GEOLOGIE GENERALA

INTRODUCERE

De la inceput trebuie să amintesc faptul că acest curs nu este o creaţie proprie, meritul meu este că am selectat diferitele capitole din materialul bibliografic prezentat la sfarşit. Materialul bibliografic a mai fost completat de către mine cu noutăţi din acest domeniu.

Cursul GEOLOGIA ZĂCAMINTELOR DE GAZE NATURALE, este un curs complex, care tratează multiple probleme teoretice şi practice necesare pregătirii specialiştilor, pentru acest domeniu. Sunt prezentate elemente de : Cristalografie şi Mineralogie ; Geologie fizică, Paleontologie şi Geologie stratigrafică ; Geologia hidrocarburilor şi Ipoteze privind originea hidrocarburilor; Prospectarea, explorarea şi cercetarea complexă a zăcămintelor de hidrocarburi ; Metode geofizice de investigare a găurilor de sondă şi perforarea sondelor ; Calculul elementar al rezervelor de hidrocarburi ; Secţiuni geologice şi hărţi structurale ; Geologia principalelor unităţi structurale ale Romaniei şi Geologie de şantier. Cursul evidenţiază importanţa cunoaşterii factorilor geologici în forajul sondelor şi exploatarea zăcămintelor de hidrocaburi pentru realizarea unei cât mai bune pregătiri şi din punct de vedere geologic, a viitorilor specialişti din acest domeniu al cercetării, explorării şi exploatării hidrocarburilor.

Autorul

Geologia este ştiinţa care studiază modul de formare, alcătuirea şi istoria dezvoltării globului terestru.Geologia studiaza structura si compozitia globului pamantesc , constituentii acestuia si modul de formare , precum si procesele care se desfasoara in interiorul si exteriorul planetei si care concura la modificarea permanenta a scoartei terestre.Geologia zăcămintelor de hidrocarburi are ca obiect studiul condiţiilor de formare a petrolului şi gazelor naturale, al zăcămintelor şi al legilor geologice referitoare la răspandirea lor în scoarţa terestră.Domeniile de cercetare specializata a GEOLOGIEI sunt:-Mineralogia-studiaza compusii naturali care alcatuiesc scoarta Pamantului , modul lor de structurare spatiala (cristalografia)

-Petrologia/Petrografia-studiaza gruparea mineralelor in roci si conditiile genetice care determina apariritia rocilor-Paleontologia-studiaza resturile de organisme ce au populat planeta de la aparitia vietii , iar Paleoecologia –conditiile de mediu in care au vietuit organismele pastrate in stare fosila.Geodinamica-studiaza fenomenele si procesele de miscare si transformare a scoartei terestre.Tectonica-studiaza deformarile suferite de formatiunile geologice si cauzele care le-au produs-Stratigrafia si Geologia Istorica-studiaza modul de formare si sedimentare a depozitelor in procesele geologice si evolutia in timp a acestora precum si inlantuirea proceselor geologice.-Paleogeografia-studiaza istoria variatiei conditiilor fizico-geografice in conexiune cu evolutia geologica.Geochimia-reprezinta un ansamblu de metode chimice de detectare a substantelor in scoarta terestra.Geofizica-reprezinta totalitatea metodelor fizice aplicabile mediului geologic pentru masurarea unor caracteristici si parametrii prin care sa se creeze modele interpretabile din punct de vedere teoretic si al descoperirii de substante utile.

Cap. 1. MINERALE ŞI ROCIMinerale

Mineralele sunt substanţe solide, lichide sau gazoase, omogene din punct de vedere al proprietăţilor fizico-chimice, formate în scoarţa pământului, ca rezultat natural al diferitelor procese geolgice. Mineralele sunt alcătuite din elemente chimice. Dintre cele peste 100 elemente chimice cunoscute în natura, numai opt participă într-un procent de 98.8 % la formarea scoarţei terestre şi anume : oxigenul, siliciul, aluminiul, fierul, calciul, potasiul şi magneziul, restul de elemente contribuind în procent de numai 1,2 %.

Mineralele solide se pot prezenta în două feluri dupa modul cum sunt distribuiţi ionii, atomii sau moleculele în structura lor internă : minerale amorfe sau necristalizate, având structura interna neregulată (particolele au o dispoziţie haotică) şi minerale cristalizate, caracterizate printr-o structură internă regulată. La mineralele cristalizate particolele sunt dispuse în şiruri regulate, care în cele trei dimensiuni ale spaţiului determină o reţea cristalină.

Pe baza caracteristicii formei externe, toate cristalele întalnite la minerale pot fi încadrate în şapte grupe numite sisteme de cristalizare. Fiecare sistem include mai multe forme cristalografice simple şi compuse, ce derivă dintr-o formă geometrică de bază (cea mai simplă), care dă şi numele sistemului de cristalizare. Cele şapte sisteme de cristslizare sunt : sistemul cubic, sistemul patratic, sistemul hexagonal, sistemul trigonal sau romboedric, sistemul rombic, sistemul monoclinic şi sistemul triclinic.1.1.1. Proprietăţile fizice ale mineralelor

Mineralele au o serie de proprietăţi fizice care le deosebesc unele de altele şi pe baza carora acestea pot fi identificate.

Densitatea. Prin densitatea unui mineral se întelege raportul dintre masa şi volumul acestuia. Din punct de vedere al densităţii (care la minerale variază de la 1 la 23 g/cm3) se pot separa urmatoarele grupe de minerale :

- Minerale foarte uşoare, cu densitatea sub 2 g/cm3 (petrolul, carbunii);- Minerale uşoare, cu densitatea 2-4 g/cm3 (sare gemă, gips, calcite);- Minerale grele, cu densitatea 4-10 g/cm3 (blenda, baritina, pirita, galena) ;- Minerale foarte grele, cu densitatea 10-23 g/cm3 (argintul, aurul, platina).Duritatea este rezistenţa pe care o opune un mineral la patrunderea în masa sa a

unui corp dur. Pentru a se aprecia gradul de duritate al mineralelor a fost adoptată scara lui Mohs, reprezentată prin zece minerale aşezate în ordinea crescandă a durităţii lor. Scara lui Mohs cuprinde urmatoarele minerale : 1) talc ; 2) gips ; 3) calcit ; 4) fluorina ; 5) apatit ; 6) ortoză ; 7) cuarţ ; 8) topaz ; 9) corindon ; 10) diamant.

Duritatea unui mineral se afla zgâriind mineralul respectiv, pe rând, prin încercări cu minerale din scara lui Mohs.

Clivajul reprezintă una din proprietăţile fizice întâlnite numai la minerale şi constă în desfacerea acestora mai mult sau mai puţin uşoară, după suprafeţe plane, atunci când sunt solicitate prin lovire. După modul în care se realizează clivajul cristalelor, acestea se clasifică în :

- clivaj perfect, când se produce uşor, după feţe plane, cu luciu sidefos, de exemplu la mica, gips, grafit;

- clivaj foarte bun, care se produce destul de uşor, după feţe plane, cu luciu sticlos, de exemplu la ortoză, baritină, calcit ;

- clivaj bun, care se realizează mai greu, după suprafeţe aproape plane, cu luciu şters, de exemplu la fluorină ;

- clivaj slab, care se realizează greu, iar feţele obţinute nu au continuitate, de exemplu la titan şi apatit ;

- clivaj imperfect, care se realizează cu mare greutate, de exemplu la beril şi sulf.

Spărtura. Mineralele se sparg prin lovire după suprafeţe diferite, forma acestora reprezentând pentru unele minerale o proprietate distinctă. Spărtura mineralelor poate fi : concoidală (suprafeţele obţinute sunt curbe, de exemplu la cuarţ, opal), aşchioasă (cupru, corindon), fibroasă (gips), pământoasă (caracteristică mineralelor friabile sfărâmicioase – caolin, creta etc.).

Culoarea. Aceasta proprietate este determinată de capacitatea de absorbţie a radiaţiilor spectrului solar. Mineralele pot fi : incolore – cele care absorb în totalitate radiaţiile luminoase (cuarţ, muscovit şi gips) şi colorate – acele minerale care selecţionează razele de lumina. Mineralele pot avea o culoare proprie, datorată compoziţiei chimice a ionilor ce intră în constituţia lor, de exemplu : culoarea roşie (cinabru), galben (sulf), verde (malachit), albastru (azurit) etc., sau culoarea mineralelor se poate datora impurităţilor (de exemplu cuarţul poate fi colorat în alb, rosu-brun, violet, negru, funcţie de impurităţile conţinute).

Culoarea urmei. Aceasta reprezintă culoarea pulberii provenită dintr-un mineral când este frecat pe o bucată de porţelan. La unele minerale culoarea urmei este aceiaşi

cu, culoarea mineralului, de exemlplu malachitul, de culoare verde, lasă o urma tot de culoare verde. La alte minerale, culoarea urmei este diferită de cea a mineralului ; astfel, pirita care este galbenă lasă o urmă neagră, hematitul de culoare neagră lasă o urmă brun-roşcată etc.

Luciul unui mineral depinde de puterea de absorbţie şi de reflexie a luminii la suprafaţa acestuia. Luciul poate fi: metalic (galenă, pirită, aurul), adamantin (diamant, blendă), sticlos (cuarţ, corindon), sidefos (mică, gips), gras (sulf, talc), mat (limonit, caolinit).

Transparenţa. Din punct de vedere cum se comportă faţă de razele de lumină, mineralele se pot împărţii în :

- transparente, lasă să treacă în intregime razele de lumină prin ele fara să le absoarbă, exemplu :cuarţul, sarea gemă.

- semitransparente (translucide), lasă numai o parte din razele de lumină să treacă prin ele, de exemplu : blenda, cinabrul etc.

- opace, nu lasă să treacă razele de lumină prin ele, de exemplu : pirita, grafitul etc.

Proprietăţile electrice. După modul de comportare în ceea ce priveşte conductibilitatea electrică mineralele se împart în trei grupe :

- conductoare de electricitate : magnetit, pirită, aur etc.- semiconductoare : biotit, blendă, grafit etc.- neconducatoare sau dielectrice : cuarţ, sulf, calcit etc.Proprietăţile magnetice. Din punct de vedere al proprietăţilor magnetice

mineralele se împart în doua grupe :- paramagnetice, când sunt atrase de un magnet : hematit, limonit, ilmenit,

cromit etc. - diamagnetice, când nu sunt atrase de un magnet : cuarţ, gips etc.

Existaă minerale care au în ele însele proprietăţi magnetice, mineralele feromagnetice ce atrag pilitura de fier, de exemplu magnetitul.

Proprietăţi radioactive. Radioactivitatea constă în proprietatea pe care o are un element radioactiv de a se transforma spontan în alt element de natură chimică diferită, transformarea fiind însoţită de emisie de particole alfa şi beta şi raze gama, care produc efecte importante : luminiscenţa, ionizarea aerului, producerea de caldură. Cele mai cunoscute minerale radioactive sunt cele de uraniu şi thoriu, întâlnite sub formă de oxizi, sulfaţi, fosfaţi şi altele.

Dintre proprietăţile enumerate prezintă o deosebită importanţă în procesul de dislocare a rocilor prin foraj duritatea şi clivajul.1.1.2. Clasificarea mineralelor.

Cea mai utilizată este clasificarea mineralelor după compoziţia lor chimică, conform căreia acestea se împart în cinci clase, care la rândul lor se subdivid în subclase şi acestea în grupe de minerale.

Clasa elemente. În această clasă sunt grupate elemente chimice ce se gasesc în stare nativă, în special metale. Mai importante sunt gazele rare (heliu, neon, argon), metale rare (platină, aur, argint), metale comune (fier, nichel, cupru, zinc), semimetale şi nemetale (bismut, stibiu, carbon, sulf). Metalele native au luciu metalic, duritate

medie, greutate specifică ridicată, o foarte bună conductibilitate electrică şi termică. Sunt foarte stabile din punct de vedere chimic.

Clasa sulfuri. Mineralele din această clas sunt foarte numeroase, existand aproximativ 40 de elemente chimice care intra in combinatie cu sulful, cele mai frecvente fiind : fierul, cuprul, zincul, nichelul etc. Sulfurile prezinta un luciu metalic pronuntat, duritate medie, conductibilitate electrica si termica ridicata. Cele mai cunoscute sunt sulfurile de fier : pirita (FeS2), pirotina (FeS) ; sulfurile de cupru : calcopirita (CuFeS2), calcozina (Cu2S) ; sulfura de plumb : galena (PbS) ; sulfura de zinc : blenda (ZnS) ; sulfura de mercur : cinabru (HgS) etc.

Clasa halogenide.Mineralele care intră în aceasta clasa sunt reprezentate prin sărurile acizilor : HFl, HCl, HBr, HI, fiind împărţite în: floruri (fluorina CaF2), sarea gemă (NaCl), silvina (KCl), carnalitul (KMgCl3 . 6H2O), bromargintul (AgBr). Mineralele sunt transparente, au greutate specifică mică, luciu sticlos şi sunt solubile în apă.

Clasa oxizilor şi hidroxizilor grupează cei mai simpli compuşi ai metalelor cu oxigenul şi hidroxilul. Proprietăţile acestor minerale sunt foarte diferite, unele sunt incolore sau colorate diferit, transparente, fără luciu metallic, duritate ridicată, altele au culori închise, luciu metallic, au greutate specifică mai ridicată şi sunt mai puţin dure.

Oxizii se găsesc în proporţie de 17 % în scoarţa terestră fiind în cea mai mare parte concentraţi în parţile superioare ale litosferei. Cei mai importanţi sunt oxizii de fier : hematitul (Fe2O3), magnetitul (Fe3O4), limonitul (Fe2O3 . nH2O) ; oxizi de aluminiu : corindonul (Al2O3) ; bauxita (Al2 O3 hidratat) ; oxid de siliciu : cuarţ (SiO2) etc.

Clasa sărurilor oxigenate cuprinde minerale care din punct de vedere chimic sunt săruri ale acizilor : carbonic, sulfuric, wolframic, fosforic, silicic etc.

Carbonaţii au o duritate mijlocie, culori în general deschise, fac reacţie cu acidul clorhidric şi formează depozite imense în natură. Cele mai răspândite sunt : calcitul (CaCO3), dolomitul [CaMg(CO3)2], sideritul (MnO2), rodocrozitul (MnCO3).

Mineralele din subclasa sulfaţi au luciul sticlos-sidefos sau mat, duritate relativ mică, nu recţionează cu acidul clorhidric, au culori variate. Cele mai cunoscute sunt : anhidritul (CaSO4), gipsul (CaSO4 . 2 H2O), baritina (BaSO4).

Wolframaţii au o duritate medie, greutate specifică ridicată, culori diferite. Se mentionează wolframitul [(Fe,Mn) WO4].

Silicaţii includ cele mai răspandite minerale din scoarţa terestră la a cărei alcătuire participă în procent de 75 %. Au duritate medie spre mare, greutate specifică mică, luciu sticlos, culori diferite. Cele mai răspandite minerale din această subclasă sunt feldspaţii care pot fi ortoclazi sau potasici (silicaţi de Al şi K) şi feldspaţi plagiclazi sau calciosodici (silicaţi de Al si Na sau Ca). De asemenea prezintă importanta : olivina (silicat de Mg si Fe), granaţii (silicaţi de Ca, Al, Mg, Mn, Cr), piroxenii (silicaţi feromagnezieni de Ca, uneori şi de Mn, Al, Na), amfiboli (faţa de piroxeni aceştia mai conţin : H2O, Fl, Cl), zeoliţi (silicaţi de Al, Ca, Na, Ba, Sr, K hidrataţi).1.2. Roci

Rocile sunt asociaţii de minerale care alcătuiesc scoarţa Pământului şi studiul lor formează obiectul petrografiei. După criteriul genetic rocile se împart în trei grupe : roci eruptive (magmatice), roci sedimentare şi roci metamorfice.

1.2.1. Roci eruptiveAceste roci se formează prin consolidarea unor magme (topituri naturale formate

din silicaţi, silice, oxizi metalici, vapori de apa, gaze), care iau naştere la adâncimi mari în interiorul scoarţei terestre. Datorită substanţelor volatile pe care le conţin, magmele au tendinţa să migreze către suprafaţă, unde din cauza scăderii presiunii şi temperaturii se consolidează. Dacă răcirea magmei se realizează la adâncime mare, solidificarea ei se face foarte încet, când în mod succesiv vor atinge temperaturile de cristalizare diferite minerale. Cristalele au timp să se dezvolte în lichidul magmatic, putând atinge dimensiuni apreciabile, iar rocile formate prin asocierea lor vor fi complet cristalizate. Daca magma ajunge pâna aproape de suprafaţă, racirea ei se face într-un timp mai scurt, cristalele şi mineralele au dimensiuni mici, iar dacă magma se revarsă la suprafaţă sub forma de lavă, racirea ei se face foarte repede, aproape brusc şi se consolidează sub formă de materie necristalizata.

O dată cu racirea magmei are loc şi o diferenţiere a acesteia după greutatea specifică a diferitelor elemente care o compun. Oxizii de: Si, Al, Na şi K se ridică în părţile superioare ale bazinului magmatic, formând magme acide, cu conţinut ridicat de bioxid de siliciu (bogate în minerale de cuarţ şi feldspat, mai uşoare şi mai deschise la culoare), în timp ce oxizii de Fe, se separă în părţile inferioare ale bazinului formând magme bazice, sărace în bioxid de siliciu, dând naştere la minerale grele şi de culori închise din grupa piroxenilor şi amfibolilor. Se pot diferenţia şi magme cu o compoziţie chimică intermediară, magme neutre, sau cu o compoziţie chimică foarte bazică (magme ultrabazice).

Prin patrunderea magmelor în rocile de deasupra bazinelor magmatice şi consolidarea lor se formează intruziunile magmatice, ce pot avea diferite forme de zăcământ. Astfel se cunosc batolitele – forme de zăcământ de dimensiuni foarte mari, de sute de km pătraţi ; lacolitele – forme asemanatoare unor lentile legate printr-un canal de bazinul magmatic ; stockuri – forme cilindrice de dimensiuni mari (diametre de câţiva km) ; daykuri – forme rezultate prin umplerea cu topitura magmatică a unor crăpături (falii) din scoarţa terestră. (Fig.1)

Fig.1. Formele de zăcământ ale intruziunilor magmatice

a – batolit ; b – lacolit ; c – stock ; d – dyke.Când magma ajunge la suprafaţă dă naştere vulcanilor ; ieşirea ei se poate face

lent, prin revărsare şi curgere sau violent fiind însoţită de explozii. Din consolidarea lor rezultă rocile magmatice efuzive sau vulcanice.

Principalii componenţi ai rocilor eruptive sunt : SiO2 ; Al2O3 ; Fe2O3 ; FeO ; MgO ; CaO ; S ; Cl ; F ; Ca, iar mineralele care intră în compoziţia acestor roci se împart în minerale principale, accesorii şi secundare. Mineralele principale la rândul lor, după culoare, pot fi : minerale leucocrate de culoare deschisă, reprezentate prin silice, feldspaţi, muscovit, minerale melanocrate, de culoare închisa reprezentate prin olivină, turmalină, biotit, hornblendă etc. Mineralele accesorii se întalnesc în mod sporadic fiind reprezentate prin: granaţi, zircon, magnetit, ilmenit, corindon etc. Mineralele secundare se formează după consolidarea rocilor eruptive, prin procese de tansformare ulterioară suferite de acestea şi sunt reprezentate prin : fluorină, clorit, calcit, oxizi de fier.

Clasificarea rocilor mgmatice se poate face din punct de vedere chimic în : roci acide (SiO2 > 65%), neutre (41% < SiO2 < 65%), bazice (SiO2 < 41%). După criteriul geologic care ţine seama de adâncimea în scoarţă, la care s-au format rocile eruptive se deosebesc :

- roci abisale (intrusive) sau plutonice, formate la adâncimi mari ;- roci hipoabisale şi filoniene, formate la adâncimi mai mici ;- roci de suprafaţă sau efuzive(vulcanice).Dintre cele mai cunoscute roci eruptive se menţionează :- granitul – rocă intruzivă acida, de culoare deschisă în constituţia careia intră :

cuarţ, feldspat, muscovit, mai rar biotit, hornblendă, granaţi etc. Se cunosc masive de granit la noi în ţară în Munţii Măcinului (Greci, Pricopan, Turcoaia), în Carpaţii Meridionali (Ogradena, Cerna, Muntele Mic, Tismana, Retezat, Parang), Munţii Apuseni (Muntele Mare, Highiş) ;

- granodioritul care include o cantitate mai mare de minerale melanocrate faţă de granit. Este răspândit mai ales în Banat (Bocşa, Ocna de Fier, Dognecea, Oraviţa, Sasca Montană, Moldova Noua) unde formează ‘ banatitele ‘. Astfel de roci sunt întalnite în Munţii Poiana Ruscăi, Bihor, Vlădeasa şi Dobrogea de Nord ;

- sienitul şi dioritul – roci intruzive cu o compoziţie chimică neutră, formate din feldspaţi, hornblendă, biotit etc. Sunt lipsite de cuarţ liber. Sienite se cunosc la : Ditrău (Carpaţii Orientali), Turcoaia, Iacobdeal (Dobrogea de Nord) şi la Ogradena (Banat). Dioritul este întalnit la : Greci (Dobrogea de Nord), Poiana Mărului (Carpaţii Orientali), şi în Munţii Highiş ;

- gabbroul – rocă magmatică intruzivă bazică. Are o culoare închisă datorită proporţiei mare de minerale melanocrate. Conţine feldspaţi, olivină, hornblendă şi este cunoscut la Greci (Dobrogea de Nord), Iuţi (Banat), în Munţii Lotrului, Parângului şi Drocii ;

- riolitul – rocă magmatică efuzivă, acidă fiind corespondentul de suprafaţă al granitului. Conţine cristale mari de cuarţ şi feldspaţi, prinse într-o masă sticloasă, roşietică sau verzuie. Riolitul este răspândit în Munţii Oaş, Gutâi şi în Munţii Apuseni (Vlădeasa, Roşia Montană) ;

- dacitul – este corespondentul de suprafaţă al granodioritului. Este o rocă acidă, efuzivă, care conţine cristale de hornblendă, biotit, cuarţ, prinse într-o masă cenuşie închisă. Dacitul se găseşte în Munţii Apuseni şi în lanţul vulcanic Oaş – Gutâi – Ţibleş ;

- andezitul – rocă efuzivă alcatuită dintr-o masă cenuşie negricioasă cu cristale de feldspaţi, hornblebdă, biotit etc. Este corespondentul de suprafaţa al dioritului şi formează numeroase masive vulcanice în Munţii Oaş – Gutâi – Ţibleş – Rodnei – Călimani – Harghita şi în Munţii Apuseni (Săcărâmb, Brad, Zlatna, Roşia Montană, Baia de Arieş) ;

- bazaltul – o rocă efuzivă, bazică, de culoare închisa, care conţine ca minerale principale : feldspaţi feromagnezieni, amfiboli, piroxeni, olivină, iar ca minerale accesorii : magnetit, cromit etc. Este corespondentul de suprafaţă al gabbroului şi este cunoscut la : Racoş (Brasov), Detunata (lângă Abrud), Lucareţu – Sanoviţa (Banat).1.2.2. Roci sedimentare

Rocile sedimentare s-au format prin sedimentarea materialului rezultat prin alterarea şi dezagregarea unor roci preexistente, prin procese de precipitaţie chimica din soluţii apoase, sau prin acţiunea vieţuitoarelor. Funcţie de modul de formare, rocile sedimentare se împart în urmatoarele categorii : roci detritice, roci reziduale, roci de precipitaţie chimică şi roci biogene.1.2.2.1. Rocile detritice

Studiind modul de formare al rocilor sedimentare detritice se pot deosebi mai multe faze : dezagregarea maselor minerale mai vechi, tranportul materialului rezultat şi transformarea materialului depus în roca sedimentara.

Dezagregarea şi alterarea rocilor sunt procese de natură mecanică sau chimică. Alterarea mecanică constă în dezagregarea rocilor în fragmente din ce în ce mai mici, fără schimbarea compoziţiei chimice. Acţiunea de distrugere a rocilor este provocată de urmatorii factori : apa, variaţile de temperatură, acţiunea de îngheţ şi dezgheţ, acţiunea organnismelor. În cazul alteraţiei chimice, rolul important revine apei încarcata cu bioxid de carbon, care provoacă în principal descompunerea silicaţilor ( aceştia predomina în rocile magmatice) şi dizolvarea carbonaţilor.

Transportul materialului dezagregat se realizează de diferiţi agenţi de transport spre zonele depresionare : văi, şesuri, lacuri, mări şi oceane. Principalii agenţi care contribuie la realizarea acestui transport sunt : gravitaţia (provoacă rostogolirea pe pantele reliefului a fragmentelor de roci), apa (transportul se realizează atât în soluţie cât şi în suspensie), aerul (transportă materialul dezagregat sub formă de nisip şi praf).

Sedimentarea materialului transportat are loc în sectoarele în care puterea de transport a diferiţilor agenţi se micşorează sau încetează total. În felul acesta se acumulează diferite depozite de sedimente care, după mediul în care se realizează depunerea, pot fi subaeriene sau subacvatice. În domeniul continental se formează depozitele reziduale (solurile, lateritele), depozite deluviale (materialul acumulat la poalele pantelor), depozite eoliene (material transportat de vânt), depozite glaciare (material transportat de gheţari), depozite torenţiale (conuri de dejecţie), depozite lacustre (materialul sedimentat în lacuri).

În domeniul marin, procesul de sedimentare atinge amploarea maximă atât ca durată în timp, cât şi ca extindere în spaţiu. Materialul detritic şi cel sub formă de

soluţie se depun pe fundul mării formând depozite marine sortate după mărime şi greutate.

Diageneza include totalitatea proceselor în cadrul carora au loc o serie de transformări fizice şi chimice, ce duc la transformarea sedimentelor în roci consolidate. Dintre principalele procese diagenetice se menţionează :

- compactarea – constă în micşorarea spaţiului dintre fragmentele detritice, datorită presiunii materialului care se depune deasupra;

- cimentarea - sedimentelor care se realizează prin precipitarea mineralelor care alcătuiesc cimentul şi care pot proveni atât din afara, cât şi din interiorul sedimentelor;

- dizolvarea – consta în solubilizarea anumitor minerale;- dolomitizarea – constă în transformarea calcarelor organogene în dolomite,

adica într-un carbonat dublu de calciu şi magneziu;- silicifierea – o substituţie a diferitelor minerale şi resturi de organisme prin

silice, care se depune sub formă de opal, calcedonie sau cuart ;- încarbonizarea – transformarea resturilor vegetale în cărbuni ;- bituminizrea – transformarea resturilor minerale într-un mediu lipsit de aer.

Substanţa organică pierde apa, oxigenul, azotul, înbogaţindu-se în carbon şi hidrogen, în felul acesta rezultând hidrocarburile gazoase şi lichide.După mărimea fragmentelor care le compun, rocile detritice se împart în patru subgrupe : psefite (diametrul fragmentelor este mai mare de 2 mm), psamite (diametrul fragmentelor este cuprins între 0,1 şi 2 mm), aleurite (diametrul fragmentelor este cuprins între 0,1 şi 0,01 mm), pelite (diametrul fragmentelor este mai mic de 0,01 mm), iar dupa cum aceste fragmente sunt libere sau cimentate se pot grupa în doua categorii : mobile-necimentate şi consolidate-cimentate.(tab. 1)

Clasificarea rocilor detritice

Grohotişul este o rocă constituită din fragmente colturoase provenite din dezagregarea altor roci. Se întalneste la baza pantelor abrupte.

Brecia s-a format prin cimentarea grohotişului. Cimentul poate fi de natură argiloasă, limonitică etc.

Bolovanişul se găseşte în apropiera izvoarelor şi provine din grohotiş transportat de ape la distanţe mici, astfel încât fragmentele de roci nu au putut sa se rotunjească complet.

Pietrişul este constituit din fragmente rotunjite şi se găseşte de-a lungul râurilor, fluviilor, pe ţărmul mărilor.

Conglomeratul a rezultat din cimentarea bolovanişului şi a pietrişului. Cimentul poate fi de natură argiloasă, calcaroasă, silicioasă sau feruginoasă.

Nisipul este o rocă formată din graunţi minerali necimentaţi, rezultaţi din dezagregarea diferitelor roci. Din punct de vedere mineralogic, nisipurile sunt alcătuite din: cuarţ (50-100 %), feldspaţi (10-15 %), muscovit (10-15 %), la care se adaugă granaţi, amfiboli, piroxeni, magnetit, zircon, aur nativ etc. Nisipurile sunt foarte răspandite în deşerturi, în lungul apelor curgătoare şi în zonele de ţărm ale mărilor.

Gresia s-a format prin cimentarea nisipului, cimentul putând fi de natură silicioasă, argiloasă, calcaroasă sau feruginoasă. Culoarea rocii depinde de natura cimentului sau de cea a mineralelor componante. Se pot întâlnii gresii : albe (silicioase sau calcaroase), roşii, gălbui (feruginoase), verzi (glauconitice), negricioase (manganoase) etc.

Loessul este o rocă de culoare galben-deschis, ruginie sau cenuşie-gelbuie, sfărâmicioasa, formată din praf fin silicios (50-60 %) şi praf argilos.

Argila a luat naştere prin transformarea diagenetică a malurilor şi namolurilor din râuri, lacuri, mări şi oceane. Din punct de vedere mineralogic, argilele sunt alcătuite din silicaţi de aluminiu, rezultaţi din alterarea unor roci preexistente la care se adaugă : clorit, limonit, cuarţ, mică, feldspaţi şi diferite proporţii de substanţe organice. Au o culoare alb-cenuşie, galbenă, roşie, verde, albastră sau chiar neagră, determinată de prezenţa unor impurităţi de natură minerală sau organică. Argilele sunt unsuroase la pipăit, iar în contact cu apa devin plastice. Nu fac efervescenţa cu acizi.

După conţinutul argilelor în diferite componente mineralogice se deosebesc mai multe varietăţi : argila caolinoasă ( mineralul caolinit este într-un procent ridicat), argila smectică (culoare vânătă),argila refractară ( prin ardere dă un material tare ce poate reţine caldura un timp îndelungat), argila bentonitică etc.

Marna este o rocă pelitică cu un conţinut ridicat de carbonat de calciu (40-60 %). Marnele au o culoare albă-galbuie sau cenulşie, sunt moi la pipăit, în general sfărâmicioase şi fac efervescenţă cu acidul clorhidric.1.2.2.2. Rocile reziduale

Rocile din această categorie rezultă din acumularea materialului rezidual provenit din dezagregarea mecanică şi chimică a unor roci preexistente în condiţile unui climat tropical şi a unui relief puţin accidentat. Sunt alcatuite din minerale greu solubile, care după formare rămân pe loc sau sunt transportate pe distanţe foarte mici.

Lateritul este o rocă de culoare galben-roscată sau brună, alcatuită din hidroxizi de Al şi Fe, la care se adaugă fragmente de diferite roci.

Bauxita constituie un laterit fosil şi are o răspandire mult mai largă. Se prezintă sub formă de mase compacte sau pământoase de culoare galbuie, roşcata, brună sau negricioasă. Bauxitele se formează pe seama unor roci eruptive sienite, bazalte) în urma unor procese specifice de alteraţie sau pe seama calcarelor. De menţionat că bauxitele se pot forma şi din procese de sedimentare sau chimice în mediu marin sau lacustru.

Tot din categoria rocilor reziduale mai fac parte : lhemul, terra-rossa şi solurile.1.2.2.3. Rocile de precipitatie chimică

Aceste roci se formează prin precipitarea chimică a substanţelor minerale solubile, transportate de către apele curgătoare în bazine unde are loc concentrarea şi precipitarea lor. În general sunt alcătuite dintr-un singur mineral formând aşa numitele roci monominerale.

Rocile de precipitaţie chimică numite şi evaporite (deoarece evaporarea este factorul care determină în ultimă analiză precipitarea) au luat naştere în lagune separate de bazinul marin, în aşa fel încât apele puteau trece într-un singur sens, dinspre bazinul marin înspre lagună, aportul permanent de apă marină însemnând şi un aport de substanţe dizolvate. Separarea lagunei de bazinul marin s-a realizat fie prin cordoane de nisip străbătute de canale înguste prin care apele pătrund în lagună, fie prin cordoane ce depăşeau nivelul apei, dar peste care valurile puteau trece din bazin în lagună.

Condiţile de formare a rocilor de precipitaţie pot fi realizate şi în mări deschise, în acele porţiuni în care circulaţia apelor de profunzime este întreruptă faţă de largul mării printr-o barieră (recifi) şi evaporarea locală este superioară volumului de apă de provenienţă continentală.

Dintre rocile de precipitaţie chimică din domeniul lagunar şi marin se mentionează : sarea gemă, sărurile delicvescente, gipsul, calcarul (depozite lagunare), calcarul oolitic, minette, depozite litorale).

Sarea gemă se depune iniţial sub formă de strate orizontale, dar datorită presiunii mari, fiind o rocă plastică, strapunge depozitele sedimentare de deasupra, luând forma unor sâmburi sau masive de sare. Rocile saline sunt de regulă macrogranulare, compacte. Sarea este incoloră sau albă, roşie sau galbuie datorită hidroxizilor de fier, cenuşie sau neagră datorită impurităţior argiloase şi conţinutului în substanţe bituminoase.

Silvina şi carnalitul sunt săruri de potasiu şi au luat naştere în aceleaşi condiţii ca şi sarea. Se depun însa ultimele şi de aceea se găsesc în asociaţie cu sarea, dar la partea superioară a zăcămintelor.

Gipsul şi anhidritul apar de regulă asociate cu argile, dolomite şi calcare. Se întâlnesc sub formă de intercalaţii stratiforme, corpuri lenticulare, mase neregulate sau aglomerări de-a lungul unor fisuri. Pot avea culori diverse : alb, cenuşiu, galben, roz, albăstrui sau negru.

Cacarul oolitic este o rocă rezultată din depuneri concentrice de carbonat de calciu în jurul granulelor de nisip sau resturilor organice. Uneori carbonatul de calciu este înlocuit de carbonat de fier rezultând rocile feruginoase (siderit, hematit, limonit), numite minette.

Dintre rocile de precipitaţie formate în ariile continentale pot fi menţionate : crustele calcaroase, tuful calcaros, travertinul, formaţiunile din pesteri.

Crustele calcaroase iau naştere la suprafaţa solului, în ţinuturi aride, cu ape subterane bogate în carbonat de calciu. Datorită evaporarii intense, apele subterane, prin capilaritate, sunt atrase spre suprafaţă, unde depun conţinutul lor de săruri dizolvate.

Tuful calcaros şi travertinul se formează, de regulă în zone cu izvoare de natură postvulcanică, din apele cu temperatură normala, prin precipitarea carbonatului de calciu datorită degajarii bioxidului de carbon în momentul ieşirii apelor la suprafaţă.

Precipitarea se face sub formă de cruste, pe tulpini de plante şi ulterior, datorită distrugerii substanţei organice, rocile ramân foarte poroase. Travertinul rezultă prin umplerea în cea mai mare parte a golului tufului calcaros cu, carbonat de calciu. Sunt roci foarte uşoare şi au o culoare galbuie.1.2.2.4. Rocile biogene

Rocile biogene sau organogene rezultă din acumularea resturilor de organisme animale şi vegetale. După natura chimică a depozitelor se deosebesc: roci calcaroase, silicioase, feruginoase şi fosfatate (roci acaustobiolite), carbuni, bitumene (roci caustobiolite).

Calcarele organogene sunt formate preponderent sau exclusiv din texturi sau schelete de organisme, întregi sau fragmentate, sau pot rezulta în urma activităţilor vitale ale organismelor. Dintre rocile organogene se mentionează:

- calcare recifale, care se numesc după organismul care a construit reciful ; calcare coraligene, calcare cu Lithotamnium, calcare cu bryozoare etc. Calcarele recifale au o stratificaţie foarte slabă sau aceasta este complet absentă şi pot fi masive, compacte sau vacuolare ;

- calcare cochilifere care pot fi : calcare cu numuliţi, calcare cu echinoderme, calcare cu moluşte etc. Rocile au un aspect general variat, în funcţie de formele individuale ale fragmentelor organogene şi de dimensiunile lor. De cele mai multe ori cimentul de natură calcitică are o dezvoltare apreciabilă ;

- creta este o rocă de culoare albă, poroasă, friabilă şi este constituită din 97 % calcit şi 1-3 % substanţă organică.

Rocile silicioase includ :- diatomitele : roci uşoare, poroase de culoare gălbuie, care au luat naştere prin

acumularea testurilor (învelişul care protejează corpul animalelor) de diatomee ;- radiolaritele, asemanatoare la aspect cu diatomitele şi constituite din resturi

de radiolari.Rocile fosfatice cuprind fosforitele (roci foarte variate, detritice, chimice,

organogene, cu un conţinut mare de 5 - 6% oxid de fosfor) şi guano. Fosforitele se pot prezenta sub forma de granule, ciment sau nodule.

Spre deosebire de rocile organogene acausobiolite, care au luat naştere din substanţa minerală a organismelor, rocile organogene caustobiolite s-au format din substanţa organică a plantelor şi animalelor.

Cărbunii provin din transformarea substanţei vegetale în absenţa oxigenului şi sub influenţa bacteriilor anaerobe, proces cunoscut sub numele de încarbonizare. Funcţie de proprietăţile fizice şi chimice sunt mai multe varietăţi de carbuni :

- turba, rocă afanată, de culoare galben-brună, cu 50 - 60 % carbon şi cu putere calorică 5.279 - 4.100.kJ/kg (1.500 - 2.000 kcal/kg) ;

- lignitul, în care se cunoaşte uşor structura vegetală, de culoare brună-cafenie, ce conţine 57 - 65 % carbon şi are putere calorică de 8.372 - 17.126 kJ/kg (2.000 - 4.100.kcal/kg) ;

- carbunele brun, care poate fi considerat un lignit de calitate superioară. Este compact, are o culoare neagră, conţine 60 - 82 % carbon, iar puterea calorică este cuprinsă între 17.162 - 25.300 kj/kg (4.100 - 7.000 kcal/kg) ;

- huila, de culoare neagră mată, este compactă, casantă, conţine 76 - 90 % carbon şi are o putere calorică de 25.300 – 37.700 kJ/kg ( 7.000 – 9.000 kcal/kg) ;

- antracitul, carbunele cu cel mai înalt grad de transformare, are o culoare neagră, luciu metalic, conţine 90 – 95 % carbon şi are o putere calorică de 37.700 – 38.500 kj/kg (9.000 – 9.200 kcal/kg).

Bitumenele naturale reprezintă un amestec complex şi variabil de hidrocarburi gazoase, lichide şi solide şi se găsesc în rocile sedimentare şi mai rar în rocile metamorfice şi eruptive. Ele s-au format în urma procesului de bituminizare, care constă în transformarea materiei organice, în special al grăsimilor, în lipsa oxigenului, în medii saline sau salmastre ( golfuri, lagune, mări interioare).

Dintre principalele bitumene naturale se menţionează : petrolul (un amestec natural, lichid şi inflamabil, de hidrocarburi gazoase, lichide şi solide), gazele naturale ( libere sau asociate cu petrolul), smoala (produs rezultat din oxidarea şi răşinificarea petrolului naftenic), asfaltul (amestec de hidrocarburi grele de petrol oxidat), parafine fosile ( produse ale petrolurilor parafinoase), sisturi bituminoase (roci pelitice impregnate cu bitumene şi care după natura sedimentului mineral pot fi : argiloase, silicioase, marnoase sau carbunoase)1.2.2.5. Rocile piroclastice

Un loc aparte în clasificarea rocilor îl ocupă piroclastitele. Activitatea vulcanică explozivă conduce la apariţia unui material fragmentar, constituit din sticlă vulcanică, lavă consolidata în aer, fragmante de roci vulcanice preexistente erupţiei. Tot acest material expulzat în aer conduce, prin acumulare gravitaţională, la formarea de roci eruptive, prin natura petrografică, dar dacă se ia în considerare modul de formare şi de prezentare (sub forma de strate), ele se pot incadra în categoria rocilor sedimentare.

Cele mai multe din aceste depozite sunt intercalate în alte formaţiuni sedimentare, ele marcând elementele de vulcanism « proxismal ». Adesea însş, acest material se acumulează simultan cu cel clastic, determinând apariţia de roci mixte, pentru care se utilizează denimirea de tufite.

Produsele solide ale manifestărilor vulcanice, funcţie de mărimea elementelor sunt, în principal urmatoarele :

- blocurile vulcanice – bucăţi de lavă întărită sau fragmente de roci smulse din pereţii vulcanului de dimensiuni ce depăşesc 10 –15 cm ;

- bombele – bucăţi de lavă aruncate în aer, solidificate pe parcurs, total sau parţial ;

- lapilii – fragmente mici de lavă consolidată (dimensiuni de câţiva cm) ;- cenuşa vulcanică – material fin, provenit atât din lava întarită, cât şi din roci

ale pereţilor vulcanului.Din acumularea şi transformarea acestor produse rezultă rocile piroclastice. Când

sunt formate din elemente de dimensiuni mari (blocuri, bombe), prinse într-o matrice fină (lapili, cenuşă), formeaza aglomerate vulcanice. Dacă predomină elementele mari, colţuroase, sau de formă neregulată se numesc brecii vulcanice. Aglomeratele şi breciile vulcanice sunt roci uşoare, de culoare brună închisa, sau cenuşie, cu granulaţie nergulată şi lipsite de stratificaţie.

Prin acumularea şi diageneza cenuşilor vulcanice se formează tufurile vulcanice, roci fine, uşoare, bine stratificate. Ele au fost denumite în funcţie de rocile vulcanice cu

chimism asemănător ; tufuri dacitice (au o culoare verzuie), riolitice (de culoare albicioasă-galbuie), andezitice (de culoare cenuşie inchisă).

1.2.3. Roci metamorficePrin metamorfism se înteleg transformările fizico-chimice pe care le suferă rocile

sub acţiunea factorilor endogeni (presiune şi temperatură). Sunt supuse metamorfismului atât rocile sedimentare şi eruptive, cât şi rocile metamorfozate într-o fază anterioară. Transformarea poate duce fie numai la o modificare de natură mecanică, fie la cristalizarea şi recristalizarea mineralelor formate anterior, sau se pot forma minerale noi pe seama celor existente. În urma acestor transformări, compoziţia chimică globală a rocii poate ramâne nemodificată (metamorfism izochimic), sau poate să se modifice simţitor, datorită unui aport de material, sau indepartării materialului anterior (metamorfism allochimic).1.2.3.1. Factorii care provoacă procesele metamorfice

Factorii fundamentali care determină şi influentează transformarea rocilor în procesul de metamorfism sunt: temperatura, presiunea litostatică, presiunea orientată (stress), componenţii mobili.

Temperatura are o importanţa deosebită în procesul de metamorfism, creşterea ei determinând o mărire a vitezei reacţilor chimice cu implicaţii asupra compoziţiei mineralogice. Această creştere este cauzată de ridicarea maselor magmatice în scoarţa terestră, sau a soluţilor legate de ele (cu temperaturi cuprinse între 500 şi 1.300 grade Celsius), sau de scufundarea la anumite adâncimi a depozitelor sedimentare. Cercetări experimentale au dus la concluzia că procesele de metamorfism se desfăşoara la temperaturi cuprinse în intervalul 100 – 900 grade Celsius.

Presiunea este un factor care exercită o influenţă directă asupra transformării şi adaptării rocilor. Se distinge, pe de o parte, presiunea litostatică, care acţionează uniform în toate direcţiile, fiind dominantă la adâncimi din ce în ce mai mari şi se datoreşte apăsării stratelor acoperitoare asupra celor inferioare, iar pe de altă parte, presiunea orientată (stressul), care actionează numai într-o singură direcţie şi se datoreşte eforturilor tectonice, tensiunilor interne (tensiunea de cristalizare, tensiunea maselor supraincălzite). Sub acţiunea presiunii litostatice se formează minerale cu volume moleculare reduse respectiv greutate specifică mare (feldspaţi plagioclazi, ortoză, granaţi etc.), iar sub acţiunea stressului se formează minerale lamelare sau fibroase, dezvoltate perpendicular pe direcţia de acţiune a stressului (clorit, talc, mică etc.).

Componenţii mobili, cum sunt apa, dioxidul de carbon, clorul, fluorul etc., cu o acţiune geochimică importantă în procesul de metamorfism, provin fie din dezagregarea magmelor în curs de consolidare, fie din dezhidratarea sau pierderea componentelor volatile ale rocilor supuse matamorfismului. Fiind foarte mobile, aceste substanţe patrund în planele de clivaj ale mineralelor, porii şi fisurile rocilor, pe distanţe apreciabile şi datorită tamperaturii ridicate dizolvă unii componenţi, ca : Fe, Mn, SiO2, CaCo3 etc., iar la o scădere a temperatrii, soluţiile devin suprasaturate şi precipită

anumite minerale. În acelaşi timp, fluidele respective intră în reacţie cu rocile prin care circulă, formând noi minerale mai stabile în noile condiţii.1.2.3.2. Clasificarea tipurilor de metamorfism

Se deosebesc trei grupe mari de metamorfism : metamorfism dinamic, metamorfism de contact şi metamorfism regional.

Mteamorfismul dinamic este un metamorfism local, legat îndeosebi de zonele de ruptură şi în special în zonele unde s-au produs mişcări de încalecare. Presiunea care însoţeşte fenomenele de dislocare a depozitelor din scoarţa terestră deplasează şi laminează rocile, le sfărâmă şi le transformă în cataclazite şi minolite. Cataclazitele sunt roci în care efectele deformaţiilor cataclastice (de fărâmitare) sunt evidente, dar se poate face cu uşurinţă reconstituirea rocii supuse eforturilor mecanice. Minolitele sunt roci formate în urma unei cataclaze puternice, pe seama altora mai rezistente din punct de vedere chimic. De regulă sunt roci fin granulare, unele foarte dure (cele silicioase), altele afânate şi necimentate.

Metamorfismul de contact constă în transformarea rocilor sub influenţa temperaturilor înalte şi a reacţiilor chimice care se produc datorită soluţiilor şi gazelor degajate de o masă eruptivă din apropiere. Zona din jurul corpului intruziv unde au loc diferite transformări poate varia de la câţiva centimetri la câţiva kilometri (depinde de mărimea corpului intuziv, de adâncimea la care se situează şi de raporturile dintre acesta şi rocile înconjuratoare) şi poatră denumirea de aureolă de contact (fig.3).

Prin ridicarea temperaturii sub acţiunea corpului eruptiv ia naştere metamorfismul de contact termic. De regulă nu se produce o modificare în compoziţia chimică a rocii (metamorfism izochimic), transformările constând în special în recristalizari, iar rocile care se formeaza se numesc corneene. Sunt roci compacte de culoare cenuşie, roşcată, verzuie etc., au o duritate foarte mare, iar compoziţia lor mineralogică variază în funcţie de natura rocii de provenienţă. Cele mai răspândite sunt corneenele formate pe seama rocilor argilo-marnoase şi calcaroase. Din calcarele şi dolomitele supuse unui puternic metamodfism de contact termic rezultă marmure.

Fig.3. Aureola de contacta – corp intruziv ; b – conturul zonei supuse metamorfismului.

In cazul mtetamorfismului de contact cu aport de substanţe, vorbim de un metamorfism metasomatic, în care transformarea rocilor este rezultatul acţiunii chimice reciproce dintre rocile magmatice şi cele înconjuratoare. Cele mai frecvente roci din această categotie sunt skarnele, formate la contactul unor roci eruptive granitoide cu calcare. Sunt roci de culoare albă, cenuşie, verzuie sau gălbuie, cu o compoziţie mineralogică complexă : calcit, granaţi, piroxeni, amfiboli, feldspaţi etc., la care se mai adaugă sulfuri metalice : pirită, blendă etc. şi oxizi : magnetit, hematit etc.

La noi în ţara se cunosc corneene în Dobrogea de nord (Iacobdeal, Greci), Banat, Munţii Padurea Craiului, iar skarne în Dognecea, Ocna de Fier (Banat), Băita, Bihor etc.

Metamorfismul regional este dezvoltat pe suprafeţe vaste, fiind cel mai răspândit tip de metamofism. Factorii determinanţi ai acestui metamorfism sunt : temperatura, presiunea şi componenţii mobili. Domeniul în care se realizează metamorfismul se împarte pe vericală în trei zone :

- zona superioară (epizona), în care temperatura este relativ moderată, presiunea litostatică mică, iar stressul este foarte puternic. Se produce atât un metamorfism mecanic, cât şi chimic. Rocile care se formează sunt diferite varietăţi de şisturi cristaline (cu o şistuozitate evidentă) : şisturi cloritoase (roci de culoare verde alcătuite din clorit, cuarţ, grafit etc.), şisturi grafitoase ( culoare cenuşiu-negricioasă, conţin grafit, cuarţ, sericit etc.), şisturi talcoase ( culoare alb-verzuie, luciu mat, grase la pipăit, fiind alcătuite aproape exclusiv din talc), şisturi cuarţitice (culoare în general albă şi conţin : cuarţ, sericit, muscovit, biotit etc.).

- zona mediană (mezozona) în care temperatura şi presiunea litostatică au valori mari. Stressul poate fi puternic sau poate lipsi. Se produce un metamorfism mai mult chimic, iar dintre rocile care se formeaza se mentionează : micaşisturile, amfibolitele, calcarele cristaline. Micaşisturile sunt roci cu o şistuozitate clară, datorită predominării mineralelor lamelare şi includ : muscovit, biotit, cuarţ, grafit, granaţi etc., la care se adaugă minerale accesorii : zircon, magnetit, hematit etc. Amfibolitele sunt roci de culoare verde inchis, negricioase, constituite îndeosebi din hornblendă şi plagioclazi şi provin din metamorfozarea rocilor eruptive bazice şi neutre sau a sedimentelor marnoase şi calcaroase. Calcarele cristaline sunt roci de culore albă, roz-cenuşie sau verzuie şi sunt alcătuite din calcit, cuarţ, talc, clorit, epidot, muscovit etc.

- zona inferioară (catazona) în care temperatura este foarte mare, presiunea litostatică înalta, stressul este foarte slab sau lipseşte. Principalele roci care se formează sunt gnaisurile. Ele se pot forma pe seama rocilor eruptive granitoide (ortognaise) sau pe seama unor depozite sedimentare psamoargiloase (paragnaise). Sunt constituite din cuarţ, feldspat plagioclaz, ortoză, biotit, muscovit etc. şi au o culoare deschisă. Sisturi cloritoase se cunosc în Carpaţii Meridionali (Leaota), Munţii Apuseni ; şisturi talcoase în Banat (Rusca Montană, Nucşoara) ; şisturi grafitoase în Carpaţii Orientali (Rodna Veche, Bălan), Carpaţii Meridionali (Valea Jiului, Baia de Fier) ; calcare cristaline în Munţii Făgăraşului, Poiana Ruscă, Muntele Mare ; gnaisuri în Carpatii Meridionali (Lotru, Cibin, Poiana Ruscă) şi mai puţin în Carpaţii Orientali şi Munţii Apuseni.

Cap 2. GEOLOGIE FIZICĂ

2.1. Structura internă a pământului

Pentru cunoaşterea structurii interne a globului pământesc s-au folosit mijloace indirecte, bazate pe calculele masei Pământului, studiul meteoriţilor şi al propagării undelor seismice. Datele directe de investigare a structurii Pământului se refera la o parte cu totul superficiala (cea mai adancă mina din lume a atins adâncimea de 3.800 m în Africa de Sud, iar cel mai adânc foraj cca 12.000 m. Se ştie că raza medie a pământului este de cca 6.367.662 m.

Undele seismice produse de cutremure constituie o sursă de informaţie indirectă de extremă importanţă. Dintre cele mai semnificative sunt undele longitudinale, numite şi unde P (prime), pentru că au viteza mai mare şi apar primele la suprafaţă şi undele tansversale, denumite şi unde S (secunde). Din studiul propagării undelor seismice în interiorul globului pământesc s-a putut trage concluzia că materia terestră este distribuită simetric în jurul centrului Pământului şi constituie învelişuri sferice ce se acoperă unele pe altele, diferind între ele prin proprietăţile lor elastice.

Fig.3. Structura internă a Pământului :

a – diagramele vitezelor undelor P şi S ; b – geosferele globului terestru.

Proprietatile elestice ale mediului favorizeaza propagarea uneia din cele doua tipuri de unde.Astfel in gaze si lichide nu se pot propaga decat unde longitudinale, in timp ce in mediile solide se pot propaga atat cele longitudinale cat si cele transversale.Viteza de propagare a undelor in medii elastice depinde de proprietatile acestora.Pentru undele longitudinale s-a demonstrat teoretic ca viteza este data de relatia , cunoscuta sub numele de formula lui Newton :

ρEv =

unde : E este modulul lui Young (modulul de elasticitate)ρ este densitatea mediului prin care se propaga undele

Pentru undele transversale exista o relatie asemanatoare in care in locul modulului lui Young apare modulul de forfecare , din aceasta cauza vitezele de propagare in solide pentru cele doua tipuri de unde sunt diferite.Învelişurile sunt separate de suprafeţe de discontinuitate puse în evidenţă de salturi în viteza de propagare a undelor seismice. În acest mod s-a determinat existenţa a doua

categorii de suprafeţe de discontinuitate seismică : suprafeţe de discontinuitate de categoria I sau principale şi de categoria a II – a sau secundare. În categoria I se încadrează suprafeţele de discontinuitate de la adâncimile la care se produce o mare schimbare de viteză a undelor seismice ; din această categorie fac parte discontinuităţile Mohorovicic şi Gutenberg – Wieckert. Pe baza lor interiorul globului terestru a fost impărţit în trei geosfere principale : scoarţa , mantaua şi nucleul. (fig.3)

Scoarţa terestră reprezintă prima geosferă de la suprafaţa globului pâna la discontinuitatea Mohorovicic şi este constituită din Si şi Al (sial). În domeniul continental, scoarţa este alcatuită din trei pături : sedimentară, granitică şi bazaltică.

Cuvertura sedimentară (stratisfera) are grosimi ce variază de la zero la 15 km în zonele de la marginea externă a munţilor. Patura granitică ( formată din granite, granodiorite şi gnaise) are o grosime ce variază de la 10 la 15 km în zonele de platformă, până la 30-40 km sub catenele muntoase tinere, unde formează adevarate « rădăcini » ale munţilor. Baza păturii granitice este apreciată a fi dată de discontinuitatea Conrad, care o separă de pătura bazaltică, aceasta fiind constituită în special din gabbrouri şi are o grosime în domeniul continental de aproximativ 17 km. (fig.4).

Fig. 4. Sectiune shematică în partea periferică a globului terestru.

Scoarţa de tip oceanic se deosebeşte de cea continentală prin lipsa păturii granitice şi are o grosime mai redusă, între 5 si 15 km.

Suprafaţa Mohorovicic de la baza scoarţei are o structură complicată ; în dreptul continentelor adâncimea ei variază de la 30 km în regiuni de platformă, la 80 km în dreptul munţilor înalţi, iar în domeniul oceanic adâncimea ei este de 15 km de la suprafaţa apei.

Mantaua reprezintă a doua geosferă importantă şi este cuprinsă între discontinuitatea Mohorovicic şi discontinuitatea Gutemberg - Wieckert, situată la adâncimea de 2.900 km. În cadrul acestei geosfere, discontinuitatea Repetti separă mantaua superioară alcatuită în principal din Si şi Mg (sima), de mantaua inferioară constituită din Ni, Fe, Si, Mg (nifesima), între ele existând o zona de trecere alcătuită din Cr şi Fe, asociaţi cu silicaţi de magneziu (crofesima). Porţiunea superioară a mantalei poartă numele de astenosferă şi are proprietăţi cvasi – lichide.

Nucleul este delimitat de discontinuitatea seismică majoră de la 2.900 km şi împărţit în două, nucleul extern şi cel intern de către discontinuitatea Lehman (5.100 –

5.200) km.. Se consideră că nucleul extern se află într-o stare lichidă, argumentul fiind dispariţia undelor S (aceste unde nu se propagă prin lichide). Tot aici îşi au probabil sediul o serie de curenţi de convecţie cu viteze de 10-15 km/an, aceştia fiind elementul principal în generarea câmpului electromagnetic al globului terestru. Nucleul intern este considerat solid. Elementele principale din constituţia nucleului sunt Ni şi Fe (nife).

2.2. Unităţile scoarţei terestre În analiza scoarţei terestre au fost diferenţiate două mari domenii: scoarţa

continentală şi scoarţa oceanică, diferite între ele atât ca şi structură cât şi din punct de vedere petrografic.

Fig. 5. Curba hypsografică cu ariile ocupate de fiecare zona principală la scara terestră.Aria continentală cuprinde: munţii, podişurile, câmpiile şi şelful, iar racordarea

cu domeniul oceanic se face printr-o zonă numită “panta continentală”(fig.5).Munţii se împart, în principal, în munţi de cutare şi munţi vulcanici.Munţii de cutare sunt diferiţi din punct de vedere morfologic şi poartă numele

orogenezei care le-a dat naştere:- Munţii Precambrieni sunt astăzi peneplenizaţi (erodaţi şi transformaţi în regiuni

cu relief şters) şi ca exemplu se citează munţii laurenţieni şi huronieni din Canada de Est;

- Munţii Caledonieni s-au format în paleozoicul inferior şi prezintă forme slabe de relief, fiind în mare măsură peneplenizaţi ca de exemplu munţii Scandinaviei;

- Muntii Hercinici s-au format în paleozoicul superior. Se prezintă sub forma unor masive isolate, înconjurate de formaţiuni geologice mai noi, relieful lor fiind pe cale de peneplenizare, cum este cazul munţilor Dobrogei;

- Munţii Alpini s-au format în mezozoic şi Neozoic, au înălăţimi mari, prezintă o continuitate clară şi la suprafată predomina rocile sedimentare. Evoluţia lor tectonică nu este încheiata (nu au atins echilibrul definitiv) fiind însoţiţi de zone seismice şi vulcanism. Exemple de lanţuri de munţi sunt: Pirinei, Alpi, Carpaţi, Balcani, Caucaz, Himalaia.

Fig. 6. Secţiune printr-un aparat vulcanica – elementele unui aparat vulcanic ; b – calderă.

Munţii vulcanici au forme conice terminate cu, crater (fig.6). Prin eroziune, explozii sau prabuşire, partea superioară a conului vulcanic poate fi distrusă, iar forma rămasă se numeşte calderă (depresiune circulară înconjurată de o margine înalta). Munţii vulcanici pot aparea izolaţi, ca de exemplu Kenya şi Kilimandjaro din Africa, sau de-a lungul unor fracturi majore ale fundamentului cum este cazul lanţului vulcanic Oaş-Gutâi-Ţibleş-Călimani-Harghita.

Podişurile pot fi de platformă şi intramuntoase. Cele de platformă sunt individualizate pe zonele ridicate (anteclize) ale platformelor, cu cote în jur de 200 m, relief slab ondulat şi sunt formate din depozite vechi (paleozoice) şi subţiri, de exemplu Podişul Ucrainean. Podişurile intramuntoase sunt regiuni relativ plate, au forme elipsoidale şi altitudini foarte variate. Uneori sunt mărginite de fracturi adânci ce au creat posibilitatea manifestării fenomenelor vulcanice. Exemple de astfel de regiuni sunt Bazinul Transilvaniei şi Bazinul Panonian.

Câmpiile pot fi interne şi de coasta. Cele interne corespund regiunilor joase ale platformelor (sineclize), au intinderi foarte mari, grosimea depozitelor sedimentare este de asemanea mare, iar stratele prezintă înclinari foarte mici spre centrul depresiunii. Exemplu de astfel de regiune îl constituie Câmpia de vest a Siberiei.

Câmpiile de coastă sunt o prelungire a şelfului pe uscat, sunt alungite ca formă, relativ înguste şi sunt alcatuite din depozite geologice recente. Un astefel de exemplu îl constituie Câmpia de nord a Germaniei.

Şelful este definit ca zona ce înconjoară uscatul continental şi care se întinde de la nivelul zero hidrografic pâna la adâncimea la care se produce o creştere puternică a pantei (de regulă – 200 m). În ceea ce priveşte lăţimea şelfurilor, funcţie de caracteristicile geologice şi geografice ale uscatului, variază de la 20 km până la 600-1.000 km. Relieful şelfului prezintă o serie de forme negative şi pozitive caracteristice ; ca forme negative sunt văile înecate, zone mai largi săpate de curenţii marini, zone reprezentând carsturi înecate, iar formele pozitive sunt date de insule protejate de eroziune sau formate din recifi şi bancuri de nisip. Sedimentele întâlnite în zonele de şelf sunt de natură terigenă, organogenă şi vulcanică.

Panta continentală reprezintă marginea frontală a platformei continentale şi după gradul de înclinare s-au deosebit : panta continentală abruptă (de regulă înclinată cu 6-10 grade, dar sunt şi excepţii de 35-45 grade) şi panta continentală lină (înclinata cu 1-3 grade). Panta continentală este secţionata de canioane submarine (văi adânci cu profil în formă de V) care se termină prin conuri de dejectie la baza pantei. Sunt cazuri când

panta continentală, în special sectorul abrupt, este lipsită de sedimente, dar uneori grosimea lor poate depăşi 10.000 m (sectorul lin).

Fig. 7. Poziţia dorsalelor medio-oceanice şi a foselor oceanice :a – dorsale medio-oceanice; b – fose oceanice.

Fig. 8. Secţiune transversală schematică printr-o dorsală medio-oceanică. Elementele principale ale domeniului oceanic sunt dorsalele medio-oceanice şi

fosele (fig.7).Dorsalele medio –oceanice formează aliniamente în lungime de peste 60.000 km,

cu lăţimi de ordinul a 1.500 km şi înălţimi cuprinse între 2.000 şi 4.000 m. O dorsală mediană se compune dintr-o creastă cu axa secţionată de un rift (vale

tectonica la de 10-30 km şi adâncă de 1.000-2.000 m) ai cărui pereţi sunt abrupţi, fiind delimitaţi de falii. (fig.8).

Dorsale oceanice sunt intersectate de o serie de falii transversale care fragmentează şi deplasează axa dorsalei la dreapta sau la stânga.

Dorsala medio-atlantică are o direcţie N-S şi ocupă o poziţie centrală între America de Nord şi Europa, şi în continuare între America de sud şi Africa. Dorsala mediană a Oceanului Pacific se apropie de coasta Americii în dreptul Californiei pierzând treptat caracterul mid-oceanic. Dorsala mediană a oceanului Indian prezintă doua ramuri cu care se leagă de dorsala atlantică şi dorsala pacifică.

Fosele oceanice sunt depresiuni alungite (1.000-2.000 km), cu lăţimi de ordinul a 100-200 km şi adâncimi de peste 6000 m. Sunt dispuse în apropierea continentelor, de regulă în faţa unor catene muntoase, iar grosimea sedimentelor poate varia foarte mult, putând însuma 2.000-3.500 m. Din punct de vedere geologic, fosele pot reprezenta

pregeosinclinale, adică depresiuni ce urmează a fi colmatate cu sedimente, ce vor fi ulterior afectate de orogeneza.

2.3. Tectonica plăcilor

Prin cercetări s-a ajuns la concluzia că scoarţa terestră este alcatuită din mari unităţi numite placi litosferice cu arii de zeci de milioane de km2 , ce înglobează atât domenii oceanice cât şi continentale. Iniţial litosfera pământului (pătura superioară rigidă constituită din scoarţă şi partea extrem periferică a mantalei) a fost împarţită în şase plăci : euro-asiatică, africană, australiană, antarctică, pacifică şi americană. Ulterior au fost separate în interiorul plăcii pacifice alte două plăci - Nasca şi Cocos-, placa americană a fost desparţită în două de placa Caraibilor, iar cercetări ulterioare au mai conturat o serie de micro-plăci. (fig. 9).

Fig. 9. Plăcile litosferei majore.Plăcile nu sunt fixe, ci se deplasează datorită unor curenţi de convecţie existenţi

în astenosferă (pătura plastică din regiunea superioară a mantalei). Curenţii de convecţie sunt curenţi termici ce se produc între doua zone suprapuse cu temperaturi diferite ; materia în zona inferioara, cu temparatura mai mare, mai fluidă şi mai uşoară tinde să pătrundă în zona mai rece de deasupra, a carei materie mai grea coboară. (fig.10). S-a constatat ca în dreptul dorsalelor medio-oceanice fluxul termic este mai ridicat, aici se ridică magme bazice din astenosferă, dorsalele fiind şi zone de generare a plăcilor litosferice.

Fig. 10. Secţiune schematică pentru reprezentarea teoriei deplasării plăcilor litosferei.

În fose se produce subducţia (afundarea) plăcilor litosferice în astenosferă, de-a lungul unui plan înclinat de 50-55 grade (planul Benioff) unde vor fi resorbite şi asimilate. Pătrunderea plăcilor în fose este o patrundere mecanică contactul dintre placa subdusă şi cea sub care intra se face cu acumulări de energie, cu fracturări şi ridicare de temperatura. De-a lungul planului Benioff se produc descărcări de energie, care dau deformaţii elastice (cutremure), în placa sub care se face subducţia se produc fracturări ce creează posibilitatea manifestărilor vulcanice.

O consecinţa a deplasării plăcilor litosferice o constituie deriva continentelor (continentele actuale s-au desprins dintr-un singur bloc de uscat ce exista în precambrian, procesul continuând şi astazi), fenomen observat înca din 1911 de catre A.Wegener.2.4. Miscările orogenice

Prin orogeneza se întelege procesul de formare a munţilor, iar zonele orogenice în care se desfăşoară acest proces sunt de o mare varietate şi provin din geosinclinale. Acestea sunt regiuni marine, alungite, de extindere regională în care se produce o sedimentare intensa şi unde prin mişcări tectonice iau naştere munţii de cutare.

Mişcările tectonice sunt deplasări extrem de lente, de durată geologică, a unor mase solide de importanţa regională din scoarţă, deplasări generate de cauze interne şi care duc la schimbări importante ale învelişului extern al Pământului.

În evoluţia unui geosinclinal se deosebesc trei perioade : perioada geosinclinală, perioada geosinclinală târzie şi perioada postgeosinclinală (fig. 11). Perioada geosinclinală se caracterizează prin individualizarea cuvetei geosinclinalului, delimitate de falii profunde şi care suferă un proces de subsidenţa. Scufundarea este mai activă decât sedimentarea şi geosinclinalul se adânceşte, totodată prin fracturile din zona centrală care afecteză pătura granitică, patrund topituri bazice până în pătura sedimentară (magmatism iniţial). Într-un stadiu ulterior, în interiorul cuvetei apare o ridicare sub forma unei cute alungite numită geoanticlinal sau rid care împarte geosinclinalul în două fose ce vor continua să se adâncească şi să se largească.

Fig. 11. Reprezentarea schematică a etapelor de evoluţie a unui geosinclinala – individualizarea cuvetei geosinclinale însoţită de acumularea de sedimente; b –

formarea cordilierelor urmată de eroziune şi depunerea depozitelor de fliş ; c – faza de orogeneză în care se produce cutarera sedimentelor însoţită de depunerea depozitelor de

molasă, urmată de formarea depresiunilor intramuntoase şi de manifestări vulcanice. Creasta geoanticlinală ajungând deasupra apelor formează cordiliere (lanţuri

muntoase) sau arhipelaguri, ce vor fi intens afectate de eroziune. Materialul detritic rezultat va fi sedimentat în fose şi pe flancurile cordilierelor sub forma unor alternanţe de strate, constituind depozite de fliş. Urmează faza de orogeneză în care se produce cutarea sedimentelor depuse, datorită unor forţe de comprimare (rezultate în zonele de convergenţă sau de subducţie a plăcilor) fomând o înalţime de cute (anticlinorii şi sinclinorii). În zonele marginale mişcările de coborâre continuă, fiind însoţite de formarea unor serii terigene de mare grosime cu intercalaţii de depozite lagunare (depozite de molasă).

În perioada a doua de evoluţie a geosinclinalului, perioada geosinclinală târzie, se produc scufundări ale unor sectoare, de-a lungul unor linii de fracturi datorită cărora se formează bazine intramuntoase, în care formaţiunile detritice şi cele calcaroase alterneaza cu intercalaţii de cărbuni, uneori sare gemă şi gips. Manifestările vulcanice sunt reprezentate prin dacite şi andezite.

Evoluţia geosinclinalului se încheie cu perioada postgeosinclinală, în care au loc numai mişcări pe verticală ce dau naştere la compartimente ridicate şi compartimente căzute după linii de falii. Fracturile deschid calea de pătrundere a unor topituri bazice (vulcanism final), cu care se încheie şi seria de procese magmatice.

O dată cu edificarea lanţurilor muntoase, acestea vor fi supuse proceselor de eroziune datorită cărora are loc o reducere treptată a înalţimilor munţilor şi de transformare a regiunii într-o zonă de relief slab ondulat numită peneplenă. Ea nu şi-a pierdut complet mobilitatea, mişcarile tectonice pot genera forme structurale coborâte şi ridicate (grabene şi horsturi, sineclize şi anteclize). Cu timpul regiunea devine rigidă, luând treptat un caracter de platforma. Platformele sunt definite ca fiind porţiuni din ariile continentale în a căror structură se disting în general două etaje : fundamentul cutat sau soclul şi învelişul sedimentar, dispus transgresiv şi constituit din strate orizontale sau foarte slab înclinate.

Caracteristicile generale ale platformelor sunt : lipsa manifestărilor magmatice intruzive şi efuzive, slaba manifestare sau lipsa mişcărilor seismice, lipsa mişcărilor de cutare, grosimea mică a depozitelor sedimentare care pot lipsi în anumite sectoare. Vârsta platformei se determină în funcţie de vârsta cutării şi rigidizării fundamentului ; de exemplu platforma epiproterozoică (Platforma Moldovenească), platforma epihercinică (Platforma Moesică).2.5. Mişcările epirogenice

Mişcările pe verticală ale scoarţei terestre au fost denumite de J. Gilbert epirogenice fiind ulterior clasificate în mişcări pozitive şi negative. În cazul mişcărilor pozitive au loc ridicări ale unor sectoare terestre, deci se produce extinderea continentelor prin retragerea apelor marine, iar în cazul mişcărilor

Fig. 12. Transgresiunea (a) şi regresiunea (b) ; I, II, III – nivelele succesive ale apelor marine.

negative, anumite sectoare terestre se scufundă având ca efect restrângerea ariilor continentale.

Rezultatul imediat al mişcărilor epirogenice este schimbarea poziţiei liniei de ţărm. Apele marine invadează uscatul dupa linia de ţărm, materialul erodat împreună cu cel adus de pe continent este fragmentat prin acţiunea valurilor şi redistribuit, formând diferite categorii de sedimente, care, prin consolidare, vor da naştere la roci sedimentare.

Înaintarea apelor din domeniul marin peste un sector continental se numeşte transgresiune marină (fig.12, a) şi se caracterizează prin formarea de sedimente grosiere (pietriş, conglomerat) în apropierea ţărmului, urmate de nisipuri înspre larg şi în continuare de roci foarte fine. Frontul al doilea transgresiv are elementele grosiere (pietriş) mai avansate spre continent, astfel ca elementele mai fine (nisip) vor fi depuse peste pietrişurile sau conglomeratele primei faze. În concluzie, în cazul transgresiunii, depozitele fine (pelitice) în coloana stratigrafică se succed peste cele grosiere.

Retragerea apelor de pe continent poartă numele de regresiune marină (fig. 12, b) şi este caracterizată printr-o sedimentare inversă. Ridicarea uscatului va inversa fazele de depuneri, astfel ca elementele grosiere ale unei serii, în coloana stratigrafică, urmează peste elementele mai fine ale unei faze anterioare.

Explicarea mişcărilor pe verticală ale unor sectoare din scoarţa terestră s-a facut prin mai multe ipoteze. Una din acestea (ipoteza izostaziei), ia în considerare tendinţele de restabilire a echilibrului dintre diversele sectoare (blocuri) ale scoarţei în relaţie cu mantaua superioară ; când un bloc se încarcă cu sedimente, va avea loc o mişcare negativă, urmată de trangresiune, alte blocuri descarcate de sarcini vor efectua mişcări pozitive, urmate de o regresiune marină.

2.6. Dislocaţii plicative şi rupturale

Prin noţiunea de strat este definit un volum de depozite sedimentare cu alcătuire petrografică constantă, delimitat de două feţe, reprezentând plane de stratificaţie (rezultate în urma acţiunii de sedimentare a detritusului). Un strat are o extindere mare pe orizontală şi mică pe verticală, grosimea sa poate varia de la ordinul milimetrilor la ordinul zecilor de metri. Structura iniţială (primară) a unui strat este orizontală. În natură însa cele mai numeroase sunt structurile secundare : datorită unor cauze tectonice stratele sunt dislocate din poziţia orizontală şi pot avea diferite înclinari sau pot fi chiar răsturnate.

Orientarea unui strat este dată de două elemente : direcţia şi înclinarea (fig.13). Direcţia stratului reprezintă unghiul diedru facut de o linie orizontală trasată pe suprafaţa stratului, cu meridianul locului, iar înclinarea este dată de unghiul alfa pe care îl face linia de cea mai mare pantă cu un plan orizontal. Înclinarea stratului este perpendiculară pe direcţia sa.

Fig. 13. Elementele de orientare ale stratului.Sub acţiunea fortelor tectonice pot lua naştere două feluri de deranjamente

(dislocaţii) ale stratelor : deformări prin îndoire, fără perturbarea continuităţii stratelor sau dislocaţii plicative (de cutare) şi rupturi ale stratelor sau dislocţii rupturale.

2.6.1. Dislocaţii plicative

Dislocaţiile plicative sunt reprezentate prin monocline, cute şi pânze de şariaj. Cea mai simplă structură secundară este cea monoclinală, în care stratele înclina într-un singur sens (fig.14). Cutele (fig.15) sunt deformîri ale stratelor sub formă de unde şi se pot prezenta sub formă de anticlinale (cute îndreptate cu partea convexă în sus, în axa carora apar stratele cele mai vechi) sau sub formă de sinclinale (cute cu, concavitate în sus, în axa cărora apar stratele cele mai noi).

Fig.14. Cută monoclinala Fig. 15. Elementele unei cuteLa o cută se disting urmatoarele elemente :

- şarniera - partea de maximă curbură a unei cute ;- flancurile - parţile laterale ale unei cute pot fi : flancuri normale, în care

succesiunea stratelor pe verticală este normală, adică stratele mai noi stau deasupra statelor mai vechi şi flancuri inverse, în care stratele sunt în poziţie rasturnată, cele mai vechi stând deasupra celor mai noi ;

- ungiul cutei - unghiul format de cele două flancuri ;- planul axial – planul care uneşte şarnierele tuturor stratelor care iau parte la

alcăturirea unei cute ;- axul cutei – dat de intersecţia planului axial cu suprafaţa topografică.Clasificarea cutelor se face funcţie de poziţia planului axial şi după raportul dintre

flancuri şi forma boltei.

După poziţia planului axial se disting :

Fig. 16. Clasificarea cutelor după poziţia suprafetei axiale :a – drepte; b – aplecate; c – deversate; c – culcate; e – rasturnate.

- cute drepte sau verticale (fig.16 a), la care planul axial este vertical ;- cute aplecate (fig.16 b), cu flancurile înclinate în sensuri opuse, unul din flancuri

având o înclinare mai mare, iar planul axial este înclinat ;- cute deversate (fig.16 c), la care unul din flancuri este normal, iar celalalt invers ;- cute culcate (fig.16 d), la care planul axial are o poziţie orizontală sau aproape

orizontală ;- cute rasturnate (fig.16 e), la care planul axial formează un unghi mai mare de 90

grade.Funcţie de raportul dintre flancuri se disting :- cute nomale (fig.17 a) la care anticlinalele prezintă înclinări divergente ale

flancurilor, iar sinclinalele înclinari convergente ;- cute izoclinale (fig.17 b) la care flancurile sunt paralele ;- cute în evantai (fig.17 c) la care partea mijlocie a flancurilor prezintă înclinari

convergente la anticlinale şi divergente la sinclinale.

Fig. 17. Clasificarea cutelor după raportul dintre flancuri :a – normale ; b – izoclinale ; c – în evantai.

Dupa forma boltei se disting :- cute largi (fig.18 a), la care bolta prezintă o curbură largă ;- cute strânse (fig.18 b), la care unghiul format de cele doua flancuri este mai mic

de 90 grade ;- cute în formă de cufar fig.18 c), la care bolta este orizontală;

cute tectiforme (fig.18 d), la care bolţile sunt relativ ascuţite. Cutele-falii (fig.19) sunt cute deversate, la care flancul invers se subţiază treptat

până la dispariţie. În cazul când laminarea aste totală, în locul flancului invers apare o suprafaţa de ruptură, de-a lungul căreia vin în contact flancurile normale a celor două cute alăturate.

Fig. 18. clasificarea cutelor Fig. 19. Cuta-falie După forma boltei : a – largi; b – strânse; c – în formă de cufăr

d - tectiformePânzele sunt suprapuneri de mari proporţii ale unor mase de roci vechi, cutate,

peste mase de roci mai noi. Pachetul de strate mai noi reprezintă elementul care a rămas pe loc şi din această cauză se numeşte autohton, iar pachetul de strate mai vechi este cel care a suferit o deplasare şi se numeşte alohton sau panză.

Se disting două feluri de pânze : pânze de acoperire şi pânze de şariaj.Panzele de acoperire rezultă dintr-o cută deversată sau culcată, mult exagerată

(fig.21).

Fig. 21. Pânza de acoperire.

Pânzele de şariaj sunt mase de roci ce au fost deplasate pe distanţe considerabile de-a lungul unei suprafeţe de ruptură, peste alte roci mai noi. La o pânză de şariaj se disting următoarele elemnte (fig.22) ;

- suprafaţa de şariaj – suprafaţa pe care s-a realizat şariajul (transportul pânzei);- peticele de acoperire – porţiuni din corpul pânzei ramase izolate prin eroziune pe

autohton ;- ferestrele tectonice – deschideri cu contur închis facute de eroziune în corpul

panzei, prin care apare la zi autohtonul.

Fig. 22. Pânza de şariaj

Fig. 23. Diapire vazute în plan vertical :a – profunde; b – atenuate; c – exagerate; d – revărsate.

Când nu are contur închis, forma rezultată se numeşte semifereastră.Cutele diapire sunt cute cu caracter particular, care se formează atunci când

sâmburele constituit din roci plastice (sare, gips, argilă) bolteşte sau strapunge stratele acoperitoare. Cutele diapire se formează datorită presiunii litostatice şi plasticităţii sării ; iniţial, sarea se găseşte intersratificată între roci sedimentare, însa datorită presiunii exercitate de stratele acoperitoare cu densitate mai mare, sarea a luat formă lenticulară şi s-a ridicat spre suprafaţă, strapungând stratele acoperitoare.

După gradul de străpungere al sâmburelui de sare se disting :- diapire profunde sau criptodiapire (fig.23 a), la care sâmburele de sare se găseşte

la adâncime boltind stratele ;- diapire atenuate (fig.23 b), la care sarea strapunge o parte din stratele acoperitoare

fără să iasă la suprafaţă;- diapire deschise sau exagerate (fig.23 c), la care nucleul de sare strapunge întraga

stiva de strate acoperitoare, ajungând la suprafaţă;- diapire revărsate (fig.23 d), la care sâmburele de sare ajuns la suprafaţă se revarsă

peste depozitele sedimentare ale unui flanc.Strate concordante şi discordante. Vârsta cutelor.Cunoaşterea momentului când s-a produs cutarea unei regiuni prezintă o

deosebită importanţă în stabilirea cronologică a evenimentelor geologice care au afectat scoarţa globului tertestru.

În procesul sedimentării, stratele iau naştere printr-o succesiune continuă de jos în sus. În cazul unei succesiuni normale (nerăsturnate), un strat oarecare este mai nou decât stratul pe care stă şi mai vechi decât stratul care îl acoperă.

Când doua formaţiuni geologice de vârstă diferită se găsesc în raporturi de pralelism, indiferent dacă sunt sau nu cutate, formaţiunea superioară stă concordant peste cea inferioară (fig.24 a).

Cănd însa formaţiunea superioară face un unghi faţă de cea inferioară, atunci

acestea sunt în raporturi discordante (fig.24 b). Între două formaţiuni dicordante se constată întotdeuna lipsa unuia sau mai multor termeni stratigrafici, ceea ce presupune existenţa unei lacune stratigrafice. Ea se datoreşte unei exondări cauzată fie de cutarea stratelor, fie de mişcări epirogenice pozitive, timp în care depozitele geologice sunt supuse acţiunii eroziunii, după care, în urma unei trasgresiuni, suprafaţa de eroziune este acoperită de depozite mai noi. O lacună stratigrafică poate fi întâlnită şi într-o succesiune stratigrafică necutată, iar suprafaţa după care se face contactul dintre cele două formaţiuni se numeşte relief înecat sau îngropat (fig.24 c).

În mod curent, vârsta relativă a stratelor se notează cu litere sau cifre, stratului mai vechi dându-i-se prima literă a alfabetului sau prima cifra, stratele urmatoare, din ce în ce mai noi, notându-se cu succesiunea de litere sau cifre în ordine normală. Vârsta cutei se determină aplicând urmatorul principiu : o cutare este întotdeuna mai nouă decât ultimul strat din seria cutată şi este anteioară celui mai vechi strat din seria necutată, care urmează discordant pentru seria de strate cutate. În figura 25, vârsta cutării este post c, ante m.

2.6.2. Dislocaţiile rupturale

Dislocaţiile rupturale se produc atunci când este depăşită limita de plasticitate a rocilor şi reprezintă deformări fizice ca urmare a acţiunii fortelor radiale, reprezentate în principal prin falii şi decroşări.

Fig. 26. Elementele unei falii :A – acoperişul ; C – compartimentul din culcuş; S – săritura faliei descompusă în: Sd

(decroşare); So (saritura orizontală); Sv (saritura verticală).

Faliile sunt dislocaţii rupturale însoşite de o deplasare relativă pe verticală a compartimentelor formate. La o falie se deosebesc următoarele elemente (fig.26) :

- planul faliei P – planul după care sunt denivelate compartimentele, iar orientarea sa se realizează precizandu-se direcţia;

Fig. 27. Tipuri de falii în cazul stratelor orizontale :A – vetricală ; b – normală ; c – inversă.

Fig. 28. Tipuri de falii in cazul stratelor inclinate.a – falie normala conforma ; b – falie inversa conforma ; c – falie normala

contrara ; d – falie inversa contrara.

- (unghiul pe care îl face planul de falie cu meridianul locului) şi înclinarea faliei (unghiul făcut de planul faliei cu un plan orizontal) ;

- compartimentele sau blocurile faliei şi anume : compartimentul din acoperiş A, de deasupra planului de falie şi compartimentul din culcuş, de sub planul de falie ;

- săritura sau pasul faliei – distanţa pe care s-a produs denivelarea celor două compartimente.

Faliile ce afectează stratele orizontale pot fi : verticale, normale şi inverse. Când unghiul pe care îl face plnul de falie cu un plan orizontal este de 90 grade, falia este verticală (fig. 27 a) ; când planul de falie face cu planul orizontal un unghi diferit de 90 grade se deosebesc două cazuri : când compartimentul din acoperiş este căzut, falia este normală (fig. 27 b), iar cand compartimentul din culcuş este căzut, falia este inversă (fig 27 c).

În cazul stratelor înclinate, când planul de falie înclina în sensul înclinării stratelor, falia este conformă (fig. 28 a,b), iar când palnul de falie înclina în sens invers înclinarii stratelor, falia este contrară (fig. 28 c,d).

Faţă de direcţia unei cute falii pot fi : longitudinale (când planul de falie este paralel cu planul axial al cutei) ; transversale (când planul de falie este perpendicular pe planul axial al cutei ; oblice sau diagonale (când planul faliei face cu planul axial al cutei un unghi diferit de 90 grade).

Gruparile de falii pot fi analizate în plan vertical şi orizontal.În plan verical pot fi întâlnite urmatoarele asociaţii de falii :- falii în trepte – grupări de falii verticale în care se succede o serie de

compartimante din ce în ce mai coborâte (fig. 29) ; - grabenul – grupări de falii paralele dispuse în trepte în care compartimentul

central este coborât ( fig. 30) ;- horstul – este opus grabenului, compartimentul central este ridicat fiind mărginit

de o parte şi de alta de compartimente coborâte (fig.31În plan orizontal se disting următoarele grupări de falii :- falii paralele – grupări de falii cu aceiaşi direcţie, cu înclinarea în acelasi sens

sau în sensuri diferite (fig. 32) ;- falii in releu – planele de falii se dispun succesiv pe aceiaşi direcţie (fig. 33) ;

Fig. 29. Falii în trepte Fig. 30. Graben. Fig. 31. Horst

Fig. 32. Falii paralele Fig. 33. Falii în releu

Fig.34. Falii în virgaţie: Fig. 35. Decroşare F – falie principala; f – falii secundare.

- falii în virgatie sau în ramificaţie – asociaţii de falii la care planele unor falii secundare se desprind treptat dintr-una principală (fig. 34) ;

Decroşările sunt dislocaţii rupturale în care deplasarea compartimentelor se realizează în plan orizontal (fig. 35). După unghiul dintre planul de ruptură şi direcţia stratelor afectate, decroşările pot fi : longitudinale, transversale, oblice (diagonale).

Cap 3. ELEMENTE DE PELEONTOLOGIE ŞI STRATIGRAFIE

3.1. Generalităţi

În încercarea de a reconstitui etapele evoluţiei părţii superficiale a scoarţei terestre trebuie să se ia în considerare totalitatea fenomenelor ce s-au desfăşurat în trecutul geologic în domeniul litosferei şi a biosferei. Toate aceste date , care se referă la sedimentare, la asociaţia de vieţuitoare, la fenomenele tectonice şi magmatice etc., ordonate în timp (în succesiune cronologică) şi localizate în spaţiu, formează specificul geologiei stratigrafice.

Deoarece partea superficială a scoarţei (acesibilă studiului) este formată în cea mai mare parte din roci sedimentare, a caror floră şi faună poate fi folosită pentru a le preciza vârsta, materialul documentar al geologiei stratigrafice constă din roci şi fosile. Rocile sunt studiate sub aspectul asocierii lor în serii sedimentare, ale căror particularităţi au fost determinate de condiţiile fizico-geografice şi tectonice ale bazinului de sedimentare în care s-au format. Astfel sedimentarea s-a putut realiza fie în mediu continental fie în mediul marin. Sedimentarea continentală a fost şi este conditionată de climă şi relief, factori ce au determinat variatele depozite sedimentare (aluviuni, depozite lacustre, depozite glaciare etc.), caracterizate printr-o compozitie mineralogică proprie, o structură caracteristică şi un conţinut de floră şi faună specifică. Sedimentarea în domeniul marin a fost condiţionată de gradul de salinitate, de regimul hidrologic, de regimul termic, de configuraţia şi de adâncimea bazinelor marine. Un alt factor care controlează sedimentarea este factorul tectonic. Deosebirile de grosime, litologie, abundenţa fosilelor, relaţii geometrice între depozite de aceiaşi

vârsta, dar din bazine de sedimentare diferite, relevă că sedimentarea este determinată şi de condiţiile tectonice ale bazinului. Astfel sedimentarea în zonele stabile geotectonic se caracterizează prin grosimea mică a depozitelor, dispunerea orizontală a stratelor, mare variaţie litologică pe orizontală, în general bogat fosilifere şi cu numeroase lacune stratigrafice. In regiunile geosinclinale, sedimentarea se caracterizează prin grosimea considerabilă a depozitelor, continuitate de sedimentare (întrerupta doar de momentele de paroxism orogenic), monotonie litologică şi o tectonică complicată.

Indicaţii asupra condiţiilor mediului de sedimentare se obţin din studiul florei şi faunei fosile conţinută de seriile de sedimentare. Fauna şi flora planetei noastre a evoluat mereu şi multe din formele de viaţă care au trăit într-o etapă a acestei evoluţii n-au trăit mai târziu, vieţuitoarele trecând necontenit prin forme din ce în ce mai noi, până s-a ajuns la stadiul actual de organizare. De aici s-a formulat şi principiul evoluţiei vieţii : formele de organizare ale vieţii sunt într-o continuă schimbare, trecând de la forme simple la forme complexe ; planul de organizare realizat o dată, nu se mai repeta în decursul timpului. Pe baza acestui principiu se stabileşte vârsta relativă a stratelor ; depozitele care conţin aceeaşi faună s-au format în acelaşi timp, deci sunt de aceeaşi vârstă, şi cu cât fosilele au un plan de organizare mai inferior faţă de cel al formelor actuale, cu atât depozitele respective sunt mai vechi.

Sub numele de fosile sunt incluse toate resturile de organisme reprezentate prin schelete minerale, precum şi unele activităţi vitale ale organismelor. Ele s-au putut păstra datorită procesului de fosilizare, prin care se înţelege totalitatea fenomenelor fizice, chimice şi biologice, care au acţionat asupra organismelor, după moartea lor, până cand au fost aduse în stadiul de fosilă.

Pentru ca organismele să se fosilizeze trebuie să aibă în constituţia lor părţi dure, formate din substanţe minerale şi după moartea lor să fie acoperite de sedimente, pentru a le feri de acţiunea bacterilor sau a agenţilor atmosferici.

Principalele moduri de fosilizare sunt :- consevarea în stare iniţială – resturile de organisme se pot păstra în medii bune

conservante, cum sunt: chihlimbarul, ozocherita, gheaţa fosilă, sarea, silexul, turba; - mineralizarea, cel mai frecvent mod de fosilizare în cazul moluştelor,

echinodermelor, vertebratelor etc. După moartea organismului, partea organică este distrusă, în timp ce partea minerală (cochilia) poroasă, permite infiltrarea apei cu, carbonat de calciu, prin precipitatarea căruia cochilia devine mai compactă. De regulă, prin mineralizare, substanţa chimică primordială a organismelor, mai puţin stabilă, este înlocuită moleculă cu moleculă de o altă substanţă chimică mai stabilă, forma organismului ramânând neschimbată ;

- tipare (mulaje) – cavitatea rămasă dupa distrugerea parţii organice este umplută cu material sedimentar (argilă, marnă, nisip), iar scheletul, de regulă, este dizolvat, astfel ca în sedimente ramâne tiparul (mulajul) intern pe care sunt imprimate caracterele parţii interne. Uneori, fosilele pot lăsa imprimate pe roci caracterele parţilor moi ale organismelor ;

- impresiuni - pe roci sedimentare fine (argile, şisturi argiloase, marne) se pot păstra impresiunile părţilor moi ale organismelor ;

- urme de viaţă – constau în urme de deplasare, de odihnă, imprimate pe unele sedimente.

În stabilirea cronologiei formaţiunilor sedimentare şi corelarea lor, se utilizează fosile caracteristice sau conducatoare. Acestea au fost date de specii ce s-au înlocuit unele pe altele în timp relativ scurt şi care au avut totodată o arie de răspândire mare. Cele mai multe dintre fosilele caracteristice sunt date de foraminifere, trilobiţi, graptoliţi, nautiloidee, amonoidee, unele lamelibranchiate, gasteropode şi vertebrate. Plantele au dat un număr mai mic de fosile caracteristice.

Vârsta dată de fosilele carcteristice este însa relativa ; cunoscând succesiunea florei şi faunei se pot deosebi orizonturile mai noi de cele mai vechi. Cu ajutorul fosilelor s-au stabilit unităţile din scara geocronologica şi fiecărei unităţi îi corespund etajul, adică ansamblul de depozite cu fauna şi flora lor, depuse în timpul respectiv. Etajele se denumesc în general, după localitatea în care se găseşte stratotipul lor ; acesta se alege într-o zonă în care depozitele sunt bine dezvoltate, cu faună bogată şi deschideri bine dezvolttate, bune pentru a putea fi urmarită succesiunea litologică şi paleontologică.

Unitaţile superioare etajelor sunt seriile, cărora în timp le corespund epocile, urmează sistemele, cărora le corespund perioadele şi grupele cărora le corespund erele. 3.2. Clasificarea sistematică a organismelor

Înainte de a trece la descrierea erelor geologice se prezintă clasificarea sistematică a organismelor pentru o mai bună orientare asupra poziţiei pe care o ocupa fosilele cu importanţă stratigrafică, precum şi a poziţiei grupelor de organisme care au contribuit la formarea diferitelor categorii de roci şi a unor substanţe cu importanţă economica.3.2.1. Regnul vegetal

Regnul vegetal cuprinde patru încrengaturi care, la rândul lor, includ mai multe clase, ordine, familii, genuri din care se prezintă numai cele mai importante:

Thallophyta este încrengatura cu cele mai inferioare plante, al caror aparat vegetativ este format dintr-o celulă sau dintr-un aglomerat de celule.

Pigmentul clorofilian, care le dă culoare verde, poate fi mascat de alt pigment. Exemple : bacteriile, diatomeele, algele verzi, algele roşii, algele brune.

Bryophyta este încrengatura din care fac parte plantele verzi cu tulpină, frunze si organe de înmulţire primitive ; nu au radăcini şi nici vase conducatoare.

Pteridophytele (criptogramele vasculare) sunt plante cu organizare superioară, având aparatul vegetativ diferenţiat în rădăcină, tulpină şi frunze şi au un sistem de vase conducatoare. Se înmulţesc prin spori.Exemple : psilophytalele, lycopodialele, sphenophytalele, filicophytalele (ferigi),

Fanerogamele, gimnorpermele, angiospermele (monocotiledonate şi dicotiledonate).3.2.2. Regnul animal

Regnul animal se subdivide în doua subregnuri : protozoare şi metazoare, care, la rândul lor, includ mai multe încrengaturi, clase, subcalase, ordine, familii şi genuri.3.2.2.1. Subregnul protozoare

Subregnul protozoare include organisme unicelulare formate din protoplasma, protejata sau nu de un înveliş mineral calcaros sau silicios ( importanţa stratigrafică deosebită prezintă încrengatura Rizoflagellata şi din aceasta foraminiferele).

Repartiţia geologică a principalelor grupe de organisme este prezentată în tabelul de mai sus.

3.2.2.2. Subregnul metazoare

Subregnul metazoare include animale pluricelulare cu celule diferenţiate.Exemple : spongierii, celenteratele (polipul şi meduza), viermii, briozoarele, brachiopodele, molustele, artropodele, echinodermele, stomocordatele şi vetebratele.3.3. Caracterizarea erelor geologice3.3.1. Erele precambriene (4,6 mld. ani – 545 mil.ani)

Precambrianul reprezintă intervalul de timp din istoria scoarţei globului terestru de la formarea acestuia şi până la apariţia primei asociaţii de faună (trilobiţii). Cuprinde două ere şi anume : era arhaică şi era proterozoică sau algonkiana.

Era Arhaica cuprinde intervalul de timp care a aprărut de la formarea unei cruste continui la suprafaţa globului şi pânâ la apariţia urmelor de materie organică. În era arhaică, mişcările orogenice au dat naştere catenelor laurenţiene (Canada de est) care ulterior au fost erodate şi nivelate. Formaţiuni arhaice sunt cunoscute în Scutul Baltic şi în Scutul Canadian.

Era Proterozoica (algonkiana) cuprinde formaţiuni mai puţin metamorfozate în care se găsesc urme organice sigure : radiolari, spongieri, cochilii de brachiopode şi urme de târâre, probabil viermi. În cursul acestei ere, mişcările orogenice au dat naştere mai multor catene muntoase cun sunt catenele huroniene (Canada), care ulterior au fost erodate. Formaţiunile proterozoice sunt în principal răspândite ăn aceleaşi regiuni ca si cele arhaice.

3.3.2. Era Paleozoică (545 mil. Ani – 251 mil. ani)În depozitele sedimentare atribuite paleozoicului se pastrează urmele unei vieţi

proprii foarte vechi, ce a dispărut în mare parte spre sfârşitul acestei ere. Era paleozoică începe odată cu apariţia trilobiţilor şi durează până la dispariţia acestora, precum şi a graptoliţilor, acoperind un interval de timp de circa 290 milioane de ani. Pe baza criteriilor paleontologice şi stratigrafice în cadrul erei paleozoice s-au separat şase perioade : Cambrian, Ordovician, Silurian, Devonian, Carbonifer şi Permian.

Perioada Cambriană, al cărui nume vine de la ţinutul Ţarii Galilor din sud-vestul Angliei cunoscut în vremea romanilor sub numele de Cambria. Curpinde o floră slab dezvoltată, iar fauna este reprezentată numai de nevertebrate (brachiopode, moluşte şi artropode).

Formaţiunile sedimentare cuprind şisturi negre, calcare, gresii, nisipuri, argile albastre şi se semnalează primele depozite de precipitaţie : anhidrit, sare gemă.

Perioada Ordoviciană este caracterizată printr-o importantă dezvoltare a vieţii, noi clase şi ordine se adaugă la cele existente în cambrian. Denumirea perioadei vine de la Ordovici, popor celtic este ce trăia în antichitate în Ţara Galilor şi limita inferioară a perioadei este dată de prima apariţie a conodontului Iapegnatus fluctifagus, iar delimitarea faţă de silurian este dată de apariţia graptoliţilor monoprinoizi.

Flora cuprinde alge albastre, alge verzi, iar fauna cuprinde aproape toate nevertebratele (celenterate, brachiopode, moluşte, artropode – trilobiţi, echinoderme, graptoliţi).

Depozitele sedimentare includ formaţiuni marine (gresii, calcare, şisturi argiloase negre), formaţiuni lagunare (marne bituminoase) şi formaţiuni continentale dar de importanţă redusă.

Perioada Siluriana îşi datorează denumirea populaţiei celtice silurii, care în antichitate trăiau în Ţara Galilor şi începe odată cu apariţia graptoliţilor.

Flora, în această perioadă, este reprezentată prin alge calcaroase şi se semnalează apariţia celor mai vechi plante vasculare, psilophytalele.

Fauna de nevertebrate ( celenterate, brachiopode, moluste, artropode – trilobiţii ating maximul de dezvoltare, echinoderme, stomocordatele – graptoliţi) se completează cu câteva noi ordine, iar în cadrul cordatelor apare prima clasa de vertebrate : agnata, reprezentată prin peşti cu plăci în regiunea cefalică.

Formaţiunile sedimentare cele mai răspândite în silurian sunt formaţiunile marine : nisipuri, conglomerate, calcare organogene, şisturi argiloase, iar formaţiunile continentale şi cele lagunare au o importanţă redusă.

Perioada Devoniană. Numele perioadei vine de la ţinutul Devonshire din sud-vestul Angliei, unde sistemul devonian a fost separat pentru prima dată. Limita inferioară a devonianului se trasează în baza biozonei cu Monograptus uniformis, iar limita superioară este dată de prima apariţie a conodontului Siphonodella sulcata.

Flora realizează în această perioadă un sensibil progres prin marea dezvoltare a plantelor terestre reprezentate prin psilolophytale şi în devonianul superior prin filicale, lycopodiale şi articulate (plante arborescente cu înălţimi de 20-30 m).

Fauna este alcatuită în primul rând din reprezentantii claselor existente în silurian (celenterate, brachiopode, moluşte, artropode, echinoderme). Se remarcă totodată dispariţia graptoliţilor, cu excepţia dendroizilor. Vertebratele sunt reprezentate în

continuare de peşti placodermi. În devonianul superior s-au găsit primele resturi de amfibieni Ichtyostega.

În devonian se individualizează un domeniu larg de sedimentare continentală alaturi de cel marin. Formaţiunile continentale sunt reprezentate printr-un complex detritic alcătuit din gresii şi conglomerate de culoare roşie în general-oldredsandstone. Formaţiunile lagunare, reprezentate prin marne cu gipsuri, sunt mai rar întalnite. Formaţiunile marine sunt relativ frecvente : conglomerate, gresii, calcare adesea recifale, şisturi şi marne.

Perioada Carboniferă. Denumirea scoate în evidenţă faptul că în această perioadă depozitele sunt foarte bogate în zăcaminte de cărbuni. Limita inferioară a carboniferului se trasează sub apariţia conodontului Siphonodella sulcata, iar cea superioară este dată de prima apariţie a conodontului Strepthognathodus isolatus.

Flora continentală cunoaşte o deosebită expansiune. Predomină pterisophytele şi filicale (ferigi), la care se adaugă fenerogame gimnosperme, ce au dat importantele zăcăminte de cărbuni. La sfârşitul carboniferului îşi fac apariţia gimnospermele mai evoluate cum sunt cordaitalele şi coniferele.

Fauna cuprine unele grupe la care se observă semne pronunţate de declin (trilobiţi, tabulate, nutiloidee), alte grupe sunt din contră, în plină dezvoltare, protozoare, celenterate, brachiopode, moluşte, artropode, echinoderme). Amfibienii sunt din ce în ce mai numeroşi (ordinul Stegocephali), având craniul acoperit cu oase dermice şi vertebre cu diferite grade de osificare. Catre finele carboniferului apar primele reptile.

Formaţiunile sedimentare includ depozite continentale formate din roci detritice (conglomerate, gresii), altele organogene (calcare cu fusuline, brachiopode, crinoide etc.).

Perioada Permiană. Numele acestei perioade vine de la tinutul Perm de pe versantul vestic al Munţilor Ural în care a fost separat şi studiat pentru prima dată sistemul permian. Limita inferioară se trasează sub primele strate în care apare prima dată conodontul Streptonathodus isolatus, iar partea superioară este dată de prima apariţie a conodontului Hindeodus parvus.

Flora, aseamanatoare cu cea din carbonifer, este reprezentată în special prin articulate, lycopodiale şi pteridosperme. În permianul superior se înmulţesc coniferele.

Fauna este reprezentată prin: protozoare, brachiopode, moluşte, artropode (trilobiţi puţini la numar), echinoderme, vertebrate (peşti cartilaginoşi şi osoşi, amfibieni de talie mare, reptilele înregistraza o dezvoltare din ce în ce mai mare, dar sunt reprezentate înca prin forme primitive).

Depozitele sedimentare includ formaţiuni marine şi în special de mică adâncime (calcare organogene şi calcare recifale) pe lângă care mai sunt cunoscute conglomerate, gresii, sare gemă, săruri de potasiu şi magneziu, iar formaţiunile continentale sunt raprezentate prin şisturi cu impresiuni de plante, depozite glaciare şi depozite de desert.

În timpul erei paleozoice s-au produs numeroase şi puternice mişcări ale scoarţei terestre care au avut ca rezultat importante modificari ale configuraţiei uscatului. Mişcările orogenice şi epirogenice s-au manifestat cu intensităţi diferite în cursul celor şase perioade ale paleozoicului şi în locuri diferite. Astfel, cambrianul se caracterizează printr-o perioada de relativ calm, cu excepţia unor mişcări orogenice în Siberia. În

ordovician însă s-au manifestat fenomene orogenice puternice (orogeneza caledoniana), care au continuat până la sfârşitul perioadei siluriene şi au dat naştere unor lanţuri muntoase (munţii Caledoniei), iar aria de raspândire cuprindea Scandinavia şi partea de nord a Angliei. În urma orogenezei caledoniene are loc prima mărire a arilor continentale, după care urmează o nouă perioadă de calm, care caracterizează devonianul.

Catre sfârşitul paleozoicului (carbonifer-permian) are loc orogeneza hercinică, care a dat importante catene muntoase. Deşi aceşti munţi au fost supuşi în urmatoarele ere geologice unei accentuate peneplenizări, urmele lor s-au păstrat pe mari suprafeţe în toate continentele. În Europa munţii formaţi în timpul orogenezei hercinice se întind începând din Spania prin Masivul Central Francez, Germania, Polonia, până în ţara noastră în Dobrogea. Se mai formează Munţii Ural, iar pe marginea Scutului Canadian se individualizează marea catenă a Appalaşilor. Orogeneza hercinică determină o a doua şi importanta mărire a suprafeţei uscatului şi totodată au loc importante schimbări în relaţiile dintre marile arii continentale.

În urma celor doua orogeneze paleozoice în emisfera nordică se formează o arie continentală continuă Laurasia, iar în emisfera sudică există o întinsa arie consolidată şi unitară Gondwana. Între cele două mari arii continentale, regiunile geosinclinale formează două zone : zona circumpacifică şi zona Thethysului. În cadrul astfel conturat, se vor desfăşura sedimentarea şi tectogeneza în mezozoic.3.3.3. Era Mezozoică (251 mil. ani – 65 mil. ani)

Era mezozoică include formaţiuni cu caractere paleontologice şi stratigrafice bine individualizate şi începe odată cu dispariţia principalelor grupe de vieţuitoare de tip paleozoic : trilobiţi, tetracorali etc. şi apariţia hexacoralilor, cefalopodelor de tip mezozoic, precum şi a reptilelor gigantice. Deoarece în acest interval a avut loc şi un important salt al florei, prin apariţia unor plante superioare cum sunt fanerogamele gimnosperme şi angiospermele monocotiledonate (palmieri) şi dicotiledonate (stejari, castani etc.), era mezozoică se mai numeşte şi mezofitica. Durata absolută a erei mezozoice este apreciată la 186 milioane de ani şi se încheie odată cu dispariţia amonoideelor şi a mai multor ordine de reptile.

Pe baza discordanţelor şi transgresiunilor puse în evidenţă, însotite de schimbări paleogeografice şi de modificări ale asociaţilor floristice şi faunistice, era mezozoică a fost împărţită în trei perioade : triasic, jurasic şi cretacic.

Perioada Triasică. Denumirea dată acestei perioade exprimă faptul că în Germania, unde aceste depozite au fost separate pentru prima data, ele sunt alcătuite din trei unităţi litologice cu caractere distincte. Limita inferioară a triasicului se trasează sub prima apariţie a conodontului Hindeodus parvus, iar limita superioară este dată de prima apariţie a ammonitului Psiloceras planorbis.

Flora triasică este caracterizată de rolul primordial pe care îl au gimnospermele şi mai ales coniferele de genul mai frecvent Woltzia, în timp ce criptogamele vasculare sunt în regres. În flora marină un rol important îl au algele calcaroase cu două genuri mai frecvente : Diplopora şi Gyroporella.

Fauna este reprezentată prin : celenterate (hexacoralieri) , brachiopode, moluşte, gasteropode, artropode, echinoderme, peşti (cu schelet intern), amfibieni (stegocephali

de talie mare, dar care dispar la sfarşitul triasicului), reptile (apar noi ordine – ichtyosurienii, crocodilienii, dinosaurienii, rhynocephalienii) şi primele mamifere.

Triasicul este dezvoltat sub două tipuri : tipul german în care predomină formaţiunile detritice continentale, formaţiunile marine fiind rare şi tipul alpin, în care predomină formatiunile marine (calcare şi dolomite) şi cu totul subordonat cele lagunare. Formaţiunile continentale sunt reprezentate printr-un complex detritic predoninant roşu, cele lagunare includ marne cu intercalaţii de gips, sare şi săruri de potasiu şi magneziu, iar în cadrul formaţiunilor marine predomină calcare cu ceratiţi şi lamelibranchiate. Triasicul german este întâlnit în Anglia, Franţa, nordul şi centrul Germaniei, Polonia, în timp ce triasicul alpin are dezvoltarea cea mai mare în Alpii Orientali.

Perioada Jurasică. Denumirea celei de-a doua perioade a mezozoicului vine de la Munţii Jura din Franţa şi Elvetia, care în cea mai mare parte sunt constituiţi din depozite de aceeaşi vârstă. Se consideră ca bază a jurasicului depozitele în care are loc o importantă schimbare a faunei de amonoidee, iar limita superioară se trasează sub biozona cu amoniţii Berriasiella boissieri şi Berriasella jacobi.

Flora jurasică continentală cuprinde în general tot gimnosperme cu genuri noi de conifere.

Fauna este reprezentată de : foraminifere de talie mică, radiolari, spongieri, celenterate, brachiopode, moluşte, belemniţi, lamelibranchiate, echinoderme. Vertebratele curpind : peşti (în majoritate osoşi), reptile (marine, terestre şi adaptate la zbor), păsări (apare prima pasăre Archaehopteryx), mamifere.

Formaţiunile jurasicului prezintă o litologie variată şi includ formaţiuni marine, formate din roci detritice (conglomerate, brecii, gresii), roci organogene (calcare recifale şi calcare cu moluşte, brachiopode etc.), precum şi formaţiuni de precipitaţie fizico-chimică (calcare oolitice). Pentru formaţiunile continentale este carcteristică prezenţa intercalţiilor de cărbuni.În ansamblu, jurasicul inferior (liasic) este marnocalcaros, jurasicul mediu (dogger) este calcaros şi uneori feruginos, iar jurasicul superior (malm) include calcare albe masive.

Perioada Cretacică. Denumirea perioadei vine de la faptul că partea sa superioară este carcterizată de depozite de cretă. Limita inferioară este dată de baza biozonei cu Berriasella grandis şi Berriasella jacobi, iar cea superioară coincide cu prima apariţie a foraminiferului Parvularugoglobigerina eugubina.

Flora, în cretacicul inferior, este alcătuită în cea mai mare parte din gimnosperme, iar în cretacicul superior are loc o importantă schimbare, prin apariţia plantelor cu samânţa închisă în fruct – angiosperme.

Fauna este reprezentată prin: foraminifere de talie mare şi mică, celenterate, brachiopode, moluşte (amoniţi şi belemniţi care dispar la sfârşitul perioadei), gasteropode, lamelibranchiate, echinoderme, reptile (dinozaurieni), păsări şi mamifere (slab reprezentate).

Depozitele sedimentare ce caracterizează cretacicul inferior sunt constituite din conglomerate şi gresii, calcare organogene recifale şi marnocalcare. Cretacicul superior include calcare, marne, cretă şi formaţiuni continentale constiutuite din argile şi nisipuri cu resturi fosile.

În era mezozoică, continuă să se distingă cele doua mari unităţi tectonice : ariile geosinclinale şi ariile continentale. Ariile geosinclinale se dispun pe cele două direcţii principale cunoscute în paleozoic : o direcţie neridiană a sinclinalului circumpacific şi o direcţie geosinclinală alpino-himalaiană. În mezozoic mişcările orogenice duc în regiunea circumpacifică la consolidarea catenelor muntoase din America de Nord şi a celor din Asia de Est, în timp ce în regiunea alpino-himalaiană aceste mişcări se fac simţite la sfârşitul erei şi se vor desfăşura cu toată amploarea în neozoic.

Cele două regiuni exondate – Lurasia în emisfera nordică şi Gondwana în emisfera sudică, existente la sfârşitul paleozoicului, vor continua şi în neozoic o evoluţie independentă. Astfel, Laurasia în triasic îşi menţine unitatea, în jurasic se fragmentează în câteva regiuni exondate: regiunea nordatlantică, regiunea baltică şi regiunea siberiană, iar în cretacic regiunea siberiană se uneşte cu cea baltică formând vasta regiune eurasiatică, în timp ce regiunea nord atlantică este fragmentată în doua sectoare. În felul acesta, la sfârşitul mezozoicului în emisfera nordică se schiţează câteva regiuni exondate (regiunea canadiană, Groenlanda, Eurasia) care sunt nucleele continentelor actuale.

În emisfera sudică, în decursul triasicului, Gondwana se separa în două mari regiuni: regiunea africano-braziliană şi regiunea australiană-malgaşă. În jurasic se schiţeaza tendinţa de izolare a Austrasliei, iar în cretacic Africa se izoleaza de America de Sud şi Madagascarul se separă definitiv de Africa. S-au conturat asfel în emisfera sudică regiunile continentale actuale.3.3.4. Era Neozoică

Ultima era geologică în evoluţia scoarţei terestre, era neozoică (cainozoică sau terţiară) reprezintă intervalul de timp şi depozitele care s-au format de la dispariţia amoniţilor, belemniţilor, inoceramilor şi a reptilelor gigantice până în prezent. În raport cu celelalte ere, durata neozoicului este foarte scurtă, circa 65 milioane de ani. Eră neozoică se subdivide în trei perioade: paleogen, neogen şi cuaternar.

Perioada Paleogenă. Faptul că fauna acestui interval are caractere mai vechi decât cea din a doua parte a erei neozoice, se reflectă în numele dat perioadei. Se mai numeşte şi perioada numulitică deoarece Nummulitidele, foraminifere de talie mare, sunt larg răspândite în aceste depozite. Limita inferioară se trasează la prima apariţie a foraminiferului Parvularugoglobigerina eugubina, iar trasarea limitei superioare este în baza biozonei cu Globigerinoides primordius.

Flora continentală se caracterizează prin predominarea angiospermelor şi se diferenţiază în două asociaţii : una de climat temperat, alcătuit mai ales din arbori cu frunze căzătoare şi cea de-a doua asociaţie de climat subtropical, cu arbori cu frunze persistente.

Fauna este compusă din : foraminifere, moluşte, echinoderme, peşti, mamifere ( apar primele primate).

În depozitele paleogene, formaţiunile continentale includ calcare de apă dulce şi argile vărgate, formaţiuni lagunare reprezentate prin evaporite, gips, sare gemă, săruri de potasiu şi magneziu, iar formaţiunile marine care predomină cuprind calcare cu nummuliţi, lamelibranchiate, alveoline etc, conglomerate, gresii, marne şi argile.

Perioada Neogenă. Termenul de neogen exprimă faptul că atât flora cât şi fauna prezintă trăsături tot mai apropiate de viaţa de astăzi şi totodată din ce în ce mai diferită

de cea din paleogen. Limita inferioară este dată de prima apariţie a foraminiferului Globigerinoides primordius, iar limita superioară este trasată în baza biozonei cu Globigerinoides fistulosus – Globorotalia tosaensis.

Flora continentala este alcatuita in cea mai mare parte din arbori cu frunze cazatoare si din conifere. Din flora marina se mentioneaza algele calcaroase si diatomeele.

Fauna marină este formată în special din foraminifere, lamelibanchiate, gasteropode, echinide, briozoare, ostracode.

Între mamifere un loc important îl ocupă : paricopitate (girafe, bovide, antilope etc.), primate, genurile Mastodan borsoni şi Dinotherium giganteum.

În neogen se constată o reducere a teritoriilor cu formaţiuni marinecare sunt reprezentate prin: conglomerate slab cimentate, gresii, calcare oolitice, calcare recifale. Formaţiunile lagunare sunt foarte răspândite: marne cu intercalaţii de anhidrit, lentile de sare, gips. Formaţiunile continentale includ : nisipuri şi pietrişuri şi în unele locuri depozite de tufuri calcaroase şi travertin.

Fig.37. Distribuţia ariilor continentale şi oceanice :a – în urmă cu 200 mil. ani ; b – în urmă cu 135 mil. ani; c – în urmă cu 65 mil. ani; d –

actuală. O evoluţie asemănătoare este recunoscută şi în regiunile geosinclinale din continentul

american. La începutul neozoicului, în paleogen, se menţin regiunile continentale cunoscute la sfârşitul cretacicului şi anume : în emisfera nordică – Continentul Americii

de Nord şi Eurasia, iar în emisfera sudică, continentul Americii de Sud, al Africii şi Australiei. Regiunea indo-malgaşă se fragmentează în paleogen, devenind o punte

insulară. În neogen, între America de Nord şi America de Sud se stabileşte o legatură prin regiunea Americii Centrale, astfel ca la sfarşitul perioadei, configuraţia

continentelor era în linii generale conturată (fig. 37).

SCARA TIMPULUI GEOLOGIC

Scara timpului geologic sintetizeaza cronologica geologica prin ierarhizarea in functie de varsta lor a rocilor din alcatuirea scoartei terestre.

Deoarece nicaieri in lume nu exista o succesiune neintrerupta a rocilor, de la cele mai vechi la cele mai noi, imaginea cronologiei Pamantului, mai precis a scoartei terestre, s-a constituit, in mod sintetic, prin asamblarea teoretica a unor secvente litologice, disparate geografic, a caror pozitie in cadrul geocronologic global a fost stabilita in mod relativ (unele fata de altele, in termeni “mai vechi” sau “mai noi”), utilizand, pe de o parte, raporturile de superpozitie stratigrafica intre secventele adiacente, pe de alta parte, continutul paleontologic al stratelor sedimentare care reflecta fenomenul ireversibil al evolutiei biologice.

Reprezentarea sintetica a timpului geologic s-a constituit treptat, fara a se urmari un plan anume, incepand cu mijlocul secolului al 18-lea, cand s-au conturat primele incercari de ierarhizare cronologica a corpurilor litologice ce compun scoarta terestra.

La un secol dupa ce Nicolaus Steno afirmase principiul superpozitiei si remarcase ca ardeziile din Muntii Apenini, lipsite de fosile, sunt mai vechi decat gresiile si marnele fosilifere, italianul Giovanni Arduino (1714-1795) si germanul Johann Lehman (1719-1767) au elaborat, in mod separat, aproape concomitent, sisteme de clasificare stratigrafica a rocilor din Nordul Italiei, respectiv din Vestul Germaniei pornind de la principalele caractere litologice si de la raporturile de superpozitie dintre categoriile distincte de roci (fig 3.1.)

Fig. 3.1. Regiunile Europei in care s-au desfasurat primele cercetari geologice-stratigrafice vizand cunoastera vechimii Pamantului si a cronologiei geologice

Astfel, Arduino recunostea patru categorii de “munti”, in functie de natura si vechimea lor:1. Munti primari, formati din roci nefosilifere, ce includ zacaminte metalifere; 2. Munti secundari, constituiti din roci stratificate, bine cimentate, fosilifere, lipsite de zacaminte metalifere; 3. Munti tertiari, mai scunzi, alcatuiti din roci fosilifere, slab cimentate sau mobile: pietrisuri, nisipuri, argile si roci vulcanice asociate; 4. Aluvium, reprezentat prin cele mai noi depozite, formate din produsele de eroziune ale celor trei categorii anterioare.

Clasificarea lui Lehman este asemanatoare clasificarii lui Arduino, incluzand insa doar trei grupe de “munti”: 1. Munti primari, compusi din roci cristaline, fara fosile, in general nestratificate; 2. Munti (secundari) formati din roci stratificate, fosiliferi; 3. Munti (tertiari) alcatuiti din material neconsolidat, rezultat in urma unor “potopuri” si din roci vulcanice.

Aceste prime incercari de clasificare stratigrafica a rocilor de la suprafata scoartei, in pofida caracterului lor superficial si empiric, au reprezentat inceputul descifrarii diviziunilor majore ale scarii timpului geologic, fundamentand totodata conceptul de varsta relativa in dotarea stratigrafica. Desi cu acceptiuni substantial modificate fata de sensul lor originar, denumirile de “primar” si “secundar” au fost folosite pana la inceputul secolului XX, ca sinonime ale Erelor Paleozic si Mezozoic, in timp ce “tertiarul” din clasificarea lui Arduino continua sa fie utilizat si in prezent, pentu desemnarea unitara a primelor doua serii ale Erei Cenozoice, Paleogenul si Neogenul.

Preocuparea pentru stabilirea ierarhiei cronologice a secventelor litologice locale s-a dezvoltat in decursul secolelor 19 si 20, extinzandu-se treptat si in afara Europei-

teritoriul unde s-a desfasurat primele asemenea incercari. Drept urmare a cercetarilor stratigrafice, secventele locale au fost fost grupate in unitati stratigrafice, definite prin caracterele litologice, paleontologice, prin varsta lor relativa sau pe baza altor proprietati.

Reuniunile internationale ale stratigrafilor (prima dintre acestea a avut loc la Paris in anul 1878) au dezbatut etalonarea timpului geologic prin “secvente”-standard”

Fig. 3.2. Localizarea stratotipurilor internationale si autorii lor

reprezentand succesiuni de strate care indiferent de situarea lor geografica ilustreaza cel mai bine diferitele intervale ale istoriei geologice, fiind desemnate, ca atare, drept succesiuni de referinta stratigrafica sau secvente stratotipice (fig 3.2.).

Scara timpului geologic rezultata din juxtapunerea “secventelor-standard” disparate, de la cele mai vechi la cele mai noi, este o scara cronostratigrafica (numita abreviat cronostratica).

O importanta majora in elaborarea acestei scari o prezinta definirea prin indicatori cronologici-cei mai reputati fiind fosilele- a limitelor dintre unitatile cronostratigrafice adiacente. Dezvoltarea metodei radiometrice de datare a rocilor a permis calibrarea in ani a limitelor dintre unitatile cronostratigrafice, scarii cronostratice fiindu-i astfel alaturata scara cronometrica. Pe langa importanta sa generala, scara cronometrica are una speciala: cunoasterea mai exacta a cronologiei Precambrianului, in care, spre deosebire de Fanerozoic (diviziunea “vietii evidente”, in care fosilele sunt in

mod comun intalnite), raritatea resturilor organice impiedica ierarhizarea corpurilor litologice pe baza continutului paleontologic.

In tabelul 3.1 este prezentata scara timpului geologic, care a fost realizata progresiv, prin conventie internationala. Atat componenta cronostratica (in privinta definirii limitelor paleontologice dintre diviziunile sale), cat si cea cronometrica sunt perfectibile, susceptibile de a suferi modificari, in functie de precizarile si clarificarile pe care cercetarile viitoare le vor aduce. Diviziunile si subdiviziunile scarii timpului geologic au valoare cronologica egala pe intreaga suprafata a Pamantului, indiferent de compozitia particulara a secventelor stratigrafice in diferite regiuni sau de absenta in unele locuri a depozitelor corespunzatoare unor anumite intervale de timp.

Importanta scarii timpului geologic este fundamentala pentru Geologie, oferind ata domeniilor cu caracter mai pronuntat teoretic, cat si celor direct aplicative, ale Geologiei economice, reperele cronologice necesare. Este usor de inteles ca reconstituirea istoriei geologice, o istorie a evenimentelor complexe, de natura fizica, chimica, biologica, strans corelate in desfasurarea lor, ar fi imposibila fara sistemul de referinta geocronologica, pe care il reprezinta scara timpului geologic.

Datarea absoluta

Cunoasterea varstei corpurilor litologice in maniera cantitativa, exprimata numeric in ani terestri este realizata printr-o serie de metode incluse generic sub numele de “datare absoluta”. Prin “datarea absoluta” poate fi de asemenea stabilita durata fenomenelor deductibile din studiul rocilor, precum si viteza sau ritmul desfasurarii proceselor geologice.

Unele dintre aceste metode sunt aplicabile doar in cazul unor fenomene episodice, cu desfasurare continua, ciclica, marcate prin repere cu semnificatie cronologica anuala sau diurna, aplicabilitatea acestor metode incetand odata cu intreruperea proceselor generatoare. Asa sunt metoda varvelor, metoda dendrocronologica, metoda striurilor de crestere la schelele calcaroase ale unor organisme (coralii, de ex.) ; aceste metode pot fi grupate sub numele de “metode de datare absoluta cu aplicabilitate geocronologica restransa”.

Singura dintre metodele de datare numerica utilizabila pe intreg spectrul varstelor geologice, de la cele mai vechi la cele mai recente, este metoda radiometrica, bazata pe fenomenul dezintegrarii radioactive. Exceptionala importanta practica a metodei radiometrice a determinat perfectionarea continua a echipamentelor de masurare si a procedurilor analitice vizand reducerea erorilor, in jurul acestei metode constituindu-se un domeniu distinct al Stratigrafiei, Radiocronologia sau Cronologia izotopica.

Atomi si izotopi

Nucleul unui atom este compus din protoni (particple cu sarcina pozitiva) si neutroni (particole neutre). Numarul de protoni defineste numarul atomic al unui element si determina proprietatile sale. Orice schimbare a numarului de protoni si deci, a numarului atomic, formeaza un nou element cu o structura atomica diferita si cu alte proprietati fizice si chimice (fig 5.23).

Numarul insumat al protonilor si neutronilor dintr-un atom reda masa atomica. Carbonul, de exemplu, are numarul atomic 6 si trei mase atomice: 12, 13 si 14, in functie de numarul de neutroni prezenti. Aceste forme variabile ale aceluiasi element sunt numite izotopi. Majoritatea izotopilor, ca de exemplu, carbonul 12, 13 , sunt stabili, altii insa, precum carbonul 14 sunt instabili. Izotopii instabili sunt radioactivi, rata lor de dezintegrare fiind masurata in scopul determinarii varstelor absolute.

Metoda radiometrica

Prin fenomenul dezintegrarii radioactive un element sau izotop instabil trece, in mod continuu, cu viteza constanta, intr-un element stabil, numitelement radiogen sau derivat. Fenomenul dezintegrarii radioactive este ireversibil, astfel incat cunoscand prin masuratori raportul cantitativ existent la un moment dat intr-o roca sau intr-un mineral intre elementul radioactiv si cel radiogen, poate fi calculat timpul scurs de la inceputul dezintegrarii. Ecuatia generala de calcul a varstelor radiometrice este:

+

λ=

S

D1log

1t n , in care D reprezinta numarul de atomi radiogen sau derivati, la

momentult, S numarul de atomi radioactivi sau sursa; λ este constanta de dezintegrare, cu valoare diferita pentru fiecare element radioactiv, de exemplu, pentru uraniu 238 are valoarea de 0,693.

Raportul D/S se masoara prin spectometrie de masa in cadrul laboratoarelor specializate de geocronologie. Varstele se calculeaza in functie de perioada de injumatatire (T) care este constanta si determinata pentru fiecare element radioactiv in parte. Perioada de injumatatire varieaza pentru elementele radioactive intre mai putin de o miliardime de secunda si 50 miliarde de ani.

Dezintegrarea radioactiva are loc in trei moduri:1. Prin emisie de particole α (=nucleul unui atom de heliu format din 2 protoni si

2 neutroni):Exemplu: ∞+→ ThU 234

9023892

in acest caz, elementul radiogen are o masa atomica mai mica cu 4 unitati, fata de elementul radioactiv.2. Prin emisia unei particole β (electron, cu sarcina negativa), masa atomica

ramanand neschimbata

Exemplu: γ++→−eSrRb 87

788737

3. Prin captarea inei particole β:

Exemplu: λ+→+−

AreK 4018

4019

dar in acest caz particular, emisia concomitenta a unui electron conduce la formarea calciului radiogen:

γ++→−eCaK 40

204019

In toate cazurile sunt emise din nucleu radiatii γ (radiatii electromagnetice de energie inalta).

Unele elemente radioactive trec in elementul radiogen, stabil printr-o singura faza, de exemplu, SrRb 8787 → printr-o singura emisie β, sau ArK 4040 → printr-o singura captare β. Alte elemente radioactive parcurg mai multe faze, de exemplu PbU 207235 → prin 7 emisii α si 6 emisii β, iar PbU 206238 → prin 8 emisii α si 6 emisii β.

Fenomenul dezintegrarii radioactive nu se desfasoara in mod linear, ci prin injumatatirea la intervale de timp egale a elementului radioactiv si trecerea sa in element radiogen, curba de dezintegrare tinzand asimptotic spre 0 (fig 5.24.)

In tabelul 5.2. sunt prezentate principalele metode de datare radiometrica, cu perioadele de injumatatire a izotopilor radioactivi, intervalele de aplicabilitate sau varste rocilor ce pot fi datate prin metoda respectiva, precum si mineralele sau rocile pe care pot fi efectuate masuratorile.

Izotop radioactiv

(Sursa)

Izotop radiogen (Derivat)

Timp de injumatatire (ani)

Aplicabilitate

geocronologica (ani)

Minerale, roci si alte materiale utilizate

Rubidiu 87 Strontiu 87 47 x 109 >5 x 106 muscovit, biotit, microclin, glauconit, roci metamorfe

Potasiu 40 Argon 40 1,3 x 109 >10 x 1003Muscovit, biotit, hornblenda,

glauconit, sanidin, roci vulcanice

Uraniu 238 Plumb 206 4,5 x 109 >5 x 106 Monazit, zircon, uraninit, pehblenda

Uraniu 235 Plumb 2077,13 x

106 >60 x 106 Monazit, zircon, uraninit, pehblenda

Thoriu 230 Radiu 226 7,7 x 103 <250 x 103 Sedimente carbonatice, corali aragonitici

Carbon 14 Azot 14 5780 <40 x 103 Lemn, carbune, cochilii calcaroase, oase

Acuratetea metodei radiometrice, surse de erori si posibilitati de reducere a lor

Acuratetea datarilor absolute prin metoda radiometrica depinde de starea fizica a rocilor examinate, de gradul de fiabilitate al spectometrelor folosite in analize precum si de unele variatii ale constantei de dezintegrare λ.

Exactitatea datarilor radiometrice reclama ca sistemul mineral care cuprinde elemente radioactive sa ramana inchis din momentul cristalizarii sale, deci sa nu fi avut loc imbogatiri sau pierderi secundare de elemente radioactive sau radiogene.Asemenea imbogatiri sau pierderi au loc, in mod natural, prin fenomenele de alterare, prin ingroparea rocilor la adancimi mai mari de 200m, prin metamorfism regional sau de contact termic care implica cresteri de temperatura cu peste 100ºC.

De exemplu, daca datarile prin metoda K-Ar se efectueaza pe glauconit (mineral ce contine in reteaua sa K40) care s-a imbogatit in argon prin captare din atmosfera (argonul atmosferic este prezent in forma elementului radiogen Ar40) in urma unor procese de alterare, varsta masurata va fi mai mare, deci “imbatrinita” fata de cea reala; din contra daca roca.O alata sursa de erori este legata de aparatura de masurare.Chiar cele mai fiabile spectrometre de masa nu pot elimina complet erorile , acestea variind , in general , intre ± 0.2 - 2% , iar in cazul rocilor mai vechi , din Precambrian sunt acceptabile chiar erorile de ± 5%. Datele radiometrice sunt insotite , de aceea , de ecartul de eroare ( de exemplu rezultatul datarii unor roci din Carbonifer poate fi prezentat in forma 325 ± 10 milioane ani) .

Pentru reducerea erorilor se impun , pe de o parte , masuri legate de prelevarea corecta a esantioanelor pentru masuratori prin eliminarea rocilor alterate sau a celor care au suferit transformari induse de presiuni si temperaturi ridicate , pe de o parte , in laborator tratamentul prin ultrasunete al probelor pregatite prin analiza spectrometrica trebuie moderat , pentru a nu afecta continturile reale , iar spectrometrele trebuie calibrate periodic.

Pentru o rezolutie cat mai corecta , este recomandata efectuarea masuratorilor pe mai multe esantioane din aceeasi roca utilizand minerale diferite , prin folosirea unor metode de datare radiometrica diferite ( de exemplu , in cazul datarilor pe glauconit in paralel cu metoda K-Ar , poate fi utilizata metoda Rb-Sr).

In pofida unor inerente si , ca atare , acceptabile erori care in cazul varstelor din Precambrian poate insemna cateva zeci de miliane de ani , importanta metodei radiometrice pentru calibrarea numerica a scarii timpului geologic este fundamentala , nici o alta metoda neputand-o substitui. In cazul rocilor magmatice si metamorfice , lipsite de fosile , deci nedatabile in mod relativ prin metoda paleontologica , radiometria ofera singura modalitate de stabilire a varstei.

Scara timpuli Fanerozoic , constituita in mod “relativ” prin succesiunea detaliata a biozonelor si cuantificata in mod “absolut” prin datarea radiometrica a limitelor dintre etaje , ofera posibilitatea unui bun control al datarilor radiometrice prin cele biostratigrafice. De exemplu , daca in cadrul unei secvente de strate sedimentare ce contine ceratiti caracteristici etajului Ladinian din Triasicul mediu , este prezenta o intercalatie de lava pentru care , prin datare radiometrica , s-a obtinut varsta de 340 ± 8 milioane de ani , contextul biocronologic invalideaza aceasta varsta , Ladinianul avand varste cuprinse intre 235 si 230 milioane de ani.

Sau , de exemplu , daca un corp magmatic intruziv care a generat o aureola de contact termic intr-o succesiune de strate cu amoniti si inocerami de varsta Coniaciana ( Cretacic superior) indica , prin masuratori radiometrice , o varsta mai mare de 90 milioane de ani , este evident ca varsta obtinuta este falsa , limita inferioara a Coniacianului aflandu-se la nivel de 88 milioane de ani , iar prin aureola de transformare termica formata , corpul intruziv este mai nou decat stratele coniaciene.

Metode de datare absoluta cu aplicabilitate geocronologica restransa

In afara metodei radiometrice folosita pe intreg spectrul varstelor geologice , de la cele mai vechi la cele mai noi , datarile in maniera cantitativa pot fi realizate si printr-o serie de metode care redau cu mai multa precizie cadrul cronologic , dar cu utilitate

Un altfel de “calendar geologic” Varstele radiometrice ne permit un exercitiu menit sa ne faca perceptibile enormele valori ale timpului geologic. Putem astfel concentra intrega durata de 4.6 miliarde de ani a istoriei geologice , del consolidarea primei cruste terestre pana in prezent , intr-un singur an si sa calculam data calendaristica a unor evenimente importante din trecutul Pamantului. In acest artificiu de calcul , unei zile ii corespund 12,603 milioane de ani , unei ore – 525.114 ani , iar unui minut 8.752 ani . Daca ora 0 a zilei de 1 ianuarie marcheaza formarea crustei tersre , iata cum arata “calendarul geologic” prin consemnarea unor momente semnificative ale evolutiei biologice: Varsta absoluta Data in “calendar”

• Aparitia primelor organisme unicelulare , procariote 3,5 miliarde ani 28 martie • Aparitia algelor unicelulare (primele eocariote) 1,6 miliarde ani 26 august• Aparitia primelor metazoare 1,2 miliarde ani 27 septembrie• Aparitia trilobitilor,care marcheaza inceputul Fanerozoicului 540 milioane ani 18 noiembrie • Primii pesti concomitent cu primele animale (artropode) terestre 425 miliane ani 27 noiembrie

Primele vertebrate terestre (stegocefalii) 365 milioane ani 2 decembrie

Primele reptile 330 milioane ani 5 decembriePrimii dinosauri 235 milioane ani 13 decembriePrimele mamifere 210 miloane ani 15 decembriePrimele pasari 142 milioane ani 20 decembrieDisparitia dinosaurilor

si sfarsitul ‘Erei reptilelor” 65 milioane ani 27 decembrie

Aparitia omului modern (Homo Sapiens) 35 mii ani 31 decembrie ora 23.56

limitata la durata unor procese care au generat structuri sau compozitii chimice semnificative din punt de vedere temporal. Aceste metode “ cu aplicabilitate cronologica restransa “ sunt bazate pe procese si fenomene de natura diferita : fizica , chimica , sedimentologica , biologica , desfasurate neintrerupt , dar intr0un interval de timp relativ scurt. Asa sunt metoda varvelor , metodele bazate pe cresterea unor structuri organice ( la arbori , licheni , corali) , metoda urmelor de fisiune nucleara , bazata pe pe dezintegrarea spontana a unor elemente radiactive (U238 , U235 , Th232 ) , metoda termoluminiscentei , fundamentata pe proprietatea unor minerale de a emite , atunci cand sunt incalzite , in mod artificial sau natural , radiatii luminoase i n spectru vizibil , metoda tefrocronologica bazata pe varsta cenusilor vulcanice , metoda bazata pe fenomenul de hidratare a obsidianei. Unele dintre aceste metode dau bune rezultate doar in cazul varstelor recente , din Pleistocenul superior si Holocen ; asa sunt dendrocronologia sau metoda bazata pe cresterea arborilor , tefrocronologia si metoda bazata pe hidratarea obsidianului.Alte metode sunt aplicabile si in cazul unor varste geologice mai mari : metoda varvelor, metoda bazata pe cresterea unor structuri organice, metoda fisiunii nucleare, metoda termoluminiscentei, dar in general prin aceste metode se determina durata unui fenomen sau proces si nu varsta absoluta a rocilor rezultate in urma acestora.