+ All Categories
Home > Documents > Geologie - Curs

Geologie - Curs

Date post: 15-Jul-2015
Category:
Upload: deea-glory
View: 981 times
Download: 11 times
Share this document with a friend

of 157

Transcript

GEOLOGIA ZCMINTELOR DE GAZE NATURALE I GEOLOGIE DE ANTIER

drd ing.Florin Sutoiu

UNIVERSITATEA LUCIAN BLAGA , SIBIU FACULTATEA DE INGINERIE HERMAN OBNERTH

INTRODUCERE

De la inceput trebuie s amintesc faptul c acest curs nu este o creaie proprie, meritul meu este c am selectat diferitele capitole din materialul bibliografic prezentat la sfarit. Materialul bibliografic a mai fost completat de ctre mine cu nouti din acest domeniu. Cursul GEOLOGIA ZCAMINTELOR DE GAZE NATURALE, este un curs complex, care trateaz multiple probleme teoretice i practice necesare pregtirii specialitilor, pentru acest domeniu. Sunt prezentate elemente de : Cristalografie i Mineralogie ; Geologie fizic, Paleontologie i Geologie stratigrafic ; Geologia hidrocarburilor i Ipoteze privind originea hidrocarburilor; Prospectarea, explorarea i cercetarea complex a zcmintelor de hidrocarburi ; Metode geofizice de investigare a gurilor de sond i perforarea sondelor ; Calculul elementar al rezervelor de hidrocarburi ; Seciuni geologice i hri structurale ; Geologia principalelor uniti structurale ale Romaniei i Geologie de antier. Cursul evideniaz importana cunoaterii factorilor geologici n forajul sondelor i exploatarea zcmintelor de hidrocaburi pentru realizarea unei ct mai bune pregtiri i din punct de vedere geologic, a viitorilor specialiti din acest domeniu al cercetrii, explorrii i exploatrii hidrocarburilor. Autorul

Geologia este tiina care studiaz modul de formare, alctuirea i istoria dezvoltrii 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.2

Geologia zcmintelor de hidrocarburi are ca obiect studiul condiiilor de formare a petrolului i gazelor naturale, al zcmintelor i al legilor geologice referitoare la rspandirea lor n scoara terestr. 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 organismece 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 I ROCI Minerale Mineralele sunt substane solide, lichide sau gazoase, omogene din punct de vedere al proprietilor fizico-chimice, formate n scoara pmntului, ca rezultat natural al diferitelor procese geolgice. Mineralele sunt alctuite din elemente chimice. Dintre cele peste 100 elemente chimice cunoscute n natura, numai opt particip ntr-un procent de 98.8 % la formarea scoarei terestre i anume : oxigenul, siliciul, aluminiul, fierul, calciul,sodiul, potasiul i magneziul, restul de elemente contribuind n procent de numai 1,2 %. Mineralele solide se pot prezenta n dou feluri dupa modul cum sunt distribuii ionii, atomii sau moleculele n structura lor intern : minerale amorfe sau necristalizate, avnd structura interna neregulat (particolele au o dispoziie haotic) i minerale cristalizate, caracterizate printr-o structur intern regulat. La mineralele cristalizate particolele sunt dispuse n iruri regulate, care n cele trei dimensiuni ale spaiului determin o reea cristalin.3

Pe baza caracteristicii formei externe, toate cristalele ntalnite la minerale pot fi ncadrate n apte grupe numite sisteme de cristalizare. Fiecare sistem include mai multe forme cristalografice simple i compuse, ce deriv dintr-o form geometric de baz (cea mai simpl), care d i numele sistemului de cristalizare. Cele apte sisteme de cristslizare sunt : sistemul cubic, sistemul patratic, sistemul hexagonal, sistemul trigonal sau romboedric, sistemul rombic, sistemul monoclinic i sistemul triclinic. 1.1.1. Proprietile fizice ale mineralelor Mineralele au o serie de proprieti fizice care le deosebesc unele de altele i pe baza carora acestea pot fi identificate. Densitatea. Prin densitatea unui mineral se ntelege raportul dintre masa i volumul acestuia. Din punct de vedere al densitii (care la minerale variaz de la 1 la 23 g/cm3) se pot separa urmatoarele grupe de minerale : - Minerale foarte uoare, cu densitatea sub 2 g/cm3 (petrolul, carbunii); - Minerale uoare, cu densitatea 2-4 g/cm3 (sare gem, 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 rezistena pe care o opune un mineral la patrunderea n masa sa a unui corp dur. Pentru a se aprecia gradul de duritate al mineralelor a fost adoptat scara lui Mohs, reprezentat prin zece minerale aezate n ordinea crescand a duritii lor. Scara lui Mohs cuprinde urmatoarele minerale : 1) talc ; 2) gips ; 3) calcit ; 4) fluorina ; 5) apatit ; 6) ortoz ; 7) cuar ; 8) topaz ; 9) corindon ; 10) diamant. Duritatea unui mineral se afla zgriind mineralul respectiv, pe rnd, prin ncercri cu minerale din scara lui Mohs. Clivajul reprezint una din proprietile fizice ntlnite numai la minerale i const n desfacerea acestora mai mult sau mai puin uoar, dup suprafee plane, atunci cnd sunt solicitate prin lovire. Dup modul n care se realizeaz clivajul cristalelor, acestea se clasific n : - clivaj perfect, cnd se produce uor, dup fee plane, cu luciu sidefos, de exemplu la mica, gips, grafit; - clivaj foarte bun, care se produce destul de uor, dup fee plane, cu luciu sticlos, de exemplu la ortoz, baritin, calcit ; - clivaj bun, care se realizeaz mai greu, dup suprafee aproape plane, cu luciu ters, de exemplu la fluorin ; - clivaj slab, care se realizeaz greu, iar feele obinute nu au continuitate, de exemplu la titan i apatit ; - clivaj imperfect, care se realizeaz cu mare greutate, de exemplu la beril i sulf. Sprtura. Mineralele se sparg prin lovire dup suprafee diferite, forma acestora reprezentnd pentru unele minerale o proprietate distinct. Sprtura mineralelor poate fi : concoidal (suprafeele obinute sunt curbe, de exemplu la cuar, opal), achioas (cupru, corindon), fibroas (gips), pmntoas (caracteristic mineralelor friabile sfrmicioase caolin, creta etc.).4

Culoarea. Aceasta proprietate este determinat de capacitatea de absorbie a radiaiilor spectrului solar. Mineralele pot fi : incolore cele care absorb n totalitate radiaiile luminoase (cuar, muscovit i gips) i colorate acele minerale care selecioneaz razele de lumina. Mineralele pot avea o culoare proprie, datorat compoziiei chimice a ionilor ce intr n constituia lor, de exemplu : culoarea roie (cinabru), galben (sulf), verde (malachit), albastru (azurit) etc., sau culoarea mineralelor se poate datora impuritilor (de exemplu cuarul poate fi colorat n alb, rosu-brun, violet, negru, funcie de impuritile coninute). Culoarea urmei. Aceasta reprezint culoarea pulberii provenit dintr-un mineral cnd este frecat pe o bucat de porelan. La unele minerale culoarea urmei este aceiai cu, culoarea mineralului, de exemlplu malachitul, de culoare verde, las o urma tot de culoare verde. La alte minerale, culoarea urmei este diferit de cea a mineralului ; astfel, pirita care este galben las o urm neagr, hematitul de culoare neagr las o urm brun-rocat etc. Luciul unui mineral depinde de puterea de absorbie i de reflexie a luminii la suprafaa acestuia. Luciul poate fi: metalic (galen, pirit, aurul), adamantin (diamant, blend), sticlos (cuar, corindon), sidefos (mic, gips), gras (sulf, talc), mat (limonit, caolinit). Transparena. Din punct de vedere cum se comport fa de razele de lumin, mineralele se pot mprii n : - transparente, las s treac n intregime razele de lumin prin ele fara s le absoarb, exemplu :cuarul, sarea gem. - semitransparente (translucide), las numai o parte din razele de lumin s treac prin ele, de exemplu : blenda, cinabrul etc. - opace, nu las s treac razele de lumin prin ele, de exemplu : pirita, grafitul etc. Proprietile electrice. Dup modul de comportare n ceea ce privete conductibilitatea electric mineralele se mpart n trei grupe : - conductoare de electricitate : magnetit, pirit, aur etc. - semiconductoare : biotit, blend, grafit etc. - neconducatoare sau dielectrice : cuar, sulf, calcit etc. Proprietile magnetice. Din punct de vedere al proprietilor magnetice mineralele se mpart n doua grupe : - paramagnetice, cnd sunt atrase de un magnet : hematit, limonit, ilmenit, cromit etc. - diamagnetice, cnd nu sunt atrase de un magnet : cuar, gips etc. Exista minerale care au n ele nsele proprieti magnetice, mineralele feromagnetice ce atrag pilitura de fier, de exemplu magnetitul. Proprieti radioactive. Radioactivitatea const n proprietatea pe care o are un element radioactiv de a se transforma spontan n alt element de natur chimic diferit, transformarea fiind nsoit de emisie de particole alfa i beta i raze gama, care produc efecte importante : luminiscena, ionizarea aerului, producerea de caldur. Cele mai5

cunoscute minerale radioactive sunt cele de uraniu i thoriu, ntlnite sub form de oxizi, sulfai, fosfai i altele. Dintre proprietile enumerate prezint o deosebit importan n procesul de dislocare a rocilor prin foraj duritatea i clivajul. 1.1.2. Clasificarea mineralelor. Cea mai utilizat este clasificarea mineralelor dup compoziia lor chimic, conform creia acestea se mpart n cinci clase, care la rndul lor se subdivid n subclase i acestea n grupe de minerale. Clasa elemente. n aceast clas sunt grupate elemente chimice ce se gasesc n stare nativ, n special metale. Mai importante sunt gazele rare (heliu, neon, argon), metale rare (platin, aur, argint), metale comune (fier, nichel, cupru, zinc), semimetale i nemetale (bismut, stibiu, carbon, sulf). Metalele native au luciu metalic, duritate medie, greutate specific ridicat, o foarte bun conductibilitate electric i termic. Sunt foarte stabile din punct de vedere chimic. Clasa sulfuri. Mineralele din aceast 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 intr n aceasta clasa sunt reprezentate prin srurile acizilor : HFl, HCl, HBr, HI, fiind mprite n: floruri (fluorina CaF2), sarea gem (NaCl), silvina (KCl), carnalitul (KMgCl3 . 6H2O), bromargintul (AgBr). Mineralele sunt transparente, au greutate specific mic, luciu sticlos i sunt solubile n ap. Clasa oxizilor i hidroxizilor grupeaz cei mai simpli compui ai metalelor cu oxigenul i hidroxilul. Proprietile acestor minerale sunt foarte diferite, unele sunt incolore sau colorate diferit, transparente, fr luciu metallic, duritate ridicat, altele au culori nchise, luciu metallic, au greutate specific mai ridicat i sunt mai puin dure. Oxizii se gsesc n proporie de 17 % n scoara terestr fiind n cea mai mare parte concentrai n parile superioare ale litosferei. Cei mai importani sunt oxizii de fier : hematitul (Fe2O3), magnetitul (Fe3O4), limonitul (Fe2O3 . nH2O) ; oxizi de aluminiu : corindonul (Al2O3) ; bauxita (Al2 O3 hidratat) ; oxid de siliciu : cuar (SiO2) etc. Clasa srurilor oxigenate cuprinde minerale care din punct de vedere chimic sunt sruri ale acizilor : carbonic, sulfuric, wolframic, fosforic, silicic etc. Carbonaii au o duritate mijlocie, culori n general deschise, fac reacie cu acidul clorhidric i formeaz depozite imense n natur. Cele mai rspndite sunt : calcitul (CaCO3), dolomitul [CaMg(CO3)2], sideritul (MnO2), rodocrozitul (MnCO3). Mineralele din subclasa sulfai au luciul sticlos-sidefos sau mat, duritate relativ mic, nu recioneaz cu acidul clorhidric, au culori variate. Cele mai cunoscute sunt : anhidritul (CaSO4), gipsul (CaSO4 . 2 H2O), baritina (BaSO4).6

Wolframaii au o duritate medie, greutate specific ridicat, culori diferite. Se mentioneaz wolframitul [(Fe,Mn) WO4]. Silicaii includ cele mai rspandite minerale din scoara terestr la a crei alctuire particip n procent de 75 %. Au duritate medie spre mare, greutate specific mic, luciu sticlos, culori diferite. Cele mai rspandite minerale din aceast subclas sunt feldspaii care pot fi ortoclazi sau potasici (silicai de Al i K) i feldspai plagiclazi sau calciosodici (silicai de Al si Na sau Ca). De asemenea prezint importanta : olivina (silicat de Mg si Fe), granaii (silicai de Ca, Al, Mg, Mn, Cr), piroxenii (silicai feromagnezieni de Ca, uneori i de Mn, Al, Na), amfiboli (faa de piroxeni acetia mai conin : H2O, Fl, Cl), zeolii (silicai de Al, Ca, Na, Ba, Sr, K hidratai). 1.2. Roci Rocile sunt asociaii de minerale care alctuiesc scoara Pmntului i studiul lor formeaz obiectul petrografiei. Dup criteriul genetic rocile se mpart n trei grupe : roci eruptive (magmatice), roci sedimentare i roci metamorfice. 1.2.1. Roci eruptive Aceste roci se formeaz prin consolidarea unor magme (topituri naturale formate din silicai, silice, oxizi metalici, vapori de apa, gaze), care iau natere la adncimi mari n interiorul scoarei terestre. Datorit substanelor volatile pe care le conin, magmele au tendina s migreze ctre suprafa, unde din cauza scderii presiunii i temperaturii se consolideaz. Dac rcirea magmei se realizeaz la adncime mare, solidificarea ei se face foarte ncet, cnd n mod succesiv vor atinge temperaturile de cristalizare diferite minerale. Cristalele au timp s se dezvolte n lichidul magmatic, putnd atinge dimensiuni apreciabile, iar rocile formate prin asocierea lor vor fi complet cristalizate. Daca magma ajunge pna aproape de suprafa, racirea ei se face ntr-un timp mai scurt, cristalele i mineralele au dimensiuni mici, iar dac magma se revars la suprafa sub forma de lav, racirea ei se face foarte repede, aproape brusc i se consolideaz sub form de materie necristalizata. O dat cu racirea magmei are loc i o difereniere a acesteia dup greutatea specific a diferitelor elemente care o compun. Oxizii de: Si, Al, Na i K se ridic n prile superioare ale bazinului magmatic, formnd magme acide, cu coninut ridicat de bioxid de siliciu (bogate n minerale de cuar i feldspat, mai uoare i mai deschise la culoare), n timp ce oxizii de Fe, se separ n prile inferioare ale bazinului formnd magme bazice, srace n bioxid de siliciu, dnd natere la minerale grele i de culori nchise din grupa piroxenilor i amfibolilor. Se pot diferenia i magme cu o compoziie chimic intermediar, magme neutre, sau cu o compoziie chimic foarte bazic (magme ultrabazice). Prin patrunderea magmelor n rocile de deasupra bazinelor magmatice i consolidarea lor se formeaz intruziunile magmatice, ce pot avea diferite forme de zcmnt. Astfel se cunosc batolitele forme de zcmnt de dimensiuni foarte mari, de sute de km ptrai ; lacolitele forme asemanatoare unor lentile legate printr-un canal de bazinul magmatic ; stockuri forme cilindrice de dimensiuni mari (diametre de civa km) ; daykuri forme rezultate prin umplerea cu topitura magmatic a unor crpturi (falii) din scoara terestr. (Fig.1)7

Fig.1. Formele de zcmnt ale intruziunilor magmatice a batolit ; b lacolit ; c stock ; d dyke. Cnd magma ajunge la suprafa d natere vulcanilor ; ieirea ei se poate face lent, prin revrsare i curgere sau violent fiind nsoit de explozii. Din consolidarea lor rezult rocile magmatice efuzive sau vulcanice. Principalii componeni ai rocilor eruptive sunt : SiO2 ; Al2O3 ; Fe2O3 ; FeO ; MgO ; CaO ; S ; Cl ; F ; Ca, iar mineralele care intr n compoziia acestor roci se mpart n minerale principale, accesorii i secundare. Mineralele principale la rndul lor, dup culoare, pot fi : minerale leucocrate de culoare deschis, reprezentate prin silice, feldspai, muscovit, minerale melanocrate, de culoare nchisa reprezentate prin olivin, turmalin, biotit, hornblend etc. Mineralele accesorii se ntalnesc n mod sporadic fiind reprezentate prin: granai, zircon, magnetit, ilmenit, corindon etc. Mineralele secundare se formeaz dup consolidarea rocilor eruptive, prin procese de tansformare ulterioar suferite de acestea i sunt reprezentate prin : fluorin, clorit, calcit, oxizi de fier. Clasificarea rocilor mgmatice se poate face din punct de vedere chimic n : roci acide (SiO2 > 65%), neutre (41% < SiO2 < 65%), bazice (SiO2 < 41%). Dup criteriul geologic care ine seama de adncimea n scoar, la care s-au format rocile eruptive se deosebesc : - roci abisale (intrusive) sau plutonice, formate la adncimi mari ; - roci hipoabisale i filoniene, formate la adncimi mai mici ; - roci de suprafa sau efuzive(vulcanice). Dintre cele mai cunoscute roci eruptive se menioneaz : - granitul roc intruziv acida, de culoare deschis n constituia careia intr : cuar, feldspat, muscovit, mai rar biotit, hornblend, granai etc. Se cunosc masive de granit la noi n ar n Munii Mcinului (Greci, Pricopan, Turcoaia), n Carpaii Meridionali (Ogradena, Cerna, Muntele Mic, Tismana, Retezat, Parang), Munii Apuseni (Muntele Mare, Highi) ;8

granodioritul care include o cantitate mai mare de minerale melanocrate fa de granit. Este rspndit mai ales n Banat (Boca, Ocna de Fier, Dognecea, Oravia, Sasca Montan, Moldova Noua) unde formeaz banatitele . Astfel de roci sunt ntalnite n Munii Poiana Rusci, Bihor, Vldeasa i Dobrogea de Nord ; - sienitul i dioritul roci intruzive cu o compoziie chimic neutr, formate din feldspai, hornblend, biotit etc. Sunt lipsite de cuar liber. Sienite se cunosc la : Ditru (Carpaii Orientali), Turcoaia, Iacobdeal (Dobrogea de Nord) i la Ogradena (Banat). Dioritul este ntalnit la : Greci (Dobrogea de Nord), Poiana Mrului (Carpaii Orientali), i n Munii Highi ; - gabbroul roc magmatic intruziv bazic. Are o culoare nchis datorit proporiei mare de minerale melanocrate. Conine feldspai, olivin, hornblend i este cunoscut la Greci (Dobrogea de Nord), Iui (Banat), n Munii Lotrului, Parngului i Drocii ; - riolitul roc magmatic efuziv, acid fiind corespondentul de suprafa al granitului. Conine cristale mari de cuar i feldspai, prinse ntr-o mas sticloas, roietic sau verzuie. Riolitul este rspndit n Munii Oa, Guti i n Munii Apuseni (Vldeasa, Roia Montan) ; - dacitul este corespondentul de suprafa al granodioritului. Este o roc acid, efuziv, care conine cristale de hornblend, biotit, cuar, prinse ntr-o mas cenuie nchis. Dacitul se gsete n Munii Apuseni i n lanul vulcanic Oa Guti ible ; - andezitul roc efuziv alcatuit dintr-o mas cenuie negricioas cu cristale de feldspai, hornblebd, biotit etc. Este corespondentul de suprafaa al dioritului i formeaz numeroase masive vulcanice n Munii Oa Guti ible Rodnei Climani Harghita i n Munii Apuseni (Scrmb, Brad, Zlatna, Roia Montan, Baia de Arie) ; - bazaltul o roc efuziv, bazic, de culoare nchisa, care conine ca minerale principale : feldspai feromagnezieni, amfiboli, piroxeni, olivin, iar ca minerale accesorii : magnetit, cromit etc. Este corespondentul de suprafa al gabbroului i este cunoscut la : Raco (Brasov), Detunata (lng Abrud), Lucareu Sanovia (Banat). 1.2.2. Roci sedimentare Rocile sedimentare s-au format prin sedimentarea materialului rezultat prin alterarea i dezagregarea unor roci preexistente, prin procese de precipitaie chimica din soluii apoase, sau prin aciunea vieuitoarelor. Funcie de modul de formare, rocile sedimentare se mpart n urmatoarele categorii : roci detritice, roci reziduale, roci de precipitaie chimic i 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 i transformarea materialului depus n roca sedimentara. Dezagregarea i alterarea rocilor sunt procese de natur mecanic sau chimic. Alterarea mecanic const n dezagregarea rocilor n fragmente din ce n ce mai mici, fr schimbarea compoziiei chimice. Aciunea de distrugere a rocilor este provocat de urmatorii factori : apa, variaile de temperatur, aciunea de nghe i dezghe, aciunea9

organnismelor. n cazul alteraiei chimice, rolul important revine apei ncarcata cu bioxid de carbon, care provoac n principal descompunerea silicailor ( acetia predomina n rocile magmatice) i dizolvarea carbonailor. Transportul materialului dezagregat se realizeaz de diferii ageni de transport spre zonele depresionare : vi, esuri, lacuri, mri i oceane. Principalii ageni care contribuie la realizarea acestui transport sunt : gravitaia (provoac rostogolirea pe pantele reliefului a fragmentelor de roci), apa (transportul se realizeaz att n soluie ct i n suspensie), aerul (transport materialul dezagregat sub form de nisip i praf). Sedimentarea materialului transportat are loc n sectoarele n care puterea de transport a diferiilor ageni se micoreaz sau nceteaz total. n felul acesta se acumuleaz diferite depozite de sedimente care, dup mediul n care se realizeaz depunerea, pot fi subaeriene sau subacvatice. n domeniul continental se formeaz depozitele reziduale (solurile, lateritele), depozite deluviale (materialul acumulat la poalele pantelor), depozite eoliene (material transportat de vnt), depozite glaciare (material transportat de gheari), depozite toreniale (conuri de dejecie), depozite lacustre (materialul sedimentat n lacuri). n domeniul marin, procesul de sedimentare atinge amploarea maxim att ca durat n timp, ct i ca extindere n spaiu. Materialul detritic i cel sub form de soluie se depun pe fundul mrii formnd depozite marine sortate dup mrime i greutate. Diageneza include totalitatea proceselor n cadrul carora au loc o serie de transformri fizice i chimice, ce duc la transformarea sedimentelor n roci consolidate. Dintre principalele procese diagenetice se menioneaz : - compactarea const n micorarea spaiului dintre fragmentele detritice, datorit presiunii materialului care se depune deasupra; - cimentarea - sedimentelor care se realizeaz prin precipitarea mineralelor care alctuiesc cimentul i care pot proveni att din afara, ct i din interiorul sedimentelor; - dizolvarea consta n solubilizarea anumitor minerale; - dolomitizarea const n transformarea calcarelor organogene n dolomite, adica ntr-un carbonat dublu de calciu i magneziu; - silicifierea o substituie a diferitelor minerale i resturi de organisme prin silice, care se depune sub form de opal, calcedonie sau cuart ; - ncarbonizarea transformarea resturilor vegetale n crbuni ; - bituminizrea transformarea resturilor minerale ntr-un mediu lipsit de aer. Substana organic pierde apa, oxigenul, azotul, nbogaindu-se n carbon i hidrogen, n felul acesta rezultnd hidrocarburile gazoase i lichide. Dup mrimea fragmentelor care le compun, rocile detritice se mpart n patru subgrupe : psefite (diametrul fragmentelor este mai mare de 2 mm), psamite (diametrul fragmentelor este cuprins ntre 0,1 i 2 mm), aleurite (diametrul fragmentelor este cuprins ntre 0,1 i 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 n doua categorii : mobile-necimentate i consolidate-cimentate.(tab. 1)

10

Tabel Marimea granulelor PSEFITE > 2mm PSAMITE = 0,1 2mm ALEURITE = 0,01 0,1mm PELITE < 0,01 mm AER Mobile Grohotis Nisip eolian Praf

- Clasificarea rocilor detritice Agentul de transport APA Consolidate Brecie Mobile Bolovanis Pietris Nisip Nisip fin Mal Namol Consolidate Conglomerate Gresie Silt Argila Marna

Loess

Grohotiul este o roc constituit din fragmente colturoase provenite din dezagregarea altor roci. Se ntalneste la baza pantelor abrupte. Brecia s-a format prin cimentarea grohotiului. Cimentul poate fi de natur argiloas, limonitic etc. Bolovaniul se gsete n apropiera izvoarelor i provine din grohoti transportat de ape la distane mici, astfel nct fragmentele de roci nu au putut sa se rotunjeasc complet. Pietriul este constituit din fragmente rotunjite i se gsete de-a lungul rurilor, fluviilor, pe rmul mrilor. Conglomeratul a rezultat din cimentarea bolovaniului i a pietriului. Cimentul poate fi de natur argiloas, calcaroas, silicioas sau feruginoas. Nisipul este o roc format din grauni minerali necimentai, rezultai din dezagregarea diferitelor roci. Din punct de vedere mineralogic, nisipurile sunt alctuite din: cuar (50-100 %), feldspai (10-15 %), muscovit (10-15 %), la care se adaug granai, amfiboli, piroxeni, magnetit, zircon, aur nativ etc. Nisipurile sunt foarte rspandite n deerturi, n lungul apelor curgtoare i n zonele de rm ale mrilor. Gresia s-a format prin cimentarea nisipului, cimentul putnd fi de natur silicioas, argiloas, calcaroas sau feruginoas. Culoarea rocii depinde de natura cimentului sau de cea a mineralelor componante. Se pot ntlnii gresii : albe (silicioase sau calcaroase), roii, glbui (feruginoase), verzi (glauconitice), negricioase (manganoase) etc. Loessul este o roc de culoare galben-deschis, ruginie sau cenuie-gelbuie, sfrmicioasa, format din praf fin silicios (50-60 %) i praf argilos. Argila a luat natere prin transformarea diagenetic a malurilor i namolurilor din ruri, lacuri, mri i oceane. Din punct de vedere mineralogic, argilele sunt alctuite din silicai de aluminiu, rezultai din alterarea unor roci preexistente la care se adaug : clorit, limonit, cuar, mic, feldspai i diferite proporii de substane organice. Au o culoare alb-cenuie, galben, roie, verde, albastr sau chiar neagr, determinat de prezena unor impuriti de natur mineral sau organic. Argilele sunt unsuroase la pipit, iar n contact cu apa devin plastice. Nu fac efervescena cu acizi.11

Dup coninutul argilelor n diferite componente mineralogice se deosebesc mai multe varieti : argila caolinoas ( mineralul caolinit este ntr-un procent ridicat), argila smectic (culoare vnt),argila refractar ( prin ardere d un material tare ce poate reine caldura un timp ndelungat), argila bentonitic etc. Marna este o roc pelitic cu un coninut ridicat de carbonat de calciu (40-60 %). Marnele au o culoare alb-galbuie sau cenulie, sunt moi la pipit, n general sfrmicioase i fac efervescen cu acidul clorhidric. 1.2.2.2. Rocile reziduale Rocile din aceast categorie rezult din acumularea materialului rezidual provenit din dezagregarea mecanic i chimic a unor roci preexistente n condiile unui climat tropical i a unui relief puin accidentat. Sunt alcatuite din minerale greu solubile, care dup formare rmn pe loc sau sunt transportate pe distane foarte mici. Lateritul este o roc de culoare galben-roscat sau brun, alcatuit din hidroxizi de Al i Fe, la care se adaug fragmente de diferite roci. Bauxita constituie un laterit fosil i are o rspandire mult mai larg. Se prezint sub form de mase compacte sau pmntoase de culoare galbuie, rocata, brun sau negricioas. Bauxitele se formeaz pe seama unor roci eruptive sienite, bazalte) n urma unor procese specifice de alteraie sau pe seama calcarelor. De menionat c bauxitele se pot forma i din procese de sedimentare sau chimice n mediu marin sau lacustru. Tot din categoria rocilor reziduale mai fac parte : lhemul, terra-rossa i solurile. 1.2.2.3. Rocile de precipitatie chimic Aceste roci se formeaz prin precipitarea chimic a substanelor minerale solubile, transportate de ctre apele curgtoare n bazine unde are loc concentrarea i precipitarea lor. n general sunt alctuite dintr-un singur mineral formnd aa numitele roci monominerale. Rocile de precipitaie chimic numite i evaporite (deoarece evaporarea este factorul care determin n ultim analiz precipitarea) au luat natere n lagune separate de bazinul marin, n aa fel nct apele puteau trece ntr-un singur sens, dinspre bazinul marin nspre lagun, aportul permanent de ap marin nsemnnd i un aport de substane dizolvate. Separarea lagunei de bazinul marin s-a realizat fie prin cordoane de nisip strbtute de canale nguste prin care apele ptrund n lagun, fie prin cordoane ce depeau nivelul apei, dar peste care valurile puteau trece din bazin n lagun. Condiile de formare a rocilor de precipitaie pot fi realizate i n mri deschise, n acele poriuni n care circulaia apelor de profunzime este ntrerupt fa de largul mrii printr-o barier (recifi) i evaporarea local este superioar volumului de ap de provenien continental. Dintre rocile de precipitaie chimic din domeniul lagunar i marin se mentioneaz : sarea gem, srurile delicvescente, gipsul, calcarul (depozite lagunare), calcarul oolitic, minette, depozite litorale). Sarea gem se depune iniial sub form de strate orizontale, dar datorit presiunii mari, fiind o roc plastic, strapunge depozitele sedimentare de deasupra, lund forma unor smburi sau masive de sare. Rocile saline sunt de regul macrogranulare, compacte. Sarea este incolor sau alb, roie sau galbuie datorit hidroxizilor de fier,12

cenuie sau neagr datorit impuritior argiloase i coninutului n substane bituminoase. Silvina i carnalitul sunt sruri de potasiu i au luat natere n aceleai condiii ca i sarea. Se depun nsa ultimele i de aceea se gsesc n asociaie cu sarea, dar la partea superioar a zcmintelor. Gipsul i anhidritul apar de regul asociate cu argile, dolomite i calcare. Se ntlnesc sub form de intercalaii stratiforme, corpuri lenticulare, mase neregulate sau aglomerri de-a lungul unor fisuri. Pot avea culori diverse : alb, cenuiu, galben, roz, albstrui sau negru. Cacarul oolitic este o roc rezultat din depuneri concentrice de carbonat de calciu n jurul granulelor de nisip sau resturilor organice. Uneori carbonatul de calciu este nlocuit de carbonat de fier rezultnd rocile feruginoase (siderit, hematit, limonit), numite minette. Dintre rocile de precipitaie formate n ariile continentale pot fi menionate : crustele calcaroase, tuful calcaros, travertinul, formaiunile din pesteri. Crustele calcaroase iau natere la suprafaa solului, n inuturi aride, cu ape subterane bogate n carbonat de calciu. Datorit evaporarii intense, apele subterane, prin capilaritate, sunt atrase spre suprafa, unde depun coninutul lor de sruri dizolvate. Tuful calcaros i travertinul se formeaz, de regul n zone cu izvoare de natur postvulcanic, din apele cu temperatur normala, prin precipitarea carbonatului de calciu datorit degajarii bioxidului de carbon n momentul ieirii apelor la suprafa. Precipitarea se face sub form de cruste, pe tulpini de plante i ulterior, datorit distrugerii substanei organice, rocile ramn foarte poroase. Travertinul rezult prin umplerea n cea mai mare parte a golului tufului calcaros cu, carbonat de calciu. Sunt roci foarte uoare i au o culoare galbuie. 1.2.2.4. Rocile biogene Rocile biogene sau organogene rezult din acumularea resturilor de organisme animale i vegetale. Dup natura chimic a depozitelor se deosebesc: roci calcaroase, silicioase, feruginoase i fosfatate (roci acaustobiolite), carbuni, bitumene (roci caustobiolite). Calcarele organogene sunt formate preponderent sau exclusiv din texturi sau schelete de organisme, ntregi sau fragmentate, sau pot rezulta n urma activitilor vitale ale organismelor. Dintre rocile organogene se mentioneaz: - calcare recifale, care se numesc dup organismul care a construit reciful ; calcare coraligene, calcare cu Lithotamnium, calcare cu bryozoare etc. Calcarele recifale au o stratificaie foarte slab sau aceasta este complet absent i pot fi masive, compacte sau vacuolare ; - calcare cochilifere care pot fi : calcare cu numulii, calcare cu echinoderme, calcare cu molute etc. Rocile au un aspect general variat, n funcie de formele individuale ale fragmentelor organogene i de dimensiunile lor. De cele mai multe ori cimentul de natur calcitic are o dezvoltare apreciabil ; - creta este o roc de culoare alb, poroas, friabil i este constituit din 97 % calcit i 1-3 % substan organic.13

Rocile silicioase includ : - diatomitele : roci uoare, poroase de culoare glbuie, care au luat natere prin acumularea testurilor (nveliul care protejeaz corpul animalelor) de diatomee ; radiolaritele, asemanatoare la aspect cu diatomitele i constituite din resturi de radiolari. Rocile fosfatice cuprind fosforitele (roci foarte variate, detritice, chimice, organogene, cu un coninut mare de 5 - 6% oxid de fosfor) i guano. Fosforitele se pot prezenta sub forma de granule, ciment sau nodule. Spre deosebire de rocile organogene acausobiolite, care au luat natere din substana mineral a organismelor, rocile organogene caustobiolite s-au format din substana organic a plantelor i animalelor. Crbunii provin din transformarea substanei vegetale n absena oxigenului i sub influena bacteriilor anaerobe, proces cunoscut sub numele de ncarbonizare. Funcie de proprietile fizice i chimice sunt mai multe varieti de carbuni : - turba, roc afanat, de culoare galben-brun, cu 50 - 60 % carbon i cu putere caloric 5.279 - 4.100.kJ/kg (1.500 - 2.000 kcal/kg) ; lignitul, n care se cunoate uor structura vegetal, de culoare brun-cafenie, ce conine 57 - 65 % carbon i are putere caloric de 8.372 - 17.126 kJ/kg (2.000 4.100.kcal/kg) ; - carbunele brun, care poate fi considerat un lignit de calitate superioar. Este compact, are o culoare neagr, conine 60 - 82 % carbon, iar puterea caloric este cuprins ntre 17.162 - 25.300 kj/kg (4.100 - 7.000 kcal/kg) ; - huila, de culoare neagr mat, este compact, casant, conine 76 - 90 % carbon i are o putere caloric de 25.300 37.700 kJ/kg ( 7.000 9.000 kcal/kg) ; - antracitul, carbunele cu cel mai nalt grad de transformare, are o culoare neagr, luciu metalic, conine 90 95 % carbon i are o putere caloric de 37.700 38.500 kj/kg (9.000 9.200 kcal/kg). Bitumenele naturale reprezint un amestec complex i variabil de hidrocarburi gazoase, lichide i solide i se gsesc n rocile sedimentare i mai rar n rocile metamorfice i eruptive. Ele s-au format n urma procesului de bituminizare, care const n transformarea materiei organice, n special al grsimilor, n lipsa oxigenului, n medii saline sau salmastre ( golfuri, lagune, mri interioare). Dintre principalele bitumene naturale se menioneaz : petrolul (un amestec natural, lichid i inflamabil, de hidrocarburi gazoase, lichide i solide), gazele naturale ( libere sau asociate cu petrolul), smoala (produs rezultat din oxidarea i rinificarea petrolului naftenic), asfaltul (amestec de hidrocarburi grele de petrol oxidat), parafine fosile ( produse ale petrolurilor parafinoase), sisturi bituminoase (roci pelitice impregnate cu bitumene i care dup natura sedimentului mineral pot fi : argiloase, silicioase, marnoase sau carbunoase) 1.2.2.5. Rocile piroclastice Un loc aparte n clasificarea rocilor l ocup piroclastitele. Activitatea vulcanic exploziv conduce la apariia unui material fragmentar, constituit din sticl vulcanic, lav consolidata n aer, fragmante de roci vulcanice preexistente erupiei. Tot acest14

material expulzat n aer conduce, prin acumulare gravitaional, la formarea de roci eruptive, prin natura petrografic, dar dac se ia n considerare modul de formare i de prezentare (sub forma de strate), ele se pot incadra n categoria rocilor sedimentare. Cele mai multe din aceste depozite sunt intercalate n alte formaiuni sedimentare, ele marcnd elementele de vulcanism proxismal . Adesea ns, acest material se acumuleaz simultan cu cel clastic, determinnd apariia de roci mixte, pentru care se utilizeaz denimirea de tufite. Produsele solide ale manifestrilor vulcanice, funcie de mrimea elementelor sunt, n principal urmatoarele : - blocurile vulcanice buci de lav ntrit sau fragmente de roci smulse din pereii vulcanului de dimensiuni ce depesc 10 15 cm ; bombele buci de lav aruncate n aer, solidificate pe parcurs, total sau parial ; - lapilii fragmente mici de lav consolidat (dimensiuni de civa cm) ; - cenua vulcanic material fin, provenit att din lava ntarit, ct i din roci ale pereilor vulcanului. Din acumularea i transformarea acestor produse rezult rocile piroclastice. Cnd sunt formate din elemente de dimensiuni mari (blocuri, bombe), prinse ntr-o matrice fin (lapili, cenu), formeaza aglomerate vulcanice. Dac predomin elementele mari, coluroase, sau de form neregulat se numesc brecii vulcanice. Aglomeratele i breciile vulcanice sunt roci uoare, de culoare brun nchisa, sau cenuie, cu granulaie nergulat i lipsite de stratificaie. Prin acumularea i diageneza cenuilor vulcanice se formeaz tufurile vulcanice, roci fine, uoare, bine stratificate. Ele au fost denumite n funcie de rocile vulcanice cu chimism asemntor ; tufuri dacitice (au o culoare verzuie), riolitice (de culoare albicioas-galbuie), andezitice (de culoare cenuie inchis).

1.2.3. Roci metamorfice Prin metamorfism se nteleg transformrile fizico-chimice pe care le sufer rocile sub aciunea factorilor endogeni (presiune i temperatur). Sunt supuse metamorfismului att rocile sedimentare i eruptive, ct i rocile metamorfozate ntr-o faz anterioar. Transformarea poate duce fie numai la o modificare de natur mecanic, fie la cristalizarea i recristalizarea mineralelor formate anterior, sau se pot forma minerale noi pe seama celor existente. n urma acestor transformri, compoziia chimic global a rocii poate ramne nemodificat (metamorfism izochimic), sau poate s se modifice simitor, datorit unui aport de material, sau indepartrii materialului anterior (metamorfism allochimic). 1.2.3.1. Factorii care provoac procesele metamorfice Factorii fundamentali care determin i influenteaz transformarea rocilor n procesul de metamorfism sunt: temperatura, presiunea litostatic, presiunea orientat (stress), componenii mobili.15

Temperatura are o importana deosebit n procesul de metamorfism, creterea ei determinnd o mrire a vitezei reacilor chimice cu implicaii asupra compoziiei mineralogice. Aceast cretere este cauzat de ridicarea maselor magmatice n scoara terestr, sau a soluilor legate de ele (cu temperaturi cuprinse ntre 500 i 1.300 grade Celsius), sau de scufundarea la anumite adncimi a depozitelor sedimentare. Cercetri experimentale au dus la concluzia c procesele de metamorfism se desfoara la temperaturi cuprinse n intervalul 100 900 grade Celsius. Presiunea este un factor care exercit o influen direct asupra transformrii i adaptrii rocilor. Se distinge, pe de o parte, presiunea litostatic, care acioneaz uniform n toate direciile, fiind dominant la adncimi din ce n ce mai mari i se datorete apsrii stratelor acoperitoare asupra celor inferioare, iar pe de alt parte, presiunea orientat (stressul), care actioneaz numai ntro singur direcie i se datorete eforturilor tectonice, tensiunilor interne (tensiunea de cristalizare, tensiunea maselor suprainclzite). Sub aciunea presiunii litostatice se formeaz minerale cu volume moleculare reduse respectiv greutate specific mare (feldspai plagioclazi, ortoz, granai etc.), iar sub aciunea stressului se formeaz minerale lamelare sau fibroase, dezvoltate perpendicular pe direcia de aciune a stressului (clorit, talc, mic etc.). Componenii mobili, cum sunt apa, dioxidul de carbon, clorul, fluorul etc., cu o aciune geochimic important n procesul de metamorfism, provin fie din dezagregarea magmelor n curs de consolidare, fie din dezhidratarea sau pierderea componentelor volatile ale rocilor supuse matamorfismului. Fiind foarte mobile, aceste substane patrund n planele de clivaj ale mineralelor, porii i fisurile rocilor, pe distane apreciabile i datorit tamperaturii ridicate dizolv unii componeni, ca : Fe, Mn, SiO2, CaCo3 etc., iar la o scdere a temperatrii, soluiile devin suprasaturate i precipit anumite minerale. n acelai timp, fluidele respective intr n reacie cu rocile prin care circul, formnd noi minerale mai stabile n noile condiii. 1.2.3.2. Clasificarea tipurilor de metamorfism Se deosebesc trei grupe mari de metamorfism : metamorfism dinamic, metamorfism de contact i metamorfism regional. Mteamorfismul dinamic este un metamorfism local, legat ndeosebi de zonele de ruptur i n special n zonele unde s-au produs micri de ncalecare. Presiunea care nsoete fenomenele de dislocare a depozitelor din scoara terestr deplaseaz i lamineaz rocile, le sfrm i le transform n cataclazite i minolite. Cataclazitele sunt roci n care efectele deformaiilor cataclastice (de frmitare) sunt evidente, dar se poate face cu uurin reconstituirea rocii supuse eforturilor mecanice. Minolitele sunt roci formate n urma unei cataclaze puternice, pe seama altora mai rezistente din punct de vedere chimic. De regul sunt roci fin granulare, unele foarte dure (cele silicioase), altele afnate i necimentate. Metamorfismul de contact const n transformarea rocilor sub influena temperaturilor nalte i a reaciilor chimice care se produc datorit soluiilor i gazelor degajate de o mas eruptiv din apropiere. Zona din jurul corpului intruziv unde au loc diferite transformri poate varia de la civa centimetri la civa kilometri (depinde de16

mrimea corpului intuziv, de adncimea la care se situeaz i de raporturile dintre acesta i rocile nconjuratoare) i poatr denumirea de aureol de contact (fig.3). Prin ridicarea temperaturii sub aciunea corpului eruptiv ia natere metamorfismul de contact termic. De regul nu se produce o modificare n compoziia chimic a rocii (metamorfism izochimic), transformrile constnd n special n recristalizari, iar rocile care se formeaza se numesc corneene. Sunt roci compacte de culoare cenuie, rocat, verzuie etc., au o duritate foarte mare, iar compoziia lor mineralogic variaz n funcie de natura rocii de provenien. Cele mai rspndite sunt corneenele formate pe seama rocilor argilo-marnoase i calcaroase. Din calcarele i dolomitele supuse unui puternic metamodfism de contact termic rezult marmure.

Fig.3. Aureola de contact a corp intruziv ; b conturul zonei supuse metamorfismului. In cazul mtetamorfismului de contact cu aport de substane, vorbim de un metamorfism metasomatic, n care transformarea rocilor este rezultatul aciunii chimice reciproce dintre rocile magmatice i cele nconjuratoare. Cele mai frecvente roci din aceast categotie sunt skarnele, formate la contactul unor roci eruptive granitoide cu calcare. Sunt roci de culoare alb, cenuie, verzuie sau glbuie, cu o compoziie mineralogic complex : calcit, granai, piroxeni, amfiboli, feldspai etc., la care se mai adaug sulfuri metalice : pirit, blend etc. i oxizi : magnetit, hematit etc. La noi n ara se cunosc corneene n Dobrogea de nord (Iacobdeal, Greci), Banat, Munii Padurea Craiului, iar skarne n Dognecea, Ocna de Fier (Banat), Bita, Bihor etc. Metamorfismul regional este dezvoltat pe suprafee vaste, fiind cel mai rspndit tip de metamofism. Factorii determinani ai acestui metamorfism sunt : temperatura, presiunea i componenii mobili. Domeniul n care se realizeaz metamorfismul se mparte pe verical n trei zone : - zona superioar (epizona), n care temperatura este relativ moderat, presiunea litostatic mic, iar stressul este foarte puternic. Se produce att un metamorfism mecanic, ct i chimic. Rocile care se formeaz sunt diferite varieti de isturi cristaline (cu o istuozitate evident) : isturi cloritoase (roci de culoare verde alctuite din clorit, cuar, grafit etc.), isturi grafitoase ( culoare cenuiu-negricioas, conin grafit, cuar, sericit etc.), isturi talcoase ( culoare alb-verzuie, luciu mat, grase la pipit, fiind alctuite aproape exclusiv din talc), isturi cuaritice (culoare n general alb i conin : cuar, sericit, muscovit, biotit etc.). - zona median (mezozona) n care temperatura i presiunea litostatic au valori mari. Stressul poate fi puternic sau poate lipsi. Se produce un metamorfism mai mult chimic, iar dintre rocile care se formeaza se mentioneaz : micaisturile, amfibolitele,17

calcarele cristaline. Micaisturile sunt roci cu o istuozitate clar, datorit predominrii mineralelor lamelare i includ : muscovit, biotit, cuar, grafit, granai etc., la care se adaug minerale accesorii : zircon, magnetit, hematit etc. Amfibolitele sunt roci de culoare verde inchis, negricioase, constituite ndeosebi din hornblend i plagioclazi i provin din metamorfozarea rocilor eruptive bazice i neutre sau a sedimentelor marnoase i calcaroase. Calcarele cristaline sunt roci de culore alb, roz-cenuie sau verzuie i sunt alctuite din calcit, cuar, talc, clorit, epidot, muscovit etc. - zona inferioar (catazona) n care temperatura este foarte mare, presiunea litostatic nalta, stressul este foarte slab sau lipsete. Principalele roci care se formeaz sunt gnaisurile. Ele se pot forma pe seama rocilor eruptive granitoide (ortognaise) sau pe seama unor depozite sedimentare psamoargiloase (paragnaise). Sunt constituite din cuar, feldspat plagioclaz, ortoz, biotit, muscovit etc. i au o culoare deschis. Sisturi cloritoase se cunosc n Carpaii Meridionali (Leaota), Munii Apuseni ; isturi talcoase n Banat (Rusca Montan, Nucoara) ; isturi grafitoase n Carpaii Orientali (Rodna Veche, Blan), Carpaii Meridionali (Valea Jiului, Baia de Fier) ; calcare cristaline n Munii Fgraului, Poiana Rusc, Muntele Mare ; gnaisuri n Carpatii Meridionali (Lotru, Cibin, Poiana Rusc) i mai puin n Carpaii Orientali i Munii Apuseni.

Cap 2. GEOLOGIE FIZIC 2.1. Structura intern a pmntului Pentru cunoaterea structurii interne a globului pmntesc s-au folosit mijloace indirecte, bazate pe calculele masei Pmntului, studiul meteoriilor i al propagrii undelor seismice. Datele directe de investigare a structurii Pmntului se refera la o parte cu totul superficiala (cea mai adanc mina din lume a atins adncimea de 3.800 m n Africa de Sud, iar cel mai adnc foraj cca 12.000 m. Se tie c raza medie a pmntului este de cca 6.367.662 m. Undele seismice produse de cutremure constituie o surs de informaie indirect de extrem importan. Dintre cele mai semnificative sunt undele longitudinale, numite i unde P (prime), pentru c au viteza mai mare i apar primele la suprafa i undele tansversale, denumite i unde S (secunde). Din studiul propagrii undelor seismice n interiorul globului pmntesc s-a putut trage concluzia c materia terestr este distribuit simetric n jurul centrului Pmntului i constituie nveliuri sferice ce se acoper unele pe altele, diferind ntre ele prin proprietile lor elastice.

18

Fig.3. Structura intern a Pmntului : a diagramele vitezelor undelor P i 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 :

v=

E

unde : E este modulul lui Young (modulul de elasticitate) 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. nveliurile sunt separate de suprafee de discontinuitate puse n eviden de salturi n viteza de propagare a undelor seismice. n acest mod s-a determinat existena a doua categorii de suprafee de discontinuitate seismic : suprafee de discontinuitate de categoria I sau principale i de categoria a II a sau secundare. n categoria I se ncadreaz suprafeele de discontinuitate de la adncimile la care se produce o mare schimbare de vitez a undelor seismice ; din aceast categorie fac parte discontinuitile Mohorovicic i Gutenberg Wieckert. Pe baza lor interiorul globului terestru a fost imprit n trei geosfere principale : scoara , mantaua i nucleul. (fig.3) Scoara terestr reprezint prima geosfer de la suprafaa globului pna la discontinuitatea Mohorovicic i este constituit din Si i Al (sial). n domeniul continental, scoara este alcatuit din trei pturi : sedimentar, granitic i bazaltic.19

Cuvertura sedimentar (stratisfera) are grosimi ce variaz de la zero la 15 km n zonele de la marginea extern a munilor. Patura granitic ( format din granite, granodiorite i gnaise) are o grosime ce variaz de la 10 la 15 km n zonele de platform, pn la 30-40 km sub catenele muntoase tinere, unde formeaz adevarate rdcini ale munilor. Baza pturii granitice este apreciat a fi dat de discontinuitatea Conrad, care o separ de ptura bazaltic, aceasta fiind constituit n special din gabbrouri i are o grosime n domeniul continental de aproximativ 17 km. (fig.4).

Fig. 4. Sectiune shematic n partea periferic a globului terestru. Scoara de tip oceanic se deosebete de cea continental prin lipsa pturii granitice i are o grosime mai redus, ntre 5 si 15 km. Suprafaa Mohorovicic de la baza scoarei are o structur complicat ; n dreptul continentelor adncimea ei variaz de la 30 km n regiuni de platform, la 80 km n dreptul munilor nali, iar n domeniul oceanic adncimea ei este de 15 km de la suprafaa apei. Mantaua reprezint a doua geosfer important i este cuprins ntre discontinuitatea Mohorovicic i discontinuitatea Gutemberg - Wieckert, situat la adncimea de 2.900 km. n cadrul acestei geosfere, discontinuitatea Repetti separ mantaua superioar alcatuit n principal din Si i Mg (sima), de mantaua inferioar constituit din Ni, Fe, Si, Mg (nifesima), ntre ele existnd o zona de trecere alctuit din Cr i Fe, asociai cu silicai de magneziu (crofesima). Poriunea superioar a mantalei poart numele de astenosfer i are proprieti cvasi lichide. Nucleul este delimitat de discontinuitatea seismic major de la 2.900 km i mprit n dou, nucleul extern i cel intern de ctre discontinuitatea Lehman (5.100 5.200) km.. Se consider c nucleul extern se afl ntr-o stare lichid, argumentul fiind dispariia undelor S (aceste unde nu se propag prin lichide). Tot aici i au probabil sediul o serie de cureni de convecie cu viteze de 10-15 km/an, acetia fiind elementul principal n generarea cmpului electromagnetic al globului terestru. Nucleul intern este considerat solid. Elementele principale din constituia nucleului sunt Ni i Fe (nife).

20

2.2. Unitile scoarei terestre n analiza scoarei terestre au fost difereniate dou mari domenii: scoara continental i scoara oceanic, diferite ntre ele att ca i structur ct i din punct de vedere petrografic.

Fig. 5. Curba hypsografic cu ariile ocupate de fiecare zona principal la scara terestr. Aria continental cuprinde: munii, podiurile, cmpiile i elful, iar racordarea cu domeniul oceanic se face printr-o zon numit panta continental(fig.5). Munii se mpart, n principal, n muni de cutare i muni vulcanici. Munii de cutare sunt diferii din punct de vedere morfologic i poart numele orogenezei care le-a dat natere: - Munii Precambrieni sunt astzi peneplenizai (erodai i transformai n regiuni cu relief ters) i ca exemplu se citeaz munii laurenieni i huronieni din Canada de Est; - Munii Caledonieni s-au format n paleozoicul inferior i prezint forme slabe de relief, fiind n mare msur peneplenizai ca de exemplu munii Scandinaviei; - Muntii Hercinici s-au format n paleozoicul superior. Se prezint sub forma unor masive isolate, nconjurate de formaiuni geologice mai noi, relieful lor fiind pe cale de peneplenizare, cum este cazul munilor Dobrogei; - Munii Alpini s-au format n mezozoic i Neozoic, au nlimi mari, prezint o continuitate clar i la suprafat predomina rocile sedimentare. Evoluia lor tectonic nu este ncheiata (nu au atins echilibrul definitiv) fiind nsoii de zone seismice i vulcanism. Exemple de lanuri de muni sunt: Pirinei, Alpi, Carpai, Balcani, Caucaz, Himalaia.

Fig. 6. Seciune printr-un aparat vulcanic a elementele unui aparat vulcanic ; b calder.21

Munii vulcanici au forme conice terminate cu, crater (fig.6). Prin eroziune, explozii sau prabuire, partea superioar a conului vulcanic poate fi distrus, iar forma rmas se numete calder (depresiune circular nconjurat de o margine nalta). Munii vulcanici pot aparea izolai, ca de exemplu Kenya i Kilimandjaro din Africa, sau de-a lungul unor fracturi majore ale fundamentului cum este cazul lanului vulcanic OaGuti-ible-Climani-Harghita. Podiurile pot fi de platform i intramuntoase. Cele de platform sunt individualizate pe zonele ridicate (anteclize) ale platformelor, cu cote n jur de 200 m, relief slab ondulat i sunt formate din depozite vechi (paleozoice) i subiri, de exemplu Podiul Ucrainean. Podiurile intramuntoase sunt regiuni relativ plate, au forme elipsoidale i altitudini foarte variate. Uneori sunt mrginite de fracturi adnci ce au creat posibilitatea manifestrii fenomenelor vulcanice. Exemple de astfel de regiuni sunt Bazinul Transilvaniei i Bazinul Panonian. Cmpiile pot fi interne i de coasta. Cele interne corespund regiunilor joase ale platformelor (sineclize), au intinderi foarte mari, grosimea depozitelor sedimentare este de asemanea mare, iar stratele prezint nclinari foarte mici spre centrul depresiunii. Exemplu de astfel de regiune l constituie Cmpia de vest a Siberiei. Cmpiile de coast sunt o prelungire a elfului pe uscat, sunt alungite ca form, relativ nguste i sunt alcatuite din depozite geologice recente. Un astefel de exemplu l constituie Cmpia de nord a Germaniei. elful este definit ca zona ce nconjoar uscatul continental i care se ntinde de la nivelul zero hidrografic pna la adncimea la care se produce o cretere puternic a pantei (de regul 200 m). n ceea ce privete limea elfurilor, funcie de caracteristicile geologice i geografice ale uscatului, variaz de la 20 km pn la 6001.000 km. Relieful elfului prezint o serie de forme negative i pozitive caracteristice ; ca forme negative sunt vile necate, zone mai largi spate de curenii marini, zone reprezentnd carsturi necate, iar formele pozitive sunt date de insule protejate de eroziune sau formate din recifi i bancuri de nisip. Sedimentele ntlnite n zonele de elf sunt de natur terigen, organogen i vulcanic. Panta continental reprezint marginea frontal a platformei continentale i dup gradul de nclinare s-au deosebit : panta continental abrupt (de regul nclinat cu 6-10 grade, dar sunt i excepii de 35-45 grade) i panta continental lin (nclinata cu 1-3 grade). Panta continental este secionata de canioane submarine (vi adnci cu profil n form de V) care se termin prin conuri de dejectie la baza pantei. Sunt cazuri cnd panta continental, n special sectorul abrupt, este lipsit de sedimente, dar uneori grosimea lor poate depi 10.000 m (sectorul lin).

22

Fig. 7. Poziia dorsalelor medio-oceanice i a foselor oceanice : a dorsale medio-oceanice; b fose oceanice.

Fig. 8. Seciune transversal schematic printr-o dorsal medio-oceanic. Elementele principale ale domeniului oceanic sunt dorsalele medio-oceanice i fosele (fig.7). Dorsalele medio oceanice formeaz aliniamente n lungime de peste 60.000 km, cu limi de ordinul a 1.500 km i nlimi cuprinse ntre 2.000 i 4.000 m. O dorsal median se compune dintr-o creast cu axa secionat de un rift (vale tectonica la de 10-30 km i adnc de 1.000-2.000 m) ai crui perei sunt abrupi, fiind delimitai de falii. (fig.8). Dorsale oceanice sunt intersectate de o serie de falii transversale care fragmenteaz i deplaseaz axa dorsalei la dreapta sau la stnga. Dorsala medio-atlantic are o direcie N-S i ocup o poziie central ntre America de Nord i Europa, i n continuare ntre America de sud i Africa. Dorsala median a Oceanului Pacific se apropie de coasta Americii n dreptul Californiei pierznd treptat caracterul mid-oceanic. Dorsala median a oceanului Indian prezint doua ramuri cu care se leag de dorsala atlantic i dorsala pacific. Fosele oceanice sunt depresiuni alungite (1.000-2.000 km), cu limi de ordinul a 100-200 km i adncimi de peste 6000 m. Sunt dispuse n apropierea continentelor, de regul n faa unor catene muntoase, iar grosimea sedimentelor poate varia foarte mult, putnd nsuma 2.000-3.500 m. Din punct de vedere geologic, fosele pot reprezenta23

pregeosinclinale, adic depresiuni ce urmeaz a fi colmatate cu sedimente, ce vor fi ulterior afectate de orogeneza. 2.3. Tectonica plcilor Prin cercetri s-a ajuns la concluzia c scoara terestr este alcatuit din mari uniti numite placi litosferice cu arii de zeci de milioane de km2 , ce nglobeaz att domenii oceanice ct i continentale. Iniial litosfera pmntului (ptura superioar rigid constituit din scoar i partea extrem periferic a mantalei) a fost mparit n ase plci : euro-asiatic, african, australian, antarctic, pacific i american. Ulterior au fost separate n interiorul plcii pacifice alte dou plci - Nasca i Cocos-, placa american a fost desparit n dou de placa Caraibilor, iar cercetri ulterioare au mai conturat o serie de micro-plci. (fig. 9).

Fig. 9. Plcile litosferei majore. Plcile nu sunt fixe, ci se deplaseaz datorit unor cureni de convecie existeni n astenosfer (ptura plastic din regiunea superioar a mantalei). Curenii de convecie sunt cureni termici ce se produc ntre doua zone suprapuse cu temperaturi diferite ; materia n zona inferioara, cu temparatura mai mare, mai fluid i mai uoar tinde s ptrund n zona mai rece de deasupra, a carei materie mai grea coboar. (fig.10). S-a constatat ca n dreptul dorsalelor medio-oceanice fluxul termic este mai ridicat, aici se ridic magme bazice din astenosfer, dorsalele fiind i zone de generare a plcilor litosferice.

24

Fig. 10. Seciune schematic pentru reprezentarea teoriei deplasrii plcilor litosferei. n fose se produce subducia (afundarea) plcilor litosferice n astenosfer, de-a lungul unui plan nclinat de 50-55 grade (planul Benioff) unde vor fi resorbite i asimilate. Ptrunderea plcilor n fose este o patrundere mecanic contactul dintre placa subdus i cea sub care intra se face cu acumulri de energie, cu fracturri i ridicare de temperatura. De-a lungul planului Benioff se produc descrcri de energie, care dau deformaii elastice (cutremure), n placa sub care se face subducia se produc fracturri ce creeaz posibilitatea manifestrilor vulcanice. O consecina a deplasrii plcilor litosferice o constituie deriva continentelor (continentele actuale s-au desprins dintr-un singur bloc de uscat ce exista n precambrian, procesul continund i astazi), fenomen observat nca din 1911 de catre A.Wegener. 2.4. Miscrile orogenice Prin orogeneza se ntelege procesul de formare a munilor, iar zonele orogenice n care se desfoar acest proces sunt de o mare varietate i provin din geosinclinale. Acestea sunt regiuni marine, alungite, de extindere regional n care se produce o sedimentare intensa i unde prin micri tectonice iau natere munii de cutare. Micrile tectonice sunt deplasri extrem de lente, de durat geologic, a unor mase solide de importana regional din scoar, deplasri generate de cauze interne i care duc la schimbri importante ale nveliului extern al Pmntului. n evoluia unui geosinclinal se deosebesc trei perioade : perioada geosinclinal, perioada geosinclinal trzie i perioada postgeosinclinal (fig. 11). Perioada geosinclinal se caracterizeaz prin individualizarea cuvetei geosinclinalului, delimitate de falii profunde i care sufer un proces de subsidena. Scufundarea este mai activ dect sedimentarea i geosinclinalul se adncete, totodat prin fracturile din zona central care afectez ptura granitic, patrund topituri bazice pn n ptura sedimentar (magmatism iniial). ntr-un stadiu ulterior, n interiorul cuvetei apare o ridicare sub forma unei cute alungite numit geoanticlinal sau rid care mparte geosinclinalul n dou fose ce vor continua s se adnceasc i s se largeasc.

25

Fig. 11. Reprezentarea schematic a etapelor de evoluie a unui geosinclinal a individualizarea cuvetei geosinclinale nsoit de acumularea de sedimente; b formarea cordilierelor urmat de eroziune i depunerea depozitelor de fli ; c faza de orogenez n care se produce cutarera sedimentelor nsoit de depunerea depozitelor de molas, urmat de formarea depresiunilor intramuntoase i de manifestri vulcanice. Creasta geoanticlinal ajungnd deasupra apelor formeaz cordiliere (lanuri muntoase) sau arhipelaguri, ce vor fi intens afectate de eroziune. Materialul detritic rezultat va fi sedimentat n fose i pe flancurile cordilierelor sub forma unor alternane de strate, constituind depozite de fli. Urmeaz faza de orogenez n care se produce cutarea sedimentelor depuse, datorit unor fore de comprimare (rezultate n zonele de convergen sau de subducie a plcilor) fomnd o nalime de cute (anticlinorii i sinclinorii). n zonele marginale micrile de coborre continu, fiind nsoite de formarea unor serii terigene de mare grosime cu intercalaii de depozite lagunare (depozite de molas). n perioada a doua de evoluie a geosinclinalului, perioada geosinclinal trzie, se produc scufundri ale unor sectoare, de-a lungul unor linii de fracturi datorit crora se formeaz bazine intramuntoase, n care formaiunile detritice i cele calcaroase alterneaza cu intercalaii de crbuni, uneori sare gem i gips. Manifestrile vulcanice sunt reprezentate prin dacite i andezite. Evoluia geosinclinalului se ncheie cu perioada postgeosinclinal, n care au loc numai micri pe vertical ce dau natere la compartimente ridicate i compartimente czute dup linii de falii. Fracturile deschid calea de ptrundere a unor topituri bazice (vulcanism final), cu care se ncheie i seria de procese magmatice. O dat cu edificarea lanurilor muntoase, acestea vor fi supuse proceselor de eroziune datorit crora are loc o reducere treptat a nalimilor munilor i de transformare a regiunii ntr-o zon de relief slab ondulat numit peneplen. Ea nu i-a pierdut complet mobilitatea, micarile tectonice pot genera forme structurale coborte i26

ridicate (grabene i horsturi, sineclize i anteclize). Cu timpul regiunea devine rigid, lund treptat un caracter de platforma. Platformele sunt definite ca fiind poriuni din ariile continentale n a cror structur se disting n general dou etaje : fundamentul cutat sau soclul i nveliul sedimentar, dispus transgresiv i constituit din strate orizontale sau foarte slab nclinate. Caracteristicile generale ale platformelor sunt : lipsa manifestrilor magmatice intruzive i efuzive, slaba manifestare sau lipsa micrilor seismice, lipsa micrilor de cutare, grosimea mic a depozitelor sedimentare care pot lipsi n anumite sectoare. Vrsta platformei se determin n funcie de vrsta cutrii i rigidizrii fundamentului ; de exemplu platforma epiproterozoic (Platforma Moldoveneasc), platforma epihercinic (Platforma Moesic). 2.5. Micrile epirogenice Micrile pe vertical ale scoarei terestre au fost denumite de J. Gilbert epirogenice fiind ulterior clasificate n micri pozitive i negative. n cazul micrilor pozitive au loc ridicri ale unor sectoare terestre, deci se produce extinderea continentelor prin retragerea apelor marine, iar n cazul micrilor

Fig. 12. Transgresiunea (a) i regresiunea (b) ; I, II, III nivelele succesive ale apelor marine. negative, anumite sectoare terestre se scufund avnd ca efect restrngerea ariilor continentale. Rezultatul imediat al micrilor epirogenice este schimbarea poziiei liniei de rm. Apele marine invadeaz uscatul dupa linia de rm, materialul erodat mpreun cu cel adus de pe continent este fragmentat prin aciunea valurilor i redistribuit, formnd diferite categorii de sedimente, care, prin consolidare, vor da natere la roci sedimentare. naintarea apelor din domeniul marin peste un sector continental se numete transgresiune marin (fig.12, a) i se caracterizeaz prin formarea de sedimente grosiere (pietri, conglomerat) n apropierea rmului, urmate de nisipuri nspre larg i n continuare de roci foarte fine. Frontul al doilea transgresiv are elementele grosiere (pietri) mai avansate spre continent, astfel ca elementele mai fine (nisip) vor fi depuse peste pietriurile sau conglomeratele primei faze. n concluzie, n cazul transgresiunii, depozitele fine (pelitice) n coloana stratigrafic se succed peste cele grosiere. Retragerea apelor de pe continent poart numele de regresiune marin (fig. 12, b) i este caracterizat printr-o sedimentare invers. Ridicarea uscatului va inversa fazele de depuneri, astfel ca elementele grosiere ale unei serii, n coloana stratigrafic, urmeaz peste elementele mai fine ale unei faze anterioare.27

Explicarea micrilor pe vertical ale unor sectoare din scoara terestr s-a facut prin mai multe ipoteze. Una din acestea (ipoteza izostaziei), ia n considerare tendinele de restabilire a echilibrului dintre diversele sectoare (blocuri) ale scoarei n relaie cu mantaua superioar ; cnd un bloc se ncarc cu sedimente, va avea loc o micare negativ, urmat de trangresiune, alte blocuri descarcate de sarcini vor efectua micri pozitive, urmate de o regresiune marin. 2.6. Dislocaii plicative i rupturale Prin noiunea de strat este definit un volum de depozite sedimentare cu alctuire petrografic constant, delimitat de dou fee, reprezentnd plane de stratificaie (rezultate n urma aciunii de sedimentare a detritusului). Un strat are o extindere mare pe orizontal i mic pe vertical, grosimea sa poate varia de la ordinul milimetrilor la ordinul zecilor de metri. Structura iniial (primar) a unui strat este orizontal. n natur nsa cele mai numeroase sunt structurile secundare : datorit unor cauze tectonice stratele sunt dislocate din poziia orizontal i pot avea diferite nclinari sau pot fi chiar rsturnate. Orientarea unui strat este dat de dou elemente : direcia i nclinarea (fig.13). Direcia stratului reprezint unghiul diedru facut de o linie orizontal trasat pe suprafaa stratului, cu meridianul locului, iar nclinarea este dat de unghiul alfa pe care l face linia de cea mai mare pant cu un plan orizontal. nclinarea stratului este perpendicular pe direcia sa.

Fig. 13. Elementele de orientare ale stratului. Sub aciunea fortelor tectonice pot lua natere dou feluri de deranjamente (dislocaii) ale stratelor : deformri prin ndoire, fr perturbarea continuitii stratelor sau dislocaii plicative (de cutare) i rupturi ale stratelor sau dislocii rupturale. 2.6.1. Dislocaii plicative Dislocaiile plicative sunt reprezentate prin monocline, cute i pnze de ariaj. Cea mai simpl structur secundar este cea monoclinal, n care stratele nclina ntr-un singur sens (fig.14). Cutele (fig.15) sunt deformri ale stratelor sub form de unde i se pot prezenta sub form de anticlinale (cute ndreptate cu partea convex n sus, n axa carora apar stratele cele mai vechi) sau sub form de sinclinale (cute cu, concavitate n sus, n axa crora apar stratele cele mai noi).28

Fig.14. Cut monoclinala Fig. 15. Elementele unei cute La o cut se disting urmatoarele elemente : - arniera - partea de maxim curbur a unei cute ; - flancurile - parile laterale ale unei cute pot fi : flancuri normale, n care succesiunea stratelor pe vertical este normal, adic stratele mai noi stau deasupra statelor mai vechi i flancuri inverse, n care stratele sunt n poziie rasturnat, cele mai vechi stnd deasupra celor mai noi ; - ungiul cutei - unghiul format de cele dou flancuri ; - planul axial planul care unete arnierele tuturor stratelor care iau parte la alcturirea unei cute ; - axul cutei dat de intersecia planului axial cu suprafaa topografic. Clasificarea cutelor se face funcie de poziia planului axial i dup raportul dintre flancuri i forma boltei. Dup poziia planului axial se disting :

Fig. 16. Clasificarea cutelor dup poziia 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 nclinate n sensuri opuse, unul din flancuri avnd o nclinare mai mare, iar planul axial este nclinat ; - 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 poziie orizontal sau aproape orizontal ; - cute rasturnate (fig.16 e), la care planul axial formeaz un unghi mai mare de 90 grade. Funcie de raportul dintre flancuri se disting : - cute nomale (fig.17 a) la care anticlinalele prezint nclinri divergente ale flancurilor, iar sinclinalele nclinari convergente ; - cute izoclinale (fig.17 b) la care flancurile sunt paralele ; - cute n evantai (fig.17 c) la care partea mijlocie a flancurilor prezint nclinari convergente la anticlinale i divergente la sinclinale.29

Fig. 17. Clasificarea cutelor dup raportul dintre flancuri : a normale ; b izoclinale ; c n evantai. Dupa forma boltei se disting : - cute largi (fig.18 a), la care bolta prezint o curbur larg ; - cute strnse (fig.18 b), la care unghiul format de cele doua flancuri este mai mic de 90 grade ; - cute n form de cufar fig.18 c), la care bolta este orizontal; cute tectiforme (fig.18 d), la care bolile sunt relativ ascuite. Cutele-falii (fig.19) sunt cute deversate, la care flancul invers se subiaz treptat pn la dispariie. n cazul cnd laminarea aste total, n locul flancului invers apare o suprafaa de ruptur, de-a lungul creia vin n contact flancurile normale a celor dou cute alturate.

Fig. 18. clasificarea cutelor Fig. 19. Cuta-falie Dup forma boltei : a largi; b strnse; c n form de cufr d - tectiforme Pnzele sunt suprapuneri de mari proporii ale unor mase de roci vechi, cutate, peste mase de roci mai noi. Pachetul de strate mai noi reprezint elementul care a rmas pe loc i din aceast cauz se numete autohton, iar pachetul de strate mai vechi este cel care a suferit o deplasare i se numete alohton sau panz. Se disting dou feluri de pnze : pnze de acoperire i pnze de ariaj. Panzele de acoperire rezult dintr-o cut deversat sau culcat, mult exagerat (fig.21).

Fig. 21. Pnza de acoperire.30

Pnzele de ariaj sunt mase de roci ce au fost deplasate pe distane considerabile de-a lungul unei suprafee de ruptur, peste alte roci mai noi. La o pnz de ariaj se disting urmtoarele elemnte (fig.22) ; - suprafaa de ariaj suprafaa pe care s-a realizat ariajul (transportul pnzei); - peticele de acoperire poriuni din corpul pnzei ramase izolate prin eroziune pe autohton ; - ferestrele tectonice deschideri cu contur nchis facute de eroziune n corpul panzei, prin care apare la zi autohtonul.

Fig. 22. Pnza de ariaj

Fig. 23. Diapire vazute n plan vertical : a profunde; b atenuate; c exagerate; d revrsate. Cnd nu are contur nchis, forma rezultat se numete semifereastr. Cutele diapire sunt cute cu caracter particular, care se formeaz atunci cnd smburele constituit din roci plastice (sare, gips, argil) boltete sau strapunge stratele acoperitoare. Cutele diapire se formeaz datorit presiunii litostatice i plasticitii srii ; iniial, sarea se gsete intersratificat ntre roci sedimentare, nsa datorit presiunii exercitate de stratele acoperitoare cu densitate mai mare, sarea a luat form lenticular i s-a ridicat spre suprafa, strapungnd stratele acoperitoare. Dup gradul de strpungere al smburelui de sare se disting : - diapire profunde sau criptodiapire (fig.23 a), la care smburele de sare se gsete la adncime boltind stratele ; - diapire atenuate (fig.23 b), la care sarea strapunge o parte din stratele acoperitoare fr s ias la suprafa; - diapire deschise sau exagerate (fig.23 c), la care nucleul de sare strapunge ntraga stiva de strate acoperitoare, ajungnd la suprafa; - diapire revrsate (fig.23 d), la care smburele de sare ajuns la suprafa se revars peste depozitele sedimentare ale unui flanc. Strate concordante i discordante. Vrsta cutelor. Cunoaterea momentului cnd s-a produs cutarea unei regiuni prezint o deosebit importan n stabilirea cronologic a evenimentelor geologice care au afectat scoara globului tertestru.31

n procesul sedimentrii, stratele iau natere printr-o succesiune continu de jos n sus. n cazul unei succesiuni normale (nersturnate), un strat oarecare este mai nou dect stratul pe care st i mai vechi dect stratul care l acoper. Cnd doua formaiuni geologice de vrst diferit se gsesc n raporturi de pralelism, indiferent dac sunt sau nu cutate, formaiunea superioar st concordant peste cea inferioar (fig.24 a).

Cnd nsa formaiunea superioar face un unghi fa de cea inferioar, atunci acestea sunt n raporturi discordante (fig.24 b). ntre dou formaiuni dicordante se constat ntotdeuna lipsa unuia sau mai multor termeni stratigrafici, ceea ce presupune existena unei lacune stratigrafice. Ea se datorete unei exondri cauzat fie de cutarea stratelor, fie de micri epirogenice pozitive, timp n care depozitele geologice sunt supuse aciunii eroziunii, dup care, n urma unei trasgresiuni, suprafaa de eroziune este acoperit de depozite mai noi. O lacun stratigrafic poate fi ntlnit i ntr-o succesiune stratigrafic necutat, iar suprafaa dup care se face contactul dintre cele dou formaiuni se numete relief necat sau ngropat (fig.24 c). n mod curent, vrsta relativ a stratelor se noteaz cu litere sau cifre, stratului mai vechi dndu-i-se prima liter a alfabetului sau prima cifra, stratele urmatoare, din ce n ce mai noi, notndu-se cu succesiunea de litere sau cifre n ordine normal. Vrsta cutei se determin aplicnd urmatorul principiu : o cutare este ntotdeuna mai nou dect ultimul strat din seria cutat i este anteioar celui mai vechi strat din seria necutat, care urmeaz discordant pentru seria de strate cutate. n figura 25, vrsta cutrii este post c, ante m.

32

2.6.2. Dislocaiile rupturale Dislocaiile rupturale se produc atunci cnd este depit limita de plasticitate a rocilor i reprezint deformri fizice ca urmare a aciunii fortelor radiale, reprezentate n principal prin falii i decrori.

Fig. 26. Elementele unei falii : A acoperiul ; C compartimentul din culcu; S sritura faliei descompus n: Sd (decroare); So (saritura orizontal); Sv (saritura vertical). Faliile sunt dislocaii rupturale nsoite de o deplasare relativ pe vertical a compartimentelor formate. La o falie se deosebesc urmtoarele elemente (fig.26) : - planul faliei P planul dup care sunt denivelate compartimentele, iar orientarea sa se realizeaz precizandu-se direcia;

Fig. 27. Tipuri de falii n cazul stratelor orizontale : A vetrical ; b normal ; c invers.

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 l face planul de falie cu meridianul locului) i nclinarea faliei (unghiul fcut de planul faliei cu un plan orizontal) ; - compartimentele sau blocurile faliei i anume : compartimentul din acoperi A, de deasupra planului de falie i compartimentul din culcu, de sub planul de falie ; - sritura sau pasul faliei distana pe care s-a produs denivelarea celor dou compartimente.33

Faliile ce afecteaz stratele orizontale pot fi : verticale, normale i inverse. Cnd unghiul pe care l face plnul de falie cu un plan orizontal este de 90 grade, falia este vertical (fig. 27 a) ; cnd planul de falie face cu planul orizontal un unghi diferit de 90 grade se deosebesc dou cazuri : cnd compartimentul din acoperi este czut, falia este normal (fig. 27 b), iar cand compartimentul din culcu este czut, falia este invers (fig 27 c). n cazul stratelor nclinate, cnd planul de falie nclina n sensul nclinrii stratelor, falia este conform (fig. 28 a,b), iar cnd palnul de falie nclina n sens invers nclinarii stratelor, falia este contrar (fig. 28 c,d). Fa de direcia unei cute falii pot fi : longitudinale (cnd planul de falie este paralel cu planul axial al cutei) ; transversale (cnd planul de falie este perpendicular pe planul axial al cutei ; oblice sau diagonale (cnd planul faliei face cu planul axial al cutei un unghi diferit de 90 grade). Gruparile de falii pot fi analizate n plan vertical i orizontal. n plan verical pot fi ntlnite urmatoarele asociaii de falii : - falii n trepte grupri de falii verticale n care se succede o serie de compartimante din ce n ce mai coborte (fig. 29) ; - grabenul grupri de falii paralele dispuse n trepte n care compartimentul central este cobort ( fig. 30) ; - horstul este opus grabenului, compartimentul central este ridicat fiind mrginit de o parte i de alta de compartimente coborte (fig.31 n plan orizontal se disting urmtoarele grupri de falii : - falii paralele grupri de falii cu aceiai direcie, cu nclinarea n acelasi sens sau n sensuri diferite (fig. 32) ; - falii in releu planele de falii se dispun succesiv pe aceiai direcie (fig. 33) ;

Fig. 29. Falii n trepte

Fig. 30. Graben.

Fig. 31. Horst

Fig. 32. Falii paralele34

Fig. 33. Falii n releu

Fig.34. Falii n virgaie: Fig. 35. Decroare F falie principala; f falii secundare. - falii n virgatie sau n ramificaie asociaii de falii la care planele unor falii secundare se desprind treptat dintr-una principal (fig. 34) ; Decrorile sunt dislocaii rupturale n care deplasarea compartimentelor se realizeaz n plan orizontal (fig. 35). Dup unghiul dintre planul de ruptur i direcia stratelor afectate, decrorile pot fi : longitudinale, transversale, oblice (diagonale).

Cap 3. ELEMENTE DE PELEONTOLOGIE I STRATIGRAFIE 3.1. Generaliti n ncercarea de a reconstitui etapele evoluiei prii superficiale a scoarei terestre trebuie s se ia n considerare totalitatea fenomenelor ce s-au desfurat n trecutul geologic n domeniul litosferei i a biosferei. Toate aceste date , care se refer la sedimentare, la asociaia de vieuitoare, la fenomenele tectonice i magmatice etc., ordonate n timp (n succesiune cronologic) i localizate n spaiu, formeaz specificul geologiei stratigrafice. Deoarece partea superficial a scoarei (acesibil studiului) este format n cea mai mare parte din roci sedimentare, a caror flor i faun poate fi folosit pentru a le preciza vrsta, materialul documentar al geologiei stratigrafice const din roci i fosile.35

Rocile sunt studiate sub aspectul asocierii lor n serii sedimentare, ale cror particulariti au fost determinate de condiiile fizico-geografice i tectonice ale bazinului de sedimentare n care s-au format. Astfel sedimentarea s-a putut realiza fie n mediu continental fie n mediul marin. Sedimentarea continental a fost i este conditionat de clim i relief, factori ce au determinat variatele depozite sedimentare (aluviuni, depozite lacustre, depozite glaciare etc.), caracterizate printr-o compozitie mineralogic proprie, o structur caracteristic i un coninut de flor i faun specific. Sedimentarea n domeniul marin a fost condiionat de gradul de salinitate, de regimul hidrologic, de regimul termic, de configuraia i de adncimea bazinelor marine. Un alt factor care controleaz sedimentarea este factorul tectonic. Deosebirile de grosime, litologie, abundena fosilelor, relaii geometrice ntre depozite de aceiai vrsta, dar din bazine de sedimentare diferite, relev c sedimentarea este determinat i de condiiile tectonice ale bazinului. Astfel sedimentarea n zonele stabile geotectonic se caracterizeaz prin grosimea mic a depozitelor, dispunerea orizontal a stratelor, mare variaie litologic pe orizontal, n general bogat fosilifere i cu numeroase lacune stratigrafice. In regiunile geosinclinale, sedimentarea se caracterizeaz prin grosimea considerabil a depozitelor, continuitate de sedimentare (ntrerupta doar de momentele de paroxism orogenic), monotonie litologic i o tectonic complicat. Indicaii asupra condiiilor mediului de sedimentare se obin din studiul florei i faunei fosile coninut de seriile de sedimentare. Fauna i flora planetei noastre a evoluat mereu i multe din formele de via care au trit ntr-o etap a acestei evoluii n-au trit mai trziu, vieuitoarele trecnd necontenit prin forme din ce n ce mai noi, pn s-a ajuns la stadiul actual de organizare. De aici s-a formulat i principiul evoluiei vieii : formele de organizare ale vieii sunt ntr-o continu schimbare, trecnd de la forme simple la forme complexe ; planul de organizare realizat o dat, nu se mai repeta n decursul timpului. Pe baza acestui principiu se stabilete vrsta relativ a stratelor ; depozitele care conin aceeai faun s-au format n acelai timp, deci sunt de aceeai vrst, i cu ct fosilele au un plan de organizare mai inferior fa de cel al formelor actuale, cu att depozitele respective sunt mai vechi. Sub numele de fosile sunt incluse toate resturile de organisme reprezentate prin schelete minerale, precum i unele activiti vitale ale organismelor. Ele s-au putut pstra datorit procesului de fosilizare, prin care se nelege totalitatea fenomenelor fizice, chimice i biologice, care au acionat asupra organismelor, dup moartea lor, pn cand au fost aduse n stadiul de fosil. Pentru ca organismele s se fosilizeze trebuie s aib n constituia lor pri dure, formate din substane minerale i dup moartea lor s fie acoperite de sedimente, pentru a le feri de aciunea bacterilor sau a agenilor atmosferici. Principalele moduri de fosilizare sunt : - consevarea n stare iniial resturile de organisme se pot pstra n medii bune conservante, cum sunt: chihlimbarul, ozocherita, gheaa fosil, sarea, silexul, turba; - mineralizarea, cel mai frecvent mod de fosilizare n cazul molutelor, echinodermelor, vertebratelor etc. Dup moartea organismului, partea organic este distrus, n timp ce partea mineral (cochilia) poroas, permite infiltrarea apei cu,36

carbonat de calciu, prin precipitatarea cruia cochilia devine mai compact. De regul, prin mineralizare, substana chimic primordial a organismelor, mai puin stabil, este nlocuit molecul cu molecul de o alt substan chimic mai stabil, forma organismului ramnnd neschimbat ; - tipare (mulaje) cavitatea rmas dupa distrugerea parii organice este umplut cu material sedimentar (argil, marn, nisip), iar scheletul, de regul, este dizolvat, astfel ca n sedimente ramne tiparul (mulajul) intern pe care sunt imprimate caracterele parii interne. Uneori, fosilele pot lsa imprimate pe roci caracterele parilor moi ale organismelor ; - impresiuni - pe roci sedimentare fine (argile, isturi argiloase, marne) se pot pstra impresiunile prilor moi ale organismelor ; - urme de via constau n urme de deplasare, de odihn, imprimate pe unele sedimente. n stabilirea cronologiei formaiunilor sedimentare i corelarea lor, se utilizeaz fosile caracteristice sau conducatoare. Acestea au fost date de specii ce s-au nlocuit unele pe altele n timp relativ scurt i care au avut totodat o arie de rspndire mare. Cele mai multe dintre fosilele caracteristice sunt date de foraminifere, trilobii, graptolii, nautiloidee, amonoidee, unele lamelibranchiate, gasteropode i vertebrate. Plantele au dat un numr mai mic de fosile caracteristice. Vrsta dat de fosilele carcteristice este nsa relativa ; cunoscnd succesiunea florei i faunei se pot deosebi orizonturile mai noi de cele mai vechi. Cu ajutorul fosilelor s-au stabilit unitile din scara geocronologica i fiecrei uniti i corespund etajul, adic ansamblul de depozite cu fauna i flora lor, depuse n timpul respectiv. Etajele se denumesc n general, dup localitatea n care se gsete stratotipul lor ; acesta se alege ntr-o zon n care depozitele sunt bine dezvoltate, cu faun bogat i deschideri bine dezvolttate, bune pentru a putea fi urmarit succesiunea litologic i paleontologic. Unitaile superioare etajelor sunt seriile, crora n timp le corespund epocile, urmeaz sistemele, crora le corespund perioadele i grupele crora le corespund erele. 3.2. Clasificarea sistematic a organismelor nainte de a trece la descrierea erelor geologice se prezint clasificarea sistematic a organismelor pentru o mai bun orientare asupra poziiei pe care o ocupa fosilele cu importan stratigrafic, precum i a poziiei grupelor de organisme care au contribuit la formarea diferitelor categorii de roci i a unor substane cu importan economica. 3.2.1. Regnul vegetal Regnul vegetal cuprinde patru ncrengaturi care, la rndul lor, includ mai multe clase, ordine, familii, genuri din care se prezint numai cele mai importante: Thallophyta este ncrengatura cu cele mai inferioare plante, al caror aparat vegetativ este format dintr-o celul sau dintr-un aglomerat de celule. Pigmentul clorofilian, care le d culoare verde, poate fi mascat de alt pigment. Exemple : bacteriile, diatomeele, algele verzi, algele roii, algele brune. Bryophyta este ncrengatura din care fac parte plantele verzi cu tulpin, frunze si organe de nmulire primitive ; nu au radcini i nici vase conducatoare.37

Pteridophytele (criptogramele vasculare) sunt plante cu organizare superioar, avnd aparatul vegetativ difereniat n rdcin, tulpin i frunze i au un sistem de vase conducatoare. Se nmulesc prin spori. Exemple : psilophytalele, lycopodialele, sphenophytalele, filicophytalele (ferigi), Fanerogamele, gimnorpermele, angiospermele (monocotiledonate i dicotiledonate). 3.2.2. Regnul animal Regnul animal se subdivide n doua subregnuri : protozoare i metazoare, care, la rndul lor, includ mai multe ncrengaturi, clase, subcalase, ordine, familii i genuri. 3.2.2.1. Subregnul protozoare Subregnul protozoare include organisme unicelulare formate din protoplasma, protejata sau nu de un nveli mineral calcaros sau silicios ( importana stratigrafic deosebit prezint ncrengatura Rizoflagellata i din aceasta foraminiferele).

Repartiia geologic a principalelor grupe de organisme este prezentat n tabelul de mai sus. 3.2.2.2. Subregnul metazoare Subregnul metazoare include animale pluricelulare cu celule difereniate. Exemple : spongierii, celenteratele (polipul i meduza), viermii, briozoarele, brachiopodele, molustele, artropodele, echinodermele, stomocordatele i vetebratele. 3.3. Caracterizarea erelor geologice38

3.3.1. Erele precambriene (4,6 mld. ani 545 mil.ani) Precambrianul reprezint intervalul de timp din istoria scoarei globului terestru de la formarea acestuia i pn la apariia primei asociaii de faun (trilobiii). Cuprinde dou ere i anume : era arhaic i era proterozoic sau algonkiana. Era Arhaica cuprinde intervalul de timp care a aprrut de la formarea unei cruste continui la suprafaa globului i pn la apariia urmelor de materie organic. n era arhaic, micrile orogenice au dat natere catenelor laureniene (Canada de est) care ulterior au fost erodate i nivelate. Formaiuni arhaice sunt cunoscute n Scutul Baltic i n Scutul Canadian. Era Proterozoica (algokiana) cuprinde formaiuni mai puin metamorfozate n care se gsesc urme organice sigure : radiolari, spongieri, cochilii de brachiopode i urme de trre, probabil viermi. n cursul acestei ere, micrile orogenice au dat natere mai multor catene muntoase cun sunt catenele huroniene (Canada), care ulterior au fost erodate. Formaiunile proterozoice sunt n principal rspndite n aceleai regiuni ca si cele arhaice. 3.3.2. Era Paleozoic (545 mil. Ani 251 mil. ani) n depozitele sedimentare atribuite paleozoicului se pastreaz urmele unei viei proprii foarte vechi, ce a disprut n mare parte spre sfritul acestei ere. Era paleozoic ncepe odat cu apariia trilobiilor i dureaz pn la dispariia acestora, precum i a graptoliilor, acoperind un interval de timp de circa 290 milioane de ani. Pe baza criteriilor paleontologice i stratigrafice n cadrul erei paleozoice s-au separat ase perioade : Cambrian, Ordovician, Silurian, Devonian, Carbonifer i Permian. Perioada Cambrian, al crui nume vine de la inutul arii Galilor din sud-vestul Angliei cunoscut n vremea romanilor sub numele de Cambria. Curpinde o flor slab dezvoltat, iar fauna este reprezentat numai de nevertebrate (brachiopode, molute i artropode). Formaiunile sedimentare cuprind isturi negre, calcare, gresii, nisipuri, argile albastre i se semnaleaz primele depozite de precipitaie : anhidrit, sare gem. Perioada Ordovician este caracterizat printr-o important dezvoltare a vieii, noi clase i ordine se adaug la cele existente n cambrian. Denumirea perioadei vine de la Ordovici, popor celtic este ce tria n antichitate n ara Galilor i limita inferioar a perioadei este dat de prima apariie a conodontului Iapegnatus fluctifagus, iar delimitarea fa de silurian este dat de apariia graptoliilor monoprinoizi. Flora cuprinde alge albastre, alge verzi, iar fauna cuprinde aproape toate nevertebratele (celenterate, brachiopode, molute, artropode trilobii, echinoderme, graptolii). Depozitele sedimentare includ formaiuni marine (gresii, calcare, isturi argiloase negre), formaiuni lagunare (marne bituminoase) i formaiuni continentale dar de importan redus. Perioada Siluriana i datoreaz denumirea populaiei celtice silurii, care n antichitate triau n ara Galilor i ncepe odat cu apariia graptoliilor. Flora, n aceast perioad, este reprezentat prin alge calcaroase i se semnaleaz apariia celor mai vechi plante vasculare, psilophytalele.39

Fauna de nevertebrate ( celenterate, brachiopode, moluste, artropode trilobiii ating maximul de dezvoltare, echinoderme, stomocordatele graptolii) se completeaz cu cteva noi ordine, iar n cadrul cordatelor apare prima clasa de vertebrate : agnata, reprezentat prin peti cu plci n regiunea cefalic. Formaiunile sedimentare cele mai rspndite n silurian sunt formaiunile marine : nisipuri, conglomerate, calcare organogene, isturi argiloase, iar formaiunile continentale i cele lagunare au o importan redus. Perioada Devonian. Numele perioadei vine de la inutul Devonshire din sudvestul Angliei, unde sistem


Recommended