Tematica și bibliografia pentru interviul de la admiterea la

studii de master, programul GEOCHIMIA MEDIULUI

1. Cuarțul, feldspații și micele din roci magmatice, metamorfice și sedimentare.

2. Sistematica și nomenclatura rocilor magmatice pe criteriul chimic. Compoziția

chimică a magmelor. Caractere generale.

3. Compozitia chimică a depozitelor detritice, argilelor și calcarelor. Caractere

generale

4. Compoziția chimică a rocilor metamorfice. Caractere generale.

5. Echlibrul carbonat in sisteme naturale

6. Geochimia crustei terestre

7. Compoziţia chimică a apelor naturale.

a. Noţiuni generale

b. Caracteristicile apelor fluviale

c. Caracteristicile apelor marin-oceanice

Bibliografie: 1. Apopei A. I. (2016) Mineralogie sistematică. Note de curs.

2. Buzgar N. (2009) Petrologie magmatică. Ed. Tehnopres, Iași, pag. 15-16; 147-156.

3. Buzgar N. (2000) Petrologie sedimentară. Curs litografiat. Ed. Univ. “Al. I. Cuza”

Iași

4. Ianovici V., Ştiopol Victoria, Constantinescu E. (1979) Mineralogie. Ed. Did. Pedag.,

Bucureşti, 827p. Paginile: 562-566; 588-608; 635-639.

5. Pintilei M. (2016) Geochimie. Note de curs.

6. Popa Gh. (2002) Hidrogeochimie. Ed. Universităţii „Al.I.Cuza” – Iaşi.

7. W. M. White (2013) Geochemistry. Cap. 6. Aquatic Chemistry,

Wiley_Blackwell, pag. 227-238

Prezentarea sintetică a temelor propuse pentru interviu

1. Cuarțul, feldspații și micele din roci magmatice,

metamorfice și sedimentare.

a. Cuarțul – SiO2 – sistem trigonal (α-cuarț) și hexagonal (β-cuarț)

Habitus: prismatic (cu feţe striate transversal), dipiramidal. Agregate granulare. În

cavităţi (druze), concreşteri paralele. H = 7. Clivaj absent. Culoare: incolor, alb sau divers

colorat. Geneză: cuarţul este un mineral principal în aproape toate tipurile de roci magmatice,

metamorfice şi sedimentare, formându-se prin toate procesele de mineralogeneză.

b. Grupa feldspaților – XSi2(Si,Al)AlO8; X = K, Na, Ca, Ba, Sr

Denumire feldspaţi Formula Denumire mineral Simbol

Feldspat potasic Feldspaţi

K[Si3AlO8] sanidin, ortoclaz şi Or

alcalini microclin

Feldspat sodic Feldspat

plagioclaz

Na[Si3AlO8] albit Ab

Feldspat calcic

Ca[Si2Al2O8] anortit An

Cei trei feldspaţi (potasic - Or, sodic - Ab, calcic - An) formează soluţii solide, astfel:

feldspaţii alcalini, adică Or şi Ab, formează soluţie solidă continuă la temperatură

ridicată (> 660oC) şi soluţie solidă limitată, la temperatură scăzută;

Ab şi An formează o soluţie solidă practic continuă la orice temperatură, numită

feldspat plagioclaz sau simplu, plagioclaz.

Habitus: tabular, prismatic. Agregate granulare. H = 6. G = 2,5-2,8. Luciu sticlos.

Clivaj foarte bun după {001} şi bun după {010}, cu unghiul de clivaj de circa 90o la

feldspatul potasic şi 86o la plagioclaz.

Prin alterare, feldspaţii trec într-un agregat de minerale argiloase±oxizi de Fe sau de

epidot, clinozoizit, albit, cuarţ.

Feldspaţi potasici

Ortoclaz (ortoză), Sanidin – K[Si3AlO8] – sistem monoclinic

Geneză: ortoza este întâlnită în roci eruptive acide și într-o măsură mai mica în roci

eruptive intermediare. De asemenea, ortoza este prezentă în pegmatite granitice, însă mai rar

decât microclinul. Ortoza mai este întâlnită și în roci metamorfice de grad ridicat; ca rezultat

al alterării hidrotermale sau sub formă de component detritic în roci sedimentare.

Sanidinul este termenul de temperatură ridicată ce apare frecvent în roci trahitice sau

alte produse vulcanice cu aciditate intermediară. De asemenea, sanidinul se întâlnește în roci

metamorfice de temperatură ridicată (faciesul sanidinic). Ortoza și sanidinul se asociază cu

albitul, cuarțul, muscovitul, biotitul, hornblenda, etc.

Microclinul – K[Si3AlO8] – sistem triclinic

Geneză: în comparație cu ortoza, microclinul apare mai frecvent în rocile plutonice

acide și intermediare (granite, pegmatite granitice, sienite). Mai este întâlnit în roci

metamorfice din faciesul amfibolitic și a șisturilor verzi; în filoane hidrotermale. De

asemenea, microclinul apare sub formă de component detritic în roci sedimentare.

Feldspaţi calcosodici (seria plagioclaz) – (Na,Ca)Si2(Si,Al)AlO8 – sistem triclinic

Albit (feldspat sodic) Na[Si3AlO8] – Anortit (feldspat calcic) Ca[Si2Al2O8]

Compoziţia plagioclazului este exprimată prin procente molare de anortit, de ex.

An23. Soluţie solidă la care termenii intermediari au denumiri consacrate:

Albit - An0-10

Oligoclaz - An10-30

Andezin - An30-50 (munţii Anzi)

Labrador - An50-70 (peninsula Labrador)

Bytownit - An70-90 (Bytown din Canada)

Anortit - An90-100

Geneza: albitul este constituent major în granite și pegmatite granitice, diorite

alcaline, bazalte și în filoane hidrotermale. De asemenea este un produs al metasomatismului

sodic fiind întâlnit în faciesuri metamorfice de temperatură și presiune joasă. Component

detritic și autigen în roci sedimentare.

c. Grupa micelor – sistem monoclinic.

Habitus foios, lamelar. Agregate foioase-solzoase. H = 2-3.

Formula structurală este XY2-3[Si2-4Al2-0O10](OH,F)2, unde:

X = K, Na sau Ca

Y = Mg, Fe, Li, Al, Fe3+

, Ti, Cr

Muscovit (mica albă) – KAl2[Si3AlO10](OH,F)2 Culoarea: incolor, alb argintiu, alb auriu în pachete groase.

Geneza: lichid magmatică, în roci acide (nu apare în roci intermediare, bazice şi

ultrabazice deoarece se descompune la temperatură ridicată); pegmatitică (cele mai mari

lamele de muscovit); metamorfică regională în şisturi şi micaşisturi; metamorfică

hidrotermală; sedimentară, în roci detritice.

Muscovitul comun reprezintă de fapt un termen intermediar între soluția solidă

muscovit – aluminoceladonite. Muscovitul se asociază cu cuarțul, plagioclazul, feldspatul

potasic, biotitul etc.

Biotit (mica neagră) K(Mg,Fe)3(Al,Fe)Si3O10(OH,F)2 Reprezintă soluția solidă cu termeni finali flogopit (Mg) şi annit (Fe).

Culoarea: incolor (flogopit), brun gălbui, verde, brun roşietic, brun închis, negru.

Uneori conţine incluziuni de sagenit sau de zircon cu aureole pleocroice.

Geneza: lichid magmatică, în roci acide, intermediare, bazice şi ultrabazice (în

general, raportul Mg/(Mg+Fe) creşte de la acid la ultrabazic astfel că în rocile ultrabazice

apare flogopitul sau tetraferiflogopitul); pegmatitică (biotit), pneumatolitică (flogopit);

metamorfică regională, în micaşisturi şi gnaise; metamorfică de contact în corneene. Biotitul

se asociază cu cuarț, plagioclaz, feldspat potasic, nefelin, muscovit, amfiboli, piroxeni,

granați etc.

2. Sistematica și nomenclatura rocilor magmatice pe criteriul

chimic. Compoziția chimică a magmelor. Caractere generale.

Clasificarea chimică are în vedere unul sau mai mulţi oxizi principali sau o

combinaţie de oxizi principali şi elemente urmă. Cea mai sumară clasificare chimică a rocilor

magmatice silicatice se bazează pe conţinutul în SiO2. Rocile sunt grupate în patru categorii:

roci acide - SiO2 > 63%;

roci intermediare - 52% < SiO2 < 63%;

roci bazice - 45% < SiO2 < 52%;

roci ultrabazice - SiO2 < 45%.

Această clasificare are caracter restrictiv. Se referă doar la rocile constituite din cuarţ,

feldspaţi şi silicaţi fero-magnezieni (minerale mafice) neincluzând şi rocile silicatice

suprasaturate în alcalii (rocile cu feldspatoizi din triunghiul APF). În schimb, termenii acid,

intermediar, bazic şi ultrabazic sunt frecvent utilizaţi pentru a desemna atât rocile cât şi

magmele, având următoarele sensuri: magme acide – granitoide (riolite, dacite); magme

intermediare – andezite (diorite); magme bazice – bazalte (gabbrouri); magme ultrabazice –

peridotite (komatiite).

O clasificare chimică mult mai elaborată a rocilor silicatice este clasificarea binară

TAS, adică total alcalii (TA) şi SiO2 (S). Este una dintre cele mai folosite scheme de

clasificare pentru rocile vulcanice.

Un al doilea tip de diagrame de clasificare chimică a rocilor silicatice utilizează o

combinație de oxizi majori și elemente urmă sau numai elemente urmă. De exemplu, rocile

vulcanice pot fi clasificate, utilizând aceeași nomenclatură, în funcție de conținutul în SiO2,

Ti și Zr.

Compoziția chimică a magmelor este cunoscută din analizele chimice ale rocilor și

lavelor și prin măsurători ale emisiilor de gaze din craterele vulcanice. Cele mai abundente

elemente chimice din compoziția Pământului: Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K, H2 și O2.

Oxidul predominant este SiO2 și este cuprins între 30 și 80%. Valori mai scăzute sunt

caracteristice doar pentru unele magme carbonatice, în care oxizii principali pot fi CaO și/sau

MgO precum și CO2.

În magmele carbonatice, CaO poate depăși 50% iar SiO2 poate fi sub 1% (Bailey,

1993). TiO2, MnO, P2O5 și Cr2O3 pot avea participări de ordinul procentelor (1-3%) doar

ocazional și în special în magmele bazice, ultrabazice sau hiperalcaline.

Compoziția chimică a magmelor este marcată de unele variații sistematice:

- un conținut mare în alcalii și silice exclude un conținut ridicat în Ca, Mg și Fe și prezintă

un conținut mediu sau ridicat în Al,

- un conținut scăzut în silice nu implică obligatoriu și o participare redusă a alcaliilor

(exemplu magmele bazice alcaline),

- magmele bogate în Mg au și un conținut ridicat în Fe, fără însă a conține obligatoriu și

mult Ca.

Singurul oxid care nu prezintă nici o variație sistematică este H2O. Se cunosc magme

umede de compoziții de la acidă la bazică dar și magme lipsite de apă sau magme anhidre, cu

aceeași variație a chimismului. Valoarea maximă a conținutului în apă este în jur de 4%.

Ceilalți componenți volatili rareori depășesc 1-2%, cu excepția CO2 care poate ajunge

la 35-40% în magmele carbonatice.

3. Compozitia chimică a depozitelor detritice, argilelor și

calcarelor. Caractere generale.

Chimismul depozitelor siliciclastice, deşi foarte variabil, prezintă două trăsături

definitorii. În primul rând, conţinutul în SiO2 este întotdeauna mai mare de 60%. În al doilea

rând, cu excepţia Al2O3 care poate depăşi 15%, toţi ceilalţi oxizi prezintă valori de ordinul

procentelor. Valori apropiate de 10% sau mai mari ale oxizilor de Fe, Mg şi Ca sunt

caracteristice numai pentru depozitele mixte. Compoziţia chimică a depozitelor

detritice, reflectând compoziţia mineralogică a acestora, este influenţată de:

- natura petrografică a rocilor preexistente;

- gradul de prelucrare a sedimentului;

- natura liantului şi intensitatea proceselor diagenetice.

Natura petrografică a rocilor preexistente determină compoziţia mineralogică a

clastelor. Pe seama rocilor acide se vor forma claste cu conţinut ridicat în cuarţ în timp ce pe

seama unor roci intermediar bazice, clastele vor fi bogate în feldspaţi şi, eventual, silicaţi

feromagnezieni. Gradul de prelucrare a sedimentului iniţial influenţează compoziţia chimică

a depozitelor epiclastice în sensul creşterii cantităţii de SiO2 şi scăderii conţinutului în ceilalţi

oxizi, în principal cei alcalini, pe măsura creşterii distanţei şi duratei de transport.

Compoziţia chimică este dependentă şi de natura liantului. Prezenţa cimentului va

determina valori mai ridicate pentru oxizii de fier (ciment feruginos), de calciu (ciment

calcitic, sulfatic, fosfatic), de fosfor (ciment fosfatic) şi de CO2 (ciment carbonatic – calcit,

siderit, ankerit). Cimentul silicios şi matricea argiloasă determină creşteri ale valorilor pentru

aceeaşi oxizi care se află şi în claste: SiO2 (cuarţ, feldspaţi, mice, silicaţi feromagnezieni),

Al2O3 (feldspaţi, mice), Na2O (feldspaţi, sericit) şi K2O (feldspaţi, mice). Din acest motiv, din

punct de vedere chimic este extrem de dificil de separat o arcoză sau un litarenit de un wacke

feldspatic sau litic cu 20-25 % matrice.

Aşa cum am mai menţionat, principalul oxid – SiO2, poate avea valori cuprinse între

60% în sedimentele şi rocile imature şi peste 95% în nisipuri cuarţoase şi cuarţarenite. Doar

ca o apreciere cu totul generală, se poate spune că arcozele prezintă conţinuturi mai ridicate,

de 75-85% SiO2, în timp ce wackele prezintă în general valori mai scăzute, de 60-70%. În

particular, există de exemplu ortowacke cu conţinut ridicat de litoclaste cuarţoase şi arcoze cu

conţinut ridicat de feldspaţi. Chimismul acestora este similar.

Oxidul de aluminiu este al doile oxid ca participare procentuală (cu excepţia rocilor

mixte). Valorile procentuale variază între aproximativ 1-2% în nisipuri cuarţoase şi

cuarţarenite şi aproape 20%, în paragraywacke. În mod obişnuit, conţinutul de Al2O3 din

arenite variază între 5 şi 10%. Este datorat în principal feldspaţilor, micelor, cloritelor şi

mineralelor argiloase şi numai subordonat unor minerale grele cum sunt amfibolii, turmalina

şi altele. În wacke, conţinutul de Al2O3 este de regulă mai mare de 10% şi provine din

aceleaşi minerale însă în primul rînd trebuie menţionate mineralele argiloase ce alcătuiesc

matricea.

Conţinutul în TiO2 al depozitelor detritice este situat în mod constant sub 1%.

Întotdeauna provine din minerale grele cum sunt rutilul, anatazul, brookitul, ilmenitul,

titanitul, biotitul, amfibolii şi altele. Conţinuturi de ordinul procentelor sunt întâlnite numai în

cazul placersurilor (concentraţii de ilmenit, titanomagnetit).

Conţinutul în oxizi de fier este, în general, de aproximativ 2%. Valori mai scăzute sau

mai ridicate sunt întâlnite la toate tipurile petrografice, astfel încât nu putem să diferenţiem

rocile detritice din acest punct de vedere. Cel mai frecvent, conţinutul ridicat în oxizi de Fe

datorat prezenţei cimentului feruginos (oxidic sau carbonatic) este evidenţiat de coloraţia

roşie a rocii

Oxidul de magneziu prezintă, cel mai adesea, valori apropiate de 1%. Cele mai

scăzute valori, de 0,1-0,2%, sunt caracteristice pentru nisipuri cuarţoase şi cuarţarenite. Este

datorat mineralelor grele, mineralelor argiloase şi cloritelor.

Participarea procentuală a CaO este dependentă în mare măsură de prezenţa sau

absenţa cimentului şi a bioclastelor. Pentru rocile detritice, acest oxid prezintă valori de circa

1-2%. În rocile mixte dintre gresii şi calcare (gresii calcaroase), conţinutul în CaO depăşeşte

6% deoarece conţinutul în calcit (CaO+CO2) este mai mare de 10%. CaO mai poate proveni

(cel mult 1-2%) din feldspaţi şi minerale grele. În gresiile cu ciment sulfatic sau fosfatic, o

parte din CaO din rocă provine, evident, din gips (anhidrit), respectiv colofan.

Oxizii metalelor alcaline prezintă valori de circa 1-2%. Valorile cele mai scăzute, de

0,1-0,2% sunt specifice cuarţarenitelor iar valorile maxime, de peste 3%, sunt caracteristice

arenitelor litice şi graywackelor. Cumulat, cei doi oxizi nu depăşesc decât rareori 5%.

Na2O provine în principal din feldspaţi şi minerale argiloase (montmorillonit sodic,

minerale argiloase interstratificate cum ar fi illit-paragonit). În cantităţi cu totul subordonate

provine din minerale grele. K2O provine din feldspaţi, mice şi minerale argiloase (illit,

glauconit).

Conţinutul în CO2 al sedimentelor şi rocilor detritice este condiţionat de prezenţa

cimentului carbonatic şi a bioclastelor. În general, valorile procentuale sunt în jur de 1-2%.

Valori mai ridicate, de peste 4% (ceea ce implică peste 10% carbonaţi), caracterizează rocile

mixte: gresii calcaroase, gresii feruginoase (siderit, ankerit).

Chimismul argilelor prezintă variații semnificative datorită compoziţiei mineralogice

extrem de variată a acestora.

Conţinutul în SiO2 este cuprins între 50-60%. Conţinuturile cele mai mici, de 47-48%,

caracterizează caolinurile nobile iar conţinuturile cele mai ridicate denotă predominarea

montmorillonitului dintre mineralele argiloase. O altă particularitate a argilelor este

conţinutul ridicat de Al2O3. Conţinutul mediu de Al2O3 este cuprins între 15-20% pentru

argilele polimictice. În caolinurile nobile şi în argilele illitice, conţinutul de Al2O3 poate

depăşi 35%. Conţinuturile cele mai scăzute, de 10-12%, caracterizează argilele smectice

bogate în Fe2O3 (nontronit) şi MgO (saponit). Conţinuturi mai scăzute apar şi în cazul

argilelor calcaroase, însă în acest caz apar conţinuturi ridicate de CaO şi CO2. Bentonitele

nobile (montmorillonit + beidellit) au un conţinut de Al2O3 cuprins între 20-25%. Raportul

SiO2/Al2O3 al argilelor este invers proporţional cu conţinutul în candite. Argilele care au

valoarea raportului SiO2/Al2O3 mai mică de 1,3 sunt argile de calitate superioară, utilizate în

fabricarea ceramicii fine. Pentru argilele smectice, valoarea raportului SiO2/Al2O3 este

apropiată sau mai mare de 2. La argilele illitice, valoarea acestui raport variază în limite largi,

nefiind semnificativ. Confuziile în interpretarea valorii raportului SiO2/Al2O3 pot fi însă

evitate deoarece argilele illitice au un conţinut în K2O de peste 5%.

Deşi mineralele argiloase prezintă conţinuturi scăzute de TiO2, în argile acest oxid

prezintă valori mai ridicate, cuprinse între 0,5-1,5%. Această “anomalie” este datorată

prezenţei mineralelor relicte, grele sau autigene de Ti. (titanit, rutil, anataz, brookit) şi

capacităţii de adsorbţie a argilelor.

Oxizii de fier sunt prezenţi în cantităţi de ordinul procentelor. Pe de o parte, aceşti

oxizi provin de la mineralele argiloase şi clorite şi, pe de altă parte, de la minerale de fier

prezente sub formă de cristale diseminate, agregate criptocristaline (oxihidroxizi sau sulfuri

de fier), concreţiuni şi noduli (siderit, pirită framboidală) sau pelicule în jurul granulelor de

minerale argiloase (oxihidroxizi de fier). Conţinuturile variază, cel mai adesea, între 5-10%.

Valorile cele mai scăzute, de 1-2%, sunt caracteristice caolinurilor şi argilelor illitice iar

valorile maxime se întâlnesc la unele argile smectice, bogate în nontronit.

Conţinutul de MgO prezintă valori cuprinse între 2-3%. Valorile maxime, care pot

depăşi uneori 4%, se întâlnesc la argilele montmorillonitice (argile refractare) iar valorile

minime, sub 1%, la argilele caolinitice.

Un alt oxid al cărui conţinut este direct proporţional cu cantitatea de smectite din

argilă este CaO. În argilele caolinitice şi illitice, conţinutul de CaO este situat frecvent sub

1%. În argilele polimictice, conţinutul variază între 1-3% iar în unele argile smectice, poate

depăşi 5%. Conţinuturi mai ridicate de CaO apar şi în cazul argilelor cu conţinut ridicat în

bioclaste sau în calcit autigen. În acest caz apare însă şi un conţinut ridicat de CO2.

Na2O prezintă conţinuturi situate între 1-2%. Valorile mai ridicate, de peste 5%, se

întâlnesc la argilele montmorillonitice clastice acumulate în medii hipersaline. Valorile cele

mai scăzute, sub 0,5%, caracterizează caolinurile nobile.

K2O are o participare de 1-3%. Conţinuturi mai ridicate în acest oxid sunt

caracteristice pentru argilele illitice, valorile variind în mod obişnuit între 5-7%. În general,

argilele vechi, paleozoice, au un conţinut ridicat de K2O, de peste 4%, deoarece în timpul

diagenezei, la adîncimi mari de îngropare, montmorillonitul devine instabil şi se transformă

în illit.

Toate argilele se caracterizează printr-un conţinut ridicat de H2O, de peste 10%. La

argilele montmorillonitice conţinutul total de H2O poate depăşi 20%.

Argilele bituminoase se caracterizează printr-un conţinut ridicat în elemente minore

cum sunt U, Cu, Mo, Pb, V şi Zn. Adsorbţia acestor elemente de către complecşii organici

este principala cauză. În acest sens, între conţinutul de U şi cel de C organic din argilele

negre există o corelaţie pozitivă.

Simplitatea compoziţiei mineralogice a rocilor carbonatice se reflectă în compoziţia

chimică a acestora, în sensul că aceasta este dominată net de trei oxizi: CaO, MgO şi CO2.

Aceştia reprezintă peste 90%.

CaO prezintă valori maxime, de 45-55% în calcare şi minime, de 25-35%, în

dolomite. Valorile cuprinse între 35-45% caracterizează rocile mixte din seria calcar-dolomit

şi calcarele magneziene (conţinut ridicat de bioclaste high Mg-calcitice).

Conţinutul de MgO prezintă valori maxime, de 18-21% în calcare şi minime, de 1-

2%, în calcare. Valorile intermediare caracterizează de asemenea rocile mixte din seria

calcar-dolomit sau calcarele cu conţinut ridicat în HMC.

CO2 prezintă valori maxime, de 44-45%, în dolomite. În calcare, conţinutul este ceva

mai scăzut, însă mai mare de 40%. Valori mai scăzute, sub 40%, caracterizează rocile mixte.

Al patrule oxid care poate prezenta uneori valori mai ridicate, de 4-5%, este FeO şi

caracterizează în special dolomitele constituite din dolomit feros (diagenetic).

Ceilalţi oxizi principali prezintă valori ce nu depăşesc câteva procente. Astfel, SiO2

prezintă valori cuprinse între câteva zecimi de procent (în calcarele recifale şi unele micrite)

şi maxim 5-6% . Valori mai ridicate, de până la 30-35%, caracterizează rocile mixte (calcare

grezoase, calcare argiloase şi calcare silicoli-tice). Al2O3 prezintă, cel mai adesea, valori de 1-

2%. Valorile mai ridicate, de circa 2%, sunt întâlnite la calcarele ce conţin subordonat

minerale argiloase (nu e vorba de calcare argiloase). Oxizii metalelor alcaline prezintă valori

subunitare şi pot ajunge, împreună, la 1,5-2% numai în calcarele argiloase.

Rocile carbonatice prezintă şi conţinuturi mai ridicate de BaO şi SrO (împreună,

cîteva zecimi de procent), comparativ cu alte roci sedimentare. Explicaţia contă în aceea că Sr

şi Ba pot substitui Ca în aragonit.

4. Compoziția chimică a rocilor metamorfice. Caractere

generale.

a. Clasele de compoziție chimică ale rocilor metamorfice și protoliții acestora

Au fost separate 7 clase, aranjate în ordinea creșterii complexității chimice:

1. Roci ultramafice. În mod uzual sunt derivate din manta, fiind vorba de roci foarte bogate în

Mg (tipic au compoziția peridotitelor). Metamorfismul rocilor ultramafice produce silicați de

Mg hidratați și nehidratați.

2. Roci carbonatice. Au compoziția chimică a rocilor sedimentare, dominate modal de

minerale carbonatice (calcit, dolomit). Echivalentele metamorfice ale acestora, marmure, roci

calc-silicatice sau metacarbonatice sunt dominate de calcit și silicați de Ca sau Ca și Mg.

3. Pelite (argile). Rocile pelitice, precum argilele, sunt cele mai comune roci sedimentare.

Argilele pelagice sunt sărace în Ca spre deosebire de argilele de pe platformele continentale.

Pelitele constituie un grup compozițional separat și echivalentele lor metamorfice se numesc

metapelite (ex. filite, șisturi, micașisturi, gnaise), fiind caracterizate de formarea silicaților de

Al sau K și Al.

4. Marne. Marnele, spre deosebire de argile, conțin o cantitate semnificativă de minerale

carbonatice (de obicei calcit), iar echivalentele metamorfice ale acestora sunt dominate de

silicați de Ca și Al.

5. Roci mafice. Rocile mafice metamorfice (ex. șisturi verzi, ortoamfibolite) sunt derivate din

roci magmatice mafice, bazalte sau gabbrouri. Ansamblurile metamorfice din rocile mafice

sunt dominate de silicați de Ca–Mg–Fe–Al, care definesc intensitatea metamorfismului în

conceptul faciesului metamorfic.

6. Roci cuarțo-feldspatice. Sunt roci metamorfice de origine sedimentară (arcoze, gresii,

siltite, greywacke) sau magmatică (granite, granodiorite, tonalite, monzonite, sienite, etc.)

care sunt dominate din punct de vedere modal de cuarț și feldspați. Gnaisele care provin din

roci magmatice aparținând grupului granitelor pot fi denumite metagranitoide.

7. Alte compoziții chimice medii. Toate celelalte compoziții chimice rămase ale protoliților

rocilor metamorfice sunt de importanță minoră. Acestea includ de exemplu cherturile,

sedimentele vulcanogene, sferosideritele, lateritele, evaporitele sau rocile magmatice alcaline.

b. Compoziția chimică a rocilor mafice

Bazaltele care sunt generate de-a lungul dorsalelor oceanice sunt, de departe, cele mai

întâlnite roci mafice și de aceea ne vom referi îndeosebi la compoziția acestora, caracterizată

de conținuturi de SiO2 cuprinse între 45–60 wt% și conținuturi relativ ridicate de MgO, FeO,

CaO și Al2O3. Este un obicei general în petrologie ca rocile magmatice cu conținuturi de SiO2

cuprinse între 45 și 52 wt% să fie denumite bazice iar derivatele lor metamorfice sunt de

aceea considerate roci metabazaltice sau metabazite.

Compoziția chimică complexă a bazaltelor este redistribuită în timpul metamorfismului de la

câteva specii mineralogice magmatice într-o varietate de noi minerale. Conținutul ridicat de

CaO al principalelor minerale din bazalte (piroxeni monoclinici și feldspați plagioclazi)

contribuie la formarea a numeroase minerale metamorfice ce conțin Ca, precum prehnit,

pumpellyit, titanit, epidot, plagioclaz, amfibol și granat. Aceasta este diferența esențială față

de rocile metapelitice, care au un conținut de CaO foarte scăzut și nu formează faze separate

bogate în Ca, care apar mai degrabă drept componenți minori în minerale feromagneziene

comune, precum granații.

De reținut că un criteriu relativ simplu de identificare a metabazitelor pe baza analizei

chimice este raportul A/NKC < 1 (Al2O3/Na2O + K2O + CaO)

c. Compoziția chimică a rocilor pelitice

Dintre cele două tipuri de roci pelitice (argile de platformă și argile pelagice), compoziția

caracteristică a rocilor pelitice este cel mai bine reprezentată de argilele pelagice depozitate în

bazine marine adânci. În acestea, aluminiul ajunge la conținuturi de 16,6 wt% Al2O3, iar

fierul total este de asemenea semnificativ, atingând procente de 10 wt%, cantități moderate de

MgO (3,4 wt%) și alcalii (4 wt%) fiind de asemenea prezente.

Calciul apare în cantități mici (<0,7 wt% CaO). Pe de altă parte, H2O apare în cantități

ridicate, cu 5 moli H2O/kg rocă, reflectând (împreună cu conținuturi ridicate de Al2O3)

procentajul ridicat al mineralelor argiloase. Din punct de vedere petrogenetic acesta este un

aspect pozitiv deoarece este de așteptat ca apa eliberată în timpul metamorfismului să ajute la

menținerea echilibrului chimic din roci în timpul recristalizării.

Cea mai bună reacţie care dovedeşte importanţa apei în metamorfism este transformarea

caolinitului – Al2Si2O5(OH)4 în pirofilit - Al2Si4O10(OH)2 după reacţia:

Caolinit + 2Q = Pirofilit + H2O

Deoarece caolinitul are un procent de apă de 9% iar pirofilitul de 4%, procentul de 5% rămas

trece în sistem, iar acesta ajută la recristalizarea noilor faze şi la cinetica reacţiei.

De reținut că un criteriu relativ simplu de identificare a metapelitelor pe baza analizei chimice

este raportul A/NKC > 1 (Al2O3/Na2O + K2O + CaO).

5. Echlibrul carbonat in sisteme natural

Carbonul este elementul chimic cu Z=6 și A=12, din sistemul periodic, fiind foarte răspândit

în natură sub forma a 3 izotopi: 12

C, 13

C și 14

C (ultimul fiind radioactive). El se găsește

răspândit atât sub formă elementară (diamante, grafit), cât (mail ales) sub formă de compuși

(CO2, CO, H2CO3, HCO3-, CO3

2-, calcare, dolomite, numeroși compuși organic etc.), în toate

cele trei stări de agregare.

Concentrațiile diverselor specii cu carbon, au variat extreme de mult până în zilele

noastre. De ex., în perioada preindustrială, concentrația CO2 în aer era de 275-280 ppmV

(adică în aer era un pH=5.66), iar în perioada actuală, concentrația a ajuns la 390 ppmV

(adică un pH=5.63). Vorbim aici de un proces de ”acidifiere” al aerului atmosferic.

Dioxidul de carbonat din atmosferă, CO2,(g), reacționează cu apa trecând în formă

apoasă CO2(aq) (1) sau reacționează cu apa, formând acid carbonic, H2CO3 (2). In condiții de

temperatură și presiune normală, acest acid nu este stabil și poate ceda (pe rând) câte un

proton, H+, formând anion bicarbonate, HCO3

- cu caracter amfoter, (3) sau anion carbonat,

CO32-

cu caracter alcalin (4). In bazinul oceanic, anionul carbonat, poate precipita foarte ușor,

formând diverși carbonați (5). Fiecărui proces la care participă speciile chimice cu carbon, îi

este caracteristică câte o constantă de reacției (vezi reacțiile de mai jos), constante care

variază cu temperatura.

)1()()(2

222

pCO

COKaqCOgCO

)2()(

2

3203222

COp

COHKCOHOHaqCO

)3(32

31332

COH

HCOHKHCOHCOH

)4(3

2

32

2

33

HCO

COHKCOHHCO

)5(

2

3

2

3

2

3

2 COCaKCaCOCOCa s Importanța sistemul carbonat constă în faptul că, prin disociere și eliberarea protonilor

H+ în medii apoase, procesele de mai sus, controlează aciditatea sau alcalinitatea (pH-ul)

apelor naturale. De ex., apa pură în contactul cu CO2 atmosferic, va fi ușor acidă (pH~6-7),

în timp ce apa în care este dizolvată o cantitate oarecare de CO2, în urma eliberării protonilor,

poate atinge un pH~5.6. In condiții de aciditate, rolul apelor ”acide” în procesul de alterare al

rocilor se modifică esențial.

De asemenea, este clar că, din cauza proceselor de respirație ale organismelor din

soluri sau din ape, aceste sisteme natural conțin cantități mult mai mari de CO2, iar procesele

de mai sus au o desfășurare normal. In plus, formarea mineralelor (calcit, dolomit) în soluri,

în toate tipurile de roci sau pe fundul bazinului oceanic, este generată de prezența dioxidului

de carbon. Mediile naturale, cu conținut mai mare de calciu sau magneziu, generează ape

”alcaline”.

Calculele analitice care țin cont de toate constantele de echilibru de mai sus și de

concentrațiile (sau activitatea chimică) speciilor cu carbon, permit aflarea concentrației

fiecărei specii într-un sistem complex. Pentru fiecare dintre aceste specii, se calculează la

echilibru, raportul dintre concentrația speciei și concentrația speciei care a generat-o, raport

numit fracție ionică, notată αi (ecuații (6-8)).

)6(

)1(

1

2

21132

H

KK

H

KCOH

)7(

)1(

1

2

1

3

H

K

K

HHCO

)8(

)1(

1

21

2

2

23

KK

H

K

HCO

Se observă că, pentru identificarea fracției ionice a fiecărei specii chimice, este nevoie

de cunoașterea valorilor constantelor de echilibru și a valorii concentrației de protoni (a pH-

ului). Reprezentarea grafică a fracțiilor ionice, în funcție de pH (α = f (pH)), generează o

diagramă de distribuție a speciilor, pentru un sistem analizat. Practic, această diagramă

permite cunoașterea aproximativă a speciilor existente într-un sistem multi-component, atunci

când pH-ul variază pe o scară de la 0 la 14. De asemenea, acest tip de diagramă permite

efectuarea calculelor (aproximative) asupra existenței sau predominării, uneia sau alteia

dintre speciile prezente în sistem.

Pentru echilibrul carbonat, diagrama de distribuție arată astfel:

Informații:

- În domeniul acid, cum este de așteptat, predomină acidul carbonic, H2CO3 (○) la pH > 1.5

sau (după unele cărți) este stabil dioxidul de carbon dizolvat în apă. Concentrația sa începe să

scadă, în jurul valorii de pH = 4, până ajunge la valoare minimă.

- În domeniul neutru, pH=4-10, concentrația de H2CO3 descrește foarte mult, din cauza

instabilității acestei specii în mediu neutru, dar apare anionul HCO3- (■). Concentrația sa

atinge o valoare mare la pH = 7.8, după care, concentrația sa în sistem începe să scadă. Odată

cu scăderea concentrației de anion HCO3-

până la valoarea minimă, în sistem apare o altă

specie chimică, ionul carbonat CO32-

.

- În domeniu alcalin, pH = 8-12, apare ionul carbonat, CO32-

(▼), a cărui concentrație crește

constant și atinge o valoare maximă la pH=10.5. După pH=11, în sistem există doar specia

alcalină, CO32, fiind cea mai stabilă la această valoare de pH.

- Punctele de intersecție ale celor trei curbe de distribuție, reprezintă valoarea logaritmată a

celor două constate de aciditate (- lg K1, respectiv –lg K2).

6. Geochimia crustei terestre

Modele privind Originea Crustei Continentale

Pentru alcătuirea unui model asupra Originii crustei continentale pot fi utilizate două

observații principale:

- Distribuția vârstei rocilor ce compun crusta

- Compoziția medie a crustei continentale.

Ambii parametrii sunt dificil de determinat cu exactitate și ca urmare reprezintă subiectul

unei intense dezbateri și controverse.

○fracția ionică a H2CO3

■ fracția ionică a

anionului HCO3-

▼fracția ionică a

anionului CO32-

1. Dezvoltarea crustei continentale în timpul geologic.

Pe parcursul ultimilor ani s-au dezvoltat două modele principale de creștere crustală. Primul

dintre aceste modele, numit modelul de creștere progresivă, afirmă că, în decursul istoriei

geologice a Pământului, crusta continentală a crescut continuu dar nu într-o manieră liniară ci

mai degrabă într-un mod episodic. În același timp, în acest model se consideră că aproximativ

50% din masa crustală era deja formată la sfârșitul Arheeanului, cu circa 2,5 Ga în urmă.

Un al doilea model de creștere crustală se bazează pe ideea că, crusta continentală poate fi

distrusă, reciclată și recreată prin subducția sedimentelor, afirmând că întregul volum de

crustă continentală s-a format încă din etapa timpurie a Pământului și a suferit ulterior

procese de substracție și adiție fără ca acestea să conducă la modificarea volumului inițial,

motiv pentru care a fost denumit modelul ”staționar”.

Una dintre cele mai utilizate dovezi pentru verificarea ambelor ipoteze este cea bazată pe

geochimia zirconului. Fiind un mineral foarte rezistent la procesele de reciclare crustală, acest

mineral poate oferi informații cu privire la momentul extragerii lui și implicit al rocii gazdă

din manta.

În acest sens, modelul staționar se baza pe ideea că granulele de zircon cu vârste foarte

ridicate, care ar indica o dezvoltare extensivă a crustei continentale în etapele timpurii ale

Pământului, ar trebui să fie foarte abundente chiar dacă roca purtătoare a fost deja reciclată.

Cercetările au indicat însă faptul că, deși sunt cunoscute granule de zircon cu vârste de 4,4-

4,5 Ga, acestea sunt extrem de rare infirmând astfel ipoteza formării întregii cruste

continentale în etapele timpurii ale Pământului și deci modelul staționar.

Mai mult decât atât, determinările U-Pb din cristale de zircon au indicat o creștere crustală

progresivă și episodică precum și prezența a 3 etape de creștere accentuată datate la 2,7 Ga,

1,9 Ga și 1,2 Ga. Pentru a explica aceste etape de creștere accentuată anumiți cercetători au

afirmat că ele reprezintă momente în care magmatismul de punct fierbinte datorat panașelor

de manta a avut o contribuție importantă la generarea crustală datorată unei cantități mai

ridicate de material subdus în manta.

În concluzie, la momentul actual, cel mai plauzibil model este cel care ia în calcul o creștere

crustală progresivă pe parcursul căreia au existat momente de creștere accentuată.

Mecanismul care a condus la apariția acestor momente de creștere accentuată este încă în

discuție însă se consideră că cea mai mare parte a crustei continentale s-a format în intervalul

3Ga-2Ga.

2. Compoziția chimică a crustei continentale

Determinarea compoziției chimice a crustei continentale a reprezentat și continuă să

reprezinte unul dintre principalele obiective ale geochimiei dat fiind faptul că această regiune

a Pământului concentrează o cantitate importantă de elemente incompatibile.

Pentru realizarea acestui deziderat de-a lungul timpului a fost propusă determinarea

compoziției chimice medii a unor formațiuni geologice care ar reprezenta media ponderată a

tuturor rocilor cunoscute în crusta continentală. În acest sens s-a considerat că sedimentele

marine ar fi cele mai potrivite pentru determinarea compoziției medii a elementelor insolubile

din crusta superioară dat fiind faptul că ele reprezintă materialul erodat din cele mai variate

tipuri petrografice continentale. Ulterior s-a propus ca loess-ul, care reprezintă sedimente

glaciare fin granulare, ar fi cel mai potrivit pentru determinarea compoziției medii a crustei

continentale, dat fiind faptul că materialul acestor depozite glaciare a fost erodat mecanic din

cele mai variate tipuri petrografice și nu a suferit o alterare chimică.

Determinarea compoziției crustei continentale inferioare nu este un lucru tocmai facil dat

fiind faptul că necesită integrarea datelor geochimice provenite din studiul xenolitelor și a

rarelor aflorimente de crustă inferioară cu datele geofizice provenite din studiile seismice.

Primul model compozițional al crustei continentale a fost realizat de Taylor și McLennan

(1981, 1985). Autorii au pornit de la observația că principalul mediu tectonic de generare a

crustei continentale actuale este cel convergent, iar magmatismul dezvoltat în acest mediu are

un caracter andezitic. Ca urmare, au admis o compoziție medie a crustei continentale

andezitică și au separat crusta în două regiuni: una superioară determinată prin calcule ca

fiind felsică și una inferioară determinată empiric ca fiind bazaltică, raportul volumetric între

cele două fiind stabilit la 1:2.

Modelul a fost intens criticat atât pentru alegerea sedimentelor marine australiene ca

echivalent al compoziției crustei superioare cât și pentru modul în care a fost stabilită

compoziția și extinderea crustei continentale inferioare.

Modelul compozițional al crustei continentale a fost îmbunătățit ulterior de Rudnick și

Fountain (1995) prin integrarea informațiilor geochimice și geofizice asupra crustei inferioare

și ulterior a fost rafinat de Rudnick și Gao (2003) prin introducerea crustei continentale

mediană.

Modelul propus de Rudnick și Gao este considerat în prezent cea mai bună

aproximare a compoziției crustei continentale separând-o în trei regiuni: superioară (~32%),

medie (~29%) și inferioară (~39%) calculând procentele volumetrice ale acestora (tabelul

8.1).

Deși au plecat de la premise diferite, diferitele modele de estimare a compoziției crustei

continentale au evidențiat diferențe relativ mici în ceea ce privește abundența componenților

majori.

Majoritatea modelelor au indicat un conținut de SiO2 cuprins între 57% și 64% și un

raport molar Mg/(Mg+Fe) cuprins între 50 și 55, valori ce corespund unei compoziții

andezitice ale crustei ca întreg.

Mult mai utile pentru modelele de evoluție ale crustei continentale sunt abundențele

elementelor ”în urme”. Curbele normate la valorile mantalei primitive ale conținuturilor unor

elemente puternic incompatibile din crusta continentală evidențiază o îmbogățire moderată a

crustei continentale în Cs, Rb, Ba, Th, U și K față de mantaua primitivă (fig. 8.1).

Îmbogățirea în Th, U și K are implicații importante asupra bugetului termic al Pământului

deoarece acestea reprezintă principalele elemente generatoare de căldură radiogenă. Curbele

normate din fig. 1 pun de asemenea în evidență și câteva alte aspecte importante precum un

trend descrescător al gradului de îmbogățire de la Cs la Y dar și prezența unei anomalii

pozitive în cazul Pb sau a unor anomalii negative în cazul Ta, Nb și Ti.

Fig. 8.1 Abundența elementelor ”în urme” din crusta continentală raportată la

mantaua primitivă

7. Compoziţia chimică a apelor naturale.

Datorită proprietăţilot fizico – chimice deosebite pe care molecula de apă le posedă

(este un dipol, are tensiunea superficială mare, constanta dielectrică ridicată) şi care derivă

din structura sa, apa este un bun solvent. În mediile naturale, corpurile de apă nu sunt chimic

pure, iar ca urmare a interacţiunii chimice şi biochimice cu substratul, a disponibilităţii

elementelor din minerale şi sol de a trece în soluţia apoasă prin diferite procese, a dispunerii

stratelor geologice traversate de ape, a inputul atmosferic şi a poluării (industrială şi

agricolă), conţin o mare varietate de substanţe dizolvate, îndeosebi, anorganice.

În funcţie de cantităţile în care se găsesc dizolvate, substanţele anorganice se împart în trei

categorii:

constituenţi majori (care au o concentraţie individuală mai mare de 5 mg / L): Na+,

Mg2+

, Ca2+

, HCO3-, Cl

-, SO4

2-.

constituenţi minori (au o concentraţie ce variază între 0,01 şi 5 mg / L): K+, NH4

+,

Fe2+

, Fe3+

, SiO44-

, NO3-, NO2

-.

constituenţi în urmă (< 0,01 mg / L): PO43-

, HS

-, Al, Ba

, Cu, Pb, Zn, Au, Ag, Cs, Cd,

Mn, Ni, Mo, Sc, De, Za, Ti, Y, Zr, etc.

Constituenţii organici din ape sunt în concentraţii reduse comparativ cu cei anorganici şi

sunt rezultatul proceselor biochimice care au loc la nivelul solului (acizi fulvici, acizi

huminici şi huminele). Aceste substanţe ajung în apă deoarece nu sunt degradate de către

microorganisme.

Cantitatea totală a substanţelor (TS) din apă este formată din totalul solidelor dizolvate

(TDS) şi din totalul suspensiilor solide (TSS), adică partea din solide reţinute de un filtru, cu

porozitatea de 0,45 µm.

Concentraţia totală a solidelor dizolvate (TDS) se exprimă în mg / L sau g / m3 este

formată în principal din substanţe anorganice, cele organice având participări cantitative

reduse. Suma concentraţiilor ionilor Na+, Ca

2+, Mg

2+, HCO3

-, SO4

2-, Cl

- reprezintă peste 90 %

din totalul solidelor dizolvate (TDS) în apă.

În funcţie de valoarea TDS-ului, apele naturale pot varia de la dulci (apa provenită din

precipitaţii, apele unor lacuri sau râuri, apele freatice) la sălcii şi sărate (apele marin-

oceanice, apele subterane de adâncime mare). Dintre factorii care pot influenţa şi determina

valoarea TDS-ului amintim: temperatura mediului de reacţie, perioada de contact dintre

soluţia apoasă şi substrat, natura şi compoziţia mineralogică a rocilor străbătute de ape,

inputul atmosferic şi antropogen.

Apele mărilor şi oceanelor însumează 97 % din rezerva de apă a Terrei şi au o

compoziţie dominată de Na+

şi Cl-. În medie, apa marină este o soluţie mult mai concentrată

decât apa râurilor, iar proporţiile relative ale cationilor şi anionilor sunt foarte diferite. Dacă

facem referire la cantităţile ionilor majori prezenţi în aceste ape, se pot scrie următoarele

relaţii: Na+

> Mg2+

> Ca2+

, Cl- > SO4

2- > HCO3

-. Date fiind concentraţiilor ridicate ale

speciilor chimice prezente în apele marin-oceanice, s-a impus introducerea noţiunii de

salinitate. Salinitatea este un parametru care variază cu latitudinea (prin caracteristicile

climatice) sau cu batimetria.

Comparativ cu volumul de apă marin- oceanică, apelor râurilor şi fluviilor le revin doar 2 %

din volumul total al apelor de suprafaţă. Din punct de vedere chimic, în apa râurilor

predomină cantitativ, Ca2+

şi HCO3-, iar ponderea ionilor majori este următoarea: Ca

2+ > Na

+

> Mg2+

, HCO3- > SO4

2- > Cl

-.

Cunoscând concentraţiile constituenţilor dizolvaţi în marile fluvii se poate stabili

originea lor. De exemplu: fluviile situate în zone cu precipitaţii abundente au TDS-ul scăzut,

iar dacă valoarea raportului Cl-/ (Cl

- + HCO3

-) este sugerat aportul atmosferic al Cl, prin

intermediul precipitaţiilor. De asemenea, fluviile la care sarcina dizolvată derivă din alterare

au o valoare ridicată a TDS, iar HCO3- este anionul predominant.