COMPONENTUL MINERAL

Rocile parentaleAgenţi şi proceseAlcătuireScoarţele de alterare

ROCILE PARENTALE

Componentul mineral provine din rocile scoarţei, pe seama cărora s-au format solurile, numite roci parentale.

Rocile influenţează procesele de alterare prin structura petrografică (dezagregarea) şi compoziţia mineralogică (alterarea chimică).

Rocile se clasifică după modul de formare în:

Magmatice Metamorfice Sedimentare

Rocile magmatice

Provin din magma lichidă, prin consolidarea acesteia la suprafaţă, fie prin cristalizare (răcire lentă), fie prin vitrificare (răcire rapidă în contact cu apa, gheaţa, roci umede şi reci).

Cele formate prin cristalizare sunt: granit, granodiorit, sienit, gabbrou, diorite, andezit, basalt, riolit, dacit, trahit.

Prin vitrificare se formează sticla vulcanică.

Mai pot exista şi roci piroclastice, tufurile vulcanice formate din aglomerate vulcanice rezultate în urma exploziei vulcanice.

Rocile magmatice constituie roci parentale numai în regiunile vulcanice.

Rocile metamorfice

Reprezintă roci solide care au suferit o transformare naturală completă la temperaturi de peste 2000 C.

Tipuri:Şisturi cristaline: filite, micaşisturi, gnaise, amfibolite, cuarţite, şisturi carbonatice, marmură (poate fi şi neşistoasă).

Rocile sedimentare

După origine se clasifică în:Detritice – acumularea fragmentelor rezultate din dezagregarea rocilor magmatice, metamorfice, sedimentare.Organogene (biogene) – formate de către organismele vegetale şi animale: cărbunii de pământ, calcarele organogene.De precipitare chimică – formate prin psubstanţelor solubilizate în apă: carbonaţii, sulfaţii, halogenurile.

Clasificarea după structură şi compoziţia mineralogică: Roci epiclastice

rudite (> 2 mm): mobile (pietriă, grohotiş), cimentate (conglomerate, brecii)arenite (0,2-2 mm): mobile (nisipuri), cimentate (gresii)siltite (<0,2 mm): mobile (praf), cimentate (loess)

Roci argiloase – formate predominant din minerale argiloase: argile, şisturi argiloase, mâluri argiloase

Roci carbonatice – alcătuite dominant din carbonaţi: calcare, dolomite Roci argilo-carbonatice: marne Roci halogenurice: halit, silvină Roci sulfatice: gips, anhidrit Roci silicioase – formate predominant din cuarţ, calcedonie sau opal: diatomite, jaspuri Roci allitice şi ferallitice: alcătuite dominant din oxizi sau hidroxizi de fier şi aluminiu:

laterite, bauxite

Din punct de vedere pedologic este importantă şi clasificarea rocilor după conţinutul în silice:

Roci acide – conţin cuarţ: granite, riolite, granodiorite, dacite, gnaise, micaşisturi, filite Roci bazice – conţin fie olivine, fie silicaţi şi carbonaţi: gabrouri, bazalt, amfibolite, şisturi

verzi, marne Roci neutre – sunt formate predominant din feldspaţi: diorit, sienit, andezit, trahit, rocile

argiloase Roci ultrabazice – conţin multă olivină sau carbonaţi: peridotit, calcar, marmoră, dolomite

AGENŢI ŞI PROCESE

Agenţii care determină alterarea rocilor şi formarea componentului mineral sunt apa, aerul şi vieţuitoarele.

Procesele prin intermediul cărora se formează componentul mineral sunt alterarea fizică (dezagregarea) şi alterarea chimică.

Dezagregarea

Reprezintă procesul fizico-mecanic prin care rocile coezive sunt fragmentate în părţi mai mici, fără a fi afectată compoziţia mineralogică a acestora.

Tipuri de dezagregare:

Datorită variaţiilor de temperatură (termică)

Se produce în regiunile de deşert şi montane înalte, în care amplitudinea termică diurnă este mare (temperatura rocii ajunge ziua la 550 C şi coboară noaptea la 00 C).

În România ea se produce până la 30 cm adâncime în regiunea carpatică, unde determină apariţia câmpurilor de blocuri sau pietre.

Mecanismul dezagregării termice este următorul: în timpul zilei, partea exterioară a rocii se dilată mai mult decât miezul ceea ce crează tensiuni care conduc la apariţia fisurilor. Acelaşi proces se petrece noaptea când partea exterioară a rocii se contractă mai mult decât miezul. Aceste tensiuni repetate conduc la sfărâmarea rocii în fragmente mai mici care vor fi supuse aceluiaşi proces.

DEZAGREGAREA

DEZAGREGAREA TERMICĂ

Cauze: reaua conductibilitate calorică a rocilor, conductibilitatea calorică, coeficientul de dilatare volumetrică, căldura specifică şi culoarea diferită a mineralelor.

În acest sens, cu cât roca este alcătuită din mai multe minerale cu atât dezagregarea va fi mai rapidă.

Datorită îngheţului şi dezgheţului repetat (gelivaţie, gelifracţie)

Se datorează tot variaţiilor de temperatură, dar în jurul punctului de îngheţ al apei (00 C) în regiunile umede, de tundră, munţi înalţi sau în cea temperată iarna.

Mecanismul de producere este următorul: apa pătrunde în fisurile preexistente ale rocilor şi la producerea temperaturilor negative îngheaţă mărindu-şi volumul (9%) şi exercitând presiuni laterale (2000-6000 kg/cm2) asupra pereţilor fisurilor determinând sfărâmarea rocilor.

Intensitatea dezagregării depinde de tăria şi frecvenţa îngheţului şi de natura rocilor, cele compacte fiind mai mult afectate decât cele afânate.

Acest tip de dezagregare se manifestă până la 100-200 cm adâncime, determinând apariţia câmpurilor de blocuri.

DEZAGREGAREA PRIN ÎNGHEŢ-DEZGHEŢ

Datorită precipitării sărurilor din soluţii

Se produce în regiunile aride acolo unde există săruri în soluţie care pătrund în fisurile existente în roci şi datorită pierderii apei prin evaporare precipită sub formă de cristale care presează asupra pereţilor fisurilor determinând sfărâmarea rocilor.

Datorită acţiunii vieţuitoarelor (biomecanică)

Deşi se desfăşoară pe areale geografice extinse este mai redusă ca intensitate comparative cu celelalte tipuri de dezagregare.

Se datorează acţiunii rădăcinilor plantelor lemnoase dezvoltate în regiuni cu relief fragmentat şi cu versanţi înclinaţi. Astfel, plantele îşi înfig rădăcinile în orice mică fisură pe care apoi o lărgesc datorită creşterii rădăcinilor în grosime şi lungime (30-100 kg/cm2) şi sfarmă roca, efectul producându-se pe adâncimi mai mari decât în celelalte cazuri.

Animalele şi omul exercită o influenţă indirectă, uşurând pătrunderea aerului şi apei prin intermediul galeriilor, carierelor, exploatărilor miniere.

Dezagregarea biomecanică prin faptul că uşurează pătrunderea aerului şi apei amplifică acţiunea celorlalte tipuri.

Datorită acţiunii apelor curgătoare, zăpezii sau gheţarilor

Apele curgătoare dislocă şi mărunţesc prin izbire, frecare şi rostogolire fragmentele de rocă, în special în cursul lor superior unde viteza de scurgere este mare.

Zăpezile îşi manifestă influenţa în regiunile montane, unde în timpul avalanşelor sunt desprinse şi apoi mărunţite prin izbire, frecare şi rostogolire blocuri de rocă.

Gheţarii în timpul deplasării lor pe valea glaciară, desprind şi mărunţesc în timpul transportului rocile, pe care le depun sub formă de formaţiuni morenaice.

Acţiunea gheţarilor

Acţiunea apelor curgătoare

Datorită acţiunii vântului

Este frecventă în regiunile aride şi montane cu covor vegetal sărac, acolo unde vântul desprinde prin coraziune fragmente de rocă şi apoi le mărunţeşte în timpul transportului (târâre, rostogolire, izbire).

De asemenea, vântul transportă şi fragmente de rocă rezultate prin alte tipuri de dezagregare, pe care le sfarmă.

Datorită forţei gravitaţionale

Se manifestă în regiunile fragmentate şi cu versanţi înclinaţi, acolo unde, fragmentele de rocă se desprind sub influenţa gravitaţiei şi în timpul rostogolirii se sfarmă (frecare, izbire).

Consecinţele dezagregării

Cea mai importantă este aceea că pregăteşte şi intensifică alterarea chimică prin mărirea suprafeţei de contact a fragmentelor de rocă cu agenţii alterării apa şi aerul.

Materialul mineral rezultat în urma dezagregării reprezintă un strat afânat şi permeabil (strat de dezagregare) care reprezintă prima fază a formării solurilor.

Taffoni

ALTERAREA CHIMICĂ

Procese influenţate de apă

Hidratarea

Reprezintă un proces fizico-chimic prin intermediul căruia, apa este atrasă la suprafaţa particulelor minerale sau pătrunde în reţeaua cristalină a acestora.

Hidratarea fizică implică atragerea moleculelor de apă la suprafaţa particulelor rezultate prin dezagregare. Apa îmbracă aceste particule sub forma unui strat foarte subţire numit film sau peliculă de apă adsorbită şi este denumită apă legată fizic sau apă peliculară.

Hidratarea fizică reprezintă cea mai slabă reacţie între apă şi particulele minerale şi nu implică schimbarea compoziţiei chimice a acestora.

Hidratarea chimică implică pătrunderea apei în reţeaua cristalină a mineralelor şi implicit schimbarea compoziţiei chimice a acestora.anhidrit (mineral anhidru, CaSO4) + 2H2O = gips (mineral hidratat, CaSO4 . 2H2O)

Din cauză că apa pătrunsă în reţeaua cristalină a mineralului rămâne în stare moleculară (H2O), ea poate fi pierdută prin evaporare trecându-se din nou la anhidrit. Acest proces contrar celui de hidratare se numeşte deshidratare. Hidratarea este specifică regiunilor umede iar deshidratarea celor uscate, în regiunile cu sezoane umede şi uscate desfăşurându-se alternativ.

DizolvareaReprezintă procesul de dispersare a materiei minerale în apă, până la nivel molecular sau ionic.Soluţia minerală care rezultă în urma dizolvării este alcătuită din solvent (lichidul în care s-a produs dizolvarea, apă) şi solvat (substanţa dizolvată).

După viteza cu care se dizolvă (solubilizează) mineralele pot fi:

uşor solubile: sarea gemă, silvina moderat solubile: gipsul, carbonatul de calciu greu solubile: cuarţul insolubile: caolinul

Totuşi viteza de solubilizare mai depinde şi de alţi factori: temperatura, pH-ul şi compoziţia apei (solventului). La temperatură ridicată se solubilizează mai repede clorurile, silicaţii şi oxizii, iar la scăderea acesteia carbonaţii. pH-ul influenţează dizolvarea cuarţului care creşte cu scăderea pH-ului. Când apa conţine bioxid de carbon, carbonatul de calciu (calcit) trece în bicarbonat de calciu uşor solubil, iar prin pierderea apei revine la starea iniţială (formarea speleotemelor).

Dizolvarea influenţează alterarea rocilor cu ciment calcaros, levigarea carbonaţilor, aprovizionarea plantelor cu ememente nutritive, levigarea sărurilor solubile în pânza freatică. Hidroliza

Reprezintă procesul de transformare a mineralelor datorită înlocuirii cationilor proprii cu ioni de hidrogen. Totodată, din punctual de vedere al efectului produs, hidroliza reprezintă procesul chimic de descompunere a unor săruri în acidul şi baza din care sau format (procesul contrar neutralizarea).

În cazul silicaţilor nu rezultă însă acid şi bază, ci silice, apă şi bază, deoarece acidul silicic este foarte instabil şi se descompune imediat. Există cazuri în care rezultă minerale argiloase de tipul caolinitului (la mice feldspatul potasic) silice şi apă.

Procesul are ca primă etapă debazificarea, adică scoaterea bazelor din mineral, urmată de silicifiere, adică descompunerea acidului silicic în silice şi apă, în climatul cald şi umed procesul fiind simultan. Poate exista şi un process contrar acestuia de neoformare de minerale când se formează mineralele argiloase.

Intensitatea de manifestare a hidrolizei este influenţată de gradul de mărunţire a particulelor, pH, temperatura apei, debitul apei care se infiltrează, gradul de instabilitate al mineralelor.

Hidroliza cea mai puternică are loc cu cât particulele sunt mai mici, pH-ul mai acid, temperatura şi debitul apei mai ridicate şi mineralele mai instabile.

Procese influenţate de aer Oxidarea şi reducerea

Mineralele cel mai uşor de oxidat sunt cele care conţin fier şi mangan în stare bivalentă. Oxidarea reprezintă practice procesul de imbogăţire în oxigen fie direct fie prin intermediul apei mai ales când este încărcată cu bioxid de carbon.

Cei mai des întâlniţi sunt oxidul feric (hematitul Fe2 O3) de culoare roşie 1-6% din masa solului, la laterite până la 20-80% şi hidroxidul de fier de culoare gălbuie rezultat din combinarea oxidului feric cu apa. Apar de asemenea, oxidul manganic şi hidroxidul de mangan de culoare brună-negricioasă. Oxidări suferă şi compuşii cu sulf.

În regiunile aride, oxizii de fier şi mangan sunt depuşi la suprafaţă formând “patina deşertului”. Oxidările sunt intense în solurile aerisite.

Reducerea reprezintă procesul contrar oxidării prin care au loc pierderi de oxigen în condiţii de anaerobioză sub acţiunea microorganismelor (bacterii anaerobe).

Practic este vorba despre apariţia oxizilor feroşi şi manganoşi (FeO, MnO, solubili) prin reducerea oxizilor ferici şi manganici (insolubili).

Acţiune reducătoare au bacteriile anaerobe care au nevoie de oxigen, acidul carbonic, hidrogenul şi hidrogenul sulfurat.

Deoarece regimul aerohidric al solului fluctuează pe parcursul unui an, oxidarea şi redicerea se produc alternativ procesul fiind numit oxido-reducere. Fierul feros (FeO) are culoare verzui-albăstrui-vineţii, iar oxizii manganoşi şi sulfura feroasă (FeS) culori negricioase.

În cazul manifestării procesului de oxido-reducere solurile capătă un aspect marmorat.

Acest tip de procese au un rol foarte important în solubilizarea transportul şi depunerea în sol a fierului şi manganului.

Carbonatarea

Reprezintă procesul de îmbogăţire în carbonaţi, fie prin depunerea celor existenţi în souţie, fie prin formarea lor.

Carbonaţii se formează în prezenţa acidului carbonic prin combinarea acestuia cu un hidroxid (NaOH+H2CO3= Na2CO3+H2O) . Cei mai mulţi dintre carbonaţi sunt îndepărtaţi din soluri pentru că sunt mai uşor solubili cu excepţia celor de calciu şi magneziu. Chiar şi aceştia din urmă, prin recombinare cu acid carbonic se transformă în bicarbonaţi uşor solubili procesul fiind denumit decarbonatare (CaCO3+ H2CO3=Ca(HCO3)2.

În regiunile în care alternează sezoanele umed şi uscat, carbonaţii de la baza profilului de sol sunt readuşi spre suprafaţă, procesul numindu-se recarbonatare care conduce la apariţia crustelor de săruri (sărături, cruste de deşert).

Procese influenţate de vieţuitoare

Alterarea biologică (alterarea biochimică)

În afara rolului lor în dezagregarea rocilor, plantele, animalele şi microorganismele influenţează şi alterarea chimică a acestora, process numit alterare biologică.

Influenţa lor este atât directă, cât şi indirectă, prin produsele rezultate din activitatea sau descompunerea lor.

Microorganismele se fixează pe minerale din care extrag substanţele necesare sau secretă substanţe acide care conduc la alterarea acestora, creând condiţiile pentru instalarea plantelor superioare.

Plantele secretă substanţe acide, extrag din minerale şi roci anumite substanţe sau produc acizi organici, toate acestea conducând la alterarea rocilor şi mineralelor.

Rolul indirect este poate mai important, substanţele rezultate prin descompunerea organismelor vii determinând alterarea chimică, în special oxidarea şi carbonatarea.

ALCĂTUIREA COMPONENTULUI MINERAL

Componentul mineral este alcătuit din: fragmente de rocă şi minerale primare rezultate în urma dezagregării rocilor scoarţeiminerale secundare care reprezintă în cea mai mare parte minerale nou formate în sol

Raportul între cele două categorii de minerale variază foarte mult în funcţie de vârsta solului şi de viteza de transformare a mineralelor primare, care este dependentă de climă şi natura rocii.

Mineralele primare

Sunt cele provenite din rocile magmatice şi reprezintă în general silicaţi, în proporţie de 90%. Caracteristica principală a silicaţilor este dată de prezenţa grupării SiO4 cu configuraţie tetraedrică.

PONDEREA MINERALELOR PRIMARE

59,5%

12%16,8%

3,8% 7,9%

CUART

FELDSPATIPIROXENI / AMFIBOLI

MICA

ALTE MINERALE

Cei mai importanţi silicaţi sunt olivina, granatul, epidotul, turmalina, piroxenii, amfibolii, talcul, micele, cloritul, feldspaţii.

Ponderea mineralelor primare este următoarea: cuarţ 12% feldspaţi 59,5% piroxeni şi amfiboli 16,8% mică 3,8% alte minerale 7,9%

Feldspaţii reprezintă aluminosilicaţi de K, Na, Ca şi sunt cei mai răspândiţi în rocile primare. Pot fi potasici (ortoclazi) cum este ortoza sau calcosodici (plagioclazi) cum sunt albitul şi anortitul. Alterarea feldspaţilor este unul dintre principalele procese care conduc la formarea solurilor. Piroxenii şi amfibolii au calitatea că se alterează foarte uşor, cel mai răspândit piroxen fiind augitul, iar cel mai răspândit amfibol, hornblende. Mica poate fi albă (muscovit) sau neagră (biotit) şi este des prezentă în soluri datorită rezistenţei reduse la alterare (mai ales biotitul). Cuarţul reprezintă bioxidul de siliciu care nu este silicat, este foarte rezistent la alterare şi apare în fracţiunile nisipoasă şi prăfoasă a solurilor.

Mineralele secundare

Se formează fie prin alterarea mineralelor primare, fie prin recombinarea în sol a anumitor substanţe.

Configuraţie octaedrică

ChloritCaolinit

Mică

Feldspaţi

BaritApatit

Aragonit violetAragonit

CalcitCuarţ roşu bipiramidal

Celestină Calcit cristalizat

Pistacit cu cuarţ Calcit cu barit

Fluorit cu cuarţ

Fluorit cu hidrocarburiFluorit cu barit

Fluorit cu calcit

Fluorit

Pyromorphit

Sphalerit roşu cristalizat

Cuarţ roşu cu gips Cuarţ roşu

Vanadinită

Teruelit roşu

Gips

Principalele minerale secundare sunt:

mineralele argiloase allofanele oxizii şi hidroxizii sărurile

Mineralele argiloase reprezintă coloizi cu dimensiuni foarte mici <0,002 mm, au capacitate mare de a reţine şi elibera apa şi ionii schimbabili. De asemenea, sunt plastice şi multe au capacitate de contractare şi gonflare la variaţiile de umiditate. Au un rol important alături de humus, în formarea structurii solului şi în ceea ce priveşte capacitatea acestuia de a reţine apa şi nutrienţii. Se formează prin hidroliză.

Principalele grupe:

caolinitul, haloisitul – nu gonflează, reţin şi eliberează puţini ioni illitul, vermiculitul, montmorillonitul – gonflează şi au capacitate mare de reţinere şi eliberare, care cresc de la primul la ultimul. Montmorillonitul, beidelitul şi nontronitul formează grupa mineralelor numite smectite, care gonflează cel mai puternic. cloritul – nu gonflează, nu reţine şi nu eliberează ioni.

Allofanele reprezintă materiale amorfe constituite din amestecuri de geluri de silice şi hidroxizi de aluminiu. Denumirea provine de la grecescul allofane = care apare altfel. Apar în solurile vulcanice având un aspect sticlos şi sporesc capacitatea de schimb cationic, adezivitatea şi gonflarea.

Exploatare de caolin (argilă fină albă)în Georgia

Oxizii şi hidroxizii se formează prin reacţii de oxidare, reducere şi hidratare.

Bioxidul de siliciu hidratat (silicea) – este reprezentată prin opal şi calcedonie. Oxizii şi hidroxizii de mangan – piroluzitul, hausmanitul (oxizi), manganitul, psilomelanul (hidroxizi), au culoare neagră. Oxizii şi hidroxizii de fier – hematit, magnetit, goethit (oxizi), lepidocrocit, limonit (hidroxizi), au culoare gălbui-roşcată. Oxizii şi hidroxizii de aluminiu – diasporul, boehmitul, gibbsitul.

Sărurile apar în regiuni mai secetoase în special carbonaţii de calciu şi magneziu. Clorurile şi sulfaţii care sunt uşor solubili apar numai în condiţii locale în soluri halomorfe. În solurile cu exces de umiditate pot apărea pirita şi vivianitul.

Principalele grupe:

Carbonaţi – calcit, dolomit Sulfaţi – gips (Ca), ternardit, mirabilit (Na), epsomit (Mg) Cloruri – halit (Na) Sulfuri – pirita (Fe) Fosfaţi apatit (Ca), vivianit (Fe)

SCOARTELE DE ALTERARE

Caracteristici generale

Prin scoarţă de alterare se înţelege stratul afânat, permeabil faţă de apă şi gaze, care se dezvoltă pe rocile de la suprafaţa uscatului prin procese de dezagregare şi/sau alterare.

Scoarţa de alterare apare ca o cuvertură care acoperă roca parentală nedegradată şi care poate include în partea ei superioară şi învelişul de sol.

SOL

SCOARTA DE ALTERARE

ROCA PARENTALA NEDEZAGREGATA

POZITIA SCOARTEI DE ALTERARE

Dezvoltându-se la suprafaţa crustei terestre, scoarţa de alterare şi implicit învelişul de sol, mulează suprafaţa reliefului. Aceasta are grosimi variabile, de la câteva zeci de metri, până la câţiva centimetri, în funcţie de natura rocii, condiţia climatică, panta suprafeţei de relief şi mai ales vechimea suprafeţei de relief.

Pe suprafeţele orizontale (din zonele de platouri şi câmpie), scoarţele de alterare sunt mai groase în condiţii climatice similare, decât pe pantele versanţilor.

Constituenţii scoarţei de alterare

Substanţele minerale care intră în componenţa scoarţei de alterare sunt reprezentate de produsele dezagregării şi alterării rocilor parentale.

Produsele dezagregării apar sub formă de fragmente de roci şi minerale numite claste (epiclaste).

Dimensiunile clastelor variază mult, de la dimensiunile bolovanilor, la zecimi de milimetru.

Fragmentele epiclastice sunt numite şi constituenţi reziduali sau primari, deoarece provin direct din masa rocii parentale, natura lor depinzând exclusiv de cea a rocii.

Procentul de constituenţi reziduali stabili este un indiciu al maturităţii (vechimii) scoarţei de alterare. Unii dintre constituenţii reziduali (fragmente de cuarţ, muscovit, rutil, zircon) pot fi stabile chimic rezistând un timp nedefinit. Alţii (cei care conţin feldspaţi, sticle vulcanice, olivine) sunt instabili şi tind să dispară prin alterare.

Constituenţii solizi noi, rezultaţi prin procesele de alterare fie a fragmentelor reziduale, fie direct a rocii parentale, sunt denumiţi constituenţi secundari. Aceştia se împart fie după structură, fie după solubilitate.

După structura internă pot fi amorfi şi cristalini. Constituenţii secundari amorfi se mai numesc şi constituenţi coloidali, deoarece sunt hidroxizi cu grade diferite de hidratare.

După natura nucleului aceşti coloizi au diferite denumiri :

coloizi silicoşi- au nucleu de SiO2*nH2O şi sunt numiţi gel de silice (când sunt bogaţi în apă), sau opal (când conţin apă mai puţină) coloizi montmorillonitici- au ca nucleu montmorillonitul şi sunt denumiţi hidromontmorillonite coloizi caolinitici- au nucleu de caolinit şi sunt numiţi procaolin sau hidrocaolin coloizi aluminoşi- au ca nucleu diasporul (oxid de aluminiu) şi sunt denumiţi sporogelit coloizi ferici- au ca nucleu hidroxidul de fier şi sunt numiţi gel limonitic coloizi manganici- au ca nucleu piroluzitul şi sunt numiţi wad

Scoarţa de alterare primară şi cea secundară

Materialul scoarţei de alterare rămâne pe locul de formare, în contact direct cu roca parentală, caz în care scoarţa de alterare este considerată primară sau autohtonă (mai este denumit şi eluviu).

Particulele care compun eluviul au suferit o rearanjare pe verticală în funcţie de dimensiuni şi densităţi. Din acest motiv, eluviile apar de obicei pe suprafeţe unde acţiunea de transport a apei este redusă sau nulă.

Produsul de alterare nu rămâne pe loc, ci este supus unor procese de deplasare fie gravitaţionale fie datorate eroziunii, provocată de scurgerea de suprafaţă, şiroire sau torenţialitate.

Prin astfel de procese, se constituie diferite depozite sedimentare numite depozite deluviale, coluviale, proluviale, aluviale, morenaice, care nu mai sunt scoarţe de alterare propriu-zise, deoarece fundamentul lor nu mai este roca parentală.

Dacă procesul de dezagregare şi alterare continuă şi pe aceste depozite transportate, se formează o scoarţă de alterare secundară sau alohtonă. În acest caz, depozitul transportat devine material parental pentru scoarţa de alterare secundară (alohtonă).

Direcţii de evoluţie

Scoarţa de alterare se află într-o continuă transformare şi atunci când pe ea se instalează vegetaţia ăncepe şi formarea solului, care ulterior se dezvoltă în profunzime pe seama scoarţei de alterare, accelerând evoluţia acesteia.

Direcţiile majore de evoluţie a unei scoarţe de alterare sunt exprimate de modalităţile de alterare ale rocilor silicatice, allitizarea şi siallitizarea.

Allitizarea – denumirea provine de la simbolul chimic al aluminiului şi de la lithos-piatră.

Această direcţie de evoluţie este o consecinţă a alterării silicaţilor prin hidroliză totală, proces în care toate elementele chimice, inclusiv siliciul, trec în hidroxizi.

Allitizarea se produce în condiţii de climă caldă şi umedă, în timp îndelungat, fiind specifică regiunilor ecuatoriale şi tropicale umede (în apa caldă silicea este solubilă).

Allitizarea este cunoscută şi sub denumirea de lateritizare (în latină later-cărămidă)datorită produsului de alterare roşu care rezultă şi care prin uscare se întăreşte şi capătă aspectul unei cărămizi.

Pentru manifestarea lateritizării trebuie să fie îndeplinite două condiţii :

- existenţa unui climat cald şi umed- existenţa unei roci parentale care să conţină alumosilicaţi (feldspaţi, mice), alături de minerale femice (biotit, piroxeni, olivine, amfiboli)

În lipsa mineralelor femice, allitizarea generează o scoarţă de alterare exclusiv aluminoasă (bauxită pură) de culoare albă.

Siallitizarea – denumirea provine de la simbolurile chimice ale siliciului şi aluminiului şi de la lithos-piatră.

Are loc prin alterarea silicaţilor în urma unei hidrolize parţiale cu formare de minerale argiloase.

Cauza principală a hidrolizei parţiale este temperatura relativ scăzută a apei, motiv pentru care siallitizarea se produce în regiunile cu climă temperată moderată.

În funcţie de natura materialului argilos siallitizarea poate apărea sub două aspecte :

- Monosiallitizarea – presupune formarea prin hidroliză a mineralelor argiloase bistratificate (caolinit). Se formează o scoarţă de alterare alcătuită aproape exclusiv din caolin pur format din Al2O3, SiO2 şi H2O.- Bisiallitizarea – presupune formarea prin hidroliză a mineralelor argiloase tristratificate (illit, smectit). Spre deosebire de monosiallitizare, procesul de alterare nu este însoţit de levigarea totală a bazelor.

Cele două direcţii de evoluţie ale scoarţei de alterare nu sunt întotdeauna distincte, existând situaţia în care caolinul coexistă cu hidroxizii de fier şi aluminiu, numită monosiallitizare deghizată(alumino-siallitizare).

Tipuri de scoarţă de alterare şi răspîndirea lor pe Glob

Scoarţele de alterare pot fi diferenţiate după compoziţia mineralogică şi cea chimică, principalele tipuri fiind următoarele :

ALUMINOSIALLITIC

LITOGEN

TIPURI DE SCOARTA DE ALTERARE

DE TRANZITIE

ALLITIC (FERALLITIC)

SIALLITIC

Litogen sau detritic-grosier– caracterizat prin predominarea fragmentelor de rocă şi a mineralelor primare, reprezintă primul stadiu şi are o grosime foarte redusă. Poate prezenta subtipurile silicato-litogen şi carbonato-litogen.

Aluminosiallitic – caracterizat prin prezenţa mineralelor argiloase de tip cloritic, a aluminiului mobil şi prezintă reacţie acidă.

Siallitic – caracterizat prin prezenţa mineralelor argiloase tristratificate şi poate prezenta subtipurile siallitic propriu-zis, carbonato-siallitic şi halosiallitic.

Allitic (ferallitic) – caracterizat prin dominanţa procesului de allitizare (ferallitizare), dar pot apărea şi minerale argiloase caolinitice (bistratificate).

De tranziţie – realizează tranziţia între tipul siallitic şi cel allitic (ferallitic) şi pot rezulta şi prin alterarea calcarelor impure, caz în care sunt cunoscute sub denumirea de terra rossa sau terra fusca. Prezintă subtipurile siallito-allitic şi siallito-feritic.

Există la nivelul globului o zonalitate evidentă în ceea ce priveşte răspândirea scoarţelor de alterare.

Tipul litogen apare în condiţii climatice care împiedică alterarea, zona de tundră, zonele deşertice, pe versanţi puternic înclinaţi, pe roci compacte indiferent de climă.

Tipul siallitic caracterizează zona temperată (partea umedă cu păduri de foioase), subtipul carbonato-siallitic partea semiumedă de stepă şi silvostepă, iar subtipul halo-siallitic partea aridă unde au loc acumulări de săruri solubile.

Tipul allitic (ferallitic) este răspândit în zona ecuatorială şi tropicală. Tipul de tranziţie caracterizează zona mediteraneană.

Grosimea scoarţei de alterare se modifică în funcţie de zona climatică :

în zona de tundră foarte redusă, de regulă sub 1 m în zona temperată ajunge mai ales în arealele umede la câţiva metri în zona aridă foarte redusă, sub 1 m în zona caldă şi umedă foarte mare, frecvent peste 10m

În zona caldă şi umedă, scoarţa de alterare prezintă o zonalitate pe verticală, observându-se câteva strate dispuse de sus în jos după cum urmează :

orizontul superior bogat în cuarţ rezidual şi silice secundară orizontul median bogat în oxizi şi hidroxizi de Al, Fe şi Mn orizontul inferior (denumit şi orizontul pestriţ) cu pete roşii-gălbui şi brune, bogat în minerale argiloase orizontul bazal dezvoltat chiar pe roca parentală şi cu o culoare deschisă datorată unui stadiu incipient de alterare a rocii