pe alta, născute în partea superioară a unui corp subvulcanic.

conolit. Termen utilizat pentru desemnarea unor forme de zăcământ extrem de neregulate ale rocilor intruzive; noţiune imprecis conturată.

consangvin. V. comagmatic.consolidare magmatică. Magmele se consolidează, ca urmare a răcirii, prin

cristalizare ori prin formarea de sticlă; în condiţii intracrustale procesul este de foarte lungă durată – calculele arată pentru unele situaţii durate de peste 1mil. ani – în timp ce la suprafaţa crustei el este foarte rapid.

contaminare. Proces prin care compoziţia unui material se modifică prin înglobarea unor cantităţi, în general reduse, de componenţi străini. Magmele se pot contamina în timpul în care străbat crusta, prin includerea de constituenţi ai acesteia.

convecţie. Mişcare într-o masă fluidă determinată de diferenţe de temperatură şi, deci, de densitate în diversele sale puncte; în felul acesta iau naştere curenţii de c. care realizează un transfer de masă şi de temperatură. În camerele magmatice, atâta vreme cât materia n-a devenit prea vâscoasă, se formează curenţi de c.

Coombs, tendinţă. Mod de evoluţie a unor magme alcaline, caracterizat prin creşterea progresivă a gradului de saturare în SiO2.

cordată, lavă. Tip structural de lavă consolidată, caracterizat prin existenţa pe suprafaţa de răcire a unor proeminenţe alungite, cu secţiune (semi- circulară, cu aspect de funie; apariţia acestora este condiţionată de anumite valori ale vâscozităţii şi caractere ale curgerii lavei.

coş vulcanic. V. conduct vulcanic.crater. Depresiune ± conică reprezentând deschiderea de la partea

superioară a conductului vulcanic – de obicei, mai largă decât secţiunea normală a acestuia – prin care se emite materialul vulcanic.

156

În afară de c. central, care se găseşte în vârful conului vulcanic, pot exista c. laterale, adventive sau parazite pe flancurile acestuia.

cristalinitate, grad de. Raportul cantitativ dintre componenţii cristalizaţi şi cei necristalizaţi într-o rocă magmatică. V. holocristalin, hemicristalin.

cristaloclastică, structură. S. tufurilor constituite din fragmente de cristale.cuarţ-andezit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic,

cu caracter nealcalin; definită prin: 20-60% cuarţ din totalul mineralelor felsice şi 90-100% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Echivalentă cu cuarţ-dioritul. Apare în asociaţie cu dacite, andezite, riolite.

cuarţ-diorit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic, cu caracter nealcalin; definită prin: 20-60% cuarţ din totalul mineralelor felsice şi 90-100% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Pentru formele leucocrate şi cu oligoclaz ca singur feldspat se utilizează denumirea trondhjemit, iar pentru formele cu biotit şi hornblendă, tonalit; pentru mulţi autori, însă, tonalit este sin. cu c.-d.

cuarţ-porfir. V. porfir cuarţifer.cumulat. Nume colectiv pentru toate produsele rezultate prin acumularea

gravitaţională a cristalelor în cadrul procesului de diferenţiere magmatică.

cumulodom. Protruziune de lavă vâscoasă în partea superioară a conductului vulcanic, având o formă bulboasă, de cupolă.

cupolă. Formă de zăcământ a rocilor magmatice caracterizată printr-o parte superioară boltită şi o parte inferioară mai mult sau mai puţin plană, sugerând o calotă sferică.

curgere. 1. Emisiune de lavă (individualizată în timp şi spaţiu) cu formă de pânză sau de torent. 2. Corp de rocă de formă tabulară sau alungită, născut prin consolidarea lavei. Unitatea de c.: pătura de rocă formată ca urmare a emisiunii de lavă într-un moment bine determinat. 3. C. piroclastică. Amestec turbulent de lavă pulverizată, care se solidifică rapid ca cenuşă, gaze şi fragmente de rocă, cu temperatura ridicată, emis exploziv prin crater sau prin fisuri ale conului şi care se deplasează sub acţiunea gravitaţiei pe pantele acestuia; prin consolidare iau naştere tufuri sudate. Se utilizează şi denumirea c. de cenuşă atunci când lipsesc fragmentele mari, 4. C. noroioasă. V. lahar.

dacit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic, cu caracter nealcalin; definită prin 20-60% cuarţ din totalul mineralelor felsice şi 65-90% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Echivalentă granodioritului. Apare în asociaţie cu andezite, riodacite, riolite.

degazeificare magmatică. Eliberarea componenţilor uşor volatili în momentul scăderii presiunii căreia îi este supusă magma.

dezamestec. Procesul prin care o fază minerală stabilă la temperatură ridicată se separă odată cu scăderea temperaturii, în mai multe faze minerale (care se găseau în „soluţie solidă” la temperatură ridicată).

157

diabaz. Termen utilizat pentru desemnarea rocilor doleritice pre-terţiare, de regulă alterate; în literatura americană sinonim cu dolerit.

diagramă. Reprezentare grafică a relaţiilor dintre (de obicei) 2-3 parametri cu valori variabile. În mineralogie şi petrologie se utilizează foarte frecvent d. P-T, compoziţie-parageneză, timp-compoziţie, frecvenţă-dimensiuni etc. D. de variaţie prezintă variaţia în timp (conform succesiunii de formare) a compoziţiei chimice a rocilor născute dintr-o magmă parentală prin urmărirea variaţiei participării diverşilor componenţi (ca valori procentuale de oxizi sau ca diverşi parametri) în paralel cu variaţia participării silicei (ca procente SiO2 sau parametri corespunzători).

diatremă. Termen utilizat, în general, pentru desemnarea oricărei deschideri prin care s-a desfăşurat un fenomen vulcanic de tip central (conduct vulcanic+crater). Cu ajutorul lui se desemnează însă, în mod special, deschiderile (şi mai puţin conductele) formate prin explozii de gaze fără emisiune de material solid.

diferenţiere magmatică. Ansamblul proceselor prin care dintr-o masă de magmă omogenă se realizează produse solide cu compoziţii variate, ceea ce conduce, implicit, şi la variaţia compoziţiei magmei în paralel cu separarea acestora. D.m. se poate produce (1) prin procese asociate cristalizării dacă mineralele formate sunt acumulate gravitaţional, prin flotare, datorită curenţilor de convecţie etc., (2) prin apariţia în magmă a unor fracţiuni lichide imiscibile (=licuaţie), care să conducă în mod independent la produse solide distincte sau (3) prin acţiunea componenţilor volatili care în mişcarea lor ascensională pot antrena diverşi alţi componenţi pe care să-i concentreze în partea superioară a masei de magmă.

diorit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic, cu caracter nealcalin; definită prin 0-20% cuarţ sau 0-10% foide din totalul mineralelor salice şi 90-100% plagioclazi din totalul feldspaţilor, aceştia având An <50%. Formele cu 5-20% cuarţ pot fi numite d. cu cuarţ, dar în nici un caz cuarţ-d.; intră în alcătuirea asociaţiilor granitice.

ditroit. Sienit cu nefelin conţinând şi sodalit; rocă, iniţial considerată a fi o specie petrofrafică distinctă şi denumită după localitatea Ditrău (jud. Harghita), unde a fost recunoscută prima oară. Ulterior s-a demonstrat că sodalitul este o formaţiune post-lichid-magmatică şi că, deci, este vorba de un aspect particular, accidental, al sienitului cu nefelin; termen abandonat.

do-. Prefix utilizat în clasificarea C.I.P.W. a rocilor magmatice pentru a indica participarea dominantă a unui component, de la 7:1 până la 5:3; ex. dofemic, dosalic.

dolerit. Rocă bazică de natură subvulcanică, adesea filoniană; este echivalentul bazaltului şi gabbroului din punctul de vedere al

158

compoziţiei, dar având o structură ofitică şi granulară caracteristică numită doleritică. În literatura americană, sinonim cu diabaz.

dom. Formă de zăcământ a rocilor magmatice, oglindită, adesea, în morfologie, caracterizată printr-o parte superioară boltită şi o parte bazală mai mult sau mai puţin plană. D. poate fi endogen şi exogen; în ultimul caz se mai vorbeşte despre d. de lavă, atunci când nu este vorba de o protruziune.

domit. Termen utilizat pentru desemnarea trahitului prezent în masivul Puy de Dome (Franţa), caracterizat prin abundenţa sanidinei, pe lângă care mai există plagioclazi, biotit, hornblendă sau augit, într-o masă de sticlă şi microlite de ortoză.

dormant, vulcan. Vulcan în îndelungată perioadă de totală inactivitate.dunit. Rocă plutonică mafitică alcătuită aproape exclusiv din olivină, cu

piroxeni şi cromit ca minerale accesorii.dyk. Corp tabular de rocă, discordant faţă de formaţiunile înconjurătoare,

reprezentând o formă de zăcământ comună pentru rocile vulcanice şi subvulcanice. Termenul este, practic, echivalent cu filon.

eclogit. Rocă granulară de culoare închisă, constituită din granaţi (almandin, pirop) şi piroxeni (omfacit); este considerată a reprezenta forma cea mai probabilă de existenţă a materiei în mantaua superioară. Generarea, atât prin procese magmatice cât şi prin procese metamorfice, poate fi susţinută.

echigranulară, structură. S. în cadrul căreia elementele componente, cu formă ± granulară, au dimensiuni foarte asemănătoare.

efuziune. Procesul cu caracter neexploziv de emisiune a lavei printr-un aparat vulcanic; termenul este utilizat şi pentru cazurile, mai rare, de emisiune neexplozivă a materialului piroclastic. Calificativul efuziv este aplicat produselor petrografice născute prin astfel de procese.

ejecta. Termen colectiv pentru desemnarea tuturor produselor vulcanice solide eliberate în mod exploziv (bombe, cenuşă etc.).

emanaţii magmatice. Ansamblul fluidelor – lichide şi gazoase – eliberate de magme ulterior etapei lichid-magmatice.

enalogen. V. anclavă.endogen (-etic). Calificativ pentru procesele determinate de forţele interne

ale Pamântului şi pentru produsele acestora: cele magmatice şi cele metamorfice.

epimagmă. Magmă care, în contact cu atmosfera (aşa ca într-un lac de lavă sau în imediata vecinătate a suprafeţei scoarţei, şi-a pierdut conţinutul de gaze şi, din această cauză, a devenit mult mai vâscoasă şi oarecum „inertă”.

eruptiv. Calificativ utilizat pentru desemnarea, în general, a proceselor asociate evoluţiei si punerii în loc a maselor magmatice ca şi, mai ales, pentru desemnarea produselor rezultate prin consolidarea acestora. El

159

este, în esenţă, sinonim cu magmatic şi igneu (termen mai puţin utilizat în limba română).

erupţie vulcanică. Perioadă de activitate v. paroxismală, în care are loc emisiunea masivă de material în mod exploziv, efuziv sau protruziv. La aparatele de tip central e. poate fi centrală, prin craterul principal, ori laterală (=excentrică), prin cratere sau prin fracturi deschise pe pantele conului. În cadrul e. fisurale, în lungul fisurii se pot individualiza mici aparate de tip central.

esenţial, constituent. C. definitoriu pentru o rocă (ex. cuarţ, feldspat potasic pentru granit; plagioclazi calcici, piroxeni pentru gabbro); de obicei, în cantitate mai mare decât ceilalţi c.

essexit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic, cu caracter alcalin; definită prin: 10-60% feldspatoizi din totalul mineralelor felsice şi 50-90% plagioclazi din totalul feldspaţilor. E.(s.s.) are plagioclazi cu mai puţin de 50% An; formele având plagioclazi mai bazici se numesc gabbrouri essexitice.

etmolit. Termen rar utilizat pentru denumirea formei de zăcământ, foarte neregulată, a unor corpuri intruzive evazate în partea superioară şi trecând la un canal îngust în partea inferioară; noţiune imprecis conturată.

etnait. Termen utilizat pentru desemnarea unor forme de bazalte sau andezite cu caracter alcalin; se recomandă abandonarea, ca fiind inutil.

eucrit. Termen utilizat pentru desemnarea unei varietăţi de gabbro în care se găsesc clino- şi ortopiroxeni, împreună cu cantităţi mici de olivină; termen, practic, abandonat.

eutectic. Situaţie de temperatură şi compoziţie a topiturii într-un sistem bi/sau multicomponent care nu dă naştere la cristale mixte, în care are loc cristalizarea simultană a tuturor componenţilor; compoziţia iniţială a sistemului se modifică în cursul cristalizării tinzând către cea corespunzând eutecticului (aceasta este ultima compoziţie a fazei topite înainte de consolidarea totală). În sistemele bicomponente există puncte e. (o singură pereche de valori, temperatură-compoziţie), iar în cele multicomponente un număr finit de asemenea situaţii care, în reprezentările diagramatice, constituie linii şi suprafeţe eutectice.

exhalaţie vulcanică. Emanaţie de gaze şi/sau vapori asociată activităţii vulcanice; din e.v. se pot depune minerale, de obicei, în cantităţi modeste sub formă de cruste, mai rare ori în mase importante.

explozie vulcanică. Emisiune violentă de material vulcanic; constituie, de obicei, un moment paroxismal în evoluţia vulcanilor dar e. de amploare redusă se pot produce şi în perioadele interparoxismale. Reprezintă o decomprimare a sistemului după o perioadă de creştere excesivă a presiunii prin acumulare de gaze. E.v. se produce mai ales în cadrul

160

activităţii de tip central şi, mai rar, în activitatea de tip fisural. Amploarea şi frecvenţa e. caracterizează tipuri distincte de activitate v.

Indicele de explozivitate – raportul masei produselor piroclastice faţă de masa totală a produselor unui aparat vulcanic – constituie o măsură a participării e. la activitatea acestuia. Manifestările explozive constituie unul din cele 3 tipuri fundamentale de activitate magmatică extruzivă.

Cauza imediată a unor explozii poate fi mai mult sau mi puţin independentă de evoluţia sistemului magmatic; intervenţia apei în sistem – pătrundere prin fracturi dintr-un bazin marin, întâlnită la nivel freatic de magma în ascensiune sau pătrunsă dintr-un asemenea nivel freatic de magma în ascensiune sau pătrunsă dintr-un asemenea nivel prin fisuri ale acoperişului camerei magmatice – determină, datorită vaporizării sale instantanee, explozii foarte puternice: hidroexplozii, e. freatice, e. freatomagmatice.

extruziv,-ă. Una dintre cele 3 forme fundamentale de manifestări magmatice: eliberarea magmelor la suprafaţa scoarţei. Activitatea e. poate fi explozivă, efuzivă sau protruzivă. Termenul se utilizează şi pentru desemnarea produselor născute în acest mod; rocile e. constituie una din cele 3 grupe majore de roci magmatice.

facolit. Formă de zăcământ a rocilor magmatice intruzive: corp concordant într-o creastă anticlinală care, în secţiune orizontală, are o suprafaţă circulară sau forma unei coroane circulare.

faneritică, structură (= fanerocristalină). S. a rocilor magmatice caracterizată prin faptul că toţi componenţii au dimensiuni care îi fac vizibili cu ochiul liber.

fluidală, textură. T. a rocilor vulcanice, caracterizată prin orientarea paralelă a microlitelor şi, mai mult sau mai puţin, a fenocristalelor, ca urmare a consolidării lavei în timpul curgerii ei.

felsice, minerale. Formulare pentru desemnarea, în mod colectiv, a principalelor minerale necolorate din roci: feldspaţi, feldspatoizi, cuarţ, muscovit. Rocile constituite predominant din unul sau mai multe asemenea minerale sunt numite felsite, iar structura lor, felsitică.

femic. Este echivalent cu termenul mafic (v.), în cazul mineralelor standard şi al compoziţiilor normate.

fenocristal. În rocile vulcanice, cristal cu dimensiuni mari, vizibil cu ochiul liber, în masa fundamentală constituită din microlite şi sticlă.

-fer. Sufix cu înţelesul „purtător de” în nomenclatura rocilor, pentru a atrage atenţia asupra prezenţei unui mineral în alcătuirea acestora; ex. roci cuarţifere. Termenii astfel formaţi sunt sinonimi cu locuţiunile „cu + numele mineralului”. În nomenclatura rocilor magmatice se recomandă utilizarea acestui sufix pentru denumirea acelui aspect al unei roci în care un mineral principal – care, prin definiţie, poate exista sau nu – este prezent (ex. sienit cuarţifer).

161

fergusit. Foidit plutonic potasic cu participare importantă (30-60%) a componenţilor mafici.

feromagnezian. Calificativ utilizat pentru minerale, roci, magme cu conţinut ridicat de fier şi magneziu.

flotare a cristalelor. Dacă greutatea specifică a cristalelor este mai mică decât aceea a magmei din care iau naştere, ele au tendinţa de a se ridica la partea superioară a acesteia pentru a pluti la suprafaţa ei; în felul acesta, prin f.a.c. se realizează o concentrare a speciilor minerale uşoare (felsice) şi, deci, o diferenţiere în magmă.

foiait. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic, cu caracter alcalin; definită prin: 10-60% feldspatoizi din totalul feldspaţilor. F.(s.s.) este leucocrat, având 0-30% minerale mafice din totalul constituenţilor; formele mesocrate, cu 30-60% minerale mafice, se numesc malignite, iar cele melanocrate,cu 60-90% minerale mafice, shonkinite.

foide.Termen utilizat pentru desemnarea colectivă a feldspatoizilor în clasificările mineralogice ale rocilor magmatice (rezultat prin contracţia cuvântului „feldspatoid”).

foidit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniile plutonic şi extruziv; definită prin 60-100% feldspatoizi din totalul mineralelor necolorate. F. conţin şi feldspaţi; în cazul în care domină plagioclazii, f. au caracter teralitic în domeniul plutonic şi tefritic în cel extruziv; în cazul în care domină feldspaţii potasici, f. au caracter foiaitic în domeniul plutonic şi fonolitic în cel extruziv. F.(s.s.), practic lipsite de feldspaţi, au componenţi mafici variaţi şi în proporţii foarte variate.

fonolit.Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic, cu caracter alcalin; definită prin 10-60% feldspatoizi din totalul mineralelor felsice şi 0-10% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Denumirea formelor cu peste 45% feldspatoizi cuprinde şi indicarea feldspatoidului prezent.

fonolit tefritic. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic, cu caracter alcalin; definită prin 10-60% feldspatoizi din totalul mineralelor felsice şi 10-50% plagioclazi din totalul feldspaţilor.

fragmentar, material. Ansamblul m. eliberat sub formă de fragmente în cadrul unei explozii vulcanice; el cuprinde atât m. piroclastic (s.s.), reprezentat prin porţiunile de lavă consolidate în aer, cât şi m. provenit prin fragmentarea rocilor preexistente în structura vulcanică.

fumarolă. Emisiune de gaze şi vapori de natură vulcanică prin deschideri cu caracter punctual, în cadrul structurii vulcanice sau în imediata ei apropiere. Natura lor variază cu temperatura – şi, deci, cu compoziţia – gazelor emise; se separă: f. acide (cu HCl, SO2, NH3Cl, H2O), a căror T poate fi foarte ridicată, până la 800°; f. alcaline (cu NHCl4, CO2, H2O), cu T de 100-200°; f. reci (H2O, CO2), cu T~100°; f. uscate (îndeosebi cu cloruri anhidre, fără H2O) cu T ridicată. F. propriu-zise au o sursă profundă a gazelor şi vaporilor; f. secundare (=fără rădăcină) sunt

162

dezvoltate pe suprafaţa curgerilor de lave încă fierbinţi – reprezintă eliberarea gazelor conţinute de acestea – se găsesc la distanţe variabile faţă de structura vulcanică şi au o durată redusă (până la consolidarea curgerii pe toată grosimea ei).

Posibilă, în principiu, în orice moment al evoluţiei unui aparat vulcanic, apariţia şi larga dezvoltare a f. este caracteristică mai ales etapelor târzii ale acesteia, după încetarea activităţii paroxismale; acesta este stadiul fumarolian.

gabbro. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic, cu caracter nealcalin; definită prin 0-20% cuarţ sau 0-10% foide şi 90-100% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Formele cu ortopiroxen dominant în calitate de component subordonat se numesc norite; pentru formele cu participare importantă a Fe2+ se utilizează denumirea ferrogabbro; formele hololeucocrate corespund anortozitelor (v.). Pentru g.sienit v. sienog. Formează asociaţii cu diorite şi roci mai acide sau cu anortozite.

gabbrodiorit. Rocă având caractere intermediare între cele ale dioritului şi cele ale gabbroului.

gaze vulcanice. G. eliberate în atmosferă în legătură cu activitatea v. în perioade paroxismale, interparoxismale sau în cele de calm îndelungat (v. şi fumarolă). Constituenţii principali sunt compuşi ai carbonului – CO, CO2, CH4 – compuşi ai sulfului – SO2, SO3, H2S – vapori de apă, elemente – N2, H2, S2 – împreună cu HCl, HF, NH2.

glomeroporfirică, textură. T. a rocilor magmatice caracterizată prin existenţa unor aglomerări (cuiburi) de fenocristale.

grafică, structură. V. concreştere.granit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic, cu

caracter nealcalin; definită prin 20-60% cuarţ din totalul mineralelor felsice şi 10-65% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Încercările de detaliere a sistematizării nu au condus la soluţii acceptabile: pot fi acceptate însă multe subtipuri, a căror sumă nu reprezintă o clasificare. G. de tip Rapakiwi sunt mai sărace în plagioclazi; termenii adamellit şi cuarţ-monzonit au fost utilizaţi, în decursul timpului, pentru desemnarea unor forme de g., dar sunt, astăzi, abandonaţi. Se pot folosi termenii sienogranit şi nonzogranit pentru g. cu 10-35% şi, respectiv, 35-65% plagioclazi. Rocă foarte răspândita în litosfreă, unde formează mase imense; asociată cu granodiorite şi diorite.

granit alcalin. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic; definită prin 20-60% cuarţ din totalul mineralelor felsice şi 0-10% plagioclazi din totalul feldspaţilor; cu caracter subordonat apar piroxeni şi/sau amfiboli sodici.

granitit. Termen utilizat în trecut pentru desemnarea granitelor cu biotit.

163

granitizare. Ansamblu de precese nemagmatice, metasomatice sau anatectice, care pot conduce la formarea de roci granitice pe seama unor roci preexistente.

granitoid. Termen colectiv utilizat pentru desemnarea rocilor plutonice bogate în cuarţ, leucocrate şi hololeucocrate, atâta vreme cât identificarea exactă n-a fost făcută.

granodiorit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic cu caracter nealcalin; definită prin 20-60% cuarţ sin totalul mineralelor felsice şi 65-90% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Formează asociaţii cu granite, diorite, cuarţ-diorite.

granofir. Rocă subvulcanică de compoziţie acidă – granitică şi granitică alcalină – în care, într-o masă fundamentală microgranulară – adesea cu structură micrografică sau asemănătoare ei, numită granofirică – se găsesc fenocristale de cuarţ. Termenul este, uneori, sinonim cu porfir cuarţifer.

granogabbro. Tip foarte rar de granodiorit caracterizat prin prezenţa plagioclazilor bazici.

granulară, structură. S.holocristalină în care componenţii au dezvoltare echidimensională.

greisen. Rocă autometamorfică născută pe seama granitelor prin acţiunea soluţiilor pneumatolitice; caracterizată prin prezenţa micelor litifiere, turmalinei, fluorinei, topazului, casiteritului.

griquait. Piroxenit cu granaţi (pirop).harzburgit. Peridotit cu hipersten.hawaiit. Termen utilizat pentru desemnarea unor forme de bazalte sau

andezite alcaline cu andezin şi bogate în olivină; se recomandă abandonarea ca fiind inutil.

hedrumit. Termen utilizat pentru desemnarea unei forme leucocrate de sienit alcalin cu nefelin.

hemicristalină, structură. S. caracterizată prin coexistenţa sticlei ş a componenţilor cristalizaţi.

hialo-. Prefix utilizat pentru indicarea prezenţei sticlei şi, în general, a existenţei caracterului sticlos. Cu ajutorul său se formează nume de roci: hialodacit.

hibridizare. Procesul care conduce la o magmă cu compoziţie anormală prin amestecul a două magme cu compoziţii distincte.

hidrotermală, etapă, stadiu. E. în evoluţia unui sistem magmatic cuprinsă între temperatura critică a apei, cca. 400°, şi cca. 100°, caracterizată prin echilibru existent între fazele cristaline şi soluţiile apoase de substanţe solide ori de gaze. Din soluţiile h. cristalizează foarte multe minerale metalice împreună cu sulfaţi, carbonaţi, cuarţ.

hip- (hipo-). Prefix cu înţeles „sub”, „mai puţin decât” ceea ce indică termenul căruia îi este asociat: hipabisal – de mică adâncime,

164

hipocristalin – necristalizat integral, hipidiomorfă – structură în care nu toţi componenţii sunt idiomorfi.

hiperit. Norit cu olivină.hiperstenit. Rocă plutonică alcătuită, practic, exclusiv din hipersten.hipomagmă. Forma pe care o are magma în profunzime, sub presiune

mare: constituenţii volatili se găsesc în soluţie, iar magma este relativ imobilă-inactivă.

holo-. Prefix cu înţelesul „întreg”, „integral” cu referire la sensul termenului căruia îi este asociat: holocristalin – cristalizat în întregime, hololeucocrat – constituit exclusiv din minerale necolorate.

hornblendit. Rocă plutonică alcătuită, predominant, din hornblendă şi putând conţine 0-30% olivină.

ignimbrit. Rocă extruzivă de compoziţie riolitică, dacitică, născută prin consolidarea unor magme spumoase eliberate prin fisuri.

igneu. Sin. eruptiv.ijolit. Foidit plutonic sodic cu participare importantă (30-60%) a

componenţilor mafici.inechigranulară, structură. S. în cadrul căreia elementele componente au

dimensiuni variate.injecţie. Procesul de pătrundere a magmei într-un fond de roci unde se

consolidează sau pe care il invadează, topeşte, asimilează.intergranulară, structură. S. a masei fundamentale a rocilor vulcanice

caracterizată prin existenţa unei reţele constituite din baghete de feldspaţi în ochiurile căreia se găsesc granule de piroxeni.

intersertală, structură. S. a masei fundamentale a rocilor vulcanice, caracterizată prin existenţa unei reţele constituite din baghete de feldspaţi în ochiurile căreia se găseşte sticla.

intruziune. 1. Procesul de pătrundere a maselor de magmă în diverse formaţiuni geologice şi consolidarea lor sub formă de corpuri mari. 2. Corpul de rocă născut în acest fel. Calificativul intruziv este folosit pentru a desemna procesele, produsele şi domeniul corespunzător.

italit. Foidit plutonic potasic cu participare redusă (0-3%) a componenţilor mafici.

jacupirangit. Piroxenit alcalin constituit din augit titanifer şi cu nefelin accesoriu.

jotunit. Termen utilizat pentru desemnarea unor roci de tip monzonitic, monzodioritic şi monzogabbroic asociate charnickitelor.

kelifitică, zonă sau coroană. Regiunea din jurul unui cristal constituită din microcristale dispuse radiar, produse ale reacţiei sale cu alţi componenţi ai rocii; ex. zone alcătuite din microcristale de piroxeni, hornblendă, spineli, în jurul granaţilor.

Kennedy, tendinţă. Mod de evoluţie a magmelor alcaline caracterizat prin accentuarea caracterului de nesaturare în SiO2 şi creşterea conţinutului de alcalii.

165

keratofir. Rocă vulcanică preterţiară, de compoziţie acidă sau intermediară — echivalentă cu riolite, dacite, andezite — puternic transformată în mod secundar — autometamorfic sau prin alterare; conţine albit, clorit, epidot, calcit.

kersantit. Lamprofir constituit din plagioclazi + biotit + augit + olivină.kimberlit. Mafitit vulcanic sau subvulcanic: un peridotit cu piroxeni, biotit,

melilit; în unele cazuri conţine diamant.labradorit. Termen utilizat în trecut pentru desemnarea anortozitelor ca şi a

unor bazalte bogate în labrador; este folosit şi ca sinonim cu labrador.lacolit. Formă de zăcământ a rocilor intruzive; are partea superioară boltită,

iar cea inferioară — unde se poate vedea canalul care a constituit calea de acces a magmei — în general, plană.

lahar. 1. Curgere pe pantele conului vulcanic şi în vecinătatea lui a unui ansamblu de fragmente piroclastice şi apă, aceasta din urmă provenită din precipitaţii, din topirea zăpezii, dintr-un lac existent în crater etc.; procesul nu este vulcanic. Sin. curgere noroioasă. 2. Depozitul provenit prin depunerea materialului solid dintr-o asemenea curgere.

lamprofire. Roci subvulcanice, filoniene, afanitice, meso- şi melanocrate, cu compoziţie variată — de la sienitică la gabbroică — în general alcalină, constituite dintr-o masă de microlite felsice şi mafice; de obicei, puternic alterate. Asociaţiile lamprofirice formează sisteme filoniene larg dezvoltate în şisturile cristaline sau asociate masivelor granitice.

lapilli. Produse ale exploziilor vulcanice născute prin consolidarea a mici porţiuni de magmă (4-32 mm) dispersate în aer, de formă sferică şi subsferică; prin acumulare dau naştere la depozite stratiforme.

lardalit- (=laurdalit). Termen utilizat pentru desemnarea unor monzonite alcaline conţinând feldspat alcalin, care prezintă forme rombice în secţiuni, piroxeni şi amfiboli alcalini, biotit.

Larsen, diagramă de variaţie. D.d.v. în care abscisa este constituită de parametrul 1/3 SiO2+K2O—(FeO+MgO+CaO), faţă de variaţia căruia se urmăreşte variaţia participării diverşilor oxizi; indicată mai ales pentru seriile de roci în care variaţia SiO2 este redusă.

larvikit (=laurvikit). Termen utilizat pentru desemnarea unor monzonite alcaline conţinând oligoclaz antipertitic, feldspat alcalin, egirin, augit, biotit.

latit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic, cu caracter nealcalin; definită prin 0-20% cuarţ sau 0-10% foide din totalul mineralelor salice şi 65-90% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Echivalentă monzonitului. Formează asociaţii cu l.-andezite, l.-bazalte, andezite, dacite.

latit-andezit, latit-bazalt. Specii petrografice fundamentale pentru domeniul vulcanic, cu caracter nealcalin; definite prin 0-20% cuarţ sau 0-10%

166

foide din totalul mineralelor salice şi 65-95% plagioclazi din totalul feldspaţilor, l.a. având plagioclazi cu An>50%, iar l.b. cu An<50%. Echivalente monzodioritelor şi monzogabbrourilor. Formează asociaţii cu andezite, dacite, bazalte, latite.

lavă. Magmă ajunsă în contact cu atmosfera prin intermediul unei structuri vulcanice; ea este în starea de piro- sau epimagmă. Termenul se foloseşte şi pentru desemnarea produselor obţinute prin consolidare.

leucitit. Foidit s.s. extruziv sau hipabisal având leucit şi augit titanifer drept constituenţi esenţiali.

leuco-. Prefix utilizat împreună cu nume de specii petrografice pentru desemnarea tipurilor constituite dominant din minerale felsice (leucodiorit) şi pentru formarea calificativului leucocrat care are acelaşi înţeles.

lherzit. Hornblendit cu biotit (hornblenda fiind brună).lherzolit. Peridotit cu orto- şi clinopiroxeni.lichid-magmatic. V. ortomagmatică.licuaţie. Procesul de separare a două faze lichide nemiscibile dintr-o unică

fază lichidă iniţială; are rol important în diferenţierea magmatică.limburgit. Hialotefrit cu olivină (=bazanit) şi nefelin.liparit. Sin. riolit.litchfieldit. Termen utilizat pentru desemnarea unei varietăţi de sienit alcalin

(cu nefelin) conţinând albit şi ortoză, componenţi esenţiali, şi biotit, subordonat.

lopolit. Formă de zăcământ a rocilor intruzive; corp de forma unei „farfurii", discoidal, în a cărui parte inferioară poate fi identificat canalul care a constituit calea de acces a magmei.

lugarit. Varietate de teschenit bogată în analcim.lujavrit. Termen utilizat pentru desemnarea unei varietăţi de sienit cu nefelin,

caracterizat prin textură trahitoidă.lusitanit. V. sienit alcalin.luxullianit. Rocă autometamorfică născută pe seama granitelor prin acţiunea

soluţiilor pneumatolitice; caracterizată prin abundenţa turmalinei în asociaţii radiare de cristale aciculare.

maar. Crater de explozie în regiuni plane, reprezentat fie numai printr-o depresiune de formă conică, fie existând şi un perete circular constituit din fragmente de roci ale fundamentului; de dimensiuni mici, fără produse magmatice asociate, foarte probabil născut prin explozie freatică. În majoritatea cazurilor umplut cu apă (lacuri).

macrocristalin şi macrogranular. Calificativ utilizat pentru indicarea faptului că o rocă este alcătuită din cristale cu dimensiuni mari.

mafic. Calificativ utilizat pentru desemnarea, în mod colectiv, a principalelor minerale cu conţinut de Fe şi Mg (colorate) din roci — amfiboli, piroxeni, olivină, biotit — şi a rocilor constituite predominant din unul sau mai multe asemenea minerale.

167

mafitit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniile plutonic şi extruziv; definită prin peste 90% minerale mafice.

magmatic (-ă). 1. Activitate m. Ansamblul fenomenelor determinate de generarea, punerea în loc şi consolidarea magmelor. 2. Produse m. Totalitatea fazelor solide şi fluide născute în urma desfăşurării proceselor m. 3. Cameră sau rezervor m. V. cameră magmatică.

magmă. Fluid vâscos care apare în mod natural în crusta Pământului şi din a cărui consolidare, prin răcire, iau naştere rocile magmatice. Este constituit dintr-o fază lichidă — o topitură esenţialmente de silicaţi — foarte adesea mai multe faze solide — cristale de minerale în suspensie — şi uneori, o fază gazoasă — componenţi uşor volatili. SiO2, Al2O3, FeO, Fe2O3, CaO, MgO, Na2O, K2O sunt constituenţii chimici principali; din punctul de vedere al compoziţiei chimice şi al modului de evoluţie a acesteia se separă ca principale categorii, magme alcaline şi nealcaline, acestea din urmă, subîmpărţindu-se în calcoalcaline, tholeiitice şi shoshonitice.

Magmele sunt generate fie prin decomprimarea zonei superioare a mantalei şi trecerea în stare fluidă a unei părţi din materia sa componentă — caz în care ele au un caracter „primar" — fie prin topirea unor roci preexistente în crustă — caz în care au caracter „secundar". Ambele categorii de magme migrează către periferia Globului, oprindu-se la diverse nivele ale crustei sau ajungând la suprafaţa acesteia. Magmele pot fi observate direct ca lave ale vulcanilor.

malchit. Termen utilizat fie (1) pentru desemnarea unor roci microdioritice ori microgabbroice (sau aplite ale acestor tipuri petrografice), fie (2) pentru desemnarea unor roci de tip lamprofiric cu hornblendă şi biotit.

malignit. V. foiait.mangerit. Sienit alcalin care face parte din suita de roci de tip charnockitic. mariupolit. Termen utilizat pentru desemnarea unor sienite alcaline

caracterizate prin prezenţa albitului şi nefelinului, a egirinului şi a zirconului şi turmalinei cu caracter accesoriu.

masă fundamentală. În cazul rocilor constituite din componenţi de două generaţii, ansamblul cristalelor de dimensiuni mici (împreună, eventual, cu sticla), în care sunt înglobate cristalele mari. Sin., în cazul rocilor vulcanice, pastă.

masivă, textură. T. a rocilor magmatice (dar nu numai a lor), caracterizată prin omogenitatea distribuţiei componenţilor (fără stratificaţie, şistozitate) şi totala ocupare a spaţiului de către aceştia (compactitate).

mediteraneană, serie de roci, provincie. Grup de roci, respectiv aria lor de distribuţie, născut prin diferenţiere din magme alcaline; sunt caracterizate prin petrotipuri cu minerale nesaturate în SiO2 şi bogate în alcalii — cu deosebire feldspatoizi; din punct de vedere chimic este

168

definitorie predominanţa K2O asupra Na2O. Noţiunea este, astăzi, abandonată, fiind înlocuită parţial, cu mai multe noţiuni reprezentând asociaţii de roci în condiţii tectostructurale variate.

mela-, melano-. Prefix cu sensul de „închis la culoare"; se foloseşte fie împreună cu numele unei specii petrografice (meladiorit), fie pentru formarea calificativului melanocrat.

melafir. Termen utilizat pentru desemnarea rocilor bazaltice pre-terţiare de regulă alterate; adesea cu textură amigdaloidă.

melilitit. Mafitit extruziv şi hipabisal constituit în principal din augit titanifer şi melilit.

melteigit. Foidit plutonic sodic cu participare masivă (60-90%) a componenţilor mafici.

mesocratic. Calificativ cu înţelesul de „intermediar din punctul de vedere al culorii" — adică şi al participării mineralelor femice — între leuco- şi melanocrat.

miaskit. Termen folosit pentru desemnarea rocilor sienitice alcaline în care (Na+ K)/Al<1, raportul dintre Na şi K fi ind variabil. În rocile miaskitice se constată şi că Fe3+<Fe2+. V. şi agpait.

miarolitică, structură. S. a rocilor plutonice caracterizată prin prezenţa de mici cavităţi intergranulare cu contururi angulare.

micro-. Prefix utilizat fie pentru formarea calificativelor microgranular şi microcristalin, fie împreună cu numele unei specii petrografice (microgranit) în vederea indicării caracterului structural definit prin dimensiunile reduse ale componenţilor unei roci.

migmă. Topitură naturală având, practic, toate caracterele magmei, dar provenită prin topirea unor roci preexistente; conţinutul noţiunii trebuie precizat, astăzi, prin referirea expresă la fenomenul anatectic pentru a nu include şi topiturile asociate subducţiei care, deşi născute pe seama unor roci, sunt considerate şi numite magme.

minetă. Lamprofir constituit din ortoză + biotit+augit+olivină.mirmechitică, structură. V. concreştere.missourit. Foidit plutonic potasic cu participare masivă (60-90%) a

componenţilor mafici.modală, compoziţie. C. mineralogică reală a unei roci, în opoziţie cu c.

normată (v.).mofetă. Fumarolă de temperatură scăzută, a cărei emisiune conţine numai

H2O, CO2 şi H2S; uscată sau umedă.monchiquit. Lamprofir constituit din amfiboli alcalini+ augit titanifer + olivină.monzodiorit, monzogabbro. Specii petrografice fundamentale pentru

domeniul plutonic, cu caracter nealcalin; definite prin 0-20% cuarţ sau 0-10% foide şi 65-95% plagioclazi din totalul feldspaţilor — monzod. având plagioclazi cu An<50% iar monzog. cu An>50%. Formează asociaţii cu granodiorite, diorite, gabbrouri.

monzogranit. V. granit.

169

monzonit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic, cu caracter nealcalin; definită prin 0-20% cuarţ sau 0-10% foide din totalul mineralelor salice şi 35-65% plagioclazi din totalul feldspaţilor.

mugearit. Latit-andezit cu olivină.nealcalin, -ă. Categorie fundamentală de magme şi roci magmatice,

caracterizată prin conţinuturi moderate de Na2O şi K2O — nu mai mari decât necesarul pentru a forma feldspaţi; modurile variate în care pot evolua asemenea magme permit separarea tipurilor calcoalcalin, tholeiitic şi shoshonitic.

neck. Formă de zăcământ a rocilor extruzive; consolidarea lavei în canalul de alimentare al unui vulcan conduce la apariţia unui corp de rocă de formă oarecum cilindrică.

nefelinit. Foiditit s.s. extruziv sau hipabisal, având nefelin, feldspat alcalin şi un component mafic alcalin drept constituenţi principali.

neovulcanic. Calificativ utilizat pentru desemnarea rocilor extruzive terţiare şi cuaternare.

Niggli, norma moleculară. Sistem de calcul al compoziţiei mineralogice normate, bazat pe folosirea unor molecule de bază din a căror asociere se obţin diversele minerale. Moleculele de bază se pot grupa şi în parametrii Q, L, M (V. Niggli, parametri).

Niggli, parametri. Ansamblul de p. — si, al alk, fm, c, k, mg — elaborat de P. Niggli, cu ajutorul cărora se poate caracteriza compoziţia chimică a rocilor magmatice, se poate urmări variaţia acesteia în seriile de roci, se pot defini chemotipuri de magme. Cu ajutorul lor se pot calcula şi p. Q, L, M, care reprezintă gruparea moleculelor de bază (V. Niggli, norma moleculară) felsice (L), mafice (M) şi restul de silice (Q); ei caracterizează într-un mod şi mai sintetic compoziţia chimică a rocilor.

nor arzător. Masă fierbinte de gaze, lavă pulverizată mai fin ori mai grosier, fragmente de roci rupte din structura vulcanică, prea grea pentru a fi proiectată în aer în cursul exploziei şi care se deplasează ca o avalanşă pe pantele conului, continuându-şi avansarea până la o oarecare distanţă de baza acestuia; uneori, un asemenea ansamblu este proiectat lateral printr-o fisură sau deschidere parazită a conului. Exploziile în cadrul cărora iau naştere n.a. sunt extrem de violente, iar acţiunea acestora din urmă este extrem de distructivă. Depozitele care iau naştere clin n.a. sunt foarte eterogene; în mare parte, particulele constituente sunt sudate, roca fiind un tuf sudat (v).

nordmarkit. V. sienit alcalin.norit. V. gabbro.normată, compoziţie =normă. Suma mineralelor calculate — în conformitate

cu anumite reguli — pe baza compoziţiei chimice a unei roci şi considerată a reprezenta produsul cristalizării totale şi în condiţii ideale a unei magme cu compoziţia respectivă. Există mai multe sisteme de calcul al unei asemenea c.n. (C.I.P.W., Niggli, Rittmann)

170

reprezentând tentative de oglindire cât mai fidelă a proceselor de cristalizare din magmă, care conduc la formarea rocilor.

obsidian. Rocă vulcanică în întregime sticloasă; rară; cel mai adesea neagră; textură perlitică sau în benzi. Compoziţie chimică, de obicei, riolitică. Sin. sticlă vulcanică.

oceanit. Bazalt puternic melanocrat şi bogat în olivină.odinit. Termen utilizat pentru desemnarea unor lamprofire cu hornblendă, de

compoziţie gabbroică.ofiolit. Termen utilizat pentru desemnarea, în general, a rocilor bazice din

litosfera oceanică prinse în formaţiunile cutate din ariile orogene; în mod obişnuit, uşor afectate de metamorfism (al fundurilor oceanice sau regional). Se numeşte asociaţie ofiolitică, ansamblul de roci reprezentând o veche litosferă oceanică; bazalte, gabbrouri, diferenţiatele lor acide, sedimente.

ofitică, structură. S. a rocilor hipabisale caracterizată prin existenţa de mici cristale euhedrale sau subhedrale de plagioclazi incluse în cristale mari de augit.

opdalit. Termen utilizat pentru desemnarea unor granodiorite melanocrate cu hipersten.

orbiculară, textură. T. a rocilor plutonice caracterizată prin concentrarea unora dintre componenţi în elementele sferoidale, de dimensiuni mari, în care formează pături concentrice.

ordine de cristalizare. Individualizarea mineralelor din magme se face într-o anumită succesiune: după ce, în primele momente, se formează mineralele care au rol accesoriu în alcătuirea rocilor magmatice şi care fixează elementele chimice care apar în cantităţi foarte reduse — apatit, sfen, cromit, magnetit, zircon — mineralele mafice şi cele felsice se separă constituind două serii paralele: olivină-ortopiroxeni-clinopiroxeni-amfiboli-biotit şi bytownit – labrador – andezin - oligoclaz. Muscovitul, albitul, cuarţul constituie ultimele produse. V. şi Bowen, seriile de reacţie ale lui.

ortomagmatică, etapă, stadiu, Prima e. — de temperatură foarte înaltă — în evoluţia unei magme, în cursul căreia se separă silicaţii care nu includ componenţii uşor volatili; corespunde perioadei de formare a rocilor magmatice. Sin. lichid-magmatic.

pacifică, serie de roci, provincie. Grup de roci, respectiv aria lor de distribuţie, născut prin diferenţiere din magme nealcaline. Caracterizat prin petrotipuri cu minerale saturate în SiO2, şi prin apariţia în regiuni orogene. Noţiunea a fost definită pe baza asociaţiilor de roci din aria pacifică; ea este astăzi abandonată, conţinutul său fiind acoperit de noţiunile „serie calcoalcalină" şi „asociaţie de roci născute în regiuni de subducţie".

pahoehoe. Tip structural de lavă consolidată, caracterizat printr-o suprafaţă netedă, lucioasă, determinată de existenţa unei pături

171

superficiale de sticlă; suprafaţa este, însă, bulboasă, cutată, contorsionată, pentru că pătura subţire de sticlă a fost deformată de mişcarea lavei încă fluide de dedesubt.

paisanit. Rocă hipabisală cu caracter aplitic, de natură acidă şi alcalină; rară.

paleovulcanic. Calificativ utilizat pentru desemnarea rocilor extruzive pre-terţiare.

panidiomorfă, structură. S. a rocilor intruzive în care toţi componenţii se prezintă în forme euhedrale.

pantellerit. V. riolit alcalin.parazit, con- şi crater. V. adventiv.parentală, magmă. M. de origine, din care au derivat prin diferenţiere m. cu

compoziţii deosebite şi, implicit prin consolidarea acestora, o suită de produse cu compoziţii distincte dar înrudite.

paroxism vulcanic. Moment sau perioadă (în general, scurtă) de emisiune violentă şi masivă a materialului magmatic de către un aparat v. Sin. erupţie.

pastă. V. masă fundamentală.pegmatitică, etapă, stadiu. E. din evoluţia unei magme ulterioară celei

ortomagmatice, în care topitura este mult îmbogăţită în componenţi uşor volatili şi, din acest motiv, foarte fluidă. Componenţii uşor volatili sunt incluşi în mineralele care se formează. Produsele consolidării din această e. se caracterizează prin dimensiunile mari ale cristalelor, compoziţia particulară, datorită componenţilor uşor volatili şi, cel mai adesea, caracterul puternic leucocrat.

per-. Prefix utilizat în petrologia magmatică pentru a indica existenţa cu extremă intensitate a unui caracter; peralcalin — puternic alcalin — persalic — extrem salic, în clasificarea CIPW.

peridotit. Rocă plutonică mafitică alcătuită predominant din olivină (30-90%), căreia i se pot adăuga orto- şi clinopiroxeni, amfiboli, spineli, fiogopit.

perknit. Termen colectiv pentru desemnarea piroxenitelor şi hornblenditelor.perlit. Obsidian caracterizat prin existenţa a numeroase spărturi circulare

concentrice — de-a lungul cărora se pot produce începuturi de cristalizare — ceea ce determină textura perlitică.

pertitică. microstructură. M. în cristale de feldspaţi, care au avut, iniţial, o compoziţie sodo-potasică, dar care în urma dezamestecului acestor forme, instabile la temperaturi scăzute, au ajuns să fie constituite din lamele de albit într-o masă de ortoză; astfel de cristale sunt numite şi pertite. Asocierea celor două minerale poate fi sesizabilă macroscopic (macrop.) sau numai microscopic (microp.); dacă feldspatul potasic este reprezentat prin microclin se vorbeşte despre microclinp. în cazul predominanţei albitului asupra ortozei se vorbeşte despre antip. Existenţa mp. într-o rocă indică formarea ei la

172

temperaturile înalte corespunzătoare cristalizării feldspaţilor sodo-potasici.

picrit. Mafitit hipabisal, constituit din olivină, piroxeni, amfiboli, biotit; unele forme fac parte din asociaţii calcoalcaline, iar altele — p. alcaline, în a căror alcătuire intră augit titanifer şi amfibol barkevikitic — au nete caractere alcaline.

pillow-lava. Textură a rocilor vulcanice caracterizată prin existenţa unor separaţii ovoidale cu dimensiuni de cca. 1 m, cu aspect de „perne" şi cu structură internă concentrică; se formează în situaţiile în care magmele — de obicei, bazice — sunt emise în condiţii sub-acvatice.

pilotaxitică, structură. S. a masei fundamentale în rocile vulcanice, caracterizată prin dispunerea microlitelor de plagioclazi sub forma unei ,,pâsle" în cadrul căreia, uneori, există şi un aspect fluidal.

piroclastic. Calificativ cu care se definesc produsele vulcanice cu caracter fragmentar generate prin depunerea materialelor emise în cursul exploziilor. Termenul piroclastit desemnează, în general, toate aceste produse.

piroxenit. Rocă plutonică mafitică, alcătuită predominant din piroxeni şi putând conţine 0-30% olivină.

plagifoiait. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic, cu caracter alcalin; definită prin 10-60% feldspatoizi din totalul mineralelor felsice şi 10-50% plagioclazi din totalul feldspaţilor.

platou bazaltic. Formă morfologică născută printr-o activitate de tip fisural în cadrul căreia sunt emise mase enorme de magme bazice în condiţii subaeriene. Rocile formate în asemenea condiţii constituie asociaţiile bazaltelor de platou.

plutonic, domeniu, proces, produs. Subdiviziune majoră a domeniului, proceselor şi produselor magmatice, care priveşte adâncimile mari ale scoarţei. Sin. abisal; noţiunea intruziv acoperă, parţial, aceeaşi arie. Corpurile consolidate în aceste condiţii sunt numite plutoni.

pneumatolitică, etapă, stadiu. E. în evoluţia unui sistem magmatic cuprinsă între temperatura corespunzând inversiunii cuarţului şi temperatura critică a apei — cca. 600° şi cca. 400° — caracterizată prin posibilitatea coexistenţei fazelor cristaline şi gazoase. În e.p. nu iau naştere, în general, produse de cristalizare, ci se produc procese autometamorfice pe seama rocilor formate în e. ortomagmatică.

poikilitică, structură. S. a rocilor magmatice, caracterizată prin existenţa unor componenţi principali, cu dezvoltare granulară sub formă de incluziuni în cristalele mari ale altui component principal.

ponce, piatră. Produs extrem de vacuolar — care poate fi asemănat cu o „spumă" — sticlos, al consolidării unor lave riolitice bogate în componenţi volatili.

porfir. Termen utilizat, mai ales în literatura germană — singur sau drept calificativ pe lângă alt termen — pentru a desemna rocile conţinând

173

fenocristale de feldspat potasic (ortoză): granit-porfir (porfir granitic). Porfir cuarţifer este denumirea utilizată pentru riolitele pre-terţiare. Termenul p. este, practic, abandonat.

porfirică, structură. S. a rocilor vulcanice caracterizată prin existenţa de fenocristale şi masă fundamentală. Calificativul p. pe lângă numele unei roci indică existenţa s.p. la aceasta.

porfirit. Termen utilizat, mai ales în literatura germană, pentru a desemna rocile care conţin fenocristale numai de plagioclaz şi/sau minerale mafice (diorit-porfirit sau diorit porfiritic); practic, abandonat.

postmagmatic. Termen cu ajutorul căruia se desemnează ansamblul proceselor care se desfăşoară după consolidarea celei mai mari părţi a magmei (formarea rocilor magmatice); în mod obişnuit, se referă la etapa hidrotermală.

post vulcanic. Termen cu ajutorul căruia se desemnează ansamblul proceselor care au loc după ce o structură vulcanică (camera magmatică respectivă) a pierdut capacitatea de a avea activitate paroxismală, ceea ce ar corespunde cu pierderea capacităţii a genera roci vulcanice; echivalează, aproximativ, cu etapa hidrotermală, în cursul căreia sunt eliberate gaze, vapori, soluţii.

potasic, caracter. C. magmelor şi rocilor alcaline în care K2O predomină asupra Na2O.

principal, constituent. V. esenţial.protruziune. Formă de zăcământ a rocilor vulcanice acide născută prin

extrudarea unei magme foarte vâscoase, care nu se dispersează lateral faţă de punctul de emisiune, ci constituie o masă ce creşte în înălţime; aspectele sunt variabile în funcţie de dimensiunile şi forma deschiderii prin care se face emisiunea: cumulodom, dacă forma este semisferică, de dom, spin şi ac, dacă este alungit-paralelipipedică.

provincia, petrografică. În s.s. reprezintă aria de distribuţie a rocilor dintr-o asociaţie naturală; formularea p.p. se foloseşte şi ca sin. cu asociaţie naturală, pentru a desemna suita de roci născută prin procese de diferenţiere dintr-o magmă parentală.

pulaskit. V. sienit alcalin.Rapakiwi. Tip de granit — cu hornblendă şi biotit — în care există elemente

ovoidale cu diametru până la 20-30 cm, constituite dintr-un nucleu de ortoză şi pături concentrice de plagioclaz (oligoclaz); v. şi granit. Textura corespunzătoare este denumită r.

riodacit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic, cu caracter nealcalin; definită prin: 20-60% cuarţ din totalul mineralelor felsice şi 35-65% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Echivalentă cu granitele bogate în plagioclazi. Apare în asociaţie cu riolite, dacite, andezite.

riolit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic, cu caracter nealcalin; definită prin 20-60% cuarţ din totalul mineralelor

174

felsice şi 10-35% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Echivalentă granitelor mai sărace în plagioclazi. Apare în asociaţie cu andezite şi dacite.

riolit alcalin. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic, echivalentă granitului alcalin; definită prin 20-60% cuarţ din totalul mineralelor felsice şi 0-10% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Formele cu piroxeni sodici sunt numite pantellerit, iar cele cu amfiboli sodici, comendite.

rocă. O asociaţie naturală de minerale care formează volume mari şi are un rol important în alcătuirea crustei terestre; calificativele „magmatică" şi „metamorfică" (sau „endogenă") indică natura proceselor genetice.

salic. Echivalentul termenului felsic (v.), în cazul mineralelor standard şi al compoziţiilor normate.

sanidinit. Rocă alcătuită exclusiv din sanidină sau altă formă de feldspat potasic; rară.

saxonit. Peridotit cu enstatit-bronzit.scorie. Termen utilizat pentru desemnarea produselor de consolidare a

lavelor bogate în componenţi volatili, care — datorită eliberării acestora — rămân cu foarte numeroase spaţii libere de formă sferică; textura corespunzătoare este numită scoriacee (sin. celulară).

segregare magmatică. Într-un sens larg, echivalent cu diferenţiere m.; formularea se foloseşte, de obicei, pentru desemnarea proceselor şi produselor de diferenţiere, de amploare redusă: noduli, benzi pături formate prin s.

serie de roci. Suită de roci care iau naştere prin diferenţiere dintr-o magmă parentală. V. asociaţie naturală şi provincie petrografică.

sfenolit. Formă de zăcământ a rocilor intruzive, parţial concordantă şi parţial discordantă.

sferulitică, textură. T. a rocilor magmatice caracterizată prin existenţa de elemente sferoidale formate prin dispunerea radiară a unor componenţi cu habitus prismatic.

shonkinit. V. foiait.shoshonitic. Tip de magme nealcaline caracterizat prin creşterea rapidă a

conţinutului de K2O în cursul diferenţierii (odată cu creşterea valorii SiO2). În trecut, prin termenul shoshonit s-a desemnat o varietate de bazalt cu conţinut de sanidină.

sial. Geosfera periferică alcătuită predominant din silicaţi de aluminiu; ea corespunde păturii superioare continentale şi păturii sedimentare, atât din ariile continentale cât şi din cele oceanice.

sienit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic, cu caracter nealcalin; definită prin 0-20% cuarţ sau 0-10% foide din totalul mineralelor salice şi 10-35% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Formele cu 5-20% cuarţ sunt numite s. cu cuarţ.

175

sienit alcalin. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic, cu caracter alcalin; definită prin 0-20% cuarţ sau 0-10% foide din totalul mineralelor salice şi 0-10% plagioclazi din totalul feldspaţilor iar, cu caracter subordonat, piroxeni şi/sau amfiboli sodici. Formele cu 5-20% cuarţ sunt numite nordmarkit, cele cu feldspatoizi, pulaskit, iar cele melanocrate, lusitanit. Foarte diversele sale aspecte mineralogice şi texturale constituie, împreună cu alte roci cu caracter alcalin, asociaţii legate de mari dislocaţii ale litosferei continentale.

sienodiorit, sienogabbro. Termeni colectivi pentru ansamblurile monzonit+monzodiorit / monzogabbro.

sienogranit. V. granit.sil. Formă de zăcământ a rocilor hipabisale şi vulcanice: corp tabular

concordant în formaţiunea în care se găseşte.sima. Geosferă situată imediat sub sial, constituită predominant din silicaţi

de magneziu; ea corespunde cu pătura superioară oceanică, pătura inferioară a litosferei şi se continuă în manta.

solfatară. Fumarolă de temperatură scăzută, a cărei emisiune conţine în mod predominant gaze sulfuroase.

solvsbergit. Rocă hipabisală cu caracter aplitic, de natură acidă şi alcalină, corespunzând unui sienit sodic; rară.

sovit. Carbonatit calcitic.spessartit. Lamprofir constituit din plagioclazi ± hornblendă ± augit ± olivină.spilit. Rocă de natură bazaltică bogată în albit generată, în mod evident, în

condiţii submarine; cei mai mulţi autori consideră că este vorba de o albitizare provocată prin autometamorfism sau metamorfism al fundurilor oceanice desfăşurate pe bazaltele care constituie litosfera oceanică. S. apar împreună cu roci bazice hipabisale, roci cu chimism neutru şi chiar acid şi cu roci sedimentare, formând asociaţii spilitice.

sticlă vulcanică. Produs al consolidării rapide a magmei emise printr-un aparat vulcanic, fără individualizare de faze cristalizate; este component, împreună cu asemenea faze, al celor mai multe roci extruzive şi foarte rar constituie, în exclusivitate, roci.

sticloasă, structură. S. a rocilor vulcanice caracterizată prin existenţa exclusivă a componenţilor sticloşi. Sin. vitroasă.

stoping. Proces de deplasare a magmei în interiorul litosferei prin fragmentarea şi înglobarea, asimilarea fragmentelor; este caracteristic magmelor acide care au o forţă ascensională proprie.

stratovulcan. Structură vulcanică de tip central constituită dintr-o alternanţă de pânze de lave şi pături de piroclastite; rezultat al unei activităţi de tip mixt.

structură a rocilor magmatice. Noţiune care apreciază relaţiile de dimensiuni relative şi absolute între componenţi ca şi rapoartele cantitative componenţi cristalizaţi/componenţi necristalizaţi şi componenţi

176

idiomorfi/componenţi xenomorfi. Toate aceste relaţii oglindesc detaliile proceselor de consolidare a rocilor.

subvulcanic, domeniu, proces, produs. Subdiviziunea majoră a domeniului, proceselor şi produselor magmatice, care priveşte adâncimile foarte reduse şi reduse ale scoarţei. Sin. hipabisal. Adeseori, în legătură directă cu domeniul vulcanic. Corpurile consolidate în aceste condiţii sunt numite subvulcani.

sudare. Proces prin care porţiuni mici de lavă — eliberate în stare fierbinte şi plastică în cursul activităţii vulcanice — se lipesc între ele în momentul depunerii, formând o rocă coerentă.

şlire. Separaţii de formă tabulară, cu dimensiuni modeste în rocile magmatice, constituite din aglomerarea unora dintre componenţii acestora; trecerea la masa rocii este progresivă. Rezultat al unor segregări, diferenţieri cu dezvoltare locală.

tarde-. Prefix utilizat pentru desemnarea caracterului târziu al unor procese sau produse: tardemagmatic, proces târziu în evoluţia unui sistem magmatic; tardecinematic, produs magmatic născut în momente târzii ale unei mişcări orogene.

tawit. Foidit plutonic sodic cu participare importantă (30-60%) a componenţilor mafici, caracterizat prin prezenţa sodalitului.

tefrit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic, cu caracter alcalin: definită prin 10-60% feldspatoizi din totalul mineralelor felsice şi 90-100% plagioclazi din totalul feldspaţilor.

tefrit fonolitic. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic, cu caracter alcalin; definită prin 10-60% feldspatoizi din totalul mineralelor felsice şi 50-90% plagioclazi din totalul feldspaţilor.

teralit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul plutonic, cu caracter alcalin; definită prin 10-60% feldspatoizi din totalul mineralelor felsice şi 90-100% plagioclazi din totalul feldspaţilor.

teschenit. Rocă hipabisală alcalină, echivalentă essexitelor şi teralitelor; conţine analcim.

textură a rocilor magmatice. Noţiune care apreciază dispoziţia generală în spaţiu a componenţilor şi gradul de ocupare a spaţiului.

tholeiitic. Tip de magme nealcaline caracterizat prin creşterea accentuată a valorii raportului FeO/MgO şi creşterea foarte redusă a valorii K2O (ori K2O + Na2O) în cursul diferenţierii (=odată cu creşterea valorii SiO2). Termenul tholeiit este folosit pentru desemnarea bazaltelor sărace în olivină şi conţinând ortopiroxeni şi/sau pigeonit.

tholoid. Sin. cumulodom.tinguait. Rocă hipabisală, leucocrată, produs, de obicei, al cristalizării la

eutectic, cu formă de zăcământ dyk; componenţii mafici diseminaţi în masa rocii îi dau nuanţe închise în ciuda dominării mineralelor felsice.

tonalit. V. cuarţ-diorit.toscanit. Varietate de dacit puternic potasic.

177

trahiandezit, trahibazalt. Termeni utilizaţi, în trecut, pentru a desemna, comprehensiv, toate formele cuprinse între trahit şi andezit sau bazalt; în clasificările recente s-a propus ca ei să fie utilizaţi cu caracter comprehensiv pentru latit + latit-andezit/latit-bazalt.

trahit. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic, cu caracter nealcalin; definită prin 0-20% cuarţ sau 0-10% foide din totalul mineralelor felsice şi 10-35% plagioclazi din totalul feldspaţilor. Echivalentă sienitului. Formează asociaţii cu latite şi andezite.

trahit alcalin. Specie petrografică fundamentală pentru domeniul vulcanic, echivalentă sienitului alcalin; definită prin 0-20% cuarţ sau 0-10% foide din totalul mineralelor felsice şi 0-10% plagioclazi din totalul feldspaţilor.

trap. Termen vechi utilizat pentru desemnarea rocilor, în general pre-mezozoice, din platourile bazaltice.

troctolit. Varietate de gabbro alcătuită din plagioclazi şi olivină, cu puţină sau fără olivină.

trondhjemit. V. cuarţ-diorit.tuf. Denumire generală pentru rocile rezultate prin depunerea cenuşii

vulcanice şi consolidarea depozitului; uneori, se foloseşte ca sinonim cu cinerit şi pentru depozitul neconsolidat. T. sudat. Rocă născută prin depunerea particulelor din norii arzători; formulare folosită şi ca sinonim cu ignimbrit.

tufit. Rocă mixtă alcătuită din material piroclastic şi epiclastic.turjait. Foidit plutonic cu participare masivă (60-90%) a componenţilor mafici

şi melilit ca mineral esenţial.ultrabazică, compoziţie. C. chimică a magmelor şi rocilor caracterizată prin

conţinuturi extrem de scăzute de SiO2 (~40%). Rocile cu acest caracter sunt, adesea, numite ultrabazite; de preferat formulările mafitite sau roci ultramafice.

urtit. Foidit plutonic sodic cu participare redusă (0-30%) a componenţilor mafici.

variolitică, textură. Varietate de t. sferulitică în roci bazaltice, determinată de existenţa de mici sferulite alcătuite din prisme de plagioclazi. Cu termenul variolit se desemnau, în trecut, roci cu o asemenea textură.

vitrică. Sin. sticloasă, structură.vitro-. Prefix utilizat pentru indicarea naturii sticloase a unor componenţi ai

rocii, pentru indicarea structurii sale sticloase. Termenul vitrofir şi calificativul vitrofirică sunt utilizaţi pentru desemnarea rocilor vulcanice la care fenocristalele se găsesc într-o masă fun-damentală sticloasă şi a structurii corespunzătoare.

vogesit. Lamprofir constituit din ortoză+hornblendă+augit+olivină.volatili, componenţi. C. uşor v. din magmă — H20, CO2, F, Cl etc. Se găsesc

dizolvaţi în topitura de silicaţi la presiune ridicată; odată cu scăderea acesteia, ei se individualizează ca gaze care creează presiunea

178

internă a sistemului. Ei nu sunt incluşi în mineralele componente ale rocilor, ci se acumulează în etapele post-lichid-magmatice.

vulcanism. Fenomenul de eliberare a magmelor şi/sau produselor asociate la suprafaţa scoarţei. Se prezintă în foarte numeroase aspecte din punctul de vedere al locului de manifestare (subaerian, submarin, subglaciar), al formei deschiderii prin care se face emisiunea (central, fisural), al modului de manifestare (exploziv, efuziv, mixt), al naturii şi formei materiei eliberate (lave, cenuşă) etc. Constituie una dintre cele 3 forme fundamentale de manifestare a fenomenelor magmatice (pe lângă plutonism şi formele hipabisale). Termenul vulcanite este utilizat pentru desemnarea, în general, a produselor solide ale v. Structura morfologică generată prin procese de tip central este numită vulcan; ea este de formă conică şi este alcătuită din lavă, din produse piroclastice sau din amândouă aceste categorii de produse.

websterit. Piroxenit cu ortopiroxeni şi augit diopsidic.wehrlit. Peridotit cu clinopiroxeni.xenolit. V. anclavă.zgură. Sin. scorie.

179

180