Geologie Fizica - Laborator

BASARAB-PETRU DRAGOMIR ANCA ANDROHOVICI

....,

GEOLOGIE FIZICA

LUCRĂRI PRACTICE

EDITURA UNIVERSITĂŢIIDINBUCUREŞTI

20()1

'" '"CUVANT INAINTE

Nevoia de instruire a studenţilor într-un domeniu atât de complex ca Geologia face ca

niciodată să nu fie suficiente lucrările pe care aceştia să le aibă la îndemână. Cu atât mai mult cu cât,

deşi literatura de specialitate cuprinde liste nesfârşite de lucrări şi tratate, unele devenite clasice,

altele foarte noi, puţine dintre acestea sunt accesibile, fiind fie epuizate, fie într~un număr prea mic

de exemplare pentru a putea fi cu adevărat utilizate de studenţi.

Iată motivaţia pentru care încercăm să oferim celor interesaţi un instrument elementar de

studiu, mai ales în condiţiile unor cunoştinţe extrem de precare dobândite anterior.

Primul contact al începătorului cu lumea atât de complexă a Geologiei este, cel mai adesea,

extrem de dificil. Deşi Geologia este puternic legată de marea majoritate a activităţilor umane şia

atins nivele superioare de cunoştere, dispune de un număr destul de redus de specialişti. Problemele

sunt complicate de mediatizarea, adesea exagerată, mai ales a unor aspecte izolate, îlubrăcate într-o/

aură "romantică", aspecte care sunt departe de a cuprinde esenţa acestei ştiinţe, care rămâne în afara

percepţiei nespecialiştilor. În consecinţă, Geologia pare multora a fi o ştiintâ teoretică, bazată pe un

limbaj criptic, de neînţeles, şi pe înmagazinarea unui volum imens de informaţii care se cer

memorate.

Ceea ce scapă atenţiei nespecialistului sau începătorului în ale Geologiei este însuşi

esenţialul, şi anume că gradul ridicat de abstractizare şi teoretizare se poate atinge numai printr~o

activitate susţinută de observare şi asimilare a fenomenelor, a proceselor şi a consecinţelor directe

ale acestora, numai prin interpretarea informaţiilor concrete putându-se obţine interpretarea

sintetică a realităţii.

Tocmai pentru înţelegerea acestor situaţii, a fost gândită lucrarea de faţă, revăzută şi

completată faţă de lucrările anterioare, ca ghid de instruire al studenţilor geologi şi geofizicieni

începători, la primul contact cu Geologia.

Componentă complementară sine qua non a Geologiei, în general, şi a Geologiei fizice mai

ales, activitatea practică de laborator are menirea de a iniţia studenţii în logica şi în metodologia de

observare şi de interpretare a realităţilor geologice, punând bazele studiilor mai amănunţite, abordate

de disciplinele geologice specializate.

Lucrarea îşi propune să inducă observarea concretă a componentelor ce alcătuiesc scoarţa

Pământului, iar pe baza'interpretării observaţiilor, să-i deprindă pe studenţi să construiască conexiuni

logice prin care să reconstituie procesele geologice în desfăşurarea lor temporală şi spaţială, cu toate

implicaţiilece derivă din ele.

Fără să se substituie disciplinelor geologice specializate (Mineralogie, Petrologie, Geologie

structurală, Cartografie geologică, etc), lucrarea de faţă face apel la informaţii şi metode specifice

acestor discipline, de la care preia elementele absolut necesare pentru iniţierea viitorilor specialişti, în

general, în concordanţă cu sistemul specific prin care, la fiecare specialitate, sunt detaliate

problemele. Acolo unde între cercetători se manifestă puncte de vedere diferite, lucrarea încearcă saadopte o linie sintetică unitară, de la care, prin aprofundare, la disciplinele de specialitate, să se

poată construi opinia fundamentată a fiecărui specialist.

Punând accentul mai mult pe înţelegerea noţiunilor şi pe formarea capacităţii de observare

decât pe volumul de informaţie, lucrarea se doreşte un îndrumător practic şi nu un determinator

exhaustiv de minerale şi roci, cu atât mai mult cu cât, la nivelul Geologiei fizice, observaţia directă

macroscopică nu este susţinută de tehnici avansate de analiză de laborator (problemele de amănunt

urmând să fie reluate şi detaliate ulterior, la disciplinele 'de specialitate).

Deşi este destinată lucrărilor practice, lucrarea oferă o serie de noţiuni teoretice, uneori mai

amănunţite, necesare însă pentru crearea unei baze de informaţii esenţiale în activitatea practică a

începătorilor.

Figuraţia cuprinsă în lucrare este, fie realizată de autori, fie preluată din literatura de

specialitate. În acest caz, sursa este menţionată la explicaţia figurii, prin numărul de la Bibliografie al

lucrării utilizate.

Lucrarea, inclusiv figuraţia pe care o cuprinde, a fost tehnoredactată computerizat în cadrul

Catedrei de Geologie şi Paleontologie. Mulţumim, pe acestă cale, conducerii Catedrei şi colegilor

care ne-au sprijinit în demersul propus.

AUTORII

C'UPRINS

O~SERVATII MACROSCOPICE CU PRIVIRE LA,ALCĂTUIREA SCOARŢEI TERESTRE 9

DATE GENI~RAI-lE 9

MINERALELJ2 ' 12

PROPRlETĂŢ1LE MACROSCOPICE ALE MINERALELOR 12

PROPRIETĂŢILE MORFOLOGICE. ,.12

Starea fizică 13Habitusul. 16Trachtul 17Forme de concreştere 20Made (conâeşterisimetrice) 21Izomorlismul si polimorlismul.. , 22

PROPRIETĂŢILEGATE DE COEZIUNE .23

Duritatea 23Clivajul ' 24Spărtura 24Elastidtatea si plasticitatea 25Greutatea specifică 25

PROPRIETĂŢI OPTICE , 25

Culoarea (macroscopică) 26Culoarea urmei.. 27Transparenţa 27.Luciu 27Birefringenţa 28

ALTEPROPRIETĂŢI ,; 28

PREZENTAREA SISTEMATICĂA PRINCIPALELORMINERALE PE. BAZA PROPRIETĂŢILOR

MACROSCOPICE , ..30ELEMENTE NATIVE 30SULFURI ŞI SULFOSĂRURI 31OXIZI ŞI HIDROXIZI '" , 33HALOGENURI , 34CARBONAŢI. : 34SUL-FAŢI '" ., 36

7

FOS.FAŢI. , , , ,, , , .. , , , .. , """", ,.36SILICAŢI"" ,. ,., ,.. "~O ", , •• "" ,. , •• ,,' "." ••• ,., ••• ,.,' , •• ,. ",., ••• , •••••• 36

ROCILE., .. , , , , ,.. ,.. ,." ,.. ' ,., " , .,., ",., ..47

ROCILE MAGMATICE." ".. , ,.. " " .. ,, , ,.',", .. ', .. ,.. ,. ,48

COMPOZIŢIA MINERALOGICĂA ROCILOR MAGMATICE 49

STRUCTURILE ROCILOR MAGMATICE , , , 51

TEXTURILE ROCIIJOR MAGMATICE , , 52

CONDIŢIIDE FORMARE A ROCILOR MAGMATICE '" 55

CLASIFICAREA ROCILOR MAGMATICE. 58

ROCILE METAMORFICE 61

COMPOZITIA MINERALOGICĂA ROCILOR METAMORFICE 62,

STRUCTURILE ROCILORMETAMORFICE. , 63

TEXTURILE ROCILOR METAMORFICE. .. " '" '" .. 67

CONDIŢII DE FORMARE A ROCILOR METAMORFICE 69

NOMENCLATURA ŞI SISTEMATICA ROCIL0R METAMORFICE. .. 71

ROCILE SEDIMENTARE , ,., 75

COMPOZIŢIA ŞI STRUCTURILE ROCILOR SEDIMENTARE 76

Componentele reziduale '" '" '" '" , , 76

Componentele aHogene " 77

Componentele biogene (organogene) , 79

Componentele autigene " 80

TEXTURILE ROCILOR SEDIMENTARE.. ; , 81

SISTEMATICA ROCILOR SEDIMENTARE ,., 89

Rodle reziduale ,.. ' , 90

Rodle allogene = elastice = detritice , , , 92

Rodle biogene = organogene , , ' 96

Rodle autigene , , , .. ,',., 106

Roci cu geneză mixtă " , , 114

ADDENDA , , ,.. , " 118

BIBLIOGRAFIE ,', .. , 127

OBSERVATII MACROSCOPICE,CU PRIVIRE LA ALCĂTUIREA

SCOARTEITERESTRE,

DATE GENERALE

Parte a Universului în calitatea lui de corp cosmic, Pământul se supune legilor generale ale

lumii, atât din punctul de vedere al alcătuirii materiale, cât şi din acela al evoluţiei spaţiale şi

temporale.

Fiecare moment din evoluţia Pamântului corespunde unei stări de echilibru 'optim,

concretizat printr-o compoziţie specifică şi printr-o structură spaţială adecvată stabilă.

Pământul, în ansamblu, are o structură concentrică, determinată de factorii dinamici care

condiţionează comportarea materiei. Fiecare zonă prezintă caracteristici diferite în funcţie de

compoziţia materiei, de repartiţie şi de starea acesteia. Cea mai mare parte a planetei este

inaccesibila analizei prin metode directe, de aceea cunoaşterea structurii interne se bazează pe criterii

deductive, pornind de la datele reale cunoscute.

În afara învelişului gazos reprezentat de Atmosferă şi de cel lichid, alcătuind Hidrosfera,

numai partea superficială a Pământului poate fi accesibilă observaţiilor directe. Această parte

superficială reprezintă SCOARŢATERESTRĂ sau CRUSTA TERESTRĂ.

Încercând o analiză detaliată a alcătuirii scoarţei terestre, se poate spune că aceasta cuprinde

toate elementele naturale (din sistemul periodic al lui Mendeleev), în marea lor majoritate prezente

sub forma unor compuşi mai simpli sau mai complecşi, cu diferite grade de organizare într-o reţea

cristalina ordonată. Aceşti compuşi naturali, numiţi MINERALE, sunt grupaţi, după legi precise, în

ROCI.

9

GEOLOGIE FIZICĂ Lucrări practiye

Deşi în scoarţa terestră sunt prezente toate elementele naturale, răspândirea lor este puternic

disproporţionată. Din cele 105 elemente (95 naturale şi 1°artificiale), numai 15 însumează cantităţi

ce ating 99,59 % din total, iar dintre acestea, numai 8 elemente deţin procente semnificative

(însumând 97,13 %), în realizarea edificiului mineralogic complex, celelalte 7 (cumulând 2,46 %)

contribuind numai la stabilizarea şi definitivarea acestui edificiu.

Este necesară precizarea că existenţa a foarte multe elemente în procente extrem de mici, în

raport cu ansamblul scoarţei terestre, nu împiedică acumularea lor în concentrări naturale, cu

implicaţii majore asupra proceselor geodinamice, ca să nu discutăm de importanţa lor economică.

Tabelul 1. Repartiţia procentuală a principalelor elemente în scoarţa terestrii.

,..------------------...----------------0=49,13% H= 1,00%

I------'-~~----------f__-----...........-'----:.....-.----------Si = 26,00 % Ti = 0,61 %-_._---1

Al = 7,45 % C = 0,35 %

Fe = 4,~() % CI =.0,20 %

Ca= 3,25 %-

Na= 2,40 %

K=2,35%

Mg=2,35 %

P == 0,12 %

S = 0,10 %

F=0,08%

Total = 97,13 % Total = 2,46 %

TOTAL GENERAL = 99,59 %

Exceptând câteva elemente, care pot fi găsite în natură în stare mai mult sau mai puţin pură

(numite elemente native), majoritatea elementelor alcătuiesc combinaţii mai simple sau mai

complexe, reprezentând mineralele.

Mineralele sunt substanţe anorganice omogene din punct de vedere fizic şi chimic,

formate natural în Iitosferă, in condiţii de geneză foarte diferite, controlate de procese

geologice complicate.

În general, în mod convenţional, sunt considerate minerale numai substanţele anorganice

solide, excepţie făcând MERCURUL NATIV şi APA, socotite minerale lichide.

În acelaşi timp, fără să se înscrie în definiţia noţiunii de mineral, pot fi analizate şi asimilate

termenului, o serie de substanţe organice naturale de tipul răşiniIor, a hidrocarburilor şi al

maceralelor din cărbuni, care reprezintă aşa numiţii mineraloÎzi1

1 Mineraloid = asemanator cu un mineral. (Fonemul "OID" adaugat unei notiuni îi confera acesteia întelesul de"ASEMANATOR CU ... )

10

Numărul mineralelor cuhoscute este fomie mare (circa 2500) însă, şi în acest caz, distribQtia. ,

10I procentuală este puternic dezechilibrată. Numai un număr de circa 100 de minerale au o

răspândire cantitativă reală, toate celelalte apărând sporadic, în cantităţi infime.

O concentrare specială de minerale din care se pot extrage, în condiţii avantajoase, diferite

elemente sau substanţe utile poartă numele de MINEREU. Mineralele utile dintr-un minereu SQnt

Întotdeauna însoţite de alte minerale, fără importanţă economică, care alcătuiesc STERILUL sau

GANGA « germ. Gang = filon, trecere, pasaj).

În natură, mineralele nu apar izolate, ci grupate în ansambluri denumite ROCI. Acestea, după

modul de geneza, pot fi ENDOGENE (derivat din gr. tv808EV [endothen] dinăuntru + gr. ycw;cm;;

[genesis] = geneză) care sunt formate prin procese de dinamică internă, cuprinzând rocile

MAGMATICE şi pe cele METAMO;RFICE, şi EXOGENE (derivat din gr. r,(ov [exon] = afară + gr.

YE:V[;(jlr:; [genesis]) care se formează prin procese de dinamică externă, grupând rocile

SEDIMENTARE.

Dacă ne referim la volumul total al litosferei, rocile endogene reprezintă 95% iar cele

exogene numai 5 %. Dacă ne raportăm la suprafaţa scoarţei terestre, accesibilă activităţii umane,

repartiţia procentuală se modifică, rocile exogene reprezentând 75 %, iar cele endogenenurnai

25 %. Această distribuţie aparentă este determinată de predominarea proceselor dinamice exogene,

în condiţii de suprafaţă.

Indiferent de modul de formare, rodle pot fi alcătuite dintr-un număr mai mare sau mai mic

de specii minerale. Din acest punct de vedere, cel mai frecvent întâlnite sunt rodle

POLIMINERALE (alcătuite dintr-un număr mare de specii minerale, termenul fiind compus cu

prefixul grec JrOAV [poly] = mult), urmate de rocile OLIGOMINERALE (alcătuite dintr-un număr

redus de specii minerale, termen derivat din grecescul OAlyOr:; [oligos] = puţin numeros, în număr

mic). Mult mai rar, pot apărea roci MONOMINERALE (formate aproape exclusiv dintr-o singură

specie minerala, termenul derivând din grecescul ;'1OVOr:; [monos] = singur, unic).

Evident, elucidarea problemelor legate de alcătuirea geologică a unei regiuni este o chestiune

extrem de complexă, care implică o cercetare amănunţită încă de pe teren şi care, aproape

întotdeauna, trebuie completată şi susţinută de studii numeroase de laborator, numai în acest mod

fiind posibilă o interpretare corectă a informaţiilor geologice. Dar, indiferent de numărul şi de

complexitatea studiilor şi analizelor de laborator, primul contact CU 1'o,cile, pe teren, este extrem de

impOliant. Este o condiţie esenţială ca geologul să poată face o estimare rapidă, cu ochiul liber sau

cu mijloace foalie simple a rocilor pe care le întâlneşte, a variaţiei lor în spaţiu, a conţinuturilor

observabile macroscopic şi a relaţiilor dintre ele. Această primă apreciere face posibilă continuarea

11

GEOLOGIE FIZICĂ Lucrări practice

cercetării în fazele de laborator, indicând ce anume eşantioane trebuie recoltate şi la ce tipuri de

analize trebuie supuse acestea pentru rezolvarea tematicii propuse.

De aceea se impune familiarizarea cu modalităţile de recunoaştere şi de diferenţiere a rocilor,

pe baza observaţiîlor macroscopice, bazate pe elementele de compoziţie şi pe proprietăţile evidente,

inclusiv în condiţii de teren. Este necesară recunoaşterea macroscopică a principalelor minerale din

alc~tuirea rocilor şi a caracteristicilor structurale şi texturale, pe baza cărora să poată fi trase

concluziile privitoare la tipul de rocă, la condiţiile de formare şi la implicaţiile geologice pe care le

induce.

MINERALELE

Mîneralele sunt substanţe omogene din punct qe vedere fizic şi chimic, formate natural în

scoarţa terestră. Ele se caracterizează printr-un complex de proprietăţi proprii naturii lor chimice şi

structurii interne. Compoziţia chimică conferă mineralelor o serie de proprietăţi, care sunt însă

substanţial influenţate de tipurile de legături chimice şi intermoleculare, şi, implicit, de organizarea

spaţială a particulelor componente.O parte dintre proprietăţile mineralelor pot fi puse în evidenţă

prin procedee analitice de laborator, altele, însă,pot fi apreciate macroscopic, oferind posibilitatea

unei identificări primare rapide.

PROPRIETĂTILE MACROSCOPICE•ALE MINERALELOR

Considerăm proprietăţimacroscopice acele proprietăţi ale mineralelor care pot fi determinate

cu ochiul liber sau prin procedee de testare simple, accesibile direct în condiţii de teren. Încercând o

sistematizare a acestor proprietăţi (predominant fizice) putem menţiona: proprietăţi morfologice,

proprietăţi legate de coeziune, densitate/greutate specifică, proprietăţi optice; la acestea se pot

adăuga o serie de proprietăţi speciale, caracteristice numai anumitor minerale, absente la celelalte.

PROPRIETĂTI MORFOLOGICE,

În categoria proprietăţilor morfologice sunt grupate proprietăţile legate de starea fizică a

minqralului, de modul de prezentare exteriOară, ca şi de modul specific de agregare sau de asociere a

indivizilor.

12

GEOLOGIE FIZICĂ

STAREA FIZICĂ

Lucrări practic~

În natură, aşa cum s-a arătat deja, cu excepţia mercumlui, a apei şi a unor hidrocarburi,

care apar lichide, toate mineralele sunt în stare solidă. De asemenea, se remarcă faptul că, în

condiţii normale, materia minerală îmbracă starea cristalină, care presupune distribuţia ordonată a

componentelor în reţele spaţiale, după reguli de simetrie foarte precise.

Numai în condiţii speciale (viteză mare de formare, solidificare din stare de gel, formare

organogenă, etc.) componentele mineralelor se pot dispune haotic, generând starea amorm sau

vitroasă. Se remarcă însă că, în timp, materia amorm tinde să se restmctureze în reţele cristaline

ordonate, printr-un proces de devitrificare.

Reţelele cristaline presupun repetarea periodică a componentelor elementare ale

mineralelor (componente ce pot fi: atom, ion monoatomic, grupare ionică, moleculă neutră

electric, identice sau diferite) în şimri reticulare, în plane reticulare şi, în final, în celule reticulare

spaţiale. Celulele reticulare şi, implicit, întreaga reţea cristalină se stmcturează în parametri

dimensionali fermi, sub unghiuri caracteristice, în baza unor foarte stricte relaţii de simetrie, în

lungul celor trei direcţii fundamentale ale spaţiului: x, y, z.. Repetarea simetrică a celulelor

reticulare se poate realiza prin rotire (în jurul unui ax de simetrie), prin oglindire (faţă de un plan

de simetrie), prin inversiune (în raport cu un centm de simetrie) şi, cel mai adesea, prin asocierea

mai multor elemente de simetrie pentm realizarea reţelei. În lumea minerală, din însumarea mai

simplă sau mai complexă a elementelor de simetrie, se separă 32 de clase de simetrie, gmpate în 7

sisteme de simetrie (sau sisteme cristalografice). Patametriidefinitoriiai celulelor elementare sunt

dimensiunile relative a, b, c ( ± d) ale celulelor în lungul celor 3 axe ale spaţiului (x, y, z) şi

unghiurile (u, ~, y) deschise între aceste axe.

+z

-x

Fig. 1. Axele de coordonare şi unghiurile

care le separă în definirea

unui corp în spaţiu

-Y.-

··,,,··,-<>--+\......,.:~~:::::....c+--:bO---r---~ +y

i +x~ .........

Astfel, pentru fiecare sistem cristalografic, celulele elementare au parametri constanţi.

-SISTEMUL CUBIC (cu cel mai mare număr de elemente de simetrie) are următorii

parametri: a b =c; a=~=y = 90°

z

-az

x

Fig.2. Axele de simetrie in sistemul cubic (13)

- SISTEMUL TETRAGONAL (PĂTRATIC)îşi modifică parametrii liniari: a = b ::f c,

iar a=~=y = 90°

z

Fig.3.Axele de referinţă in sistemul tetragonal (13)

-c

Diferenţierea celor două sisteme este legată de nivelul axului de simetrie "c" de ordinul 3 la

sistemul trigonal, de ordinul 6 la cel hexagonal.

Z+C

Fig. 4. Axele de referinţă in sistemele trigonal şi

hexagonal (13)

14

La SISTEMUL ROMBIC a f. b f. c, a=p,=y = 900

Z+C

Fig.5. Axele de referinţă în sistemul rombic (13)-b

)(

În cadrul SISTEMULUI MONOCLINIC a f. b f. c, a= 'Y = 90° f. P

Fig. 6. Axele de referinţă în sistemul monoclinic (13)

-b

x

La SISTEMUL TRICLINIC af. b f. c, a f. pf. 'Y f. 90°

z

Z+c

+b Y

Fig. 7. Axele dereferinţă în sistemul triclinic (13)

-t

Este necesară menţiunea că, dacă organizarea reţelei cristaline într··unul sau în altul din

sistemele de cristalizare conferă mineralelor o serie de proprietăţi caracteristice, independente de

compoziţia chimicăl

, sunt destul de rare cazurile in care celula elementară a reţelei cristaline se

concretizează in aspectul exterior al cristalelor. Din acest punct de vedere cristalele pot fi:

Exemplul cel mai concludent este oferit de CARBONUL NATIV. Acesta poate apărea cristalizat în sistemul cubic. (DIAMANT) sau În

sistemul hexagonal (GRAFIT). Deşi formula chimică este aceeaşi, proprietăţile sunt flagrant diferite. Di,\n~antul este transparent, incolor, ~ău conducător

de electricitate şi cel mai dur mineral cunoscut, pe când grafitul este opac, cenuşiu negricios, cu luciu senllmetalic, bUI1 conducător de electricitate şi cu

duritate foarte scăzutik'i.

15

IDIOMORFE (EUHEDRALE), când forma exterioară a cristalului are feţe plane, simetrie ordonată,

etc; XENOMORFE (ANHEDRALE), când forma exterioară a cristalului este întâmplătoare, fără să

reflecte simetria internă; HIPIDIOMORFE (HEMlHEDRALE), când exterioml cristalului este

parţial limitat de feţe plane, parţial de suprafeţe neregulate.

In acelaşi timp, este necesarăprecîzarea că organizarea simetrică a reţelelor cristaline conferă

mineralelor (cu excepţia celor cristalizate în sistemul cubic) o serie de proprietăţi cu caracter

vectorial (dependente de direcţia şi de sensul de aplicare a proprietăţii, în raport cu dezvoltarea

cristalului), cu alte cuvinte un grad mai mult sau mai puţin avansat de ANIZOTROPIE1.

Fig. 8. Tipuri de cristale dupăforma conturului: a)

idiomorfe;

b) hipidiomorfe; c) xenomorfe (34)b)1)lidA,

a)c)

HABITUSUL

Habitusul este proprietatea morfologicăcare se referă la modul de dezvoltare spaţială a unui

corp (cristal în acest caz) în raport cu cele trei direcţii ale spaţiului. Termenul derivă din limba latină

unde habitus = tipar, stare.

Din acest punct de vedere se disting următoarele cazuri:

- Habitus IZOMETRIC, în cazul dezvoltării relativ egale în cele trei direcţii ale spaţiului (din

gr. UJO~ [isos] = egal şi IUoTpOV {metron} = masura).

Habitus PRISMATIC (din gr. llpiall<X [prisma] = prismă), în cazul dezvoltării

preferenţiale într-o direcţie în raport cu celelalte două. Cazul poate prezenta variante în funcţie de

gradul de alungire. Astfel se individualizează: habitus PRISMATIC (în sens strict), habitus

COLUMNAR (cu aspect de coloană, din lat. columen = coloană), habitus ACICULAR (cu alungire

exagerată şi habitus FIBROS (cu alungire extremă).

Habitus TABULAR (din lat. tabula = masă, tăblie), în cazul dezvoltării preferenţiale pe

două direcţii, în dauna celei de a treia. Şi aici pot apărea variante ca: habitus TABULAR (în

sens strict), habitus LAMELAR (cu grad accentuat de aplatizare) şi habitus FOIOS(cu aplatizare

exagerată).

Terlllchlli ANIZOTROP (derivat din gr.uv [an] = fiiră; /(JOC; [isos] = egal; ,ponll [lropi] = modificare, transformare, cotitură) semnifică

variaţia unor prol'rÎetăţi în funcţie de direcţiaşiunghilll deabbrdare.

16

z(c)

........... Fibros

. Acicular

........................ Prismatic·- Cilindric

F'ig. 9. Tipuri de habitus în

raport cu direcţiile

spaţiale x, y, z

( 5 - simplificat)

....................... Columnar

................ Izometric - Sferic

y (b)0'0 Foios

····Lamelar

.................. Tabular - Discoidal

'" \

1.

Leme/ar solzos Tabu/ur !lome/ric Prisma/le Acicv/o/'-clJ/vmnor

Fig. 10. Tipuri de habitus exemjJlificate pe dţferite cristale (39)

Este necesară precizarea, că identificarea habitusului nu necesită existenţa formelor

cristalografice exterioare, habitusul putând fi identificat şi pe cristale xenomorfe sau pe granule

rulate.

TRACHTUL

Trachtul (termenul derivă din limba germană, Tracht =, veşmânt) se referă la modul de

COlllbinare a feţelor de cristal în policdrii ordonaţi, conform simetriei exterioare. Trachtul este o

17

PLANŞA 1TIPURI DE TRACIIT (A)

Cub

Tetraedru

Dodecaedrupentagonal

Scalenoedru

Cub piramidat

Octaedru

Dodecaedruromboidal

Trapezoedru

Cub - tetraedru

Romboedru izometric

Dodecaedrutrapezoidal

Hexakisoctaedru

Cub - octaedru

Romboedru aplatizat

Dodecaedru deltoidal

Plagiedru

18

PLANŞA 1TIPURI DE TRACHT (B)

..-~

...... L--'

1-----------.-+---------+-----'"----+-------Prismă trigonaIă Prismă tetragonaIă Prismă hexagonaIă Prismă dihexagonaIă

PiramidătrigonaIă Piramidă ditrigonaIă PiramidătetragonaIă PiramidăhexagonaIă

BipiramidătrigonaIăBipiramidă

ditrigonaIă

Bipiramidă

tetragonală

Bipiramidă

hexagonală

Poliedru triclinicpinaeoidaI

'Prismă monocIi11ică

complexaPrismă monodinică

Prismă hexagonală

..2ip.~ramidat!. "_,....... ....L... .....t..._~ J..----.l:-~..;".:;...:~:.;......-_I

19

proprietate morfologică aplicabilă numai cristalelor idiomorfe, sau, într-o oarecare măsură, celor

hipidiomorfe a căror integritate poate fi estimată.

In numeroase cazuri, mineralele prezintă tracht caracteristic, fapt care poate reprezenta un

indiciu de diagnostic macroscopic.

Proprietatea rezidă din combinaţii de feţe, mai simple sau mai complexe, întrunite în

poliedrii regulaţi de tipul CUB, OCTAEDRU, TETRAEDRU, DODECAEDRU, PRISMĂ (de

diferite simetrii), PIRAMIDĂ, BIPIRAMlDĂ, PRISMĂ PIRAMIDATĂ, TRAPEZOEDRU,

ROMBOEDRU, SCALENOEDRU, HEXAKISOCTAEDRU, etc (Planşa 1).

FORME DE CONCREŞTERE

Cristalele apar sub forma unor edificii complexe, rezultate din asocierea unoi: indivizi

aparţinând aceleiaşi specii minerale sau unor specii diferite. Ultima situaţie reprezintă o

caracteristică structurală şi texturală a rocilor, deci nu va fi discutată aici.

In cazul asocierii de indivizi apaIţinând aceleiaşi specii minerale pot apărea:

- CONCREŞTERI PARALELE, formate din indivizi astfel dispuşi încât elementele

geometrice (feţe, muchii) sau elementele de simetrie (axele) să aibă o orientare paralelă.

a) b)

:Fig. 11. Concreşteriparalele: a) cristale de cuarţ (15); b) cristale de baritină (39).

- CONCREŞTERI SCHELETICE, reprezentând asocieri de cristale în forme

arborescente, dantelate, stelate, formate, de obicei, din indivizi cu dezvoltare incompletă. Un caz

particular îl reprezintă DENDRlTELE (din grecescul 8Gv5po~ [dendros] = arbore) .

.Fig. 12. Concreşteri scheletice: dendrite de aur(15)

20

Fig. 13. Concreşteri scheletice: dendrite de oxizi de mangan

(prelucrat electronic după eşantion)

- CONCRBŞTERI RADIARE formate din asocierea de cristale aciculare sau :l1broase în

jurul unui centru comun. Un caz particular îl reprezintă SFERULITELE, concreşteri radiare

limitate la exterior de suprafeţe specifice.

Fig. 14. Concreşteriradiare: sferulit de calcedonie (43)

- CONCREŞTERI NEREGULATE, reprezentând aSOCIefl aleatorii de cristale, fără

respectarea unor reguli precise.

Fig. 15. Concreşteri neregulate la cuarţ (desen după fotografie)

CONCREŞTERI SIMETRICE (MACLE)l

Un caz aparte al concreşterilor de minerale din aceeaşi specie îl reprezintă MACLELE.

Acestea sunt concreşteri simetrice de două sau mai multe cristale. In urma procesului de maclare,

edificiul cristalin realizat ajunge la un grad de simetrie superior faţă de fiecare individ izolat.

Procesul se poate realiza fie prin JUXTAPUNERE, când indivizii se lipesc printr-un plan de

Termenul provine din franceză, MA eLE = tip de blazon heraldic.

21

maclă comun, fie paralel, fie în urma uneI rotaţii, fie prin PENETRAŢIE

(ÎNTREPĂTRUNDERE), când maclarea se realizează prin întrepătrunderea reţelelor cristaline,

rezultat~l oferind adesea aparenţa unui cristal unic.

Sunt frecvente cazurile în care procesul de maclare implică un număr mare de indivizi

cristalini simetriei unul faţă de altul, când se realizează madele POLISINTETICE (din gr. 7COAV

[poly] = mult; (Jvv{)Drl1Wr; [sinthetikos] = sintetic).

a) b) c)

Fig. J6. 1Ypuri de macle: a) maclă de juxtapunere (macla coadă de rândunică a gipsului).

(13 simpli.ficat);b) maclă de penetraţie (macla diamantului) (39 simplificat);

c) macle polisintetice (lafeldspaţi calco-sodici) (77)

Trebuie făcută precizarea că, deşi procesul de mac1are este relativ frecvent, poate fi

destul de rar sesizat macroscopic, fiind însă bine evidenţiat prin analiza microscopică.

IZlOMORFISMUL ŞI POLIMORFISMUL

Prin izomorfism se înţelege posibilitatea ca minerale diferite să poată prezenta forme

cristalografice asemănătoare sau identice (termenul derivă din gr. t(jO~ [isos] = egal; ~oPCPll

[morphi] = formă) şi, implicit, o serie de proprietăţi comune. Prezenţa acestei proprietăţi

conduce la formarea unor cristale mixte, prin cristalizare simultană. Astfel, conceptul de

izomorfism implică posibilitatea de substituţie reciprocă a elementelor constitutive între două

substanţe cristaline capabile să formeze soluţii solide.

Prin polimorfism se înţelege posibilitatea unui mineral de a forma structuri reticulare

diferite, cu proprietăţi diferite, pentru o compoziţie chimică identică (termenul derivă din gr. nOA:u

[poly] 0= mult; ~OPCPll [morphi] = formă). Fenomenul apare ca un rezultat al faptului că structura

cristalelor este determinată de modul de aranjare a ionilor în reţea şi de tipul de legătură dintre ei

şi nu numai de compoziţia chimică.

22

PROPRIETĂTI LEGATE DE COEZIUNE,

Proprietăţile din această categorie, numite de o serie de autori şi proprietăţi MECANICE,

se referă la comportamentul minerale10r la acţiunea unor forţe mecanice. Răspunsul oferit la

acţilmea mecanică este determinat de relaţiile de coeziune dintre componentele reţelei cristaline

saU ale mediului mineral, în general.

Proprietăţile legate de coeziune au, în general, caracter vectorial, anizotrop, variind, de

multe ori, substanţial, în funcţie de direcţia şi sensul de aplicare a forţei mecanice.

DURITATEA

Prin duritate se înţelege gradul de rezistenţă opus uneI acţiuni mecamce exterioare.

Noţiunea are sensuri diferite, în funcţie de tipul de forţă aplicată, de direcţia acesteia şi de

reacţiunea obţinută. Astfel se poate vorbi de DURITATEA DE PENETRAŢIE (rezistenţa la

înţel'are sub presiune), DURITATEA DE SFREDELIRE (rezistenţa la găurire prin rotire),

DURITATEA LAŞLEFUIRE (rezistenţa la şlefuire cu abraziv) sau DURITATEA LA

ZGÂRIERE (reacţia la zgâriere cu ajutorul unor martori etalon). La nivelul identificării

minerale1or, unde nu este necesară o precizie deosebită, cel mai frecvent se utilizeaza. duritatea la

zgâriere, estimată pe baza unei scări comparative, cu 10 trepte, întocmită de F. Mohs (1912).

Menţionăm că treptele de duritate ale scării lui Mohs sunt arbitrare, neexistând o creştere

uniformă de la o treaptă la alta. In mod curent, pentru aprecierea durităţii se utilizează şi

etaloane de comparaţie comune, la îndemână (unghia, ac de oţel, sticlă), care pot indica, în

suficientă măsură (de cele mai multe ori) ordinul de mărime al durităţii.

Tabelul 2. Scara comparativăa durităţilor după Mohs.

Treapta de CUI H<1.lC:

-Mineralul etalon Alte repere de apreciere

1 TALC Se zgârie cu2 GIPS3 CALCIT

-FLUORINĂ4 Se zgârie cu ac de oţel, nu zgârie sticla

5 APATIT-

ORTOZĂ----

6 Zgârie sticla,7 CUARŢ fără săo taie

'---8 TOPAZ9

"-Taie sticla, la lovire produce scânteiCORINDON

10 DIAMANT-~

Se impune precizarea că aprecierea durităţii se face pe cristale izolate; în cazul agregatelor

de cristale se obţin valori mai mici, putându-se acţiona pe spaţiile intercristaline, cu coeziune mai

redusă.

In multe cazuri, duritatea este diferită în funcţie de direcţia şi/sau sensul de atac.

CLIVA.JULClivajul este proprietatea prin care mineralele se pot fi-agmenta, după suprafeţe mai mult

sau mai puţin plane, la solicitarea prin presiune sau prin lovire. Clivajul se realizează întotdeauna

după planele de minimă coeziune ale reţelei cristaline, şi este o proprietate discontinuă. După

uşurinţa cu care se realizează şi după calitatea feţelor obţinute, divajul poate fi:

.. CLIVAJ PERFECT - realizat uşor obţinându-se foi subţiri, cu feţe perfect netede;

CLIVAJ FOARTE BUN- cu desfacere relativ uşoară, cu feţe netede;

I?ig.17. Exemplu de clivciffoarte bun la calcit (59)

- CLIVAI BUN - cu desfacere mai dificilă, cu feţe mai aspre sau discontinui;

- CLIVAl SLAB - cu desfacere la efort, după feţe de obicei în trepte sau curbe;

- CLIVAI AB SENT - fără posibilitate de divaj.

De la caz la caz, mineralele pot avea una sau mai multe direcţii de divaj, de aceeaşi

valoare sau de valoare diferită, în funcţie de tipul planelor reticuiare şi a coeziunii interne

specifice. In practică se consideră valoarea cea mai ridicată a divajului, dacă nu se cere

precizarea eventualelor diferenţieri după direcţiile de atac.

La unele minerale, cunoaşterea unghiului dintre planele de divaj este definitorie pentru

separarea speciilor aselnănătoare.

SPĂRTURA

Spărtura este proprietatea care reflectă llJperea la lovire a unui mineral în afara planelor

de divaj. Pot fi deosebite:

- Spărtură GEOMETRICĂ (REGULATĂ), caracteristică mineralelor cu divaj perfect şi

foarte bun, la Care orice şoc determină separarea pe feţe de divaj;

- Spărtură NER.EGULATĂ, reprezentată prin apariţia de suprafeţe întâmplătoare;

24

- Spărtură CONCOIDALĂ din lat. conca = cochilie), reprezentată pnn apariţia de

stlprafeţe curbe cu aspect de cochilie şi luciu gras;

- Spărtură FIBROASĂ, reprezentată prin suprafeţe striate, mai mult sau mai puţin paralel

sau radial';

- Spărtură AŞCHIOASĂ, reprezentată prin suprafeţe mărginite de muchii ascuţite.

ELASTICITATEA ŞI PLASTICITATEA

Materia solidă, deci şi mineralele, prezintă formă proprie şi volum constant. Când asupra

mineralelor acţionează forţe exterioare, în anumite limite, ele pot suferi deformări. Deformările

reversibile la încetarea acţiunii exterioare, constituie deformări elastice, deformările ireversibile,

care se păstrează şi după încetarea acţiunii exterioare, reprezintă deformări plastice. Şi

proprietăţile elastice şi cele plastice se manifestă limitat; dacă acţiunea forţei aplicate depăşeşte

coeziunea internă a reţelei, se ajunge la rupere. În funcţie de gradul de elasticitate şi de cel de

plasticitate, mineralele pot fi mai mult sau mai puţîn casante sau, în· unele cazuri, .maleabile sau

ductile.

GREUTATEA SPECIFICĂ

Greutatea specifică reprezintă greutatea raportată la unitatea de volum şi se exprimă în

g/cm3. Este o proprietate dependentă, pe de o parte de compoziţia chimică, pe de altă parte, de

modul de structurare a reţelei cristaline, mai a.les de densitatea reticulara. Determinarea greutaţii

specifice se poate realiza prin mai multe metode precise de laborator, însa în mod curent se face o

apreciere subiectiva.

Considerând o greutate specifică medie de 2,5-2,85 g/cm3, mineralele se pot împărţi în

MINERALE UŞOARE, cu greutate specifică mai mică decât media şi MINERALE GRELE, cu

valori peste medie. De obicei, subiectiv, se evidenţiază acele minerale care au valori exagerate de

greutate specifică (fie foarte mici, fie foarte mari). Evident, pentru studii detaliate, se fac

determinări exacte de laborator.

PROPRIETĂŢIOPTICE

Proprietăţile optice rezultă din impactul luminii cu materia minerală, fiind determinate de

fenomene fizice cum ar fi REFLEXIA, REFRACŢIA, ABSORBŢIA, DISPERSIA şi

INTERFERENŢA.

25

In analiza macroscopică a proprietăţilor optice, sunt semnificative: CULOAREA,

CULOAREA URI\IlEI, TRANSPARENŢA şi LUCIUL.

CULOAREA (macroscopicâ)

Culoarea reprezintă efectul absorbţiei selective a radiaţiilor luminoase monocromatice din

spectrul general al luminii albe. Culoarea mineralelor este determinată pe de o parte de

compoziţie, pe de altă parte de tipul de reţea cristalină, dar şi de alţi factori (nu toţi explicabili

prin mijloace fizice). Din acest punct de vedere se pot deosebi:

- CULORI IDIOCROMATICE (din gr. tDWC; [idios] = propriu; XP<D!l<l [hroma]

culoare), atunci când culoarea este determinată de caracteristici proprii mineralului;

- CULORI ALLOCROMATICE (dingr. uJ)"OC; [allos] = alt, altfel; XP<D!lU [hroma]

culoetre), când culoarea este dată de prezenţa în structura internă a unor componente străine,

adesea în cantităţi extrem de mici, nedetectabile, dar care modifică absorbţia luminii. Aceste

componente, numite şi "cromofori" (purtători de culoare)(din gr. XP<D!lu [hroma] = culoare;

<popelv [phorein] = a purta), pot fi ioni sau atomi metalici, cantităţi infime din alt mineral sau pur

şi simplu unele impurităţi. Fenomenul este specific mai aks mineralelor incolore, care prin

cromofori pot dobândi culori diferite. Ca exemplu putem menţiona varietăţile de cuarţ (mineral

incolor) care în funcţie de cromofori pot deveni violete (ametist), galbene (citrin), fumurii

(morion), roşu (aventurin), verde (prasen) etc.

Cei mai frecvenţi cromofori sunt: Fe2+ (verde), Fe3

+ (roz-roşu), Cr3+ (roşu), Mn2

+ (violet),

Ti3+ (albastru) sau substanţe organice (negru).

Aprecierea culorii prezintă un anumit grad de subiectivitate, fiind adesea necesare

precizări de nuanţă, cu referiri comparative.

La nivel cu totul general, se obişnuieşte gruparea culorilor în două categorii largi,

CULORI LEUCOCRATE (de la gr. MKOC; [leykos] = alb; Kp<l'tW [krato] = a purta) care

grupează culorile şi nuanţele deschise (specifice mineralelor conţinând metale uşoare de tip Na,

K, Al) şi CULORI TvlELANQCRATE (de la gr. !lcAav6c;[melanos] = vânat, întunecat; KpaX<D

[krato] = a purta) care grupează culorile şi nuanţele întunecate (specifice mineralelor conţinând

metale mai grele, de tip Fe, Mg, Cr, Mn, etc). Această împărţire, chiar dacă poate oferi indicaţii

asupra conţinutului unui rnineral, are un grad de subiectivism accentuat.

26

CULOAREA URMEI

Prin culoarea urmei se înţelege culoarea unui mineral în stare de pulbere. Denumirea

derivă din aceea. că prin frecarea de o suprafaţă rugoasă a unei plăci de ceramică, majoritatea

mineralelor lasă o urmă de material fin sfărâmat.

In unele cazuri, culoarea urmei coincide cu cea a mineralului (exemplu: cinabru - roşu;

mala..chit - verde etc.). Alteori însă, se constată o diferenţă netă între culoarea mineralului şi cea a

urmei (exemplu: hematit - cenuşiu, urmă roşie sângerie; pirită - galben-auriu, urmă neagră). S-a

constatat că, dacă culoarea mineralului poate suferi variaţii legate de gradul de puritate, de

dimensiunea granulelor sau de prezenţa unor cromofori variaţi, culoarea urmei este întotdeauna

constantă, reprezentând o caracteristică invariabilă.

Este necesară meţiunea că mineralele transparente sau semitransparente, chiar dacă sunt

colorate, nu lasă urmă, iar în cazul mineralelor foarte dure (mai dure decât ceramica) testul de

urmă devine ineficient.

TRANSPARENTA•

Transparenţa este o proprietate legată de capacitatea de transmitere prin mineral a

radiaţiilor luminoase, Proprietatea depinde de natura chimică, de structura reticulară, dar şi de

grosimea masei cristaline şi de prezenţa accidentelor de parcurs (plane de clivaj, impurităţi, de

numărul suprafeţelorde reflexie şi de refracţie, etc).

Din acest punct de vedere, mineralele pot fi:

- TRANSPARENTE, cu un coeficient redus de absorbţie şi dispersie, lăsând să treacă

lumina şi transmiţând imaginea prin mineral;

- TRANSLUCIDE, care deşi lasă lumina să treacă, prin dispersie împiedică tran~miterea

llnagmn;

- OPACE, care prin absorbţie, dispersie şi reflexie, împiedică transn.iiterea luminii şi

implicit a imaginii.

LUCIUL

Luciul este o caracteristică a suprafeţelor determittatăde luminii. Este

dependent de tipul reţelei cristaline, de unghiul de inţj.denţ~ar~ţlia.ţi~J9Lh.UrlinQas(;,cl@P\.lţţt('J~de

absorbţie şi de indicele de refraţie (în special la mineralele transparente), dar şi de netezimea

suprafeţei reflectante. Din acest punct de vedere, mineralele pot prezenta:

- LUCIU METALIC, caracteristic mineralelor opace, cu reflexie puternică de tip oglindă

şi mare putere de absorbţie;

- LUCIU SEMIMETALIC, caracteristic unor minerale translucide sa.u chiar transparente

cu reflexie puternică;

27

- LUCIU ADAMANTIN (DIAMANTIN), specific mineralelor transparente sau

translucide cu indice de refracţie foarte mare, care conferă senzaţia de luminare interioară

(comparabilă cu luciul diamantului);

- LUCIU STICLOS, specific mineralelor transparente sau translucide cu indice de

refracţie mic (comparabil cu luciul unui geam);

- LUCIU MĂTĂSOS, specific agregatelor fibroase;

- LUCIU SIDEFOS, specific mineralelor fin lamelare sau cu c1ivaj foarte bun, consecinţă

a interferenţei razelor reflectate de numeroasele suprafeţe interne, în contact cu aerul;

..: LUCIU GRAS, caracteristic suprafeţelor cu spărtură rugoasă sau concoidală, care

disperseazărazele reflectate;

- LUCIU MAT, de fapt absenţa luciului, specific, în general, pulberilor sau agregatelor

pulverulente care împiedică reflexia luminii.

Tipurile de luciu menţionate se referă, în general, la suprafeţele de cristal netede şi

lustruite sau la planele de clivaj ale indivizilor separaţi. În cazul agregateior policristaline, tipul de

luciu este cel mai adesea modificat.

BIREFRINGENTA,

Birefringenţa (dubla refracţie) este proprietatea cristalelor de a descompune razele de

lumină incidente în două retractate care se propagă cu viteze diferite, ceea ce face ca imaginea

transmisă prin transparenţă să apară dublată de o imagine similară deviată faţă de prima.

Birefringenţa care poate fi observată macroscopc numai în cazuri speciale (cristalele

romboedrice perfect transparent.e de calcit numite "Spat de Islanda"), duce însă la polarizarea

luminii ordinare, proprietate utilizată în construcţia şi utilizarea microscoapelor mineralogice.. .

Fig. 18. Birefringenţă observabilă

macroscopic 'la calcit (76)

ALTE PROPRIETĂTI•

În afara proprietăţilor mecanice şi optice pe care le-am prezentat, caracteristice tuturor

mineralelor, unele dintre acestea mai pot prezenta o serie de proprietăţi specifice, care le

individualizează uşor de alte minerale.

28

. ----~--~~-~---Lucrări practice

Sunt minerale grele, cu reţele cristaline cu simetrie ridicată. In majoritate sunt minerale

melanocrate, opace, cu luciu metalic. Pot forma serii izomorfe şi, uneori, soluţii solide cu alte

salfuri sau, în anumite situaţii, cu metale native (Tabelul 4).

OXIZI ŞI lIIDROXIZI

Clasa cuprinde totalitatea oxizilor simpli, a oxizilor hidrataţi şi a hidroxizilor metalici şi

nemetalici din natură, cu excepţia Si02, care datorită reţelei cristaline specifice se încadrează în

el asa silicaţilor. Grupează combinaţii cu circa 40 de elemente chimice, în majoritate metalice, cea

mai mare frecvenţă având~o oxizii şi hidroxizii de fier. Ca şi sulfurile, oxizii şi hidroxizii sunt, in

m.ajoritate minerale grele, me1anocrate, cu luciu metalic sau semimetalic, cu durităţi mari şi cu

stabilitate chimică ridicată. Formează frecvent oxizi dubli cu cationi de valente diferite. Prezenta~ - - ,.

ionului oxidril sau a apei moleculare poate determina modificarea coeziunii reţelei cristaline. De

asemenea, prezenţa apei poate duce la formarea de mase criptocristaline, coloidale sau chiar

amorfe, cu aspect pulverulent (Tabelul 5).

Tabelul 5. Oxizi şi hidroxizi

Proprietăţi

Formulachimică

Sistem decristalizare

Habitus

DuritateClivqj

Spărtură

Culoare

Culoarea

MAGNETIT1 "-HEMATIT GOETHIT I PSILOME- COR1NDON3

LIMONIT2 LANFej04 Fe20j FeO(OH)1 MnO. nH20 AhOj

(FeO.Fe2Oj) Fe2Oj.nH2O[C] [3] [R]/[amoIi] [M]/[amoIi] [3]

prismatic, agregate subizometric,izometric tabular tabulară! pulverulente prismatic

pulverulent sau dendritice5,5 - 6,5 5-6 5-5,512,7~4,3 5 - 6 9

bun absent perfecti absent absent absentneregulată neregulată neregulată neregulată concoidală

negru negru, cenuşIU brun, negrul negru incolor sauocru, galben allocromatic

negru roşu-vişiniu brun, gaJben negru incolorurmei

P-------------+------,~---+---------+--'___~--._~------------\------,----Luciu metalic metalic,semi- adamantin! mat adamantin

-,-__~+-__n2:1e:..::ta:::l:.::.:ic=___+_s::..::e..:.:m.:=i::.:l11=a:::;t,'__=m.:.::=a,t:.._ i----.----------l--~------Transparenţa opac opac opac ~ transparent1 Este feromagnetic şi deviază acul magnetic. I

2 De obicei se asociază varietăţi diferit hidratate, În mase colomorfe, pămîntoase, cu tentă ocru, numitegeneric "limonit".

3 Prezintă varietăţi colorate allocromatic cu calităţi de piatră preţioasă: lubin (roşu), safir (albastru),smarald oriental (verde), topaz oriental (galben), ametist oriental (violet) etc. Varietatea comună impură senumeşte SMIRGHEL.

33

HALOGENURI

Clasa cuprinde minerale reprezentînd sărurile acizilor halogenaţi (HF, HCI, HBr, HI), de

obicei în combinaţie cu cationi metalici din stânga sistemului periodic al elementelor (metale

alcaline şi ca1co-a1caline).

In general sunt minerale uşoare, incolore sau cu culori allocromatice, cu duritate mică şi

solubilitate relativ ridicată (cu excepţia fluorurilor)(Tabelul 6).

Tabelul 6. Halogenuri

Proprietăţi. +-__~H,A~,T::::,T~Tl_._---t__~S~I~L~V~Ic:.:N~Ă~l -I-'"_-C-_Fl!::!::.~I~«)~1iIl~'I~Nr~Ă.~2 -1Formula chimică NaCI KCI CaF2._----+---

Sistem de [C] [C] [C]crisţalizare

llabituş izometric izometric izometricI--~--====----~+--~:.:::.::==-~--+~~---.:.===--~t----==::.:.::.:-=--_ ..-

Duritate 2 2 4Cliva} perfect perfect perfect

Culoarea urmeiLuciu

Transparenţă

sticlos sticlos-gras sticlos-adamantintransparent, transparent, transparent,translucid translucid translucid

2Minerale solubile şi cu gust specific.Fluorescent în spectm ultraviolet.

CARBONATI,Clasa cuprinde mineralele reprezentând săru.rile acidului carbonic (H2C03), în general cu

cationi mono- sau bivalenţi. In general sunt solubili în ape agresive şi reacţionează relativ uşor cu

acizii determinând înlocuirea anionului [Co3t sau a celui [HC03r cu anioni mai tari (Cr, [N03r

[S04t), cu degajare de CO2 în efervescenţă.

Sunt minerale cu duritate medie (3 - 5), în majoritate incolore sau cu culori allocromatice.

Carbonaţii de Fe, Mn şi Cu apar coloraţi idiocromatic în culori specifice.

Pot forma compuşi dubli sau soluţii solide în serii izomorfe. Frecvent prezintă

polimorfism.

In general au divaj bun până Ia perfect (Tabelul 7).

O serie de cercetători încadrează în această clasă şimineralele aparţinând altor săruri

oxigenate bazate .pe anioni trioxigenaţi de tip [X03]", [Xo3t, [X03]4., respectiv AZOTAŢI,

BORAŢI. IODAŢI, care, în anumite limite, au proprietăţi asemănătoare cu cele ale carbonaţilor.

- GUSTUL, proprietate specifică unor minerale solubile (în special din grupul sărurilor

halogenate) care pot fi deosebite, astfel, unele de altele. Unele minerale pot avea gust sărat

(halit), salciu (silvină), amar (kisseritul - MgS04 . HlO), dulceag (unii boraţi), astringent

(alaunii), alcalin (unii carbonaţi bazici) etc.

- MIROSUL, proprietate de recunoaştere a unor minerale, mai ales stimulate prin lovire.

Pl'oprietatea este legată de capacitatea de a emite substanţe volatile. Astfel poate fi identificată

prezenţa hidrocarburilor, a hidrogenului sulfurat, a sulfului, a arsenului (cu miros de usturoi), sau

prin mirosul specific de noroi, emis Ia umezire, a mineralelor argiloase.

":REACŢIA CU HCI. Unele minerale (carbonaţii) pot fi uşor diferenţiate de altele cu care

ar putea fi confundate, printr-un test de atac cu o soluţie 2 % de HCI. Reacţia se bazează pe

înlocuirea de către acid a radicalului [Co3t şi eliberarea H l C03, care spontan se descompune în

apă şi COl, sub formă de bule care produce efervescenţă. Astfel, caIehul (CaC03 ~. trigonal) şi

aragonitul (CaC03 - rombic) dau reacţie de efervescenţă violentă la rece, dolornitul

[CaMg(C03)l] reacţionează cu HeI numai la cald, sideritul (FeC03) reacţionează în pulbere la

cald, iar magnezitul (MgC03) nu reacţionează.

- PROPRIETĂŢI MAGNETICE. Magnetismul este o proprietate comună tuturor

mineralelor, care din punct de vedere al susceptibiIităţii magnetice pot fi:

- paramagnetiee (mineraleatrase de câmpul magnetic în zonele de maximă

densitate a liniilor de forţă);

- diamagnetice (substanţele respinse de câmpul magnetic, în zonele de densitate

minimă a liniilor de forţă);

- feromaguetice (substanţe atrase de câmpul magnetic, cu capacitate de

amplificare şi redirecţionare a acestuia); o parte dintre mineralele feromagnetice îşi păstrează

caracterul magnetizat şi după îndepărtarea câmpului magnetic inductor, astfel că pot deregla

orientarea unui ac magnetic (busolă). Exemple clasice sunt pirotina şi magnetitul.

PROl>RIETĂŢI TERMIC~ŞI PROPRJETĂ'fIELECTRICE. Greu de testat în afara

condiţiilor de laborator, proprietăţile termice şi cele electrice pot, uneori, particulariza anumite

minerale, mai ales în privinţa conductibilităţii termice (senzaţie de rece pentru substanţele bune

conducătoare)şi electrice.

PREZENTAREA SISTEMATICĂA

PRINCIPALEI.JOR MINERALE PE BAZA

PROPRIETĂTILOR MACROSCOPICE,

Clasificarea mineralelor reprezintă o problemă relativ dificilă, fiind greu de luat în

considerare toate criteriile posibile de discriminare şi/sau de grupare. In mod obişnuit, în

momentul de faţă se recurge la o sistematică bazată pe compoziţia chimică, în strânsă corelare cu

modul de organizare a materiei în reţeaua cristalină (cu alte cuvinte cu sistemul de cristalizare).

Astfel, se separă opt clase de minerale (pe baza compoziţiei chimice), în cadrul cărora

subdiviziunile se bazează pe organizarea spaţială a reţelei. Ambele categorii de factori determină

quasitotalitatea proprietăţilor.

EIJEMENTE NATIVE

Aflate în număr redus în natură (circa 33), elementele native sunt majoritar în stare solidă.

De la început pot fi separate în două categorii: METALE şi NEMETALE, cu pr9prietăţi diferite

(Tabelul 3).

METALE NATIVE

Sunt, în general, minerale compacte, grele, cu bună conductibilitate termică şi electrică,

opace, cu luciu metalic, cu culori specifice. Majoritatea sunt, în general, maleabile şi ductile,

lipsite de clivaj. Formează frecvent soluţii solide (aliaje).

NEMETALENATIVE

Au proprietăţi mult mai puţin constante, datorită atât apartenenţei la grupe diferite ale

sistemului periodic cât şireţeJelor cristaline mult mai diversificate. Frecvent, pentru aceeaşi

compoziţie, pot apărea minerale diferite, prin organizarea de reţele cristaline diferite.

Intre cele două categorii se intercalează elemente numite SEMIMETALE, care mediază

proprietăţile celor două categorii extreme.

30

GEOLOGIE FIZICĂ/-

Tabelul 3. Elemente native

Lucrări practic~

~'-------,--- ,--,

Pl'oprietăţi Metale Nemetalef--' --

CUPRU PLUMB DIAMANT GRAli'IT SULF-~.

Formula Cu Pb C C S/S s

chimică"-c--' .. .- --

Sistem de lc] [C] [C] [6] [RJM/amorff

-'cristalizare} --_.. --

izometric tabular,

Habitus izometric deformat izometric lamelar subizometric,

'\ tubular pulverulentf--------- -

Duritate 2,5 - 3 1,5 10 1-2 1,5 -21----------

ClivaJ absent absent foarte bun perfect slab-Spărtllră aşchioasă aşchioasă concoidală regulată neregulată

Culoare roşu de cupru cenuşIU incolor cenuşiu-negru galben

Culoarea roşu-brun cenuşiu închis incolor negru alb-gălbui

urmei,~

Luciu metalic metalic adamantin metalic răşinos, gras,

adamantin

Transparenţă opac opac transparent, opac transparent,

translucid translucid

Pentru marcarea sistemului de cristalizare, în tabele se utilizează convenţional următoarele simboluri:

CUBIC == [e]; TETRAGONAL (pĂTRATIC) = [4]; HEXAGONAL = [6]; TRlGONAL (ROMBOEDRIC) = [3];

MONOCLINIC = [M); TRICLINIC = [T].2 Sulful nativ prezintă variante polimorfe legate de condiţiile de geneză.

SULFURI ŞI SULFOSĂRURI

În această clasă sunt grupate sărurile hidrogenului sulfurat (H2S) şi mineralele

reprezentând compuşi similari bazaţi pe anioni cu dimensiuni şi proprietăţi comparabile cu ale

anionului S2. (seleniuri, t~luI1lri, ars~niuri),ca şi compuşii cu anioni complecşi (sulfosăruri)

Clasa grupează un număr mare de minerale, în marea lor majoritate minereuri (pretându

se la extragerea unor metale). În majoritate mineralele acestei clase au cationi calcofili

(asemănători cu cuprul; gr. Xd.IvKO<; [cha1cos] = cupru ',1- cptMa {philia] = prieten), în general

reprezentând metale grele, ale căror proprietăţi sunt, în parte, transferate. şi mineralelor.

31

Proprietăţi I GALENĂ I BLENDĂ CINA- COV~LI-I PIROTI- PIRITĂ CALCOPI STIBINĂ I REAL- AURIPIG-BRU NA NĂl -RITĂ i GAR MENT

IFormula I PbS I ZnS I HgS CuS Fel"xS FeS2 CuFeS2

ISb2S3

IAsS AS2S3

chimică II

I Sistem de [C] [e]1

[3] [6] [6] [e] [4]

1

[RJ I [M] I [M]cristalizare I

tabular,Habi,tus I izometric izometric I lamelar lame1ar

Itabular . izometric sub- I acicular I prismatic I prismaticI I

I izometricDuritatea I 2,5 -2,73' 3,5 - 4 2- 2,5 1,5 - 2 3,5 - 4,5 6 - 6,5 3,5 - 4 Ţ 2 i 1,5 - 2 T 1,5 - 2

Clivaj I perfect perfeţt

Iperfect perfect slab, absent slab I perfect I bun I perfect

i absent ...

Spărtura I geomţtrică Ţ concoidală concoidală aşchioasă concoidală concoidală concoidală regulată Ţ concoidală Ţ regulată

Culoare I cenuşiu de i negru, roşu-brun albastru- galben de ,!. galben- galben de cenuşiu de! roşu I galbenplumb I brun, indigo bronz cenuşiu alamă plumb I portocaliu

galben i ICuloarea

Inegru I negru-brun roşu cenuşiu- negru negru negru- cenuşiu galben- \ galben

armei negru verZUI I portocaliu I deschisadamantin- metalic,

1răşinos- răşinos-

Lacia I metalic I răşinos adamantin serrume- metalic metalic metalic I metalic I adamantin adamantin,talie I semimat

. Transpa- I opac I opac, I opacI

opacI

opac opacI

opac .opac I translucid, translucid,I

\ rentă translucid I transparent transparent

1 Deviazăputemic acul magnetic.

Tabelul 4. Sulfuri şi sulfosăruri

i FormulaI chimicaI-I Sistem deI cristalizare

I

Proprietăţi

Habitus

II

ARAGONIT

CaC03

[R]

prismatic,acicular,

fibros

CALCIT

CaC03

[3J

izometric,prismatic,

tabulat

DOLOMIT

CaMg[C03]2

(3]


tabular

MAGNEZIT

MgC03

[3J


tabular

SIDERIT

FeC03

[3]


tabular

RODOCROZIT

MnC03

[3J

prismatic,tabular

MALACHIT

ICU2[C03](OHh

I [MJI

prismatic,fibros

I

AZURIT

CU3[C03h(OHh

[MJ

tabular,prismatic,

acicular

sticlos-sidefos I

DuritateCliva]

Spărtură

Culoare

CuloareaurmeiLuciu

Transparenţa

Alteproprietăţi

3,5 - 4bun

concoidală

incolor, albsau

allocromaticincolor

sticIos

transparent

efervescenţă

violentă cuHCI

3perfect

concoidală

incolor, albsau

allocromaticalb

sticlos-sidefos

transparent

efervescenţă

violentă cuHCI

3,5 - 4perfect

concoidală

incolor,cenuşiu, brun

incolor, alb

sticlos-sidefos

transparent

efervescenţă

slabă cuReI

3,75 - 4,25perfect

concoidală

incolor, alb,cenuşiu

alb

sticlos-sidefos

translucid

I

3,75- 4,25perfect

concoidală,

neregulată

galben, verde,brun

alb

stic1osmătăsos

translucid

3,5- 4perfect

concoidală,

neregulată

roz, roşu

alb

translucid

concreşteri

crustoase

I

3,5 - 4perfect

concoidală,

neregulată

verde intens

verde deschis

sticlos, mat

translucidopac

concreşteri

crustoasereniforme

3,5 - 4slab

concoidală

I albastru azuriu

albastru

sticlos

translucid

concreşteri

crustoasereniforme

Tabelul 7. Catbonaţi IIl'I~~lI~'

SULFATI,

Clasa grupează mineralele reprezentând sărurile oxigenate ale sulfului (cu anion [S04]2)

la care se pot adăuga şi săruri ale unor anioni cu structură similară (cromaţi anion [Cr04f-;

molibdaţi anion [M004]2-; wolframaţi - anion [W04f).

Reprezintăminerale cu duritate scăzută, cu clivaj bun, în general incolore şi transparente.

Greutatea specifică este legată de tipul de cation. Frecvent pot forma reţele hidratate sau anhidre,

în funcţie de condiţiile de geneză. Sunt minerale relativ uşor solubile, mai ales cele cu cationi

monovalenţi.Pot forma săruri complexe cu anioni suplimentari ([OHr, cr, [C03f)(Tabelul 8).

Tabelul 8. Sulfaţi şi iosiaţi

Proprietăti GIPS ANHIDRIT BARITINĂ1 APATIT

[6][R]

tabular, prismatic,fibros

Formula chimică CaS04.2H20 CaS041-.---------jf--------'-----"----1------~-'-

Sistem de [M] [R]cristalizare

-.--c-'-:..::.=:=.:..:'....:----+-----~-_ _4~~.,__~.,__~-+_~~----~-~_+-"-.,__--i- --___4

Habitus

DuritateCliva;

2perfect

3,5perfect

3 - 3,5foarte bun

5absent

Spărtură

Culoare

Culoarea urmei

neregulată

incolor, alb,gălbui,roz, etc

alb

lleregulată

incolor, albastru,violet, alb, etc

alb

neregulatincolor, alb, etc

alb

concoidală

incolor sau coloratdiferit

albLuciu sticlos, sidefos,

mătăsos

sticlos, sidefos sticlos, sidefos sticlos-adamantin

Transparenţa transparent transparent,translucid

transparent transparent,translucid

Mineral cu greutate specificăfoarte mare.

FOSFATI,

Clasa grupează sărurile acidului ortofosforic (I-hP04) şi săruri cu anioni comparabili cu

[P04f, respectiv arseniaţi (anion [As04t) şi vanadaţi (anion [V04f).Sunt dificil de identificat macroscopic, cu atât mai mult cu cât, adesea, mai ales în rocile

sedimentare, formează agregatecolomorfe împreună cu alţi fosfaţi, sau sunt diseminaţi.

SILICATII,

Silicaţii reprezintă cel mai mare grup de minerale, însumând circa o treime din numărul

total şi circa 75 % din greutatea scoarţei terestre.

Teoretic, silicaţii ar reprezenta săruri ale acidului silicic (H4Si04), acesta fiind însă o

substanţă virtuală, nefiind cunoscut decât sub formă de săruri (silicaţi).

36

Silicaţii, din punct de vedere chimic, se bazează pe un număr relativ mic de cationi. Cu

to aie acestea, se remarcă o imensă variabilitate, determinată, pe de o parte, de extinderea mare a

femmenului de izomorfism, complet sau parţial, pe de altă parte, de structura spaţială foarte

c0111plexă a reţelelor cristaline. De aici derivă variabilitatea imensă a proprietăţilor şi realizarea

U.i101- formule chimice adesea foarte complicate.

S-a constatat că reţelele cristaline ale silicaţilor se bazează pe un complex anionic [Si04tdezl'ultat spaţial sub forma unui tetraedru, cu ionul Si4

+ în centru şi având fiecare colţ ocupat de

ioni 0 2-. Legătura anionului [Si04t cu diverşi cationi se realizează exclusiv prin intermediul

colţurilor deci numai prin intermediul oxigenului.

0=02

= Si4+

Fig.19. Complexul anionÎc [Si04t- dezvoltat subformă de tetraedru.

Lucrurile se complică şi prin faptul că în reţelele silicaţilor există posibilitatea cuplării, în

diferite moduri, a tetraedrilor [Si04t prin punerea în comun a unor colţuri (a unor iom 0 2-) şi

realizarea de anioni complecşi ([Sh07t; [Si40 12t; etc).

Dacă se ţine seamă de similitudinile de rază ionică ale ionului Si4+ cu ionul AI3

+, care

permit înlocuirea parţială a siliciului cu aluminiul, se poate înţelege că posibilităţile de

diversificare ale silicaţilor, la care se adaugă astfel şi alumo-silicaţii, cresc exponenţiaL

Din aceste considerente, prezentarea sistematică a silicaţiIor trebuie să ţină seamă în mod

deosebit de criteriul structural. Se separă, astfel, o serie de subc1ase, pe baza modului structural

de asociere a tetraedrilor de [Si04t. Chiar dacă macroscopic nu poate fi remarcată structura

reticulară, proprietăţile fizice induse de reţeaua cristalină permit, într-o oarecare măsură,

încadrarea macroscopică în subclase.

NEZOSILICATI,

Sunt silicaţi cu grupări tetraedrice [Si04t izolate, legate în reţea numai prin intermediul

cationilor metalici.

Formează, în general, cornpuşicu cationi grei (Mg2+, Ca2+, Fe2+, Fe3+, Ti4+), adesea în serii

izomorfe. Prezintă simetrie medie până la avansată, constituind frecvent cristale idiomorfe. Sunt

minerale cu c1ivaj slab sau lipsite de divaj.

Fig. 20. Structura nezosilicaţilor (14)

Datorită izomorfismului, macroscopic sunt dificil de apreciat speciile minerale, ca atare,

fiind obişnuită prezentarea unor grupe de minerale cu proprietăţi comune. (grupa olivinei, grupa

granaţilor, grupa distenului)(Tabelul 9).

SOROSILICAŢI

Prin asocierea în reţea a doi tetraedrii [Si04t se realizează anioni de tipul [Si20 7t, în

legătură cu cationi de tip Ca2+, Fe2

+, Al3+.

Fig. 21. Structura sorosilieaţilor (14)[SiZ0 7] 6

---o

NEZO-SOROSILICAŢI

Nezo-sorosilicaţii sunt silicaţi cu o grupare anionică mixtă de tetraedm simplu cuplat cu

doi tetraedrii legaţi de tip [Si20 7. Si04t, în acelaşi timp permiţându-se adiţia de ioni [OHr sau

de molecule de apă (Tabelul 9).

Realizează cristale cu habitus prismatic, adesea grupate în agregate microgranulare, cu

aspect fals amorf.

CICLOSILICATI,

Sunt silicaţi Ia care gruparea anionica este formata prin asocierea în inele închise a 3,4,5,

sau 6 tetraedrii [Si04]. Formula standard a anibnului este [Sio0 30]2n-. Prin suprapunerea în reţea a

inelelor anionice rezultă, în general, cristale cu habituBpristll<l.tic până la acicular sau fibros, mai

rar izometric, cu clîvaj slab..potrivit (Tabelul 9).

38

[8;60"J 12_~!

Fig. 22. Structura ciclosilicaţilor (14)

Lucrări practi~

INOSILICATI,

Din asocierea tetraedrilor Si04 în lanţuri infinite, simple sau duble, rezultă două categorii

de inosilicaţi. ei cu structuri în lanţuri simple, cu grupare anionică ([Sh06t)n sunt numiţi

PIROXENI. Cationii, în general grei (Mg2+, Fe2

+, Mn2+, Fe3

+, Al3+), determină culori

melanocrate.

Fig. 23. Structura piroxenilor (13)

Frecvent formează serii izomorfe. Pot cristaliza fie în sistemul rotnbic, fie în cel

monoclinic conducând la serii izomorfe diferite.

În ansamblu, structura simplă a catenelor determină habitus scurt prismatic, adesea cu

cristale idiomorfe. Clivează bine, transversal pe direcţia de alungire.

Un grup particulat de inosilicaţi cu lanţuri simple îl constituie aşa numlţll

"PIROXENOIZI", În care, datorită legării de cationi bivalenţi cu rază mare, periodicitatea reţelei

anionice este mai mare decât 2. Gruparea anionică devine [Si30 9t sau [Sin0 3nt.[6' O ] 6

Fig. 24. Structura piroxenoizilor (wollastonit) (38) 13.9

Inosilicaţii cu lanţ\lri duble, prezintă gruparea aruonică ([Si40 11t)n, în care pot adiţiona

tOm suplimentari [OH)" sau F. In unele situaţii, Si4+ poate fi înlocuit cu A13

+ Mineralele cu

aceastăstructură sunt numite AMFIBOLI. Ca şi piroxenii, sunt minerale melanocrate, cuprinzând

aceiaşi cationi, şi cristalizează în aceleaşi sisteme, rombic şi m6rioclinic. Formează, de asemenea,

39

CICLOSILICAŢII NEZOSILICAŢI . NEZO-I SOROSILICAŢI

Proprietăţi Grupa Grupa GrupaI OLIVINEI GRANAŢILOR DISTENULUI CLORITOID EPIDOT TURMAI.lNĂ

II Borosilicatde Na,

Formula chimică (Mg,Feh[Si04] X32+Y23+rSi04hl Ah[Si04]O !FeAh[AhSi20 lO] Ca2FeAh(Si207] Ca, Mg, Fe, Mn,I I OH2 rSi041eOjOH) Al

I Sistem de 1 I [C] I \ [MIT] 1 (M] I [3]cristalizare

HabitusDuritate

CtivaiSpărtură

Culoare

Culoarea urmei

Transparenţă .

prismatic7

slabconcoidală

verde, galben,alb

incolorsticlos, grastransparent,translucid

izometric2

6,5 - 7,5absent

concoidală,

neregulată

variabilă: galben,roşu, verde, negru

alb, slab coloratstic1os, grastransparent,translucid

prismatic, tabular4 ~ 7,53

perfectgeometrică

cenuşiu.,albăstrui

albsticlos, sidefos

transparent,translucid I

foiosÎll fişicuri

6,5perfect

geometrică

negru-verzuI

incolor-verzuistic10sopac

prismatic6-7

foarte bunconcoidală

. verde

albstidos, sidefos

transparent

columnar7 -7,5absent

neregulată

negru-brun,albastru, roz,

galbenincolorsticlos

translucid - opac

2

3

4

In formula nrineralelor din grupa granaţilor, X2+ = Ca, l\1g, Fe, iar y2+ = Al, Fe, Cf.

Cel mai adesea se prezintă în cristale idiomorfe cu tracht dodecaedric (piatră senripreţioasă).

Duritatea flagrant yariabilă în funcţie de direcţia. de atac.Varietăţile pure, colorate şi translucide se utilizează ca piatră preţioasă.

Tabelul 9. Nezosilica,ti, nezo-sorosilica,ti, Ciclosilica,fi

serii izomorfe cu proprietăţi progresiv variabile. În general, habitusul este prismatic, până la

acdcular sau fibros. Clivează bine până la perfect, paralel cu feţele alungite de prismă.

Fig. 25. Structura a711fibolilor (13)

Tabelul 10. Inosilicaţi

PIROXENI PIROXENOIZI AMFIBOLI- --

Proprietăţi AUGIT WOLLASTO- RODONIT Gr. TREMO- Gr. HORN-NIT LITULUI BLENDELOR

(Ca, Fe,Mg,AI)2 Ca3[Sb09] CaMn[SisOls] Ca2(Mg,Fe)s (Ca,Na,K)2_3Formula [(Si, Al)206 [Si4OIlh(OH) (Mg,Fe,AI)schimicâ [(Si,AlhSi60 22]

(OB,FhSistem de [M] [T] [T] [M] [M]ctistalizareHabitus prismatic scurt, tabular, fibros tabular, prismatic lung, prismatic,

tabular izometric fibros columnarDuritate 5,5., 6 4,5 - 5 5,5 - 6,5 5-6 5-6

Clivaj bun foarte bun perfect perfect bun,Spărtură concoidală, geometrică concoidală, geometrică geometrică

neregulată neregulată..-

Culoare negru, verzUi alb-cenuşiu roz-roz cenuşiu alb, verde verde, brun,negru - brun negru

Culoarea negru alb alb alb alburmeiLuciu stidos sticlos, mătăsos stidos stidos, mătăsos stidos --

Transparenţa translucid, opac transparent, translucid translucid translucid, opactranslucid

FILOSILICAŢI

Cu un număr mare de specii minerale, filosilicaţii se bazează pe reţele plane infinite de

tetraedrii Si04, la care 3 din cei 4 ioni de oxigen sunt puşi în comun, anionul complex luând

forma ([Sb03]2")n sau ([Si40 10t)n. Cationii, fixaţi în reţea lateral faţă de reţeaua plană a anionului,

pot fi foarte diferiţi (K+, Na+, Ca+, Mg2+, A13+, Fe3+ etc), diversitate care conferă o largă varietate

de proprietăţi. Intotdeauna însă, structura reţelei cristaline conferă unhabitus tabular, foios sau

lamelar şi un c1ivaj perfect, paralel cu planele anionice infinite. Compoziţiile sunt complicate şi

prin posibilitatea de înlocuire a ionilor de Si cu cei de Al, ca şi de posibila prezenţă în reţea a

ionilor (OH}. Sistematicafiloslicaţiloreste foarte complexă, adesea determinarea mineralelor

41

fiind posibilă numai prin analize speciale de laborator. Macroscopic pot fi totuşi realizate grupări

empirice, suficiente într-o primă instanţă pentru o identificare rapidă în condiţii de teren (Tabelul

11).

Fig. 26. Structurafilosilicaţilor (39 simplificat)

- Grupul TALCULUI -minerale microcristaline în mase foioase, adesea în agregate

compacte, de culoare deschisă.

- Grupul SERPENTINELOR - formează agregate compacte de culori de la alb-cenuşiu la

verde-albăstrui închis. Prezintă varietăţi cu habitus diferit, lamelar la ANTIGORIT, fibros la

CRISOTIL. Habitusul fibros de Ia crisotiI este datorat rulării în jurul unui ax a reţelei plane

infinite de tip filosi]icat. Dimensiunile extrem de reduse ale cristalelor conduc Ia imposibilitatea de

observare macroscopică a c1ivajului.

~ Grupul MICELOR - grup complex, izomorf de alumo-silicaţi de K, Al, Mg şi Fe, cu

numeroase varietăţi cationice şi cu adaosuri anionice de tip OII. Habitusul este tabular-foios, cu

clivaj perfect până la foiţe extrem de elastice, apropiate de grosimea planului reticular.

- Grupul CLORITELOR - cu structuri asemănătoare micelor, dar cu compoziţie mai

complexă, care le face să se comporte plasfic la deformare.

- Grupul MINERALELOR ARGILOASE - din punct de vedere mineralogie, grupul este

heterogen, însumând filosilicaţi cu structuri şi compoziţii diferite. Prezintă, totuşi, căteva

caracteristici comune. Cristalele, cu habitus solzos, de dimensiuni submicronice (reţeaua cristalină

neputând fi detectată decât prin difracţie a razelor "X") sunt adesea grupate în agregate

pământoase. Au capacitatea de a reţine apă în reţea, urmată de gooflare, de creştere a plastidtaţii,

putând - Ia saturaţie - să treacă în stare de gel. La temperaturănormală, procesul este reversibiI.

42

Grupa MICELORProprietăţi

Formula chimică

Sistem decristalizare

Duritate

1

I GrupaTALCULUI

Mg6[Sig0 2o](OH)4 1

I[M] I

tabular, foios1

Grupa·SERPENTINEI

ANTIGORITICRISOTIL

Mg6[Si4()lo](OH)g

[M]

lamelar/fibros2,5- 3

MUSCOVITSERICIT1

K2Al4[AhSi6020](0H,F)4

[M]

tabular, foios2,5 - 4

BIOTIT

K2(Mg,Fe)64[Ah3Si 6_s020]00-iOH,F)4-2

[MI

tabular, foios2,5 - 3

GrupaCLORITELOR

(Mg,FebAl2

[(Al,Si)8020](OH)

[M]

tabular, foios2-3

GrupaMINERALELOR

ARGILOASE2

X2Y4-6[(Si,Al)g02o](OH)g-nH20

[MIT]

tabular, foios2-2,5

I~Ol'O

~'"rj>-<N>-<()

><

Culoare

Spărtură

b- .1! urmeiLuciu

perfectneregulată

I alb, cenuşiu~gălbui

albsidefos, mattranslucid

perfectconcoidală,

aşchioasă

negru-verzui/albcenuşiu

incolorrăşinos,:gras

semlOpac

perfectneregulată

incolor

incolorsticlos, sidefos

transparent

perfectneregulată

negru, brun, gălbui

incolorsticlos

transparent

perfectneregulată

verde, negru-verzui

alb-verde palsidefos

transparent

peffectneregulată

alb, alb-gălbui

albsidefos, mattranslucid

Sericituleste o varietate microcristalină,fin s(jlzoasă a muscovitului.

2 Infommla minera.lelor argiloase, X =Na, K,Ca, Mg, iar Y = Fe2+, Mg, Fe3+, Al. Suntdiscriminate prin metode fizice speciale (termice, colorimetrice etc).

Formează amestecuri, în. agregate pământoase, fals amorfe, colorate de cromofori sau impurităţi.

Tabelul Filosilicaţirc(")';PJ<:L';PJ~.....(")CP

TECTOSILICATI,

Din această subclasă fac parte silicaţi la care tetraedrii Si04 sunt asociaţi în reţele continue

trîdimensionale, prin legarea reciprocă a tuturor ionîlor de oxigen. Astfel, teoretic, nu mai rămân

ioni liberi de oxigen pentru adiţia de cationî. Frecvent însă, ionii de Si sunt înlocuiţi prin ioni de

Al, permiţând adiţia de cationi, de obicei cu raze mari (K+, Na+, Ca2+, Ba2+). Cationii metalelor

grele apar extrem de rar în reţelele tectosilieaţilor. Tectosilicaţii pot fi complicaţi prin asocierea de

ioni suplimentari (F, cr, [OHr, [S04f), iar în unele cazuri (la "zeoliţi") de molecule de apă slab

legate. In general sunt minerale leucocrate, cu duritate mare. Reţelele cristaline sunt larg

dezvoltate.

Fig. 27. Structura tectosilicaţilor (39 simplificat)

.5;00

Pe baza raportului de înlocuire Si/Al, marcat de o serie de proprietăţi specifice,

tectosilicaţii sunt împărţiţi în mai multe grupe.

Grupa FELDSPAŢILOR. Feldspaţii sunt alumosilicaţi saturaţi în silice, de K, Na sau/şi

Ca, cristaliza-ţi monoc1inic sau triclinic, formând frecvent serii izomorfe cu miseibilitate totală la

acelaşi tip de reţea cristalină.

In general speciile de feldspaţi pot fi clasificate pe diferite criterii, în funCţie de parametrii

chimici sau cristalografici. Astfel, se pot separa feldspaţi ALCALINI (potasici sau sodici) şi

feldspaţi CALCICI. Cum însă feldspaţii sodiei formează cu cei calcici o serie cu miscibilitate

continuă, se poate recutge la o divizare În feldspaţi POTASICI şi feldspaţi CALCO-SODICL

Prima categorie poate fOrma reţele cristaline monoclinice sau tric1inice,cea de a douaeristalizând

exclusiv tricIinic. Datorită reţelei cristaline, feldspaţii monQclinici au plane de cIivaj intersectate în

unghi drept, numindu-se şi ORTOCLAZI (din gr. OpeOi; [orthos] == drept + KAa68lY[kladein] == a

Încrucişa). Cei triclinici au plane1e de c1ivctj intersectate sub unghiuri diferite de 90°, numindu-se

PLAGIOCLAZI (din gr. 1tM)'lOi; [plagios] = oblic +KÂaosw[kladein] = a încrucişa).

44

Foarte bine reprezentaţi în aproape toate categoriile de roci, se recunosc relativ uşor după

aspectul idiomorf sau hipidiomorf, accentuat de spărtura ordonată şi de planele de divaj foartre

bun. Tot datorită planelor de divaj, indiferent de culoare, au adesea un luciu sidefos. O altă

caracteristică de recunoaştere este oferită de instabilitatea în condiţii exogene, având tendinţa de a

se itltera, putându-se acoperi de pulberi fine de minerale argiloase secundare.

Grupul FELDSPATOIZILOR. Sunt tectosilicaţi cu structuri similare feldspaţilor, însă

nesatuniţi în silice, raportul Si!Al crescând în avantajul acestuia din urmă. Formează serii cu

substituţie izomorfă. Prezintă simetrie superioară feldspaţilor şi divaj mai slab. Prezintă adesea

culori în nuanţe caracteristice (nefelin = cenuşiu de nor, din gr. vepeÂ11 [nepheli] = nor; sodalit =

albastru-cenuşiu, de la lazurit = albastru ca cerul).

Tabelul 12. Tectosilicaţi ~feldspaţi şifeldspatoizi

Proprietiiţi .n~PAŢI FELDSPATOIZI

SODALITNEFELINPOTASICI CALCO-SODICI---.'"-----.----+~---~----+--~~-~~---j--~---:--~-+-~-~-----1

Formula chimică K[AISh08] NaIAlSi30 8]- Na3K[Al4Si4016] Na8[Al6Si60 24] Ch

Ca[AISi30 8]

Sistem de

cristalizare

[M] (Ortoză);

[T] Microo1in

[T] [6] [C]

Jlabitus _ prismatic prismatic sub-izometric

prismatic

izometric

Duritate 6 - 6,5 6 - 6,5 5,5 - 6

Spărtură neregulată, neregulată,

concoidală concoidală

concoidală neregulată

alb sa~l roz,

Culoare roz deschis, roşu, galben, verde până gri-albăstrui albastru -lavandă

alb, gălbui la negru (de nor)---_.._-------------------+----------+----------+--------_..-

Culoarea urmei incolor alb incolor incolor1----~----4---------t__~--~·--·_+_-------it__-_:__:__----~

Luciu stic1os, sidefos sticlos, sidefos sticlos, gras stio1os, grast------'---~~~--1---~~~-.--f__'_'_------~---_'__1_----'-~~---+___---------

Transparenţă transparent, transparent, translucid translucid

translucid translucidL......_. . ~__'___ ~__L_

Grupa ZEOLIŢILOR. Sunt alumosilicaţi hidrataţi de Mg, Ca, Na, rar K, foarte

asemănători între ei, capabili de cedarea apei şi recuperarea ei fără distrugerea reţelei cristaline. In

45

acelaşi timp sunt capabili de înlocuirea unor cationi cu alţii, ceea ce le conferă proprietăţi

favorabile în utilizarea ca filtre schimbători de ioni.

Grupa SILICEI. Grupa este formată din reţele de tectosilicat compacte, alcătuite din

tetraedri [Si04t, fără substituţii ionice deci exclusiv din Si4+ şi 0 2

-. De aici rezultă o formulă

medie Si02, comparabilă cu a unui oxid. Tipul de reţea, specific silicaţiIor, încadrează grupa în

subclasa tectosilicaţilor, în proprietăţile căreia se înscrie. Grupa cuprinde minerale formate 1'n

condiţii de geneză diferite. Cele mai obişnuite sunt cuarţul, calcedonia şi opaluL Primele două

cristalizează în sistemul trigonal (romboedric), ultimul fiind amorf Cuarţul are habitus izometric

până Ia prismatic, de obicei cu tracht bipiramidat. Calcedonia reprezintă o varietate

criptocristalină, cu habitus fibros. Ambele sunt total lipsite de c1ivaj, cu duritate mare (7). In

general incolore, pot prezenta culori allocromatice care determină separarea unor varietăţi

semipreţioase. Opalul, amorf, conţine apă în proporţii variabile. Incolor sau colorat prin

impurităţi, are un habitus aleatoriu, adesea cu aspect concreţionar.

Tabelul 13. Tectosilicaţi grupa silicei

OPAL

[3]

CALCEDONIE

[3]

Proprietăţi CUARŢ

~----+-----~----+--------~+----~----~----

Formula cltimicti 8i02 8i02 5i02 - n H20

amorfSistem de cristalizare

Habitus izometric - prismatic fibros colomorf, reniform

Duritate 7 6 5,5 - 6,5

Clivaj absent absent absent

Spărtură concoidală concoidală concoidală

Culoare incolor,

colorat allocromatic l

incoloră sau vatiabilă2

variabilă

Culoarea urmei incolor incolor incolor

gras, sticlos

translucid

răşinos, gras

translucid

sticlos

transparent

Luciuf-------------- -+------------1-~~----~~-___l_~~-------.--.--

Transparenţă

L-----.-------~--.-'---.--_-_-_----_'__. _e_..l..----~-~-------'

Varietăţile colorate ale cuarţlJ1ui, pietre semipreţioase când sunt pure, sunt: cristalul de stflncă (incolor şi

transparent), cuarţul fumuriu (transparent, fU1l1uriu, cenuşiu, brun), ametistul (violet), morionul (negru), citrinul(galben), prasenul (verde), aventurinul (roşu).

2 După culoare şi aspect, calcedonia poană denulniri diferite şi anume: carneol (roşie), sardonix (brună sauroşie), agat (zone paralele de diferite culori), onix (agat cu benzi reg11late, concentrice), variantele estetice fiindutilizate ca piatră semipreţioasă.

46

ROCILE

În natură, mineralele se întâlnesc întotdeauna grupate în agregate mai simple sau mai

complexe denumite ROCI (din lat. roca == stâncă). Ramura geologiei care se ocupă cu studiul

rocilar se numeşte PETROLOGIE ( termen derivat din gr. rc8'Tpa [petra] = piatră; "A,eroe;

[log()s] ~ cuvânt, discurs, în sens de ştiinţă despre... ).

Ca definiţie, ROCA reprezintă un agregat de minerale, formate natural, în condiţii

specifice de geneză. Petrologia separă trei tipuri de procese petrogenetice fundamentale,

cărora le corespund trei categorii majore de roci: magmatice, metamomce şi sedimentare.

Pri111de două categorii se încadrează în sisteme de procese endogene, legate de caracteristicile

interioare ale pământului, cea de-a treia categorie fiind determinată de procese exogene,

legate de relaţiile cu învelişurile externe ale pământului (atmosfera, hidrosfera, biosfera).

Orice rocă, indiferent de modul de formare, este definită printr-o anumită cO"rnpoziţie

mineralogică şi printr-o anumită structură, prin aceasta înţelegându-se ansamblul

proprietăţilor care desemnează forma şi dimensiunea componentelor, precum şi prin textură,

noţiune care defineşte aranjarea spaţială a componentelor unei roci.

După compoziţia mineralogică, rocile pot fi monominerale (formate predominant

dintr-o singură specie minerală) sau poliminerale (alcătuite din specii minerale diferite).

Alcătuirea mineralogică, extrem de variată, este coordonată de procesele care generează roca,

fiecare categorie de roci având, în general, compoziţii specifice.

Dacă alcătuirea mineralogică reprezintă aspecte calitative ale unei toci, definirea

edificiului petrografic implică şi caracterizarea distributivă, conferită de atributele structural

texturale, care evidenţiază proprietăţile dimensionale (scalare) şi direcţionale (vectoriale) ale

componentelor.

În legătură cu caracterizarea distributivă, sunt necesare câteva precizări esenţiale,

legate de definirea termenilor.

Termenul STRUCTURĂ derivă din limba latină, din structura = clădire, fel de a zidi.

Termenul TEXTURĂ derivă din latinescul textura = ţesere, pânză, împletire. Ambele noţiuni

aveau în limba latină şi înţelesul figurativ de mod de alcătuire, de organizare, mod de

închegare.

În literatura geologică europeană (exceptând-o pe Cea britanică), termenii au fost

utilizaţi cu sensuri complementare, prin STRUCTURĂ înţelegându-se proprietăţile legate de

starea cristalină, de mărimea şi de forma componentelor, iar pnn TEXTURĂ, modul de

distribuţie spaţială a acestora. Specialiştii anglo-saxoni (cei britanici dar, mai ales, cei

americani) utilizează noţiunile respective În sens inversat (mai ales În analiza edificiilor

petrografice sedimentare).

Situaţia prezentată poate determina interpretări echivoce. Cu atât mai mult cu cât

analizarea unui edificiu petrOgrafic, în accepţiunea teoriei sistemelor, face ca, la diferite nivele

de detaliu, înţelesul noţiunilor să se schimbe.

Tendinţa actuală a specialiştilor este de a grupa noţiunile într-un termen unic, care să

întrunească totalitatea prOprietăţilor utilizate. Pentru evitarea confuziilor, s-a adoptat, ca

termen colectiv, cuvântul german "FAJ:3RIC", cu sensul iniţial de produs construit, de

arhitectură (ca rezultat final). Termenul se poate utiliza la diferite nivele de detaliere (de la

alcătuirea edificiului atomic până la nivel macrocosmic) respectându-se ordinul de mărime

corespunzător. Termenul "fabric" nu este însă unanim acceptat de specialişti, iar termenii

structură/textură sunt diferit utilizaţi, petrologii specializaţi în domeniul endogen preferând

accepţiunea clasică europeană, cei din domeniul exogen folosind sensul anglo-saxon.

Din motive didactice, lucrarea de faţă trebuie să prezinte noţiunile unitar, de aceea s-a

adoptat terminologia clasică europeană În prezentarea tuturOr categoriilor de roci, cu

specificarea posibilităţilor de interpretare diferită. În redactarea unor fişe de observaţie este

posibilă prezentarea proprietăţilor structural-texturale direct, fără menţionarea noţiunilor

generatoare de echivoc.

Este evident că, cu toată diversitatea petrOlogică existentă, nu pot fi trasate limite nete

între procesele generatoare de roci, nici în ceea Ce priveşte compoziţia, nici în ceea ce priveşte

caracterele structural-texturale, fiecare edificiu petrografic reprezentând un caz unic, posibil

de înscriş într-un ansamblu generalizator. Cu toate acestea, predominarea unora sau a altora

dintre factorii genetici determinanţi, face necesară prezentarea diferenţiată a celor trei mari

categorii deja manţionate, a rocilor magmatice, a celor metamomce şi a celor sedimentare.

.ROCILE MAGMATICE

Rocile magmatice sunt roci endogene formate pnn consolidarea (solidificarea)

magmelor. Magmele reprezintă topituri naturale de silicaţi şi oxizi, având în soluţie sau în

suspensie, în prOporţii diferite, cristale deja formate şi componente volatile (apă, CO2, H2S

etc). Consolidarea magmelor se poate realiza în condiţii diferite în funcţie de locul de

48

desfăşurare a procesului, fie în profunzime, în condiţii abisale, fie în apropierea suprafeţei, fie

cl1iar la suprafaţa pământului, dacă topiturile magmatice sunt expulzate la exterior prin

p I()CeSe vulcanice, numindu-se, în acest caz, lave.

Condiţiile de consolidare, pe lângă alcătuirea mineralogică datorată, în general,

cllOmpoziţiei iniţiale a topiturii, determină caracteristicile structurale şi texturale definitorii

p efltru diagnoza rocilor.

COMPOZITIA MINERALOGICĂ,

A ROCILOR MAGMATICE

Compoziţia mineralogică a rocilor magmatice este determinată, pe de o parte de

compoziţia iniţială a magmei, pe de altă parte de procesele evolutive de diferenţiere realizate

prin deplasarea topiturilor şi prin consolidarea pn;>gresivă.Pe seama unor compoziţii chimiee

si111ilare ale topiturilor magmatiee, prin condiţii de eonsoIidareparticuiare, se poate ajunge la

roci cu conţinuturi mineralogice diferite.

În general, în alcătuirea rocilor magmatice, pot fi separate două categorii de minerale:

minerale llrimare, legate strict de proceSul de consolidare a topiturilor, şi minerale

secundare, formate ulterior consolidării rocii, a căror prezenţă nu defineşte roca magmatică

în sine.

MINERALE PRIMARE

Mineralele primare sunt de două feluri: principale şi accesorii.

MINERALE PRINCIPALE

Acestea sunt minerale care, amestecate în diferite proporţii, conferă specificitate

rocilor care le conţin. Pentru facilitatea prezentării sistematizatea compoziţiilormineralogice

s-a convenit utilizarea unor simbQluri literale pentru mineralele principale. Acestea sunt:

Grupul mineraielor MAFICE (M), în general mela.nocrate, care cuprincte:

- Olivine (MOI)

- Piroxeni (Mpx)

- Amfiboli (MAtl1)

- Biotit (MBi)

Grupul mineralelor FELSICE, în generalleucocrate, format din:

- Feldspaţi alcalini (A)

- Feldspaţi plagioclazi (P)

- Silice (predominant cuarţ)(Q)

- Feldspatoizi (F)

- Muscovit (Mu)

MINERALE ACCESORII

Acestea sunt minerale primare, prezente în propOIţii reduse şi a căror prezenţă sau

absenţă nu împietează diagnosticul rocilor. Între acestea, mai frecvent întâlnite sunt:

turmaHua, zircouul, sfcuul, rotilul, grauaţii, maguctitul, cromitul, apatitul, sulfurile etc.

MINERALE SECUNDARE

Mineralele secundare nu sunt legate de procesele propnu-zIse de geneză a rocilor

magmatice, ci se formează ulterior consolidării acestora, pe seama mineralelor primare sau în

urma circulaţiei unor soluţii postmagmatice. Chiar dacă prezenţa lor este aleatorie, pot furniza

informaţii suplimentare despre compoziţia primară a roCÎi şi despre transformările pe care

aceasta le-a suferit.

În categoria mineralelor secundare cel mai frecvent se încadrează miueralele

argiIoase, oxizii şi hidroxizii de fier, serpentinele, doritele la care, prin depunere din geluri

sau soluţii, se adaugă silice, carbonaţi, suifaţi etc.

Se impune precizarea că stabilirea compoziţiei mineralogice se realizează prin analize

complexe de laborator. Cu toate acestea, şi la nivel macroscopic poate fi făcută o apreciere

generală a principalelor componente, apreciere, de obicei, suficientă pentru diagnoza primară

a rocii observate.

În ana.liza.rea compotiţiei mineraJogice este necesară ŞI estimarea cantitativă a

mineralelor conţinute, proporţiile sub care pajiicipa fiecare mineral la alcătuirea unei roci

fiind extrem de importante pentruclefihirea ei.

Pentru determinarea sistematică a grupelor de roCI magmatice, este suficientă.

cunoaşterea grupelor de minerale primare principale (MOb Mpx, A, Q, P etc). Pentru

precizarea varietăţii petrografice este, însă, necesară menţionarea speciilor minerale

nominalizate, cu atât mai mult cu cât unui simbol îi pot corespunde mai multe specii minerale

diferite.

STRUCTURILE IlOCILOR MAGMATICE

Proprietăţile structurale ale rocilor magmatice pot fi definite după mai multe criterii,

astfel:

A. După gradul de cristalinitate se disting structuri:

- HOLOCRISTALlNE (derivat din gr. X(jJÂO~ [holos] = întreg) (rocile sUnt integral

cristalizate;

- HIPOCRISTALINE (derivat din gr. ircno [hipo] = mai puţin, slab) sau

HEMICRISTALINE (din gr. TJ~icru<;; [hemisys] = jumătate)(componentele sunt în parte

cristalizate, în parte rămânând amorfe);

- VITROASE (din lat. vitrum = sticlă), HIALINE (din gr. xiaÂO~ [hialos] = sticlă) sau

AMORFE (din gr. a [a] = lipsit de, fără + ~6P<PTJ [morphi] = formă)(întreaga rocă este

formată dintr-o masă amom, necristalizată).

Fig. 28. Tipuri de structura dupa gradul de cristalizare: a) holocristalina; b)

hemicristalina; c) vitroasa (42)

a) b) c)

B. După dimensiunile absolute ale cristalelor structurile pot fi:

"' FANERITICE (din gr. <pauepo<;; [faneros] = evident), cu cristale cu diametrul mai

mare de 0,1 mm, vizibile macroscopic;

- AFANITICE , cu cristale cu diametrul mai mic de 0,1 mrn, invizibile cu ochiul liber

sau în stare criptocristalină (din gr. KpU7l:'ric; [kryptis] = ascuns), sau amorrn.

·C. După mărimea relativă a cristalului se pot distinge structuri:

ECHIGRANULARE, cu cristale încadrate în acelaşi ordin de mărime;

- lNECHIGRANULARE, cu componente net diferenţiate dimensional. Frecvent, în

acest tip de structură se separă două faze, una faneritică, reprezentată prin cristale de

dimensiuni mari, numite FENOCRISTALE, şi o a doua, fie faneritică microgranulară, fie

afanitică, constituind o MASĂ FUNDAMENTALĂ, MASA DE BAZĂ sau PASTĂ. Acest

tip de structură se numeştePORFIRICĂ.

A B cFig. 29. Tipuri de structuri după mărimea relativă a cristalelor:

A. Structură echigranulară;B. Structură inechigranulară porfirică cu pastă afanitică;

C. Structură inechigranulară porfirică cupastă microfaneritică (42)

Tot aici, s-ar putea încadra o serie de structuri legate de prezenţa unor cristale incluse

în masa altor cristale, sau legate de concreşteri între minerale diferite, dar acestea, în. general,

nu pot fi observate macroscopic.

D. După. forma exterioară a cristalelor, structurile pot fi:

- PAIDIOMORFE (din gr. na.u [pan] = toată lumea), cu toate cristalele idiomorfe;

- PANXENOMORFE, cu toate cristalele xenomorfe;

.. HIPIDIOMORFE, în care coexistă cristale idiomorfe şi xenomorfe.

TEXTURILE·ROGILOR MAGMATICE

În precIzarea caracteristicilor texturale care desemnează orgamzarea spaţială a

componentelor, în cazul rocilor magmatice se pot defini:

Fig. 30. Textură masivă (neorientată) (42)

B. TEXTURI ORIENTATE, în care, cel puţin unele dintre componente (mai ales cele

cu habitus alungit sau aplatizat) se orientează în direoţîf de obicei induse. în

s~nsul de curgere a magmei. Un caz particular îl reprezintă texturile FLUIDALE (de curgere).

Fig. 31. Textură orientată (texturăfluidală) (42)

Un alt aspect îl poate oferi gruparea preferenţială a unor CbmPonente'mineraleîn zone

diferite din masa rocii, grupări marcate, de obicei, prin diferenţierideeUloare. Astfel s.e pot

enumera:

TEXTURI VĂRGATE, în care componenţii se separă în betiZicu compoziţie

diferită;

- TEXTURI IN ŞLIRE, în care, în masa rocii, se separă îngrămădiri lenticulare cu

compoziţie diferită;

- TEXTURI ORBICULARE, în care se realizează sepa.rări mineralog;ice în pături

concentrice;

- TEXTURI GRAFICE, în care cristale ale unui mineral ./ t1!>nt":l1{'Pl

de c1ivaj în interiorul altor minerale (în mod obişnuit feldspat).

ocupă plane

Fig. 32. Textură grafică (42)

După gradul de umplere a spaţiului, se pot separa:

- TEXTURI COMPACTE, lipsite de spaţii goale;

- TEXTURAPOROASĂ, în care spaţiile goale au dimensiuni reduse;

Fig. 33. Textură poroasă

(figură prelucrată electronic după eşantion)

- TEXTURI VACUOLARE, la. care în masa rodi apar numeroase goluri, de mărimi şi

de forme diferite, Variante ale acestui tip textural le constituie TEXTURA SCORIACEE (din

lat. scoria = zgură) determinată de numeroase goluri de degazeificare în masa rocii, şi

TEXTURA AMIGDALOIDĂ,similară cu cea scoriacee, dar cu golurile umplute cu minerale,

de obicei secundare.

Fig. 34. A. - textură vacuolară;

B.- texturăamigdaloidă(59);

Fig 35. Textură scoriacee (figură prelucrată electronic

după eşanti<m)

o situaţie specială o reprezintă rodle vulcanice, în special cele piroclastice, care,

acumulându-se prin sedimentare, preiau caracteristicile structural-texturaJe ale rocilor

sedirllel1tare, ptezentând TEXTURI STRATIFICATE~

La unele sticle vulcanice, exfolierea după un sistem de suprafeţe concentrice

determină formarea TEXTURlI PERLITICE.

Fig. 36. Textură perlitică (42)

CONDITII FORMARE A•

ROCILOR MAGMATICE

Rocile magmatice pot lua naştere în condiţii extrem de diferite, intervenite de la

formarea primară a topiturii magmatice până la consolidarea ei definitivă. În deplasarea lor în

scoarţa terestră, topiturile pot ajunge la condiţii speciale de temperatură şi presiune, fiind

supuse unui proces mai lent sau mai rapid de răcire, care va determina, pe de o parte evoluţia

mineralogică,pe de altă parte, totalitatea proprietăţilor structurale şi texturale.

SUBVULCANIC:::: HIPOABISAL

PLUTONIC:::ABISAL=

Periferic

EFUSIV---fIUlE,

1NTRUSIV

Fig. 37. Localizarea

zonelor de consolidare

a Tocilor magmatice

Consolidarea se poate realiza INTRUSIV (în interiorul scoarţei terestre) sau EFUSIV

(prin revărsare sau explozie, în cazul erupţiilor vulcanice).

În cazul consolidării magmelor în zone fOaIte adânci, abisale sau plutonice,

reprezentând fie rezervoare magmatice iniţiale, fie a.cumulări echivalente, răcirea se face

extrem de lent, sub presiune şi, în general, cu deplasări (curgeri) nesemnificative ale topiturii.

În aceste condiţii se realizează structuri holocristaline, faneritice, pal{xenomorfe sau

hipidiomorfe. Răcirea lentă face ca toate componentele minerale, indiferent de specia

minerală să crească în acelaşi ritm, determinând implicit formarea de structuri echigranulare.

În ceea ce priveşte distribuţia spaţială, în rqajo.ritatea cazurilor, ~e realizează texturi

masive, cristalele ocupând spaţii aleatorii unele în raport cu altele. De asemenea, se formează

texturi compacte, creşterea concomitentă a cristalelor nepermiţând existenţa spaţiilor goale.

Împingerea sub presiune a topiturii din zonele periferice ale rezervorului magmatic

spre sistemele de fisuri care îl flanchează, determină apariţia unor roci filoniene, cu aspecte

particulare. Ele vor fi de asemenea holocristaline şi faneritice, dar cu o serie de aspecte

diferite faţă de rocileplutonice. Astfel, rocile filoniene consolidate în zone PROXIMALE (în

apropierea rezervorului primar), în condiţiile unui conţinut ridicat de componente volatile,

sunt caracterizate prin minerale ce ating dimensiuni foarte mari, uneori gigantice. În funcţie'

de compoziţia mineralogică, aceste roci sunt numite PEGMATITE, pentru compoziţii

predominant felsice şi LAMPROFIRE pentru cele predominant mafice.

În zonele DISTALE (distanţate faţă de rezervorul primar) ale sistemelor filomene,

după pierderea mai mult sau mai puţin totală a componentelor volatile şi o primă reducere a

temperaturilor, se formează structuri holocristaline faneritice, microcristaline, panxenomorfe

sau hipidiomorfe, nl.lmiteAPLITE, cu conţinut exclusiv sau predominant fel sic, mineralele

mafice, de temperatură ridicată, neputând ajunge în aceste zone.

În zonele periferice, la distanţă relativ mare de rezervorul iniţial de magmă,

temperaturile se reduc substanţial, prin cedare de căldură către rocile învecinate. Coborârea

temperaturilor sub valori care corespund punctului critic al apei permite formarea moleculelor

de apă. Solvent aproape ideal, apa sub presiune va antrena în soluţie diferite componente

minerale pe seama cărora se vor realiza depunerile HIDROTERMALE (caz particular al

sistemelor filoniene).

Depunerile hidrotermale alcătuiesc un ansamblu de minerale, în general larg

cristalizate, particularizate faţă de mineralele obişnuite ale sistemelor magmatice.

Deplasarea topiturilor spre suprafaţa pământului şi, deci, consolidarea în condiţii

subvulcanice, măreşte viteza de răcire, şi permite cristalizarea unei părţi din minerale,care

vor forma FENOCRISTALE, idiomorfe sau hipidiomorfe, pnnse într-o masă de bază

ar211itică. Structurile rezultate vor fi deci hemicristaline (hipocristaline), de obicei porfirice.

Masa de bază poate fi holocristalină afanitică sau vitroasă. Textutile sunt frecvent orientate,

fluidale şi/sau vacuolare. În cazul rocilor porfirice cu pastă amorfă, se poate considera că

procesul a avut loc relativ recent, permiţând utilizarea termenului de ROCĂ

NEOVULCANICĂ. Devitrificarea în timp a masei de bază presupune un proces de lungă

durată, determinând denumirea de ROCĂ PALEOVULCANICĂ. Asemăhătoare macroscopic

cu rocile neovulcanice, cele paleovulcanice au masa de bază criptocrlstalină, ceea ce conferă

rocilor un aspect mai robust şi o relaţie mai strânsă a fenocristalelor cu pasta.

Procesele vulcanice care determină revărsarea topiturilor, subaerian sau subacvatic, la

suprafaţa pământului (EFUSIV), duc, în general, la solidificarea bruscă a magmelor, numite

în acest caz LAVE, realizând structuri vitroase, cu sau fără centre de cristalizare dispersate în

masa amom. Texturile sunt majoritar orientate, adesea cu dispoziţii spaţiale particulare

Erupţiile vulcanice explozive, determină expulzarea în afara aparatului vulcanic, a

unor volume importante de material de origine magmatică, fie sub forma unor sfărâmături

solide de rocă, fie sub forma unor picături de lavă. Aceste produse alcătuiesc aşa numitele

PIROCLASTITE (din gr. rrup [pyr] = foc; KA.acrlla [klasma] = fragment). Dacă,genetic,

materialul piroc1asticare origine magmatică, şi componentele, fie sfărâmături de lavă, fie

picături de lavă, au în general caractere structurale comparabile cu cele ale lavelor (afanitice,

vitroase), modul lor de acumulare, gravitaţională, le conferă proprietăţi structural-texturale

specifice rocilor sedimentare. Dealtfel, mulţi specialişti includ rocile piroc1asticeîn grupul

rocilor sedimentare. În acest fel, din punct de vedere structural, primează forma şi

dimensiunile elementelor piroclastice, indiferent de gradul lor de cristalinitate. Se stabileşte o

nomenclatură specifică acestui tip de material vulcanic.

.------.--------.-~- r-'---'-~---'c:_:_-~'---r---c___:_-.-

Dimensiunea Depozite mobile Roci consolidate Roci sudateparticulelor termic

--:---.--~---:"?-~I-------.---'----'______-j __An~'_-,g""u_l_ar__e__,__R_o_t_u_n,,6,i_te_,-+__~__An_'·.·.;,2g:...u_la_re.:.._+_~R.:..o_t_u n,J,-·it,e_~

> 64 mm Blocuri Bombe Brecii Aglomerate_ (>32 mm) vulcanice piroclastice Ignimbrite

-----_--.-J,.-=--~~_-t-_"____ --64 - 2 Lapili Aglomerate lapilice

(32 - 4) mln Tufuri lapilice

< 2 < 4 mm _~i!Lerite (Qenuş~) __~"--_~_~T_u.:..fur.:..i~~_~--'---_~--_

Tabelul 14. NOJnenclatura rocilar piroclastice

a) b)

Fig.· 38. Material piroclastic psefitic: (a) bloc vulcanic; (b) bombă vulcanică (42)

'Q~

fO ~Q Fig. 39. Lapili (42)

În cazul în care materialul pirodastic este încă incandescent în momentul sedimentării,

particulele se pot suda, dând naştere la IGNIMBRlTE.

Situaţia se complică prin faptul că acumularea materialului piroclastic se face, cel mai

adesea, concomitent cu un material sedimentat ex()gen, realizându"-se roci mixte, vulcanogen

sedimentare. În cazul cineritelor în amestec cu material sedimentar, roca primeşte numele de

TUFIT.

Texturile rocilor piroclastice sunt predominant stratificate.

CLASIFICAREA llOCILOR MAGMATICE

În clasificarea rocilor magmatice se ţine seamă, pe de o parte de criteriul structural,

relevant pentru condiţiile de consolidare, şi, pe de altă parte, de criteriul mineralogie, prin care

se iau în consideraţie proporţiile mineralelor principale conţinute. În literatura mai veche se

utilizează pentru clasificare criteriul chimic al conţinutului de silice (Si02), apreciat ca

ACIDITATE, prin care rocile magmatice pot fI ACIDE (suprasaturate cu Si02, la care, după

STICLE v'ULCANICE, SCORII

TUFURI, BRECII, AGLOMERATE, IGNIMJ3RI1E(CENlJŞE, BLOCURI VULCANICE, BOMBE VULCANICE)

g2-<....:1

CL1

Oţ.. ,..~(f)--<0-<....:1U

NOTĂ. În cazul denumirilor colective(tuf, pegmatit etc) roca se defineşte prin

-------.---~-------------------~-----------------~~---~~--·~~-~~--~---------------------~~-----~-I adăugarea unui indicator de corelare cu rocile cucompoziţie echivalentă, din domeniul vulcanicpentru structurile afanitice, din domeniul plutonic

,: 1 pentr;u cele. faneritice . (exen:~lu: Tuf riolitic,~ u : TRAHIT FONO- I ANDE- BA- Scone bazaltlca, Pegmatlt gramtlc etc).>: Z RIOLIT: DACIT ALCA- TRAHIT LIT I ZIT ZALT . Pentru sticlele rioliticese utilizează curent~ ~ . i 1; LIN denumiri speciale, legate de conţinutul de apă şi

.... : de aspect (ex.: Obsidian, Pechstein, Perlit, Piatra~ ! O ponce).D P . RFIR MELA~

6~ PORFIR ALCA- PORFIR PORFIR PORFI- FIR::3. ~ CUARŢIFER LIN FOIDIC RIT (DIA-~ BAZ)

CL1 U(f) Z-<o <t:

~U

~:>

~IE-<

~ I~ ~ U

>-< >-<

~z-<

t'-' U(f) ....:1>-<~ :::JU >o o:lo... :::>>-< (f)

::c:

~u.....f-::2

~

~

~rrJ

::2uoc5~

FILO~ 1. MUTENVu~ P E G M

PLUTO~ 1. GRANIT GRANONIC -DIORIT

A T 1

SIENITALCA

LIN

T E

SIENIT SIENITFOIDIC

DIORIT

L A

GA- PLA-BBROU mo-

CLAZIT

M P

PERIDOTIT

R O FIR

DUNIT : PIROXENIT

E

HORNBLEN

DIT

M.tunMal : MPx

ULTRABAZICE<42%

ULTRA.MAFlTEBAZICE52-42%

P .(An>: P50%)

MGABBROIDE

P(An<50%)M±Q

INTERMEDIARE65 ~52 %

A,P A,F

SIENITOIDE

AP,Q,A±Mu±MB~Am

ACIDE>65%

P

GRANITOIDEFAMILIEACIDITATE

Continut în 8i02

Zona de A,STRUC- fotmare ±

TUR! Minerale ±MB~Am

definitorii

formarea silicaţilor, rămâne suficientă silice pentru a forma cuarţ), INTERMEDIARE

(saturate cu Si02, insuficient Însă pentru a forma cuarţ), BAZICE (subsaturate În silice) şi

ULTRABAZICE (sărace în silice).

Pe baza criteriului mineralogie, rocile magmatice sunt grupate în patru familii

(prezentate în tabelul 15). În cadrul fiecărei familii, În funcţie de criteriul structural, se separă

tipurile generalizate de roci. Pentru definirea detaliată a acestora este necesară prezentarea

completă a compoziţiei, a structurilor şi texturii, prin aceasta stabilindu-se varietăţile

jJetrografice.

Este necesară, de asemenea, menţionarea faptului că, dacă în cazul racilor faneritice,

macrascopic este posibilă estimarea, cu oarecare precizie, a compoziţiei mineralogice, în

cazul rocilor afanitice intervine un coeficient de incertitudine.

În general, se utilizează o nomenclatură specifică pentru racile neovulcanice faţă de

cele paleovulcanice. Încadrarea într-una sau în altadintte familii se face, în acest caz, prin

aprecieri subiective, legate de culoarea racii (mai deschisă - presupunând un conţinut mai

ridicat de minerale felsice, sau mai întunecată -presupunând predominarea mineralelor

mafice). Sunt şi unele cazuri speciale în care aspectele structural-texturale specifice, permit

aprecierea apartenenţei unei roci afanitice la o anumită familie. Este situaţia sticlelor

vulcaruce riolitice care, în funcţie de condiţiile de formare, pot îmbrăca aspecte diferite:

- OBSIDIAN, sticlă din silice compactă, anhidră, transparentă şi incoloră în strat

subţire, neagră în strat gras, cu spărtură concoidală.

- PECHSTEIN, sticlă riolitică hidratată, cu aspect opalescent, de culori variabile.

- PERLIT, sticle riolitice cu exfoliere în suprafeţe curbe, care determină separarea în

fragmente globulare (pedite).

- PIATRA PONCE, lavă riolitică vacuolară, cu greutate specifică foarte scăzută (din

cauza volumului foarte mare de pori).

În mod curent, pentru rocile cu structuri hipocristaline, se mai utilizează termeni ca

ROCI NEOVULCANICE (cu pastă vitroasă) şi ROCI PALEOVULCANICE (la care pasta,

în timp, trece progresiv la o stare microcristalină).

ROCILE METAMORlTICE

A doua mare categorie de roci determinata practic de procese endogene este

reprezentată de rocile metamomce. În urma proceselor endogene, starea de echilibru a

materiei se poate rupe, declanşându~se un ansamblu de procese de reformare şi restructurare,

care să asigure materiei restalJilireaechilibrului în noile condiţii. Totalitate,a fenomenelor de

transformare şi adaptare a materiei la condiţii noi, determinate de procese endogene,

reprezintă METAMORFISMUL.

Metamorfismul se produce, în general, prin transformari realizate în stare solidă, ale

unor roci preexistente, indiferent de modullâr imţialde formare.

Factorii determinanti ai metamomsmului sunt temperatura, presmnea litostatică,

stressul (presiunea orientată) şi acţiunea unor fluide asociate procesului.

TEMPERATURA poate creşte fie în urma relaţiilor spaţiale cu un rezervor magmatic,

fie prin îngropare la adâncimi mari, fie în urma transformării energiei cinetice în energie

calorică, în procesele tectomce.

PRESIUNEA LITQSTATICĂ este determinată de greutatea stivei de depozite

acoperitoare ale zonei afectate de metamorfism.

STRESSUL este dependent de forţele de fotfecare şi tangenţia.le induse de procesele

tectonice.

FLUIDELE asociate procesului de metamomsm pot ,determina schimburi de substanţă

între aCestea şi materia supusă metamomsmului.

Factorii de metamomsm pot funcţiona independent dar, în majoritatea cazurilor

acţionează simultan, cu pondere mai mare sau mai mică, în funcţie de condiţiile geologice de

desfăşurare a procesului. Pe acest criteriu se poate face o subdivizare a proceselor

metamorfice în câteva tipuri majore (metamorfism dinamic, metamorfism termic,

metamorfism dinamo- termic, etc).

Indiferent de tipul de metamorfism sau de dominarea unuia saua altuia dintre factorii

determinanţi, metamorfismul duce la formarea unor roci noi, cu o compoziţie mineralogică

(uneori şi chimică) şi cu caracteristici structural-texturale cel mai adesea complet diferite de

cele existente în roca initiala.

61

COMPOZITIA MINERALOGICĂ•

A ROCILOR METAMORFICE

Condiţiile extrem de variate de formare a rocilor metamorfice, pornind de la marea

diversitate a materialului preexistent până la acţiunea diferenţiată, de la caz la caz, a factorilor

de metamortism, fac ca numărul de specii minerale întîlnite, în acest caz, sa fie mult mai mare

decât în celelalte categorii de roci. Din acest punct de vedere, trebuie menţionat faptul că

unele minerale iniţiale rămân stabile în condiţiile metamorfismului şi, ca atare, se vor

conserva mai mult sau mai puţin nemodificate în noile roci, ca MINERALE RELICTE. Pe de

altă parte, procesele metamorfice pot determina formarea, în timpul procesului, a unor

minerale cu geneză posibilă şi în alte condiţii (magmatice sau sedimentare). Aceste două

grupe de minerale, reprezintă Împreună MINERALE COMUNE. Alte minerale se pot forma

exclusiv în urma metamorfismului, ele reprezentând MINERALE TIPOMORFE, şi pot fi

întâlnite în alte grupe de roci numai prin preluare din roci metamorfice.

Mineralele comune sunt numeroa.se, mai frecvent putând fi întâlnite:

- cuarţ

- feldspaţi (ortoză, mieroclin, plagioclazi)

- mice (museovit, biotit). .

- plroxem

- amtiboli (hornblende)

- earbonaţi (calcit, dolomit, magnezit, siderit, rodoerozit)

- oxizi (hematit, magnetit, eromit, eorindon)

- rodonit

Din multitudinea mineralelor tipomorfe, menţionăm:

- serieit

- clorit

- talc

- serpentine (antigorit, crysotil)

- amfiboli (tremolit)

- granaţi

- disten

- epidot

- wollastonit

- grafit

- cloritoid, etc

Se remarcă faptul că, în general, componentele minerale din rocile metamorfice au un

grad mai înalt de puritate. Chiar procesele de blasteză care le generează determină înlăturarea

impurităţilor, a structurilor zonale sau a incluziuniloL

Prin BLASTEZĂ se înţelege reorganizarea, în stare solidă, a materiei iniţiale, pnn

cumularea unbr procese de deformare mecanică a reţelelor cristaline, de difuziune a unor

componente şi prin reacţii chimice de tip solid-solid.

Termenul de blasteză derivă din limba greacă, din pA,(l(:noc; [blastos] = germen,

mugure, în sensul formării unor cristale, numite blaste, prin dezvoltarea in jurul unor nuclee,

germenig

de cristalizare.

STRUCTURILE ROCILOR

Datorită imensei diversităţi de procese car~ reprezintămetamorfistrnl1,a'eesta

determină, în afara modificărilor mineralogice, o foartecbm.pl~xă readaptare SţfliCtl.1T(j;Ili, a

materialului iniţial. Într-o primă instanţă, structurile rocilor metambtfice pot fi divizate în

două mari categorii: structuri relicte şi structuri tipomorfe.

STRUCTURILE RELICTE

Acestea reprezintă caracteristici structurale moştenite de la rocile iniţiale, neşterse

sau numai parţial şterse de metamorfism. Pentru definirea structurilor relicte se adaugă

prefixul "BLASTO" la termenul structural moştenit. Astfel se folosesc termenii de structură

BLASTOPORFIRICĂ, BLASTOPSAMITICĂ, etc, care precizează antrenarea în

metamorfism a structurilor iniţiale menţionate.

STRUCTURILE

funcţie de

fi: structuri

reaJlzate în acelaşi

Structurile tipomorfe sunt structuri specifice procesultii d~m!~tamcldi,sm..

dominarea unuia sau a altuia dintre factorii de metamorfŢşfiî, acestea

cristaloblastice, structuri cataclastice şi structuri metasomatiee, adeseori

timp.

63

STRUCTURILE CRISTALOBLASTICE

Cu cea mai largă răspândire în domeniul rocilor metamorfice, structurile

cristaloblastice presupun restructurarea integrală a materiei prin blasteză, rezultatul fiind

întotdeauna ° rocă integral cristalizată. Procesul, de cele mai multe ori însoţeşte şi celelalte

tipuri de structuri tipomorfe.

La nivel macroscopic, caracteristicile structurilor cristaloblastice pot fi analizate pe

baza câtorva etiterii importante.

Pe criteriul dimensiunilor absolute a cristalelor (numite blaste), se disting:

- structuri MICRUBLASTICE, cu blaste ele dimensiuni microscopice;

- structuri MEGABLASTICE, cu blaste vizibile cu ochiul liber.

Fig. 40. Tipuri de structuri după

dimensiunile absolute ale cristalelor:

a) structură l11icroblastică;

b) structură megablastică (35)

Pe baza dimensiunilor relative a blastelor putem diferenţia:

- Sttucturi HOMEOBLASTICE (ECHIBLASTICE) (din gr. Y\0llo{a [homoia] = la

fel), cu blastele de acelaşi ordin de mărime;

- Structuri HETEROBLASTICE (INECHIBLASTICE) (din gr. e'repot; [heteros] =

diferit), cu blaste evident de mărimi diferite. Un caz patiicular îl reprezintă structurile

PORFIROBLASTICE, la care cristale de dimensiuni mari, numite PORFIROBLASTE, sunt

înglobate într-o masă fundamentală de blaste de dimensiuni mai mici.

Fig. 41. Structură porfiroblastică (42)

64

După aspectul geometric exterior al blastelor se disting:

- Structuri IDIOBLASTICE, cu cristale predominant idiomorfe;

- Structuri SUBIDIOBLASTICE, cupredominarea cristalelor hipidiomorfe;

- Structuri XENOBLASTICE, în care predomină cristalele xenomorfe.

Este de menţionat că., în rocile metamorfice, cazul cel mai frecvent este cel al

structurilor xenoblastice, care răspund cel mai bine la procesul de blasteză şi la ocuparea

omogenă a spaţiului.

Dacă se ia în considerare forma dominantă a cristalelor, se pot separa:

- StructuriGRANOBLASTICE (din lat. granum = grăunţă) în care sunt preponderente

cristalele izometrice sau subizornetrlpe;

- Structuri LEPIDOBLASTICE (din gr. Azni<; [lepis] = solz sau lepida = lamă) în

care predomină cristalele fabulă-te sau,mai frecvent, cele foioase;

- Structuri NEMATO.BLASTICE (din gr.u€!llX[nema] ;'=o. fir) în care .predomină

cristale1e alungite (sfructuraFIl3ROBLASrICĂ reprezintă un cazpartic111ar în care alungirea

cristalelor este excesivă).

a.

c.

b.

Fig. 42. Tipurile de structuri după forma

dominantăa blastelor:

a) structură granoblastică;

b) structură lepidoblastică;

c) structură nematoblastică (27)

Frecvent, în rocile metamorfice pot apărea structuri mixte, de tip LEPIDO

GRANOBLASTIC sau GRANO-LEPIDO-NEMATOBLASTIC, dacă participarea blaste10r

corespunzătoare este mai mult sau mai puţin echilibrată.

STRUCTURILE CATACLASTICE

Structurile cataclastice sunt produse de factori metamomci predominant mecamCI,

procesele de blastezăfiind subordonate sau chiar absente. Constau în fisurarea omogenă sau

neomogenă a cristalelor preexistente, urmată de sra.râmarea marginală progresivă ŞI de

reducerea dimensiunilor componentelor rezultate. De aş(;lmenea, pot apărea deformări şi

translaţii ale reţelelor cristaline.

În majoritatea cazurilor, structurile cataclastice sunt complicate de procese deblasteză,

mat accentuate în porţiunile de legătură ale componentelor c1astice, generâncl structuri

complexe de tip PORFIROCLASTIC, în care componente clasticemaimari sunt înglobate

într-o matrice cristaloblastică (de obicei micro-sau mezoblastică).

Fig. 43. StrUC(W(J cCitCic1astică (27)

STRUCTURILE METASOMATICE

Aproape imposibil de definit macroscoplC, structurile reprezintă

rezultatul unui proces de blasteză însoţit de schimbul de cu

soluţiile care însoţesc procesul. Efectul este comparabil cu menţiunea

că, adesea, pot fi generate cristale idioblastice cu caracterpot.f1tqblf;lstÎc într-() masă de bază

cu structură oarecare. În acelaşi timp pot fi realizate pseudQn1ow()ze a.1e ininetalelor nou

formate după mineralele preexistente. Analiza corectă a acestdrstmctuI'Î se poate realiza

numai prin analize microscopice.

Fig. 44. Structură metas()matică:

adularul (negru) înlocuieşte un cristal de

plagioclaz într-o rocă andezitică (36)

TEXTURILE ROCILOR METAMORFICE

Problemele ridicate de analiza texturală a rocilor metamorfice sunt mai complexe

decât în cazul altor categorii de roci, datorită faptului că distribuţia spaţială a componentelor

este diiijată .direct de procesele genetice, şi este determinată integral deaspectelesttucturale

ale componentelor.

Din acest. motiv, în literatura modernă, s-a renunţat, pentru rocile metamorfice; la

noţiunea independentă de textură, caracteristicile corespunzătoare texturii înaccepţiuhea

primară fiind prezentate ca aspecte structurale de distribuţie şi orientare a comppnenţ\(lor.

Din motive didactice, pentru prezentarea similară a propriefăţilpf tuturorca,teg~riilor

de roci, în lucrarea de faţă se Va utiliza totuşi noţiunea de textură (cu atât mal cU cât

poate fi frecvent întâlnită în literatura mai veche).

Din punctul de vedere al distribuţiei şi orientării componentelor, rocile metamorfice

pot prezenta două tipuri majore de texturi,. cea neorÎentata (masivă) şi cea orientată (şiştoasă).

- Texturile Inasive (neorientate). La această categorie, dispunerea mineralelor .se face

aleatoriu, fără orientarea preferenţială a componentelor nongranoblastice.

- Texturile şistoase. În această categorie sunt grupate rocile la care cristaloblastele

nonizometrice (lepidoblastele şi nematoblastele) sed]spun gtientat cu

planele determinate de stress, în primul caz,

caz.

Tot în categoria caracteristicilor texturale, pot fi încadrate o serie de

mineralogice, particularizate spaţial, frecvent observabile în rocile metamorfice.

a. b.

Fig. 45. Tipuri de texturi alerocilor metamorfice: a) textură şistoasă,' b) textură masivă (60)

Astfel se pot distinge:

- Texturi rubanate. În acest caz, indiferent de textura majoră (masivă sau şistoasă) a

rocl1, se realizează o segregaţie mineralogică, fără întreruperea coeziunii, din care rezultă o

alternanţă de benzi înguste, nelimitate direcţional, cu compoziţie mineralogică diferita. Cel

mai frecvent, aceste benzi (rubane) se evidenţiază după culoare, având conţinuturi flagrant

diferite·de componentele mafice.

Fig. 46. Textură rubanată (42)

- Texturile oculare. Şi în acest caz asistăm Ia o segregare mineralogică în masa rocii,

manifestată prin prezenţa unor zone închise, limitate spaţial, cu compoziţii diferite, de obicei

de culori diferite.

Fig. 47. Textură oeru/ară (27)

În ambele cazuri,. se, constată tendinţa ca unele din benzile alternante sau ochiurile

închişe din masa rocii sa fie mai mult sau mai puţin monominerale, faţă de restul rocii care

prezintă o compoziţie mirteralogică mai complexă.

CONDITII DE FORMARE A,

ROCILOR METAMORFICE

Ansamblul extrem de vast al proceselor metamorfice, pornind de la imensa varietate a

rocilor preexistente antrenate în acţiunea diferenţiată şi divers combinată a factorilor de

metamorfism, face difIcilă aprecierea condiţiilor de geneză numai prin observarea rezultatului

final al procesului, care este roca metamorfică. Şi aceasta, mai ales, pentru că se constată

posibilitatea formării de roci metamorfiee diferite pe sţama unui acelaşi tip de material iniţial,

în anumite condiţii, sau a formătii de roci metamorfice asetnăn~toare din material iniţial

diferit. Deaceea, în interpretarea. eqndiţiilor de formare, ali, fost abordate mai multe criterii,

fiecare făcând apel la anumite elemente.

Un prim criteriu îl reprezintă cel al TIPULUI DE METAMORFISM, bazat pe

participarea predominanţă a unui factor sau a un4i eupll1, de factori de metamorfism.

Din acest punct de vedere, se separă un metamorfism DINAMIC, un metamorfism DE

CONTACT magmatie şi un metamorfism DINAMO-l'ERMIC.

Metamorfismul DINAMIC. sau CATACLAŞTIC, este rezultatul acţiunii dominante a

factorilor mecanici de metamorfism, respectiva stressului. Rezultă .structuri cataelastice, cu

sau fără procese de blasteză mecanică, şi texturi mai mult sau mai puţin şistoase.

Metamorfismul DE CONTACT magmatic este rezultatul creşterilor de temperatură

determinate de relaţia Cu un corp magmatic. Procesll1 poate evolua în două direcţii, fie ca efect

exclusiv termic, rezultând un proces IZOCHIMIC, cu modificări mineralogice fără schimb de

substanţă, fie prin c()lubinarea efectului termic cu un schimb de substanţă cu soluţiile ce

însoţesc procesul, într-o relaţie METASOMATICĂ. Rezultatul este formarea unor texturi în

general masive, cu structuri foarte variate, cristaloblastice în primul caz, metasomatice în cel

de-al doilea.

Metamorfismul DINAMO-TERMIC (numit şi REGIONAL datorită largii extinderi

areale în toate zonele litosferei), este rezultat din acţiunea cumulată a temperaturii

(predominant de îngropare), a presiunii litostatice şi a stressului, în prezenţa unor fluide cu

acţiune metasomatică sau, cel puţin, catalizatoare. Rezultatul este întotdeauna un ansamblu de

structuri cristaloblastice în general ordonate în texturi şistoase.

Un alt criteriu de apreciere a condiţiilor de metamorfism îl constituie GRADUL DE

METAMORFISM, criteriu bazat pe intensitatea proceselor metamorfice. Conceptul se

bazează pe observaţia modului de restructurare a materiei tninerale iniţiale unice, în trepte

progresive, dependente de amploarea proceselor, metamorfismul fiind, în general, un proces

cumulativ.

Criteriul a fost asimilat, într-o oarecare măsură, cu conceptul de ZONĂ DE

METAMORFISM, aplicat în special metamorfismului regional, în care iniţial a fost remarcat

un grad progresiv de metamorfism în funcţie de adâncimea de producere a procesului, în

raport cu suprafaţa. Pe acest criteriu s-au separat o EPIZONĂ (o zonă superficială de

metamorfism)(din gr. E1ru [epi] = peste, deasupra), o MEZOZONĂ (din gr. IlECJll [mesi] =

mijloc) şi o KATAZONĂ (gr. KU1:ill [kato] = de jos, deci o zonă adâncă de metamornsm).

Astăzi s-a constatat că zonarea este în mică măsură dependentă de adâncime, şi mai mult de

amploarea factorilor de temperatură, presiune litostatică şi stress. De aceea, termenii au fost

înlocuiţi prin EPIMETAMORFISM, MEZOMETAMORFISM şi KATAMErAMORFISM,

care nu mai implică o anumită zonalitate spaţială ci amploarea transfornlarilor metamornce.

Accentuarea până: la paroxism a acţiunii factorilor de metamornsm poate face posibilă

trecerea rocilor într-o stare parţial sau totallichidă. Produsl1l, comparabil în parte cu topiturile

magmatice, a fost numit MIGMĂ, iar rocile rezultate din consolidare MIGMATIrE. Se

utilizează frecvent termenul de ULTRAMETAMORFISM (din lat. ultra = mai mult, peste),

Care permite încadrarea lui în seria celorlalte procese metamomce, chiar dacă contrazice

definiţia metamorfismului de transformare în stare solidă.

Tabelul 16. Variaţia acţiuniifactorilor de metamorfism, infuncţie

de zona de metamorfism (pentru metamorfismul regional)

Gradul de

metamorfism TEMPERATURA

PRESIDNE

IJTOSTATICĂ STRESS

Mediu

I------~-----'"--,---j--------~~.-+-~-------'"-~---------_._-----

EPIMETAMORFISM Redusă Redusă Excesiv..._._------_.._---+--_._-------

MEZOMETAMORFISM Medie Medie--KAl'A-M-E-t-A-M--O'--R-F'--I--:-S~M"-.~Ţ----'-M-a-r-e,c--~-~'----~M-a--r-e-~---~ ~---Sc-ăz-u-t-

AbsentFoarte mare

-' ....--,------- r--.~--.--.--..--~__+"--_. -~-----~-+-- --.-----Foarte mare (> decât

ULTRAMETAMORFISM temperatura de topire)'. .i

Rezultatul extrem de divers al proceselor metamorfice urmărite pe baza criteriilor

menţionate anterior, a necesitat crearea unor noţiuni care să ofere o caracterizare generală a

procesului, plecând de la rezultatul final, reprezentând o asociaţie mineralogică specifică unui

ansamblu de factori de metamorfism. Astfel, a apărut noţiunea de FACIES METAMORFIC,

care presupune suma rodlor născute din materiale iniţiale de orice fel, la. anumite il1tensităţi

ale factorilor metamorfozanţî. Faciesul metamomc este o noţiune descriptivă, legată de

asociaţia de minerale care se formează în anumite condiţii, indiferent de relaţiile structural

texturale.

Este necesară precizarea că interpretarea condiţiilor de formare a focilormetamomce

poate deveni extrem de dificilă, dacă se ţine seama de existenţa POLlMETAMOR

FISMULUI. Acesta presupune suprapunerea succesivă, cumulativă, a mai multor procese

metamorfice asupra aceluiaşi material. Polimetamorfismul poate acţiona progresiv, prin

suprapunerea unor procese din ce în ce mai puternice, sau regresiv, (RETROMORFISM),

constând din suprapunerea unui metamomsm mai slab peste rezultatele unui metamorfism de

grad mai avansat.

Polimetamomsmul şterge, în general,tră.săturile fazelor anterioare, dE,trpăstrează

întotdeauna elemente martor care să demonstreze caracterul multiplu al transforma-filor. În

general, acestea nu pot fi observate decât prin analizerriicroscopice.

În sfârşit, de cele mai· multe ori, pentru înţelegerea ansamblului de procese geologice

care determină metamorfismul, este nePesarăaprecierea cât mai exactă a rocii

premetamorfice. Uneori (destul de rar) S.epoate recunoaşte întreaga tranziţie dela roca

neafectată la cea metamorfozată. Alteori insă, nu este p.osibi1ă nici deterrninareacategoriei

rocii iniţiale (magmatică, sedimentară). De cele mai multe ori, realitatea se înscrie într-o

situaţie medie, cunoaşterea caracteristicilor rnineralogice şi stfljcturale permiţând :0 apreciere

relativ corectă a procesului.

NOMENCLATURA ŞI SISTEMATICA

ROCILOR METAMORFICE

Nomenclatura rocilor metamomce reprezintă o problemă clificilă, existând puncte de

vedere divergente cu privire la semnificaţia noţiunilor sau a denumiriloL

Un prim termen utilizat a fost cel de ŞIŞTURl CRIŞTAliINE, introdus de en. Lyel1,

în 1833 pentru rocile recristalizate sub influenţa căldurii interne a Păţrtârttului. Chiar clacă

sintagma presupune textura şistoasă, în timp înţelesul s-a extins asupra tuturor recilor

metamorfice, inclusiv asupra celor cu textură neşistoasă.

Pe de altă parte, nevoia de individualizare a varietăţi cristaline a

determinat introducerea sau preluarea unor termeni cu Semnificaţie particulară.

Astfel, În petrologia rocUor metamomce se utilizează termeni ca:

- A,mfiboJit, rocă moderat şistoasă, formată din amfiboli şi plagioclazi;

- Ardezie, rocă slab metamorfozată, puternic şistoasă, formată din minerale argiloase

complet deshidratate, parţial transformate În sericit;

- Brecie catadastică, reprezentând o rocă sfărâmată mecamc, cu componentele

anguJare nemetamorfozate sau metamorfozate numai marginal, prinse într-o matrice fin

granulară rezultată prin măcinare, puţin sau deloc recristalizată;

- Cipolin, cu Înţelesul de marmură Îmbogăţită În muscovit care Îi conferă o textură

slab şistoasă;

- Corneană, semnificând iniţial o rocă metaJ110rfică cu aspect cOrnos, cu textură

masivă, neorientată, rezultată În urma unui proces de contact izochimic;

- Edogit, rocă neşistoasă, formatăpreferenţialdin piroxeni şi granaţi;

- Filit, rocă puternic şistoasă, formată esential din sericit cu sau fără clorit sau grafit şi

cu granule extrem de fine de cuarţ, imposibil de sesizat macroscopic;

- Gneiss, reprezentând rocicuarţo~feldspaticede metamomsmavansat, cu şistozitate

slabă determinată de prezenţaunor minerale orientabile (mice, amfibo1i);

- Gramdit, cu semnificaţia de rocă metamorfică cu textură masivă sau slabşistoasă,

cu compoziţie predominant feldspatică, cu adaus de minerale mafioe, caracteristică unui

metamorfism extrem de avansat;

- Marmură, cu înţelesul de rocă metamomcă, mai mult sau mai puţin monominerală,

formată din carbonaţi (calcit, dolomit), de obicei cu textură masivă;

- Micaşist, rocă şistoasă formată esenţial din mice (muscovit, biotit, flogopit)şi cuarţ;

- Milonit, rocă cataclastică cu porfiroclaste prinse Într,:o matrice micro- sau

criptocristalină cu şistozitate accentuată;

- Sk}lnl, semnificând o rocă produsă pe un substrat iniţial carbonatic pnn

metamoi'fism de contact metasomatic;

- Şistud verzi, reprezentând roci cu şistozitate pregnantă, cu compoziţie feldspatică cu

adaus bogat de minerale mafice verzi (c1orit,actihot, epidot, serpentină);

O altă setie de roci metamornce sunt numite pe criterii mineralogice. Aici sunt gruPClţe

roci rnonominerale sau oIigominerale de tipul cuarţitelor, amfibolitelbr, serpentinite1or, etc.

În sfârşit, marea majoritate a rocilor metamorfice sunt numite pe criterii structural

mineralogice, prin forrnarea unor denumiri compozitede tipul şist sericitos-doritos cu

elorit6id, nikaşist hiotitic cu şisîcuarţo-fehlspatic, etc.

D e o r igi n e e nd oge n ă

(ORTOROCI)

P RE M E TAM O RFIC

D e o r ig i ne s li(CPARAROCI)

MAT E RIAL

GRADULDEMETAMORFISM f----::c---,==-=---.--c-MINE-="...,=.=-RAL7

•.••"""E=""'.~MI---··':7"NE'::::·=RAL---.·-=-··=Ec-r-~~~---"'I ~~~-r-::-SUB==S==T::+--=G=RA-'-·•. ·-::-NI=T=O::-::ID==E---'-.-G=AB-:-:=B=R=-=O=-----'-<---=UL=.=TRA=:-:.--~

ARGILOASE MAFICE F'ELDSPAŢl I CUARŢ o~~~-I SIENlTOIDE I IDE I MAFlTE

DEMETAMORFISM

E-<u:l,.....0~u

~.~~E-<

~E-<P:,4u:lu:lth

AMFIBOLIT : METAULTRAMAFIT

,,

ŞISTVERDE :

GRANlJLIT

GNEISS

PORFIROID

r:F:r

u:l1-<

f.t.<

~

r:x:::

d

u:l

1-<

oE-<

.E-<

~

E-<-

E-<

p:::

~

~

u

GNEISS

,ouE-<.I-<

~~~fjjuoE-<....:l~~r:F:r

GRANULIT

AMFIBOLIT

MICAŞIST

GNEISS

ARDEZIEFILIT

ŞIST : CLORITOSSERICITOS :

ŞIST SElUCITOS.CLORITOS

u

z1-<

....:lOp.,>-<

r:x:::

~

::g

)~EPIMETAMORFISM

MEZO-META- l::g

I MORFISM I

1 ",,,1',,- 1:META·

MORFISM

DINAMO-TERMIC(REGIONAL)

ECLOGIT

"\:-·JfnnT:'TC'l1\-1f

'E-< .META~ Z u SOMATIC~ 8~ I~O;,

DINA1'VlIC L SLABIPU

C

M 1 G M A T 1 T E

K A R 1'J E

O R N E E N E ( 1 N S E N S C L A S 1 C

B R E C 1 E C A T A C L A S T 1 C AM 1 L O N 1 T

17. Sistematica schematizată a rocilormetamorfice (pe criterii genetice)

În urma evoluţiei informaţiilor legate de procesele metamorfice, o parte din denumirile

"clasice" ale rocilor şi-au lărgit înţelesul, devenind mai cuprinzătoare. Astfel, termenul

CORNEA.NĂ, a ajuns să aibă înţelesul de rocă metamorfică neşistoasă, indiferent de procesul

genetic, grupând în; această categorie o multitudine de roci (skarne, eclogite, corneene în sens

clasic, marmure, cuarţite, etc).

Dacă se ţine seamă de faptul că, uneori, este esenţială recunoaşterea materialului

premetamorfic s-a convenit utilizarea, înaintea termenului, a unor prefixe indicatoare:

"PARA", pentru materialul iniţial exogen, "ORTO" pentru materialul iniţial endogen

(exemplu: paragneiss, pentru un gneiss format dintr-un material iniţial sedimentar, ortogneiss,

pentru o rocă de provenienţă magmatică).

Având în vedere că, uneori, mai ales în metamorfozarea unor roci magmatice

plutonice, din proces rezultă roci foarte asemănătoare cu cele iniţiale, se utilizează prefixul

convenţional "META" adăugat în faţa denumirii, pentru identificarea caracterului metamomc

(exemplu: metaperidotit, semnificând un peridotit metamorfozat).

În orice caz, pentru caracterizarea cât mai completă a unei roci metamomce, astăzi

este necesară o denumire complexă cu conotaţie structural-mineralogică detaliată, care să

confere un maxim de informare.

Sistematica rocilor metamomce este extrem de dificilă, nici unul din criteriile posibile

de clasificareneoferind un răspuns exhaustiv. S-a apelat la criteriul mineralogic, dar procesele

metamorfice pot determina compoziţii mineralogice similare în condiţii extrem de diferite.

Criteriul structural, din ce în ce mai mult utilizat a~ţăzi., determină separarea a numai

două grupe de roci, cele şistoase şi cele neşistoase, în cadrutfiecărei grupe. putând fi incluse o

infinitate de variante.

Multă vreme s-a utilizat un criteriu genetic de sistematizare, pOrnind de la materialul

.iniţial supus procesului, de la tipul de metamorfism şi gradul de metamomsm. Acest mod de

abordare duce la o serie de fepetări, de suprapuneri de termeni şi nu răspunde tuturor

cerinţelor unui studiu modern.

În lucrarea de faţă, abordăm totuşi o clci$ificare genetică, pentru avantajul de a

permite, pe de o parte, ierarhizarea unor tipuri de roci majore, pe baza UnOr observaţii

macroscopice sumare, pe de altă parte pentru că permite înţelegerea transformării progresive a

materialului iniţial.

ROCILE SEDIMENTARE

Cea de a treia categorie majoră de roci din alcătuirea Pământului este reprezentată de

rocile sedimentare. Deşi, la nivelul general al scoatţei terestre acestea constituie numai 5 %

din total, formarea lor în condiţii exogene, prin· interacţiunea litosferei cu Învenşurileexterne

ale Pământului, face ca, la suprafaţa acestuia, procentul rocilorsedimentaresa la

75%, alcătuind o pătură subţire cvasicontinuă care îmbraca planetâ,la exterior.

Rocile sedimentare sunt rezultatUl unui J1.\.irnărextrem de mare de factori de natură

exogenă, de la prbcesele de alterare saU dezagregare aUI10r roci preeki~tente şi transportiil sub

acţiunea unei largi serii de agenţi şi acumulareaînbâZîne sau zone de sec1irtientare suH f6rrnă

de sediment, până la procesele de litificare (transforma'te în roCa) sau dia,gerieZă,carele

conferă stabilitate şi caracteristicile petrografice definitive. De aici chiar termenul de rocă

sedimentară, semnificând orice roca rezultafă .printr-u.n proces desedirnentare.

Geneza în condiţii exogene, conferă rocilor sedimentare, cu toată extrem de larga

variabilitate posibilă, o serie de caracteristici specifice, .net diferite de . cele ale rocHar

endogene.

În primul rând se remarcă fOfl11.are.a la picsiuru şi de temperaturi considerate normale

pentru partea superioara a litosferei. În această situaţie crează condiţiifavorabiIe vieţii,deci

existenţei în mediul de sedimentarc a unor· organisrne şi posibilitatea conservărifîn rocile

sedimeJitare a unor resturi de organisme sub forma de fosile. Dealtfel, rocile sedirnentare sunt

singurele roci care, în mod obişnuit pot conţine resturi fosile sau pot păstra mărturii ale

proceselor fiziologice ale unor organisme.

Principalele procese care duc la formarea rocilor sedjmentare sunt:

- Alterarea fizică, chimică şi biochirhică a rocilor preexistente;

- Dezagregarea Il1ecanică atocilor preexistente;

- Transportul materialului rezultat) prin deplasare gravitaţională sau sub foima· de

suspensii sau soluţii;

- Acumulare în bazine de sedimentare;

~ Precipitare chirnică şi/sau biochimică, în condiţii specific exogene;

- Acţiunea mecanică şi biochirnica, directă sau indirectă a organismelor;

- Diageneza sedirnentelor (transformareasedi11lentelor în roci sedimentare).

Infinita posibilitate de combinare şi de interferare a proceselor formative determină o

extrem de largă plajă de diversificare a rocilor sedimentare, atât în ceea ce priveşte

compoziţia, cât şi în privinţa aspectelor structurale şi texturale.

COMPOZIŢIA ŞI STRUCTURILE1

ROCILOR SEDIMENTARE

Foarte variata posibilitate de participare ·a proceselor genetice ale sedimentelor şi,

implicit, a rodlor sedimentare, pornind de Ia ruperea echilibrului materialului preexistent până

Ia realizarea unui nou echilibru în condiţii exogene, face ca, în alcătuirea rocilor sedimentare,

să fie întâlnite componente diferite, atât din punct de vedere mineralogic, cât şi structural. Pot

fi,astfe1, separate patru tipuri de componente majore, în funcţie de factorii genetici

determinanţi, şi anume: componente reziduale, componente ~lIlogene, componente biogene

şi cOlllPonente autigene. Fiecare tip se înscrie într-o anumită plajă de alcătuire mineralogică

şi într-o anumită organizare structurală.

COMPONENTELE REZIDUALE

În urma proceselor de alterare a rocilor preexistente, în special (dar nu numai) în

condiţii subaeriene, se realizează o modificare mineralogică, în aceeaşi măsură calitativă şi

cantitativă, a rnaterialului iniţial. Procesul du.ce la transformarea fizică şi chimică a unor

minţrale instabile .sau metastabiIe, urmată sau nu de îndepărtarea prin dizolvare şi/sau prin

levigare (spălare) a componentelor rezultate. Procesul nu afectea.z;ă integral materialul iniţial,

mineralele stabile rămânând nemodificate sub forma. unor minerale sau fragmente de roci

rămase întotdeauna pe loc (in situ), şi reprezentând componente reziduale (din lat. residuum=

rămăşiţă).

Din punct de vedere mineralogie, în acest tip de componente se înscriu relativ puţine

specii minerale, numai acelea care rămân stabile în condiţiile unor modificări substanţiale ale

factorilor de mediu. Cel mai fi'ecvent apar cu caracter rezidual,cUţlrţlJ1, o serie de silicaţi,

cad.>onaţi şi oxizi, la care se pot adăuga eh~mepte litice, reprezen(ânci fragmente

multigranulare de diferite dimensiuni din rodle preexistente.

Din punct de vedere structural, componentele rezidualepreîau structura iniţială privind

gradul de cristalinitate, dar cu modificarea progresivă a forInei şi dimensiunilor partiQulelor.

Componentele reziduale supt întotcieauna însoţite, în rodle sedimentare, de

componente de neoformaţiyne (autigene), rezultate din însllşi procesul de alterare.

1În accepţiuneaeuropeană clasică, discutatăanterior.

COMPONENTELE ALLOGENE

Termenul "allogen" derivă din limba greacă, din cuvântul u%ÎvOv [al/ou] = altundeva, în

altă parte, şi rtU8Gl<; [genesis] == naştere, geneză, şi presupune componente formate într-altă

parte şi aduse în locul de sedimentare printr-un transport oarecare.

Ca şi componentele reziduale, componentele allogene provin din dezagregarea

mecanică a unor roci preexistente, numai că implică obligatoriu un proces de deplasare. Pentru

acest tip de componente se mai utilizează şi termenul de "ciaste" (din gr. K%UG/.!<X [klasma] =

fragment) sau de componente "detritice" (dinlat.detritus = sfărâmat, ·zdrobit).

.Alcătuirea mineralogică a componentelorallogene. este conţrqlată Sever dţ·durata şi

distanţa transportului din aria sursă până la locul de acumulare. Evident, cel mai adesea sunt

reprezentate prin specii minerale stabile, rezistente atacului fizic şi chimic din timpul

transportului. Astfel, cel mai frecventrnineral este cuarţul, prezent cvasiunanim în materialul

elastic. În ordine, urmează muscovitul şi fragmentele litice. Acestea sunt mai variate si mai

complexe în zone mai apropiate desţlrsăunde, de altfel, au şi dirhens.iuni mai mari - din ce în

ce mai simple odată cu creşterea distanţei care determină in acelaşi timp reducerea

dimensională şi o separare meca,l1ică afiiineraJe~br componente (o$ortare calitativă). Mai pot

apărea allogen minerale grele (gran~ţi, zircon., turmalină,magnetit, metale native),

carbonaţi, dar şi feldspaţisau şilic~ţ!Îl1afi(.;i (d~oătrqnsportyleste syficieht de rapid pentru a

evita alterarea lor totală).

Din punct de vedere structural, cornponentele allogene ridică probleme mai complexe

faţă de alte tipuri de componente.

Desigur, gradul de cristaliliitate este moştenit de la materialul iniţial, atât pentru

componentele litice cât şi pentru 11lineralele cOJpplet separate. Intervine însă, în plus, aspectul

dimensional, cel al formei elementelor şi, nu în ultimul rând, un proces complex de sortare şi

concentrare diferenţiată.

Din punct de vedere dimensional s-a încercat separarea materialului allogen în câteva

ordine de mărime. Chiar dacă, în accepţiunea diverşilor autori, valorile absolute ale

dimensiunilor variază, în aria aceluiaşi ordin de mărime au putut fi stabilite patru tipuri

dimensiQnale de structuri: psefitice (ruditice), psamitice (arenitice), al.euritice (silţice) şi pelitice

(l1.1titice) .

Termenul de psefit (din gr. \jftlq>o~[psephos] piatr~,galet) sau rodit (din 1.21t. rudus ~

bolovan, brut, neptelucrat) indică elemBliteallQgene de dimen&ţunÎ n)ş-imari de 2 mm.Termenul de psarpit (din gr. \.jI0'<Xf1W)~ [psamrnos].= nisjp)sa,1J,.arenit (din lat. arena. =7

nisip) grwpeazăelementeallogene cu dimensiuni Ollprinse între 2 rnmsiQ,Q63 mm (2 -°105

după alţi autori)

Termenul de aleurit (din gr. uAzupi [aleuri] == făină) sau de silt (denumit după insula

Sylt, din Marea Nordului, bogată în roci siltice), presupune particule cuprinse între 0,063 şi

0,02 mm (între 0,05 si 0,01 rhm - după alţi autori).

Pelitele (din gr. 1t11/vo<; [pelos] = mâl) sau lutitele (din. lat. lutum = noroi) au

componente de dimensiuni sub 0,02 mm (sub 0,01 mm - după alţi autori).

O altă caracteristică structurală, specifică componentelor clastice este gradul de

. rotunjire. În general, procesul de transport al materialului de la sursă la locul de acumulare

presupune o şlefuire a elementelor, prin estomparea parţială sau totală a colţurilor şi a

muchiilor. Din acest punct de vedere, componentele al10gene pot fi:

- Angulare - cu toată suprafaţa colţuroasă;

- Subangulare - cu l/3din suprafaţărotunjită;

- Subrotunjite - cu 2/3 din suprafaţă rotunjită;

- Rotunjite - cu suprafaţa integral rotunjită

Fig. 48. Gradul de rotunjire al granulelor elastice: a) angulare;

b) subangulare; c) subrdtunjite; d) rotunjite

În legătură cu procesuldeşlefuire al componentelor se pot face referiri şi la gradul de

alungire/aplatizare al acestora, în funcţie dedezvpltarea în cele trei direcţii ale spaţiului.

Astfel se pot distinge claste izometrice (sferice sau subsferice), claste lamelare (aplatizate)şi

claste priSJl1a'tÎce (cilindrice saUsub6ilindrice).

Diferenţierea dimensionâlă şideforJl1ă. este frecventcompIicâ.tă de amestecul mai

multor fracţiuni granuloJl1ettice: În tirhpUFftahsportului poate realiza sau nU uhproces de

sortare dÎ111et1sională(granoclasare), cu atât mai avansat cu cât dimensiUneaeleI11eriteloreste

mai mică.

.Fig. 49. Diferite grade de sortare CI materialului elastic (~)

A) foarte bine sortat; B) bine sortat; C) moderat sortat;D) slab sortat; E) foarte slab sortat

COMPONENTELE DIOGENE (ORGANOGENE)

Datorită condiţiilor favorabile vieţii în care s-au format, rocile sedimentare conţin

frecvent componente de natura biogenă sau organogehă. Acestea pot fi grupate, de la început,

în două categorii: componentebiogene de natură mil'lerală şi componentebiogene organice.

Componentele biogene minerale se pot forma prin două procese genetice, fie prin

precipitarea biochimică de substanţă minerală în interiorul sau in afara organismului,' în" urma

unor procese fiziologice, fie prin conservarea ca atare a resturilor scheletiee. Resturile

scheletiee sunt, de obicei, fragmentate, smrâmate În procesul de sedi.l11entate, fiind, de a.eeea,

numite BIOCljASTI~ (termen format din cuvântul dast prin adăugarea prefixului BIO, cu

înţelesul final de fragment de organisl"n). Priri extensie, termenul de bioc1ast este adesea utilizat

şi pentru resturile sche1etice păstrateîntregi.

Din punct de vedere mineralogie, bioclaste1e se înscriu într-o plajă restrânsă de specii

minerale, limitată de natura însăşi a tipurilor de organisme.

Cel mai frecvent bioclastele sunt de naturăcarbonatică, formate din caldt, aragonit şi,

mai rar, dolomit sau caldt magnezian. Alte organisme utllizeazăpentru construcţia

scheletului un amestec biogen de fosfaţi de calciu. Subordonat cantitativ, bioclastele sunt de

natură silicioasă, formate din opal. Cu caracter excepţional, unele organisme pot futriiza.

bioclaste de altă natură (din celestină [SrS04), din hemam sau limonit etc).

În general, biocIastele au struCtură cristalină (mai rar macrocristalină, mai frecvent

microcristalină sau criptocristalină). Excepţiefacbioclaste1ea.lcătuite din minerale alTIoffe prin

definiţie (opal, limonit, unii fosfaţi).

Dimensional, structurile bioclastelor pot varia în limite largi, corespondente

dimensiunilor claste10r allogene.

Structurile biogene sunt relativ uşor de recunoscut, păstrând de obicei caracteristici

morfologice ale scheletelor din care provin. Cu excepţia unui nivel avansat de triturare,

componentele bioclastioe pot fi atribuite, un~6ti chiafcu Un grad avatlsafOe detalill(lanivel de

specie), organisn1el6r care le-aU generat (alge, fOfaminifere, btachiopode, gasttop6de, oase de

vertebrate, etc),

Este necesară menţiunea că, de cele mai multe ori, bioclastele au suferit o serie de

transformări care le măresc stabilitatea în timpul sedimentării şi, mai ales, în timpul

diagenezeî.

Componentele biogene organice, datorită instabiliţăţii chimice, se întâlnesc,în rocile

sedimentare, în diferite stadii de transformare, fie prin catbonificare,fie prin bituminizare. În

primul caz, pot păstra sau nu caracteristicile structurale ale materialului iniţial (conservarea

unor structuri vegetale), în cel de-al doilea caz alcătuind o masă amorfă de hidrocarburi, mai

mult sau mai puţin amestecată cu componente de altă natură. În mod excepţional, unele răşini

se pot păstra aproape nemodificate.

COMPONENTELE AUTIGENE

Termenul, derivat din prefixul grecesc au1:O [auto] = singur, prin forţe proprii şi

)'c1)ccriS [g~nesisJ = geneză, sugerează formarea componentelor în însuşi procesul de

sedimentare.

Componentele autigene sunt prezente în absolut toate rocile sedimentare, indiferent de

tipul genetic. Ele rezultă dintr-o multitudine de reacţii chimice şi procese fizice cu rol de

restabilire a unui echilibru în condiţii exogene. Pot reprezenta rezultatele unor procese de

alterare, pe seama unor componente preexistente, se pot forma prin precipitare chimică sau

fizicp-chimică din· soluţii, sau pot fi produsul unor procese de degelificare a unor soluţii

coloidale. Frecvent, componentele autigene apar prin recristalizarea unor minerale iniţiale.

COIpponentele autigene mai pot apăr~a prin procese de dezamestec ale unor soluţii solide

metastabile, ca şi prin procese de sublimare (cu trecere directă de la faza gazoasă la faza

solidă).

Formarea componentelor autigene urmează, în timp, întreg ansamblul proceselor

sedimentare, putând apărea singenetic (derivat cu prefixul crV1) [synJ = împreună cu) (odată cu

acumularea depozitului sedimentar), diagenetic (derivat cu Dia [dia] = gradare, trecere)(în

timpul transformării sedimentului în roQă sedimentară) dar şi epigenetic (derivat cu prefixul

mi [epi] = peste)(în timpul unor transformări ale rocilor după Iitificare). Geneza

componentelor autigene poate fi stimulată, în afara factorilor fizici şi chimici, de reacţiile

biochimice legate de activitatea fiziologică a unor organisme (fără ca prin aqeasta să

repre;dnte un produs bipgen).

Din punct de vedere mineralogic, componentele autigene cuprind o plajă foarte largă

de specii minerale:

- siJice: op~l,calcedonie, cuarţ (subordonat);

- carbon~ţi:cakit, M'agollit, dolo.m.it, sidcl'it;

- silicaţi: ulinerale argHQase (prezente şi sub formă aJI()genă), dorite, glauconit,

zeoliţi, accidental feldspaţi;

80

- haIogenuri: halit, siIvină, carnalit, rar ioduri;

- sulfaţi: anhidrit, gips, celestină;

- sulfuri: pirită, marcasităi

- oxiii şi hidroxizi: hematit, limonit, oxizi ŞI hidroxizi de aluminiu, oxizi de

maflgan;

- elemente native: sulf, carbon, metale native (fier, mangan);

- fosfaţi, azotaţi.

Din punct de vedere structural, componentele· autigene pot îmbrăca oricare din

aspectele materiei solide. În majoritatea cazurilor au structuri cristaline (macrocristaline,

microcristaline, criptocristaline), mai rar apărând amorfe.

Sunt frecvente situaţiile în care dispunerea cristalelor sau a materiei amorfe îmbracă

aspecte strucwraleparticulare. Astfel, cristalizarea unor minerale autigene (în majoritatea

cazurilor de natură carbonatică) concentric în jurul unor nuclee de cristalizare, determină

apariţia structurilor OOLITICE (când au dimensiuni psamitice) sau PISOLITICE (din lat.

pisum = mazăre)(când au dimensiuni psefitice). În alte situaţii, compuşîi autigeniîfubracă

forma unor noduli nestructuraţi concentric, numiţiPELE'rE. Aparent aceste struCturi pot

sugera componente allogene, de care însă se diferenţiază nefdin punct de vedere genetic.

Depunerea unor componente criptocristaline în agregate fibroradiaredetennină

structuri SFERULITIC'E, iar formarea de aglomerăti' izolate sau grupate, cu aspect reniÎ6rm

de substanţă amom, crează structuri COLOMORFE.

Cel mai adesea, akătu.irearoCilOr sedimentare se bazeâză pe participai"ea în

proporţii diferite a maimuUor sau a tuturor tipurilor de componente, atât din punct de

vedere mineralogie cât şi structural.

TEXTURILE2 ROCILORSEDIMENTARE

Procesele genetice ale sedimentelor prima,re şi, m(1m~ct,

sedimentare, foarte diferite prin mUlltI1:udinE~a

serie de caracteristici tp,,·t111-'"

suptafaţ~~Iiţr1it~tăd efţt~e \mâÎ

Dacă dezvoltarea în ""r\h:I1-",tii a unui strat este în general de dimensiuni extinse, uneori

cu caracter regional, grosimea unUl strat variază între limite mai uşor de apreciat, de la'\

2În accepţiunea europeană clasică.

dimensiuni milimetrice până la dimensiuni metrice. Adesea, pentru precizarea grosimii

stratelor se utilizeaza denumirea de "ŞISTURl" (preluată din domeniul metamor:fic) cu

accepţiunea de strate cu grosimi milimetrice, sau cea de BANCURI, pentru stratele cu grosimi

submetrice sau metrice. Termenul de banc mai este folosit şi în alte accepţiuni, ca cea de stivă

de straturi cu aceleaşi coordonate petrografice sau cea de acumulare masivă a unor

componente (clastice sau biogene) care conferă depozitului anumite caracteristici. Este

preferabil ca, pentru evitarea echivocului, să se renunţe la termenii "ŞIST" sau BANC,

recurgându-se la. calificative dimensionale obişnuite.

Originea stratificaţiei nu este pe deplin elucidată. Dacă formarea suprafeţelor de

stratificaţie (a planelor de separare) într-o succesiune de strate diferite din punct de vedere

petrografic este relativ uşor de explicat, în caz1l1 succesiunilor de strate omogene, similare

petrografic, explicaţia este mai complexă. Principala cauză a stratificaţiei constă în variaţia

conci~ţiilor de mediu, legate de oscilaţiile regimului climatic, de variaţiile sezoniere, de

diferenţele de aport de material şi, uneori, de variaţii de chimism minore, dar care se pot

înregistra în masa depoz:itului.

În afara stratificaţiilor majore, în .. careap(ir strate diferite petrografic sau similare, dar

separate mai mult sau mai puţin net prin suprafeţe de stratificaţie, în rocile sedimentare pot

apărea diferenţiE!ri texturale în însăşi masa stratlllui, diferenţieri care reprE!zintă

MICRQSTRATIFICAŢIAsau LAM.INAŢIA. ACE!asta, fără a implica difE!renţieri petrografice

sau discontinuităţi în rocă, constă în variaţii de culoare SilU, mai rar, de nivel decristalinit(ite,

dependentecie variaţii minore ale regimullli de sedimentare, dar care, raportate la timpul de

sedimentare şi1a rata sedimentării, se înregistrează în. masa stratului major.

Masa unui strat poate fi omogenă pe toată grosim~Cl;sau, îl1 Cl;numite condiţii, POCl;te

prezenta GRANOCLASARE (stratificaţie gradată) manifestată prin scăderea sau creşterea

treptată a dimensiunil()r componentelor, de ·la b~a str(itului spre partea lui superioară, o

singură dată pe toată grosimea stratnlui sau în cicluri repetate.

a. b.

Ii'ig. 50. Depozite elastice granoclasate:a) granoclasare normală intr-un singur ciclu;

b) granoclasare in cicluri repetate (76)

După raporturile de pozIţie ale suprafeţelor de stratificaţie cu ... sqp.rafaţeţ suport a

bazinului de sedimentare, stratificaţia poate fi:

- paralelă (normală), caracterizată printr-o oriz;ohtalitate ihiţială evidentă pe areale

largi;

- inclinată (oblică), specifică unei sedimentări pe suprafeţeînclinate sau bUO rata de

sedimentare accentuată, in raport cu un suport reper oriZOntal;

- incrucişată, constând din variabilitatea direcţiei, înclinătii şigrosimii stratt:;lor,

datorită frecventei modificări a regimului de sedimentare.

;fi4~:~~~i~*~ry·<'~~::..~ ::~:·:-,.C·~·~·~'; ::.~

.. .. ':.:.:. :.')':"'.:

a)

]1'ig. de stratificaţie: a) stnltV'lCClţle nal'ah'!ir

h) stra!titic?atie~ obl'ică; c) s'tratz!lC~aţrz .incl"ucz,şate

Aspectele text)Jr~lt:; se~~~ăsesc atât la~ivelul~ttatiflcaţieiimajore cât şi la

cel al laminaţiei (atunci . când aCeasta există). Laminaţia poate repeta caracterul textural al

stratificaţiei majore sau poate avea aspecte independente de stratificaţia majoră.

În analiza rocilor sedimentare, in afara observării texturii masei stratului, este

importantă analiza texturală a suprafeţei de strat.

. Din acest punct de vedere, suprafeţele de strat pot .fi PLANE, dezvoltate monoton pe

suprafeţe mari, sau CONVOLlJTE (CUREHCORTICALE), cu aspect ondulat, cu amplitudini

mai mici sau mai mari (şi în această situaţie procesul se poate regăsi, similar. sau diferit, atât la

nivelul stratificaţiei majore cât şi la cel allaminaţiei).

:Fig. 52. Suprafeţe de strat

convolute (61)

Anumite aspecte ale.tegirnului de sedimentare pot determina ca pe suprafeţele de

stratificaţie să apară forme texturale deosebite, specifice fie stiPfi:tfeţei bazale, fie suprafeţei

superioare a stratelor. Aceste fOf'me texturale sUnt specifice rocilQr allogene cu structuri

psamitice şi aleuritice, care le pot conserva.

Astfel, la baza stratelor(şi·numai aici) serot ·forma texturi HIEROGLIFIC.E.

Hieroglifele sunt neregularităţi cu relief pozitiv, rezultate dintrî~Jl1rea prinsedirnent (în

generalallogen, psammitic)a unor accidente depresionare de pe fundul bazinului. Denumirea

este legată de grafice ale scrierii antice egiptene. FOf'marea

hieroglifelor unor depresiuni de>.origine mecanică numite

mecanoglţfe tipuri, după modul de formare: reoglife - urme

de curgere; etc) sau biogel1ă numite bioglife

(generate de a unor orf~a);)"isn-le).

a.

Fig. 53. Tex.turi mecanice (mecanoglife) ale suprcţfeţelor inferioare ale stratelor:

a). Caneluri de eroziune; b). Urme de eroziune generqte de obiecte tran6portate de curent (5)

Prezenţa texturii hieroglifice permite apreCierea poziţiei nonnale sau răsturnate a

stratelor, care pot fi dislocate tectonic din postura il1iţială.

Fig. 54. Texturi biogene

(hioglife) ale suprafeţelor I-----~--.,

injerioare ale stratelor (61)

Suprafaţa exterioară a unui strat poate .prezenta de asemenea osetie de aspecte

textutale specifice, astfel:

- urme de valuri, microreliefuri cutate, determinate de mişcarea oscilatorie a valurilor.

Se mai numesc şi "Ripple marks". Se pot fomia şi prin acţiunea curenţilor şi maree16r;

Fig. 55. Urme de valurî

(texturi ale suprafeţelor

superioare ale stratelor):

a) creste ascuţite, lal11ine

conforme;

b)creste atenUate, lamine

discontinue;

c) creste rotunjite,

lamine încrucişate (5)

Fig. 56. !Htjir'm'ff în plan

orizontal a 1"1'''>('1)5,

lor de valuri (a, b, c) şi

a celei de curent (<<J(24)

a b c d

- crăpături de uscare, constând din separaţii poligonale, realizate prin contractarea la

uscare a sedimentelor fine, fixate prin sediment de aceeaşi sau de altă natură, depus ulterior;

Fig. 57. Texturi ale suprafeţelor superioare

ale stratelor: crăpături de uscare (prelucrare

electronicădupă fotografie)

~ urme de presiune, reprezentate prin

- impreshmi de paşi de organisme, imprimate la deplasarea acestora pe

suprafaţamoale a unui depozit şi cOriservate ca atare;

- urme de odihnă temporarăa unor organisme;

Tot ca urme de presiune se pot menţiona:

- urme de picături de ploaie, formate pe suprafeţele. de strat, în condiţii de

climflt arid, prin conservarea amprentelor de picături,accidentale,insuficiente pefltru spălarea

integrală a stratului, ca şi urmele lăsate prin târârea mecanică a unor corpuri p.e suprafaţa

sedimentelor.

U.nne de păsări

i palmipede.. " ".......... ·ci,··· .

Urme de paşi

. .' . . . . . de mamifere

c.

Ii'ig. 58. Urme de presiune pe suprafeţelesupel'ioare ale stratelor: a) impresiuni de paşi (46);

b) urme de odihnă temporară (24); c) urme de picături de ploaie (5)

Adesea, pe suprafeţele destratificaţie, mai des în depozitele de fliş, pot apărea o serie

de urme a căror formare este incertă. Datorită aspectului aparent ordonat, au fost iniţial

apreciate ca urme organogene, dar o analiză mai atentă a demonstrat că sunt lipsite de

componente biogene. Fiind însă frecvente este necesară menţionarea lor:

- Palaeodictyon, reprezintă amprente reliefate, dispuse în reţele hexagonale, mai mult

sau mai puţin ordonate;

- Fucoide, reprezintă trasee ramificate, aplatizate, peliculare, sugerâl1d taluri de alge;

Chondrites, impresiuni simîlare cu fucoidele dar cu ramificaţiifiliforme.

a.

c..

Fig.59. Tex.turi ale suprajeţelor de strat cu geneză inqertă:

a) Palaeodictyon: b) Fucoide; c) Chondrites (Prelucrate electronic după eşantio~me)

Procesele diagenetice care asigură transformarea sedimentelor în rocă sedimentară pot,

în anumite situaţii, să determine apariţia unor texturi specifice de natură chimică. Cel mai

frecvent apar texturile CONCREŢIONARE, determinate de concentrarea preferenţială a

componentelor autigene în masa rocii. Acestea pot rezulta fie prin cimentarea diferenţiată a

componentelor allogene, fie prin precipitarea diferenţiată de compuşi autigeni, fie prin

separare din stare de gel, fie prin dezamestec diagenetic de cornponenţi incompatibili.

Concreţiunile formate pot avea aspecte concentrice, lenticulare, nodulare, reniforme sau, mai

rar, stratiforme.

În rocile argilo-carbonatice, suprafeţele de strat pot avea aspectul unor conun

imbricate (băgate unul în altul), formate din pelicule succesive de cristalite de carbonat şi

minerale argiloase. Texturile de acest tip sunt numite CON - ÎN - CON. Originea lor nu este

pe deplineIQcigi;ltă, diagenetic de natură chimică.

Îrr;rbcile uşor procese

stratului) să ia un

Aceste suprafeţe stilolite, fiind uneori evi1denlţia1te

filme ultrafine de minerale insolubile, marcând ceea ce

a. b.

60. Texturi de natură chimilcă: a) texturi con-În-con (5); b) texturi Sll.lOI.7l1(~e

Este necesară precizarea că aspectele texturale ale rodlor sedimentare se definitivează

pe întreaga dorată de formare a depozitului, atât singenetic (concomitent cu acumularea

sedimentului) cât şi diagenetic(la transformarea sedirnentului în rocă) şi, uneori, epigenetic

(după litificare).

SISTEMATICA ROCILOR SEDIMENTARE

Varietatea şi complexitatea condiţiilor exogene care determină formarea depozitelor

sedimentare şi care controlează transformarea lor În roci implică un număr cvasiinfinit de

entităţi petrologice rezultante. Din acest motiv stabilirea unor criterii de clasificare cu cât mai

mare grad de generalizare şi cu caracter unitar reprezintă o problemă dificilă şi controversată.

Fiecare criteriu ales trebuie să fie aplicabil unui .numărcâtmaimare de cazuri, dar nici

unul din criteriile posibile nu acoperă întregul spectru al rocilor sedimentare, cel .. mai adesea

fiind necesară asocierea lor Într~o anumită ordine. În general se apelează la parametrii.genetici,

mineralogici, chimici şi structural-texturali. Numai că separarea la un anumit nivel sistematic pe

baza unui criteriu poate fi detaliată diferenţiat, de la sUbdiviziune la sUbdiviziune, prin aplicarea

în· grade diferite de importanţăa celorlalte criterii.

Caracteful p01Îgenetic al rocilor sedimentare, caie poate duce la formarea pe căi .foarte

diferite a unor roci similare, face ca criteriul fenomenologic; genetici să poată fi utilizatpel mult

pentru separarea unor categorii majore (roci detritice, roci de precipitaţie anorganică, roci

orgatlOgene).

Criteriul mineralogie: şi cel chimic, permit o.apreciere calitativă a compoziţiei rocilor

sedimentare, iridifereritdemodullor de formare;

Criteriulstructural-textural poateifacilita discriminarea în şpita(fOcilorseditnel1tare, dar

varietatea aspectelor stfucturale obligă la o analiză diferenţiată, de la situaţie la situaţie. Într-un

fel trebuie analizată structura unor roci elastice, în care suntdeterminante dimensiul1ea şi forma

componentelor, ca şi prezenţa saU absenţa unui liant, şi altfel trebuie analizat2ţ structura. unor

roci de precipitaţie, hi care esteil11pOliant gradul de cristalizare, sau .. a unor roci organogene,În

care este esenţială dezvoltarea spaţială şi dispunerea componentelor biogene.

Observarea macroscopică a rocilor sedimentare face mai evidente caracteristicile

genetic-c6rnpoziţionale, deaceea, în lucrarea· de faţă, optaJpentru CI sistematica majoră

bazată pe acest criteriu, pentrU fiecare categorie separată, apelâl1du..se, .C1.1 ponc;leri dife.riteşi;.}a

celela.lte criterii. Astfel, pe baza ponderii cU care principalele componente participă la. alc;ătuirea

rocilor, pondere deter11linată de condiţiile de geneză, rocile sedimentare au fost Î11lp2ţ1ţitţ în

roci reziduale, rod :allogel1e, toci.iautigene şi.J"ooib.ÎQgene, patGgorii la pot

adăuga rodle cu geneză mixtă, la alcătuirea cărora participă relativ echilibrate mai multe

tipuri de componente.

ROCILE REZIDUALE

Termenul (derivat din lat. resideo = a rămâne, sau din lat. residuum = rămăşiţă)

sugerează formarea rocilor din această categorie pe seama unui material preexistent,

transformat prin procese de alterare, rămaS întotdeauna "in situ" (pe loc), fără implicarea unor

acţiuni de transport.

Din punct de vedere al compoziţiei, în alcătuirea rocilor reziduale se diferenţiază o

componentă rezidualăşi una autigenă.

Componenta reziduală este dependentă de alcătuirea materialului parental, fiind

reprezentată predominant prin elemente litice, reguse progresiv, odată cu micşorarea

dimensiunilor, la elemente minerale din specii rezisţente la procesul de alterare (cuarţ,

cai'bona.ţi, mite, mÎtlctale argiloase).

Componenta autigenă este reprezentată prin produse rezultate din alterare, după

îndepărtarea totală sau parţială, prin dizolvare sau levigare a unor termeni mai mobili. Cel mai

frecvent, componentele autigene sunt: minerale argHoase, ()xizi şi hidroxizi de fier, oxizi şi

hidroxizi de aluminiu şi geluri silicioase (opal), la care Se adaugă substanţelunnice,

formate pe seama materiei organice furnizate de organisme.

Uneori rodle reziduale pot cuprinde şi componente allogene, acumulate în urma unui

transport local, din afară spre zona de alterare,. însă fără ca prezenţa acestora să modifi.ce

caracterul rezidual. De asemenea, pot fi prezente, în condiţii speciale, componente biogene.

Acestea apar numai accidental, fiind mult mai puţin rezistente la procesele de alterare.

Din punct de vedere structural, rocile reziduale moştenesc, în general, structurile

materia:Iului parental, la care, pe de o patteseremarcătreceri progresive de la roca neafectată

la rnaterialulde neof0r111aţiune, pe de altă parte se adaugă stljUcturile autigene, în acest caz

predominant criptocristaline sau, uneori, amorfe. Componenteleautigene fac adesea corp

comUn cU elementele reziduale pe seama cărora se formează, fiind mai abundente .la Periferi(:l.

acestora. şipefisuri.

'Fe:xtura rotilor rczidualeeste masivă, pro.cesulgenetic llefiinţllegat d.eoacumulare

gravitaţională formatoare de stratificaţie. Pot apărea însă texturi "pseudostratificate",

dependente de trecerea progresivă de la materialul parental neafectat de alterare, la rbca

reziduala finală. Astfel, se poate realiza o zonalitate marcată de schimbarea calitativă şi

procentuală a compoziţiei, de la un nivel la altul.

Datorită faptului că producerea rocilor reziduale este determinată de factori extrem de

diferiţi, începând de la varietatea materialului parental şisfârşind cu diversitatea de procese de

alterare (legate de factori gebmorfologici, climatici, biologici etc) nu pot fi stabilite criterii

unitare de clasificare. Petrologia sedimentară preferă utilizarea criteriului mineralogic care, în

acest caz, nu evidenţiază aspectul genetic rezidual. Din acest motiv, pentru rocile reziduale am

recurs laprezentarea cu caracter descriptiv a principalelor tipuri cunoscute (soiuri, terra rosa,

lehmuri, laterite şi bauxite).

SOLURILK Termenul provine iniţial din latinescul c~()lurri temelie, sprijin, evoluat

chiar în latină spre sensul actual, ca loc de fixare al planteloL

SoIurile sunt roci reziduale cu cea mai largă răspandire, formandu-se pe orice substrat

şi în orice cQJ:)Qiţii,evid13ntcuriiultitudil1e denJ.ivdr(fi. ali1a.liiate aici, studiul

solurilor făcand obiectul" pedologiei. Caracteristice pentru soIuri sunt conţinutul relativ ridicat

de humus (totalitatea substanţei organicţ\ indiferent .de gradJJI de t~(lnsformare), porozitatea şi

permeabilitatea, care le conferă fertilitate.

În general, FJJ eXF~pţia lucrărilorsp~cifl.le de. pedoIQgi~, studiile geologice neglijează

soIurile.

T~RRA RQSA (dinital. = ,pământroşJJ) reprezintă rocirez;iQuale cu CQmpoz;iţie

predominantă de minerale argiloase, îmbogăţiteîn o)\lzi şihidrQx1zi d~ fier,rezu1tate, în

condiţiile unui climatoald" fie prin alterarea rocilor silicatate, prinargiliz(lre, mddare şi

hidratare, fie, uneori, '. pril) concentrarea. şi oxidarea, compC)I1entelor argilQase dintr-un materia.l

parental solubil.

LEHMURILE (termen de Qflgme germal1ă, lehm = IJJt) sunt depozite reziduale

formate prin dec(llqifierea. Unor roci poroase, pringiz;olvar.e(l şi leyigare(l cornponentelor

solubile în urma circulaţiei apelor de precipit(lţie( şi prin qlpilaritate, şi acum\.llarea

componenţeI 01' reziduale.

Procesul e.ste stimulat de prezenţa în substrat a unor nivele impel'lUeahilG (cel mal

adesea soIuri fosile) careperm;t()prirea şi acumularea componentelor reziduale insolubile,în

general alcătuite din minerale argiloase şi cuarţ.

LATJPRITE:LE (qi(111Cj.t. later = ci:irămidi:i) SJJ1)t rocirez;iquale dezvoltCj.te de

climat tfopical umed,pe seamCj.un()r rOGi bogfl.ţe în all,.lmosilicaţL Procesul

implică descompunerea alumosilicaţilor în oxizi şi hidroxizi de aluminiu şi silice, la care se

adaugă în cantităţi însemnate oxizi şi hidroxizi de fier (care dau culoarea cărămizie).

Componenta reziduală este, cel mai adesea, redusă la cuarţ şi, uneori, la minerale argiloase

primare.

BAUXITELE (denumire legată de localitatea Les Baux din Franţa) au o geneză

comparabilă cu cea a lateritelor, putând fi considerate un produ& final al lateritizării. Sunt

extrem de bogate în oxizi de aluminiu (reprezintă singurul minereu de aluminiu utilizabil

industrial). Conţinutul în oxizişi hidroxizi de fier este variabil, iar componentele reziduale sunt

în cantităţi mai mici decât în l(lterite.

Problemele genezei bauxitelor sunt mai complexe, acceptându..se, în unele cazun,

vari(lnte de formare nereziduală(metasomatică sau prin precipitarea unor gelurialuminoase în

condiţii subacvatice).

ROCILE ALLOGENE =::: CLASTICE =DETRITICE

Denumirea se datoreşte predominării componentelor al1ogene, numite şi clastc sau

detritus. Sunt roci formate obligatoriu pe seama unui material transportat. Procesul de

transport este, în acest caz, esenţial, determinând aproape în totalitate caracteristicile majore

(atât compoziţia mineralogică, cât, mai ales, proprietăţile structurale). În cazul rocilor allogene

(elastice), fără ca natura mineralogică a componentelor să-şi piarOă importanţa, dimensiunile

particulelor, forma şi distribuţia acestora, ca şi caracterul mobil sau consolidat devin definitorii.

Alcătuirea mineralogică, impl~că două faze: una reprezentată de componentele

allogene, mire se înscriu în seria milleralelor menţionate deja anterior (stabile: cuarţ, mice,

dorite, minerale grele, minerale argiloase; metastabile: feldspaţi, piroxeni,amfiboli;

elemente litice complexe), alta reprezentată de liant, format pred6mina.htdin componente

autigelle (calcit, dolomit, cuarţ,caicedoJiie, opal, sulfaţi, fosfaţi, mhlerale argiJoase

autigehe) cu sau fărăadau'sâecomponente allogene.

Fiecare faza necesită o analiză separată. În cazul componentelor allogel1e, nurl1ănil mai

mare sau mai mic de specii minerale confera rocilor elastice un caracter polimictic (din gr.

nOt-:u [pol;y] =" mult +j1il('ro~ [mikto§l = amestecat) sau Oligomictk (din gr. oAiyoţ [oligos] =

puţin + [miktosJ).

caZul liantUlui, devine esenţiâlăstfuctura a.cestUIa, in.diferehide natura mineralogică.

Astfel, liahtul poâie fi CIMENT, format exclU.siv din coniponente autîgene, sau MATRICE

(din lat. matrix = matrice), cu alcatuire complexa, din componente allogene tu dimensiuni cu

cel puţin un ordin de marime mai mici decât ale componentelor pe care le leagă, şi un ciment

autigen al matricei. Altfel spus, matricea ar putea fi definită ea însăşi ca o rocă detritică, cu rol

de liant al componentelor allogene de dimensiuni mai mari.

l f ig. 61. Liant de tip autigen (CIMENT):

a) componenţe allogene; b) (:iment lqrg

cristalizat; c) ciment micro-criptocristalin

Fig. 62. Liant de tip matricial (lvlATRlCE):

a) componente allogene m{ljQre;

b) cQmponentele (lilogene ale matricei;

c) cimentul autigen al matricei.

c)

Şi compoziţional se remarcă diferenţieri după tipul de l.Jş..flic Cimentul este, lP general,

monomineral, indiferent de modul de legare a componentelor spaţiul pe care îl ocupă în

rocă. Matricea prin chiar cuprinderea unui material de origine oferă o plajă mai largă de

specii minerale. Şi într-un caz şi în altul, liantul reprezinta, din punct de vedeî'e mineralogie un

element definitoriu al rocilor sedimentare, diagnoza acestora implicând obligatoriu menţionarea

tipului şi naturii liantului.

În a.fara conţinutului de componente allo,gene Şl atitigelle, adesea rotile elastice

înglobează în proporţii mai mari sau mai mici comp6neT1te biogene care, fără să modifice

aspectul general alIogen, pot conferi rocilor ca.racteristici definitorii suplimentare.

Aspectele structurale cele mai evidente sunt cele legate de dimensiunea, de forma şi de

gradul de rulare al componentelor allogene, aspecte pe care se bazează şi clasificarea generală

a rodor c1astice,

Din punct de vedere textural, rocile elastice sunt aproape în totalitate stratificate, chiar

dacă în cazul celor cu elemente de dimensiuni mari, suprafeţele de stratificaţie sunt mai puţin

evidente,

Se pot întâlni atât stratificaţii paralele, cât şi oblice sau încrucişate, Se pot individualiza

procese de granoc1asare, iar acestea sunt mai pregnante în cazul elementelor de dimensiuni mai

man,

La granulaţii psammitice, aleuritice şi pelitiCe, sunt frecvente texturile 1amirlitice,

Structurile psammitice şi aleuritice evidenţiază frecvent texturi specifice suprafeţelor de strat

Astfel, apar texturi curbicorticale sau planare, texturi hieroglifice (de toate tipurile) sau

suprafeţe cu urme de valuri, cu urme de presiune etc,

Frecvent, mai ales în cazul rocilor allogene cu elaste psammitice, cimentarea

diferenţiată poate produce aspecte specifice, Astfel, pot apărea cimentări diferenţiate, conforme

cu stratificaţia, care confera rocii, în zonele de eroziune, aspectul unor trepte, mai reliefate

pentru zonele mai puternic cimentate, retrase pentru zonele mai puţin consolidate,

De asemenea, în masa pS<lmmitelor mobile pot apărea formaţiuni concreţionare, sferice

.sau sferoidale, izolate sau îngemanate, puternic cimentate numite TROVANŢI, relativ uşor de

detaşat prin eroziune saU gravitaţibnal, din masa de rocă, mai puţin cimentată,

Fig. 63. Gresie cu textură concreţionară (trovant). (67)

Sistematica rocilor elastice se bazează pe criteriul structural, legat de dimensiunea şi

forma componentelor şi de prezenţa saU absenţa liantului. ,În geperal, se utili:z;ează onomenclatură devenită tradiţională care poate fi sintetizată într-un tabel schematic (Tabelul 18).

Tabelul 18. Sistematica generali:i arocilar allogene.

CONGLOMERAT

Claste11llate

~----'-.--

BRECIE

Clasterulate

PIETRIŞ

BOLOVĂNIŞ

Clastean Iare

BLOCURI<1»20 cm(RUDITE)

STRUCTURA

1 Exclusiv în sedimente active.

Este necesarăpreciiareacă diagnoza unei roci dâstice nU este suficientă l1umaipfin

încadrarea Într-una saU alta dIn deÎmmirile tradiţibnale,flil1d 6bligatotiecompletarea denumirii

cu referiri la aspecte st11lcturale şi mineralogice suplimentare, privind atât clastele liântul.

De altfel, în petto16gia- r6~ilor sedimentare, se mâl utilizează şi termel1ideveniti ei înşişi

tnidiţionali, .câte aducdetalieri fuineralogice şi structurale. Astfel, din marele grup al gresiilor

care, în general, sunt toci psal11mitice consolidate,sesepară grupulGRAYWACKE

(GRAUWAKE), care grupează gresiile consolidate prin l11atrice (faţă de cele cU ciment,

socotite gresii în sel1S strict). Tot din grupul gresiilor se desprind ARC0ZELE, gresii cu

conţinut ridicat dedâste feldspatlce, CALCARENITELE, gresit cu componenfe· âllogene

predominant calcaroase, şi MICROCONGLOMERAtELE, gresii formate predominant din

componente litice de dimensiuni psammitice, în raport cU gresiile obişnuite forfuate

predominant din cuarţ.

Se mai observă că, dacă pentru structurile psefitice şi psammitice, diferenţierea în roci

mobile sau consolidate este o realitate, în cazul structUrilor aleuritice şi mai ales în al celor

pelitice, această diferenţiere devine forlllală. Prezenţaacul11ulăt'ilor foarte nnemobile este

posibilă în cazUl sedimentelor înformare, active,procesulde diagenezăducândoBligatoriula

stabilizare (consolidare), în primul rând prin compaetare, urfu'atâ saU nu de· chnentate. Vom

putea deci îl1tâlniprafsau mâl în sedifuel1tea6tive, dar numai IOess satlatgile ~ ca rdCi stabile.

ROCILE BIOGENE (ORGANOGENE)

o a treia categorie genetică de roci sedimentare, rocile biogene, sunt produse prin

activitatea directă sau indirectă a organismelor (vegetale sau animale). În alcătuirea lor,

componentele biogene joacă un rol determinant, chiar dacă, intotdeauna, sunt insoţite de un

volum mai mare sau mai mic de componente allogene şi autigene.

Prin insăşi alcătuirea lor, organismele furnizează sedimentelor două tipuri de substanţă.

În primul rând substanţă organică, reprezentând celulele, ţesuturile şi compuşii metabolici

organici legaţi de orice organism viu, şi - in al doilea. rând - substanţă minerală, repI;ez~ntând

rezultatul unor diferite procese fiziologice care deterrrlină concentrarea unor minerale îri afara

organismului sau în interiorul acestuia, sub formă de schelet.

Substanţa organică, prin gradul ridicat de instabilitate, se păstrează în sedimente numai

în condiţii speciale, în urma unor procese complexe de tr~nsformare singenetică şi diag~netică.

M.area majoritate a sedimentelor şi, implicit, a radlor Qrganqgene se bazează pe componente

biog~,ne minerale,

Pe acest criteri1,l, rocile organogene au fost divizate în doua grupe şi anume: rOCI

organogene ACAUSTOBIOLIIE (din gr, a, [a) =; fără; Ka,v.crnKo~ [kquşticos)= care arde;~w~

[bigs) = viaţă; Ât80G [lithos] = piatră) cu înţelesul de roci care nu ard, adică formate din

COI1Jponente minerale, şi roci organogene CAlJSTOBIOLITE, cu conţinut ridicat de subsţapţă

organică, deci care~rd.

Această îl11păl1ire are lJl1 cara((ter artificiiţl cu ~tât mai mult cu cât substanţa organică de

origine biogenă poate migra din locul de fOfIl1ary .şi se poaţe acurp.ula în roci rezervor de orice

altă origine, fără legătură cu. procesele biogene.

Vom păstra totuşi această împărţire din motive didactice.

JlOCI BIQGENE ACAUSTO;BIOLITE. -, - _. ., .....

Rocile organogene necombustibilesunţ fqqnate predominant 9in compuşi biogeni

anorg~nisi 41l1inerlfli). Îl} ~lc~ţlJirea lor? pe lângă materilflulbiogen,poţparticipa, în cantităţi

subordonate, componente allogene şi auţigţne.

Din punct de v~dere mineralogie, rocile biqgypeseîneadrează î11tr-o gam~ re9usă de

specii minerale, legate de natura fiecărui grup de organisme generatoare. Mineralele dominante

în lumea vie sunt aragonitul şi cakitul, urmate la mare distanţă, de dolomit (sau cakit

magnezian), de fosHlţi de calciu, de op~l şi, în cazuri excepţionale, de sulfaţi (de stronţiu).

Interesant este că, în general, şi componentele autigene aparţin aceloraşi specii

minerale, astfel încât, de obicei, rocile biogene sunt mai mult sau mai puţin roci monominerale.

Din punct de vedere structural, există o largă varietate de posibilităţi, legate - pe de o

parte - de structura iniţială a materialului biogen, care poate :fi cristalizat (microcristalin,

criptocristalin, mai rar macrocristalin) sau amorf Componentele autigerte joacă, de obicei, rol

de liant al componentelor biogene, în majoritatea cazurilor fiind micro- sau criptocristaline.

Ca mod de formare, rocile biogene pot apărea în urma a trei tipuri de procese:

~ioprecipitare, bioacumulare şi bioconstruire, evident de cele mai multe ori cumulate.

Rodle biopredpitate

Procesul de bioprecipitare este propriu tuturor organismelor va, constând din

catalizarea metabolică a precipitării unor componente minerale în afara organiS1TIuluL Din

punct de vedere petrogenetic însă, procesul este important nmnaiîn cazul unor orgarusl11.e

primitive(bacterii, cyanophyte == alge albastre), care/atI o rată de precipitare mai ridicată.

Prin bioprecipitare se formează, în general, roci carbona'tice, construitedincaleit,mult

mai rar producându-se precipitate limonitice sau fOsfatice.

CALCARELE BIOPRECIPI'fATE. ProdtIse prin procesele fiziologice .ale algelor

albastre, sunt alcătuite din caleit cript6ciistalin cu un conţinut osdllantde minerale argiloase

allogene şi de calcit autigen. Prezintă texturi laminitice dispuse fie paralel, plan sau ondulat, pe

un substrat de:fixare, când se numesC STROMATOLITE, fie mai mult sau mai puţin

concehtric în jurul unor centre de cristalizare, când numesc ONCOLITE. Frecvent pot fi

pigmentate de conţinuturi variabile de substanţă orgarticăoxidată SaU de oxizi de fier care

evidenţiază texturile laminitice.

Fig. 64. Structuri specifice

calcarelor biDprecipitate:

A) Structuri lamin/tice

stromatolitice;

B)Oncolite (3)

A B

În afara caIcarelor bioprecipitate mai apar FOSFORITE BIOPRI~CIPITATE, cu

aspect concreţionar şi LIMONITE BIOPRECIPITATE, generate de acţiunea unor

ferobacterii.

acumularea unor bioclaste silicioase din opal,

Rod bioacumulate

Rocile bioacumulate sunt formate prin acumularea resturilor scheletice de organisme

sub formă de bioclaste. Acestea, cu diverse grade de triturare, pot fi însoţite de componente

allogene şi, în majoritatea cazurilor, sunt consolidate prin intermediul unui liant autigen sau

matricia!. Din acest punct de vedere, rocile bioacumulate sunt comparabile cu rocile elastice,

cu care se aseamănă structural şi textura!.

În cadrul grupului rocilor bioacumulate, importanţa deosebită a materialului bioclastic

determină tratarea acestora pe de O parte pe baza naturii mineralogice, pe de altă parte prin

mlBnţionarea tipului dominant de organisme glBneratoare.

Astf~l se separă rocibioacumulate carbonatice (calcate. bioacumulate), roci

bioacumulate silicioase, roci bioacumulate fosfatice, etc.

Calcarele (carbonatitele) bioacumulate.

Formate prin acumularea scheletelor calcitice, aragoniticecalcitizaţe şi, mal rar,

dolomitice, calcarele bioacumulate pot alcătui stive de depozite mobile numite FALUNE, sau

cOnsolidate, numiteLUMAŞELURI.

Descrierea completă a falunelor sau a lumaşelurilor implică menţionarea tipurilor

principale de organisme de la care provinbioclastele. (exemple: falun cu gastropode, calcar

lumaşelic cu brachiopode, lumaşel cu cardiacee, etc).

Un caz particular al carbonatitelor bioacumulate îl reprezinta CRETELE. Acestea SlWt

roci bioacumulate din bioclaste provenite din organisme microscopice, predominant din piese

calcaroase de coccolithophoridee. Acestea sUnt un grup de alge unicelulare cu celula protejată

de plăci caIcaroase ultramicroscopice, care alcătuiesc aSa numitul nanoplancton (din gr. va.vo~

[nanos] = pitiţ; ftÎ'va.VKTOV [plankton] = care pluteşte). Roca rezultată, la alcătuirea căreia mai

participă şi bioclaste provenite din de schelete şi din schelete mief&scopice

de ton:tml.tJ1tere

Silicolitele bioacumulate, formate

sunt definite pe baza grupului de organisme

- Diatomite, roci tormale prin acwnUlarea ftustulelor de diatbmee (alge unicelulare

111icroscbpice cu celula protejată de frustule din opal), la care se adaugă şi alte bioc1aste

silicioase. Roca este extrem de poroasă, fdabilă şi cu propdetăţi abrazive.

- Radiolarite, roci formate preponderent sau exclusiV din schelete de radiolari

(protozoare microscopice cu schelet din opal), cel rl1aiadesea cllunvolum impOItant de ciment

autigen silicios care maschează, de obicei, biocIastele.

- Spongolite, roci fOfInate din spiculi silicioşi de spongIen cimentaţi cu opal sau

calcedonie.

Procesele diagenetice la care sunt supuse silicoliteIe bioacufTIulate pot determina

modificări substanţiale ale acestora prinredu6erea' p6rozifa.ţii şi 'prin remohiIizarea şi

redistribuirea silicei, ceea ce determină însăşi schimbarea denumirii rocii. Astfel, diatomitele

intens diagenizate, devenite compacte, cu un aport mai mult sau mai de oxizi

de fier, se numesc MENILITE. Radiolaritele diagenizate, divers

colorat,' se numesc JASPUR!, iar în cazul prezenţei uneiargiloase,

LIBIENE. Spongolitele, prin diageneză

Rod bioacumu'latefosfafice

În acest grup sunt plasate rocile formate din de

oase de vertebrate - formând "BRECn DE OASE") sau ale

unor păsări sau cheiroptere, bogate în fosfaţi, numite GUANO.

Breciile de oase, pe lângă componenta biogenă fosfatică, au, cel mai adesea, o

componentăallogenă abundentă, majoritar nefosfatică, care poate condiţiona tipul de ciment,

frecventcalcaro s.

Roci bioconstruite

Rocile biocohstruite se formează pe seama scheletelor uhor orgahisme colonialecu

creştere continuă (alge, corali, hydro2:oare, bryoioate,spongieri,etc), construct<..')are derecift

SuntîntOtdeatInarocicatbonatice; Tl1ineralogic fiindalcătuite,dott'llnânt din!calcit.

Structural, cuprind două. categorii de bioclaste,prima reprezehtândscheletul propriu..

zis al· organismului colonial, a doua fiind formată din detritus biogen de elemente scheletice şi

din cochilii (fragmenta.tesaulntregi) ale alto'l' organisme carepopul€ază aceeaşihişă ecologică

(reciful). Totul este legatpJ1ihtr~o matrice calcaroasă biogen;.autigenă sau printr..un cimeht

calcitic autigen.

În general, rocile bioconstruite au texturi masIve şi coerente cu toată diversitatea

componentelor. Tendinţele de depunere stratificată din momentul formă,rii construcţiei recifale

sunt foarte rapid estomp::ite de procesele diagenetice, extrem de active în mediul recifal. Cu

toate acestea, la nivel microtextural, pot apărea diferenţieri legate de organizarea coloniilor

organismelor constructoare. Astfel, construcţiile recifale bazate pe organisme cu colonii

crustoase, la care fiecare generaţie formează o crustă scheletică suprapusă peste cruste mai

vechi, pot genera microtex:turi laminitice, de obicei ondulate. În cazul organismelor

constructoare cu colonii rămuroase, rezultă microtexturi SCHELETICE, constând dintr-o

""armătură" format~ de coloniile propriu-zise, C;u spaţiile libere IJmplute cu material bi.oclastic şi

cu liant (model comparabil cu alcătuirea betonului armat).

Fig. 65. Textura, schelelică. a. Armătura bioconstruită;

b. Umplutură biogen-autigenă. (d.esen după.eşantion)

Denumirea rodlor bioconstruite necesită precizarea tipului de organisme constructoare.

Astfel, se vorbeşte de calcare algale, calcare recifale cu bryozoare, calcare coraligene,

calcare cor-algale (formate pe o reţea scheletică dIJblă de alge şi corali), calcare recifale cu

hydnn:oare,etc. În ,unele cazuri, prezenţa în m.asa de 1Jlllpiere a rocii bioconst[1Jit.e a unor

eleJ'u.ente scheletice bine conservate şi reprezent::itive din punct de vedere geologic sau

paleontologic determină şi. precizări legate de acestea (calcare recifale cupaChyodonte,

calcare cu nerincide,calcare cu crinoide, etc).

Sunt specialişti care tratează în cadrul rocilor bioconstruite şi rocile calcaroase

bioP~ecipitate de tip strom::itolitic, pe care le asimilează calcarelor algale. Procesul genetic

diferit şi absenţa, în acest unor elemente scheletice, ne-a determinat să le tratăm separat,

împreună cu alte roci bioprecipitate.

ROCI BIOGENE CAUSTOBIOLITE

Rocile biogene caustobiolite sunt roci în care participă într-o măsură determinantă,

substanţă organică cu diferite grade de transformare.

După modul de evoluţie al substanţei organice, aceasta poate fi incorporată în rocă într

o stare primară, conservată mră transformăti esenţiale (fosilizată), sau după procese complexe

de transformare prin biWminizare sau prin carbonificare.

Roci cu substanţă organică fosilă

Substanţa organică se poate păstra în stare fosită numai în condiţii speciale, extrem de

rar realizate în depozitele sedimeritare. De fapt, singurele substanţe organice care se pot fosiliza

sunt răşinile, care prin diageneză trec în CHIHLIMBAR, numit şi AMBRĂ sau SUCCIN.

Rocile purtătoare de chihlimbar sunt, în general, roci c1astice, lacarechihlimbarul este

incorporat într-o masă de material aUogen mai mult sau mai puţin consolidat.

Fig. 66. Chihlimbar cu incluziunide insecte fosile (46)1 It,

\

Rod bituminoase

Bitumenele reprezintă substanţeotganice complexe, rezultate prin procesediagenetice

de îmbogăţire în carbon şi hidrogenare (bituminizare). Bituminizarea se produce pe seama

substanţei organice biogene .lipidiceşi proteinice (predominant de natură algală) în.condiţii

puternic restrictive de mediu anoxic, reducător (eu~inic), şi în prezenţa unorcatalizatori

anorganici de tiptIl mineralelor argiloasesau, mai rar, carbonatice.

Procesul debutează prin prelucrarea substanţei organice de către o serie de bacterii

anaerobe care determină formatea unor mâlurid.e putrefacţie, numite SA:eROirJDLURI.

Ulterior, sapropelurile evoluează spre o nouă fază, de KEROGEN. Acesta este un

"mineraloid" organic, precursor transformării în hidrocarburi. Ketogenul este supus unui

proces de maturare în timp sub acţiunea temperaturilor de îngropare şi prin efectul c.atalizator

al unor substanţe însoţitoare dinsediment, transformâridt.bse în hidrocarbuti.

I-lidrocarburile astfel formate rămân rareori în roca sau în sedimentul în care s-au

format. De cele mai multe ori, roca generatoare, prin presiune, este "stoarsă" de o patie din

hidrocarburi, care migrează, prin capilaritate, spre zone mai apropiate sau mai îndepătiate, în

roci poroase numite roci colector, fără nici o legătură genetică cu hidrocarburile. Cantităţi

reduse de substanţă organică sunt legate intim de componentele minerale ale rocii generatoare.

Din acest punct de vedere, bitumenele se pot împărţi în două grupe: bitumene fixe,

legate de componentele minerale ale rocii generatoare (numită şi rocă sursă sau rocă mamă de

petrol) din care nu pot fi extrase decât prin distilare sau prin ardere, şibitumene mobile,

capabile de migrare spre roci rezervor, şi care circulă, mai mult sau mai puţin liber, prin porii şi

cavităţile rocilor.

Şi într-un caz şi în celălalt, se constată că bitumenele nu pot constitui depozite

independente, ele fiind întotdeauna legate de componente anorganice, de diferite origini, care le

conferă un suport mineral.

Roci cu bitumenefixe

Bitumenele. fixe pot fi analizate din punct de vedere petrografic numai în context cu

componentele minerale de care nu pot fi separate, alcătuind ROCILE BITUMINOASE. Cel

mai frecvent, bitumenelefixe sunt incorporate în roci pelitice sau aleuritice, cu textură fin

stratificată, care le conferă numele impropriu de "ŞISTURI BITUMINOASE". Pe lângă

bitumel1,ele fixe, acestea sunt bogate în minerale argiloase, cuarţ, carbonaţi, oxizi şi hidroxizi de

fier, Ia care se adaugă, în anumite condiţii, bioclaste şi minerale autigene (de tipul sulfului

nativ şi al sulfaţilor). "Şisturile" bituminoase bogate în suIt: la ardere, produc un miros

dezagreabil, care le conferă numele de "ŞISTURI DISODILICE"(din gr.o'U~ [dysJ = rău -1

lat. odor - odoris = miros).

În afara "şisturilor" bituminoase, bitumene fixe mai pot apărea în calcare bituminoase,

mame bituminoase, argile bituminoase, dar aici, componenta organică fiind subordonată

cantitativ, aceste roci se încadrează mai uşor în categoria rocilorcu genez;ămixtă.

Bitmnetle libere

Biturnenele .libere sunt cele care, în urma proceselor de migraţie, umplu spaţiile goale

ale rocilor rezervor (pori, fisuri,taverne). Prin permeabilitate, biturnenele libere au posibilitatea

deplasării în interiorul rez;ervbruluisau difirezervor spre exterior, putând astfel fi extrase direct

sau prin dizolvare în solvenţi onganici.

Sunt alcătuite dintr-o gamă largă de hidrocarburi gazoase, lichide şi solide, cu formule

mai simple sau mai complexe, amestecate, de la caz la caz, în diferite proporţii.

Amestecdtile de hidrocarburi uşoare, cu unnumăr de atOmi de cafbbhcuprinsîntre 1 şi

4 (metan, etan, propan, butan), nu pot fi considerate roci. Ele interesează geologiaeconomică

(sunt utilizate ca materie primă în industria chimică şi ca resursă energetică). În funcţie de

gradul de puritate şide tipul rocii rezervor se identifică:

- GAZUL METAN - Format aproape exclusiv din tUetan (CH4).

- GAZELE DE SONDĂ - Amestec complex de hidrocarbufi gazoase, predominant

metan şi etan, uneori şi cu mOlecule de hidrocarburi grele aflate în suspenSie, ca aerosbli, care

însoţesc, de obicei, acumulărilede petrol;

-GRIZU -Prin termenul de gri:tu se înţeleg emanaţiile de metan, în amestec cu

monoxid de carbon, ca're Însoţesc iăcamintele de carbuni.

HidrocarburiTe libere în stare li2hidă altâtliiesc PETROLURILE. Acestea,·· asimilate cU

o rocălibhidă, reprezintă emulsii de hidrocarburi· gazoaseşiîn.tr-un soIveht lichid,

dominant cantita'tiv.

În zăcământ nu pot fi analizate decât în conexiune cu componentele anorganice ale roeii

rezervor·· (în acest caz putându-se vorbI de o analiză.c

petrografica). Extrase dihroca rezervor,

ele îşi pierd cara'ctetulde roca;fiihd abordate din cu totulJâlte puncte de vedere, ca produs

tehnologic.

HidtocarburiTe solide sunt Îorma,te predotn.inaht din'compuşihidrocarbohaţi grei, cu

număr mare de aton1i de carboh şi, frecvent, cu .nuclee behZehice cotnplexe. Apar fie

diserninate în rocile rezervor, fie, mai rar,În acumulari mai mult sau mai puţin otnogehe. Mai

cunoscute, dih'acest gfUp, suht {:)Z{:)CHERITELE (ceira depăttîâht),hidrobafburÎparafihÎce,

solide; arriorfe, de culori deschise (alb'" gălbui, verzui, brun'" tOşcat)şi ASFALTURILE,

hidrocarburi solide oxidate, puternic polimerizate, formate în Uflua degradării prin oxidarea

petrolurilor.

Că..bmHi

Cărbunii sunt roci sedimentare organogene, formate prin acumularea şi transformarea

materialului organic de·ofigine vegetală, de'-a'luIigul timpului geolOgic.

Materialul vegetal se poate acumula în rfIaimlllte zone;piinclpâlele fiind: zonele de

coastă 111.âtină (paralice), în \urma regreSiul1i1b[ matirie (cu forma.rea. unor delte de mari

dimensiuni) sau în urma transgresiunilor marine (cu ridîEăreariivehilui hidrostătic şi îneca.rea

zonelor depresionare apropiate de coasta) şi zonele lacurilor interioare (lirnnice) colmatate.

Cel mai utilizată şi cei mai bine cunoscută este clasificarea genetică. La baza acesteia

stau două criterii importante şi anume: originea materialului primar şi natura procesului prin

care materialul s-a transformat în cărbune.

În funcţie de aceste criterii, s-au stabilit trei clase (grupe) de cărbuni şi anume: cărbunii

humici, cărbunii sapropelici· şi cărbunii liptobioliţi.

- CĂRBUNII HUMICI sunt formaţi prin acumularea şi transformarea plantelor de

mlaştină, bogate în lignină şi celuloză, cu producerea de acizi humici, într-o primă fază (sub

acţiunea ciupercilor şi bacteriilor), şi, ulterior, de substanţe humice. Formează strate vizibile cu

ochiul liber, de gresimi variabile, de la câţiva centimetri la câteva zeci de metri.

În funcţie de parametrii care măsoară gradul de carbonificare (conţinutul în carbon,

oxigen şi hidrogen, refleCtanţa., fluarescenţaspectrală, etc), cărbunii humici au fost la rândullor

împărţiţi în turbe, cărbunibruni, huileşiantraciţi.

TURBA este un sediment slabfasilizat, alcătuit din sfărâmături vegetale, în general

bine conservate, dar care·· au suferit transformări fizico 4chimice,concretizate,în primUl rând,

printr-o relativă îlnbogăţife încarbon.CulOa:rea turbei .este, în·· general, brună,cu diferite

nuanţe, în funcţie de tipul <te vegetaţie generatoare, de gradul de descompunere,. de procesele

de diagenezăşi de naturasubsta:nţelor minerale conţintlte.

Din punct de vedere chimic, turba are lift conţinut redus de carbon, reprezentând, de

fapt, un precărbune.

CĂRBUNII BRUNI reprezintă primul stadiu decarbonificare efectivă a materialului

vegetal, conţinând destul de frecvent resturi de plante determinabile. Prezintă patru varietăţi şi

anume: cărbuni bruni pământoşi,cărbunibruni lernnoşi(ligniţi), cărbuni bruni maţişicărbuni

brun! strălucitori (lucioşi),în funcţie de gradul diferit de. carboniijcare.

Cărbunii bruni pământoşiauculoare neagră-neagră brună şi aspect general friabil.

Cărbunii bruni lemnoşi (ligniţii) păstrează adesea urme ale structurilor vegetale, culoarea lQr

având diferite nuanţe de brun. Cărbunii bruni maţi auqu1b.are neagră şi luciu maţ. Cărbunii

bru'ni lucioşi>sunt negri,constituiţi dinaltemanţ(;{pe benziţu străluq~re diferită.

Culoarea utlrreÎ ...variazăîndiferite.J;l.uanţed.e bfJJn.

HUILELE sunt considerate cărbuni cu grad superior de carbonificare. Au culoare

neagră, strălucitoare iaf urma este n(;)agra. Atlşparturacol~cojdal~ .şau nereg'1lată.

ANTRAClŢUmarcheazăcel mai înalt grad de carboniijcare.înseria,yarbunilor hurpJpi.

Culoarea antracitulul neagtă....cenllşie, uneori refle~ii albăstrui, qU luciu

semimetalîc sau metalic, iar sparturaeste aşchioasă.

Tabelul 19. Corelareaformală a tipurilor de cărbuni humici în diferite

sisteme internaţionale de clasificare--

România Franta Germania Statele Unite,.--r---' --

Turbă Tourbe Torf Peat- .-

Cărbune brun Lignite Braunkohle Lignite-

Huilă Houille Steinkohle Bituminousi----.. -

Antracit Anthracite Anthrazit Anthracite-------_._-_.

- CAABUNII SAPROPELICI au o răspândire limitată şi se form~ază în primul rând pe

seama planctonului vegetal, la care se adaugă,m cantităţi diferite, fragmente de plante

superioare, zooplancton, spori, polen, coprolite şi detritus fin. Procesul prin care iau naştere se

nUlneşte sapropelizare şi constă în putrefa.cţie sau fermentaţi~ în condiţii reducătoare sub

aCţiunea bacteriilor anaerobe (acelaşi proces întâlnit ca şi la formarea bitumenelor).

- CAABUNlILIPTOBIOLIŢlse întâlnesc accidental în stratele de cărbuni humici,sub

formă de lentile, cuiburi, etc. Provin din transformarea părţilor cele mai rezistente aleplantelor

curn ar fi: cuticulele, răşinile, exinele de spori şi polen,' cerurile, ţesuturile de suber, etc.

ROCILE AUTIGENE

Rocile a.utigene sunt roci sedimentare formate predominant (uneori chiar integral) din

componente autigene. În lucrările mai vechi sunt cunoscute şi sub numele de Ilroci de

precipitaţie", însă termenul nu reuşeşte să acopere, decât parţial, toată gama· de posibilităţi

existente.

Formarea componenteIorautigene are 100 în întreaga suită de fenomene ŞI procese

sedimentare, în condiţii extrem dedivetse," .atât în procesul de acumulare a sedimentului

(singenetic) cât şi în timpul diagenezeişi, adesea,epigenetic{dupaîncheierea proc.esului de

diageneză).

Componenteleautigene sunt prezente în toate categoriile de roci sedimentare, în rodle

autigene fiind însă dominante.

Nătura 'mineralogică a componentelor alltigehe cjJptinde o largă garnă de specn

minerale, deja menţionate anterior.

Din punct de vedere structural, rocile autigene se înscriu în oricare din aspectele

materiei solide. În majoritatea cazurilor formează structuri cristaline. Condiţiile de geneză şi

ritmul de formare implică dimensiuni diferite ale cristalelor. Astfel, se pot dezvolta structuri

macrocristaline (uneori chiar cu cristale gigant), structuri micr6cristaline sau structuri

criptocristaline. Subordonat, în cazul unor specii minerale care suportă starea amom, pot

exista structuri amorfe.

Texturile rocilor autigene sunt, în cea mai mare măsură, dependente de condiţiile de

geneză, ca şi de proporţiile de componenteneautigene (allegene sau biogene) şi de moduller

de dispunere.

Pot apărea texturi stratificate, în condiţiile unei acumulări ritmice, dar şi textul.'i aparent

masive. Frecvent, în masa .. roţilor autigene se evidenţiază latni1}itice (fiypg,.,laminaţie

plană, fie cu lami1)(i.ţie convolută). Sunt numeroase cazurUe de texturi concreţionare.

Depunyrea materiaJulgi autig~n s.epoate ţace adesea sub f<?flna unor croste suprapuse sau a

unor corp;uscule ele, diferite dimensiuni cu dispunere concentrică (oolite, pisolite) sau aleatorie

(pelete) prin acumularea acestora şi cimentarea cu minerale autigene realizându-se texturi

fQqrtecomplexe.

Precipitarea rapidă de minerale autigene în jurul unor elemente preexistente, indiferent

d(;i natura lor, poate determina apariţia unor texturi vacuolare. Depunerea de material autigen în

condiţii subaeriene, prin ..,.precipitare progr~sivă poate genera aspecte morfologice deosebite.

Prq,p~sele qiag~Qetice .pot, el~ îpsele .' să producă aspecte texturale particulare. Astfel, unele

s~dimente, în timpul diagenezei, în urma proceselor de deshidratare sau/şi de recristalizare,

suferă o reducere de volum, urmată de ap<j.riţia în zonele superficiale a unor sisteme de fisuri.

În interiorul acestora, continuă procesul de sedimentare, conferind ansamblului un aspect

pseudobrecios. În cazul rocilor autigene solubile, sunt frecvente suprafeţele de dizolvare de

tipullapiezurilor şi apariţi(l carstului.

Este necesară menţiunea că, în cazul rocilor autigene, acestea se pot dezvolta amplu,

comparabil cu oricare alt tip de rocă seQimentară, dar pot alcătui adesea "ACCIDENTE"

(separaţii de diferite forme de materialautigen, incluse în masa unor roci diferite, indiferent de

categoria din care acestea fac parte). De asemenea, trebuie precizată dezvoltarea de material

autigen în procesele epigenetice, în acest caz materialul autigen formând "DIACtAZE",

depuse secundar în sistemul de fisuri ale rocilor deja litificate sau "DRUZE" ŞI "GEODE",

depuse secundar în cavităţi preexistente l.

Pentru prezentarea sistematică a rocilor autigene am apelat la criteriul genetic.

ROCI AUTIGENE PRECIPITATE DIN SOLU'fII

BICARBONATATE RECI

Apele subterane bogate în CO2, prin agresivitatea lor specifică, antrenează în soluţie

Ca(HC03)2, substanţă instabilă în condiţii de presiune şi temperatură normală. La debuşarea la

suprafaţă a acestor soluţii, în condiţii subaeriene, prin scăderea presiunii, pierd CO2, iar

bicarbonatul de calciu solubil trece în carbonat de calciu (CaC03), insolubil, care precipită.

Reacţia este: (02tCa(1l'!CO')2 ""* co2t + Caco, +M,o sau Ca(HCO')2 ,CaCa, +R2CI;h • '

t f .20Din procesul de precipitare, în jurul locului de debuşare, se formează o rocă autigenă

foarte poroasă numită TUF CALCAROS, cu structură micro- sau criptdcristalină. Aspectul

poros este dat de încrustarea cu CaC03 a diferitelor obstacole întâlMte în timpul procesului

(resturi vegetale sau animale, fragmente preexistente de rocă, sau chiar a unor bule de CO2.

Componentele organice sunt, cel mai adesea, îndepărtate prin putrefacţie şi diagelleză, spaţiul

ocupat de ele rămânând liber.

Dacă procesul este îndelungat, precipitarea se poate realiza şi în spaţiile goale ale

tufului, care astfel se compactează parţial trecând într-o rocă numita TR.AVERTIN.

Similar, printr-un proces mai lent, se formează DEPOZITELE PEŞTERĂ

(stalactite, stalagmite, draperii, coloane, etc). Procesul este mai lenfpentru că, În acest caz,

soluţia bicarbonatată se scurge picătură cu picătură din fisurile pereţilor peşterii, procesul de

precipitare fiind cumulativ.

ROCI AUTIGENE FORMATE DIN APE TERMALE

Procesul de formare din ape termale este similar cu cel descris anterior, numai că

precipitarea este declanşată de micşorarea solubilităţii prin răcire. În acest caz, cOrhpo~iţia

pO;îte fi mai variată, în afară de carbonatul de calciu putându-se depune şi opal. Din ape

terrhale se formează:

lDruze şi geode se pot forma şi prin procese endogene, din soluţii hidrotermale, deci nelegate de procesul desedimentare.

Fig 67. Calcar oolitic:

a. Cu ciment micritic (criptocristalin);

b. Cu cimentsparitic (cristalizat) (1)

Fig. 68. Calcarpeletal:

a. Cu ciment micritic (criptoctistalin);

b. Cu cime71tsparitic (cristalizat) (1)

ÎI1 zonele mai adâl1ci ale bazinelor marine, precipitarea lentă a carbonatului de calciu

duce Ia acumularea de depozite stratiforme, în general omogene şi extrem de fine

(criptocristaline) numite CALCARE LITOGRAFICE. Numele este datorat utilizării în

litografie, suprafeţele de sttatificaţie fda.tie fineşll1etede fiind adecvate pentru gravură.

În anumitecol1diţii de sedimentare,precipitareacarbol1atului de calciu, concomitent cu

procesele diagenetice, determină ca, prin deshidratare, maSa de sediment să~şi restrâl1gă

volumul, apărând fisuri de contractare şi discoIitinuităţi. Acestea SUl1t colmatate aprbape

imediat prin sedimente de aceeaşi natură sau similare, producând în final CALCARE

PSEUDO-BRECIOASE. Acestea, la prima vedere, potstigera comparaţiaCl1breciileelastice,

la o analiză mai âtel1tăputâl1dl1-seobsefVa însă continuitatea. evidentă a componentelor

pseudocJastiee şi formarea autigenă a întregului· ansamblti.

ÎI1 atara rocilor carbol1atice, în bâzihele se pot forma şi alte depozite autigene.

În zbneleââahci, mai ales încbl1âiţii restrictive de mediu (reducator) sepbt forma

NODULI POLIl\1ETALICI (fie din pirită sedimentară sau alte' sulfufi,ehiar de tipul

aliajelbr metalice l1atllrale). În cazul cbnc~ritrătilor ridicate de fierşilsal1 demagnal1, se pot

forma acumulari autigene de oxizi şi hidrbXizi de fier; demangan sau ferb~manganbşi. Cel mai

- CRUSTE DE ARAGONIT. Se depun sub forma unor cruste suprapuse, adesea cu

aspect reniform, cu structură fibroradiară, în jurul izvoarelor termale bicarbonatate.

- PISOLITELE. Sunt depuneri sferice de aragonit fibroradiar concentric, de

dimensiunea boabelor de mazăre (lat. pisum mazăre) în jurul unor bule de CO2,jntr-'un

proces dublu de degazeificare şi răcire.

- GEYSERITELE. Sunt roci silicioase, formate din opal, în jurul punctelor de refulare

a geyserilor sau al unor izvoare fierbinţi cu soluţii silicioase. Au un aspect spongios, de obicei

sunt depuse în cruste succesive. Culoarea variază în funcţie de tipul şi cantitatea de impurităţi

încorporate în masa de opal. Prin procese diagenetice sau chiar primar, pot conţine calcedonie

şi, mai rar, cuarţ autigen.

ROCI AUTIGENE FORMATE ÎN BAZINE

Relativ puţin răspândite în raport cu alte zone sedimentare, laQuştre, funcţie

de proprietăţile apei (în special în funcţie desalinitate), potde:tertl1.iţl.a formarea de dep.Qzite

autigene. Soluţiile lacustre, cu o compoziţie chimică diferită de apelor marine, indiferent

de conctmtraţie, duc la acumularea fie a unor CALCARE LACUSTn.OOJ,criptoc6staline, cel

mai adesea cu texturi laminitice, fie la formarea unor acumulări de săruri solubile, specifice

domeniului continental de tipulNATRIT (NazC03 . 10 HzO),MIRABILIT (NaZS04 . 10 H20),

GLAUBERIT (Na2S04) sauKAJNIT (MgS04 ' KCl' 3 RzO).

ROCI AUTIGENE DE ORIGINE MARINĂ

CiI cea mai largă reprezentare în grupul rocilor autigene, rocile de origine. marină se

formează, predominant, prin concentrart)a şi precipitarea decalcit criptocristalin sau

microcristalin din apa de mare. Rezultămai multe tipuri de roci autigene, în legătură cu locul

de formare.

În zonele Iitorale, unde masele de apă sunt agitate şi aflate în schimb activ de ga;z:e cu

atmosfera, precipitarea, calcituluis.e face prin depuneri concentrice în jurlll unor nuclee de

cristalizare (care pot fi corpusculi c1astici, Ofistfl.lite preexistente, bioclaste sau chiar bule .de

gaz). Rezultă nişte elemente autigene numite OOLIŢ~, în general cu dimensiuni sub 2 mm. De

cele mai multe ori,acumlllărilede oolite suntcimentateprintr..,un ciment autigen totc(lrbonatic,

formâ.nd CALCARE OOLITICE.

În aOeeaşi zonă litorală se. pot· forma PELETE, structuri. similare· oolitelţ.}rdar fără

orgl'l.nizare concentric.ă, din acumulaJ:1ea cărora seproducCALCAREPEL)j:TALE.

frecvent, acestea îrnbracă fotrne concteţionare,subsferbidale, sau; mai rat, de cruste. Formarea

lor este un cumul de procese de precipitare directă şi de transformări diagenetice.

Tot în condiţii rnarine, se formează autigen acumulăristratiforme sauconcreţionare de

FOSFORITE, sau concreţiuni, de obicei reriiforme, de

ROCI AUTIGENE EVAPORlTICE

În condiţiile unorbazine laguriaresupraconcentrate, cu aport perrnanent de apă de m(J.re

ŞI cu evaporaţie foarte intensă, se crează condiţii de precipitare prin suprasaturare a unor

substanţe solubile, imposibil de tealizafîh condiţiile bazine16r'l11a.tine.

S-a constatat că, în funcţie de nivelul de solubilitate al diferitelor minerale, prin

evapbrarea unei cantităţi de apă/de mare, depunerea de sărup se face întotdeauna ÎA aceeaşi

ordine: dolomitlca18it gips .lârihidrit - halit .. c10rurişi sulfâţi>depotasiu. şi de magne:ziu.

În f'ormarea rocilor evapbritice, regimul de concenttatese menţine t1111Pînqelungat

cOnstant, evaporarea fiirid C6l11perisatăde aportul de apă marină, astfel încât, deobicei, se

formează acurnurăti de grosirlli mari de roci 111ono~inerale.(corespun.zătoare;unuianuJftltriivel

desolubilitate),' nefiind' aproape niciodată.realizata. întfeaga succesiune.

Analiza· rnodului de forrnate a depozitelorevaporiticeridică pr(),ph~ma.unor surse

suplimerttare de saruti, în afara celor provenite dirtapade'rnate: Extindere(J..(J.mpIă amol(J.~elor

evaporitice ca şi grosimea mare a· rocHor formate suget~a:ză că regirnul de hlgună

hiperconcentrată a fostsuplimerttat desăruriendogene,probabil rletlatură postv;tilcanică.

Toate rocile evapbriticesunt,în general, mac.rocristaline; .uneori ghiarcu cristale

gigantice.

Textura!, apar stratificate,adesea însă, stratificaţia este mascată de procese de cur,gere

plastică a rocii, sub presiune (în cazul diapirismului). Pfezenţa impurităţilor în masa rocii poate

evidenţia dispoziţia stratifibată, acestea fiind, deobicei, acumulate pref~renţialla anumite nivele

ale depozitului.

În grupul tocilor evaporitice se individualizează?

Jl'-"..lVJl;rl'Jl·.....", fbarteasemanato~re/~mcalcareleautigene. de. care sunt

greu de deosebitmacrbscopic. Sunt formate dindolomit (peste 50. %) şi calcit, cu C(J.re se

poatea111eSteca fhorice'I'fOporţii.

-GIPSURI şi ANHIDRlTE. Acestea poartă, în-general, numele minerahJlul qin care

sunt alcătuite, dacă, fiind larg cristalizate, acesta este evident. Când mineralul compqnent este

micro- sau criptocristalin, conferind rocii un aspect fin granular, omogen, roca poartă numele

de ALABASTRU.

- SAREA GEMĂ, reprezentând acumulările de mari dimensiuni de halit.

- SĂRURILE DELICVESCENTE. Formate în stadiile finale de evaporare ale unui

bazin lagunar, la limita secării, sărurile delicvescente reprezintă acumularea celor mai solubile

săruri, de tipul silvinei sau al carnalitului. Denumirea derivă de. la zgomotul metalic, ca un

dedic, pe care aceste minerale îl emit în atmosferă umedă, ele având capacitatea de a colecta

vapori de apă din atmosferă, formând cu ei soluţii la suprafaţa cristalelor.

CONCENTRĂRI AUTIGENE DIAGENETICE

Frecvent, în timpul diagen:ezei, îp masa unor sedil11ent~ care cuprind min~rale

incompatibile, au loc procese de,dif'erenţiere diagenetică,de separare a f~;lelor, prin trecerea

sub fonnă de gel a fazei subordonate.(de obicei şilice)şi expulzare~.~i în afara sedimentului,

sau acumularea în cortcentrări cvaşimonomineralecu aspect nodul(ţr, (H~puse în masa Jocii. Cel

mâi frecvent, acesteconcentrări.autigene apar sub forma ACCIDEWTELQR SILICIQL\SE

din rodle carbonatice. Acestea sunt formate din opal, mai mult, saU mai pUţincpmpact, dispuse

urieoristratiform, divizând masa "purificată" de ca1care, sau sub forma unor nodule cu aspect

cortereţionar. Acestea se ntlmesc"CRAILLE" când fac corp comuflcu, roCa: gazdă în c;are sunt

dispersate sau "SILEX" (în engleză;::::: FLINT) când, fiind încorporaWîn cretă, sunţ detaşabile.

Tot în condiţii .diagenetice;.potapărea acumulări de diferite l:piperaI '0, rezultate în. urma

unor procese de metasomatoză. Se citează, în acest sens,concentrările de OOI~ITE

FERUGINOASE, formate din oxizi şi/sau hidroxizi de fier, care iau locul calcitului din Golite

ca1caroase,întt:"tm procesdiagenetic delimonitizare şi, uneori, chiar de trecere la 1)ţmati1.

DEPUNERI AUTIGENE PRIN "U:DLjJ'I'LC'),.n~

Fără să aibă o extindere deosebită, în zonele cu activitate postvulcanică, se pot pro.cltlc,e

procese de sublimare (trecere directă din fază de vapori în. fază solidă), ctl.depum~ride minerale

aut'igene. Se i potproduceîî1acest;h1.od ŞI cantitativ, de

cele luai multe ori, aceste depuneri au un aspect pl.1lverulent, fiind acuml.1latefie sub forma unor

cruste în jurul punctului de emisie, fie pe suprafeţele de strat, subforl11aunor eflorescenţe, fiechiar apărând ca depuneri în cavităţile unor roci preexIstente cărora, astfel, le modifică

patal11ctrii .

DEPUNERI AUTIGENE EPIGENETICE

Procesele exogerte corttinuă şi după încheierea diagenezei. În condiţii de exondare, În

special, roca este supusă acţiunii unor agenţi care determină transformarea mineralelor

instabile şi, uneori, acumularea epigenetică a unor minerale de rteoformaţiune: Procesele cele

mai active, de acest tip, se încadrează în etapele primare de alterare, legate de oxido",reducere

şi de dizolvare/precipitare. Cantitativ, depunerileautigene de acest tip SlIrtt neimportante,

putând însă, uneori, să ofere informaţii despre evoluţia unei zone de sedirrientare.

Dintre aceste depuneri autigeneepigenetice menţionăm:

PĂPUŞILE DE LOESS. Acestea sunt deplIneri calearoase cu aspect concreţionar,

formate În urma circulaţiei de apemeteorice înloessuri, descendent sau ascendent prin

capilaritate. Aceste ape duc ladecâlcifieteâgenetală a masei de loessşi la depunerea .

carbdnatului de calciu în jurul unuicertţrude cristalizare. Aspectul concreţionar sugereaza

piese sculptate, de unde derivă şi denumirea.

CRUSTELE DE Specifice zonelor aride,deşertice, se formează

tot în urma unui transport prin capilaritate, dinspre adâncime spre suprafaţă, urmat de

evaporare şi precipitarea mineralelor dinsbluţie (aragonit, gips), caf;e pot uneoriîmbrăca forme

particulare de tipul "TRANDAFffiILOR DE DEŞERT" (cristale largi de gips maclat depuse

unele pe planele de C1ivaj sau de maclăalealtora, formate anterior).

EFLORESCENŢE. Pe suprafeţtHe de strat şi la suprafaţa decohtact a rocilor cu

atmosfera, în urma diferitelor reacţii pot apărea eflorescenţe de diferite minerale. Acestea pot

îmbrăca un aspect pulverulent, ca în cazlIlpudrei :deisulf formată prin reducerea sulfaţilor, sau

să ia forma unor mici cristale, adesea dispuse în rozetă, ca în cazul gipsului format prin

oxidarea sulfurilor.

Frecvertt,circulaţia ul10r SQ1uţÎi>911 diferite Jncărqăt1Jri mfl1EJmlţ, ll.lnglIl pla.l1elor de

stratific~l;ţie;.prin sistemele de fiSlId formatetn roci sa.uprin·cavităţileace.stora, poate d~termina

depunerea unormineraleauti[;?;erie fqrmateseclll1dar, ind.ependel1J d~.~.(')c.ade bază pe care o

afeetează.

Acestea pot îmbrăca diferite forme. Uneori, mineralele secundare formează pelicule fine

pe suprafeţele de stratificaţie. Apar astfel filme de oxizi de fier, extrem de subţiri, dar suficiente

pentru a modifica culoarea suprafeţei respective. Oxizii de mangan secundari pot apărea şi ei

pe suprafeţele de stratificaţie sau pe fisuri, dezvoltându~se însă cu aspect dendritic-pelicular.

Soluţiile încărcate cu un volum mai mare de minerale solubile pot determina formarea

de depuneri secundare mai importa,nte, fie pe suprafeţele de stratificaţie, fie pe fisuri, fie în

cavităţi, formând DIACLAZE, DRUZE şi GEODE.

Diaclazele sunt benzi mai mult sau mai puţin continui, formate în sistemele de fisuri pe

care le umplu, determinând reconstituirea continuităţii rocii de bază.

Druzele şi geodele sunt depuneri secundare care tapisează cu material de obicei larg

cristalizat pereţii cavităţilor prin care au circulat soluţiile. Aceste cavităţi pot avea diferite

origini. Pot fi microgoluri carstice, spaţii libere între componentele unor roci sau chiar goluri

din interiorul cochiliilor unor organisme.

Din punct de vedere min.eralogic, depunerileatltigene secundare SlJnt foarte diverse.

Pot fi alcătuite din calcedonie, cuarţ,arag()nit, calcit, gips etc. În majoritatea cazurilor Sunt

largcristalizate, iar spaţial se dezvoltă fără legătură cu texturarocii gazgă pe care, de cele mai

multe ori, o intersectează.

Prezenţa depunerilor autigene secundare, fără sămodifice.esenţia,Lroca de bază,poate

fi definitorie în anumite situaţii, pe de o parte prin modificarea. conţinutului mineralogic de

ansamblu, pe de altă parte prin evidenţierea unei game largi de procesegeologice care au

afectat evoluţia rocii.

Analiza diaclazelor, a succesiunii în timp a formării lor, poate evidenţia .eforturile

tectonice care au determinat apariţia sistemelor de fisuri şi evoluţia generală a structurilor,

ROCI CU GENEZĂMIXTĂ

Multitudinea factorilor generatori, determinanţi în procesul de sedimentare, face ca,

adesea, o rocă să fie rezultatul cumulat al mai multor procese genetice, desfăşurate simultan,

producătoare de componente speciiiceechilil3rate cantitativ.

Astfel, cu excepţia componentelol'reziduale, care prin însăşi existenţa Iordiferenţiază

esenţial categoria rocilor reziduale, inclit'erentde nivelul de pa.rticipare al altor componente

(autigene şi, uneori,biogene, sau accidental a.llogene), priflparticiparea lUai mult satrmai pUţin

egală a componentelor allogene, biogene şi autigene apar roci care pot fi considerate cu geneză

mixtă.

Analiza compoziţiei mineralogice a acestdr roei trebuie să ţină seamă de criteriile

specifice fiecărui tip de component (allogen, autigen, biogen) şi de raporturile cantitative în

care aceştia se combină.

Caracteristicile structurale şi textutale sunt specifice tipului de rocă cu care au mai

mare afinitate, diferite însă, într~o oarecare măsură,de acestea prin participarea celorlalte

componente.

Nomenclatura rocilor cu geneza mixta preia termeni ai rocilor de baza, completaţi însa

cu informaţii legate de celelalte componente genetice.

Astfel, se pot enumera, în categoria rocilor cu geneză mixtă:

ROCI CLASTICE LUMAŞ:EliICE, la care, pe lângă componentele aIlogene

(indiferent de structură) şi cele autigene, participă un volum important de biOelaste, insilficient

totuşi pentru a-i conferi rocii .un caracter biogen.

ARG-lLE GJfSIFERE,' ARGILE CU SĂ.RUlu, roci aIlogene pelitice care, pe

lâl1gă liantul al.lţigen qrgilos ()bişnuit, participă, într:';o proporţie mărită, minerâle·autigene (gips,

săruri, etc).

RESTURI ORGANICE MINERALIZA.TE, reprezentând orgamsme sau resturi

scneletice de orgariisme diagenizate, de obicei prin metasomatoză,ceea ce le comeră o

compoziţie mineralogică flagrant diferită decât cea obişnuită (exemplu: lemn silicifiat sau

caldtizat; spongieri silicioşi cakitizaţi, fosile "calcaroase sau fosfatice silicifiate sau

pifitizate, etc).

ROCI C.LASTICECU CIM.ENT DESUBLlMA.RE, de obicei.reprezentând riisipuri

cimentate cu sulfSau cu saturi, produseautigenprin procesepostvulcaniee.

ROCI MIXTE SEDIM.ENTAR-PIROCLASTICE. Acestea reprezintă un grup mai

complex, realizat în condiţiile unui bazin de sedimentăre\în ca.re, pe lângă materialul

sedimentar, se aClJrrlulează materialul piroclastic. Se pot .astfel identifica ARGILE

TUFACEE, TUF'!TE (tufuri \1Uldanicecuconţinui ridicat derhlneraleargi1oasesedimentare),

G:RESnCU CU etc.

În seria rocilor cu geneză marnele reprezintă o categorie

răspândire largă, fiind foarte frecvente în succesiunile de depozite marine. La alcătuirea lor

participă o componentă allogenă din minerale argiloase şi o componentă autigenă, formată

dintr-o a doua serie de minerale argiloase şi din calcit. Frecvent, componenta autigenă poate

conţine şi o cantitate subordonată de silice.

În funcţie de proporţiile componentelor, aceste roci de tranziţie au prbprietăţi

structurale şi texturale asemănătoare cu cele ale rocilor extreme, făcând adesea dificil

diagnosticul macroscopic.

În practica geologică se utilizează o serie de termeni intermediari, între argile şi calcare.

Încadrarea în aceşti termeni are un caracter subiectiv, cel puţin la nivel macroscopic, şi nu

există trepte procentuale unanim acceptate.

Tab. 20. Seria de tranziţie intre argile şi calcare(SERIA MARNELOR)

autigen

TIP

PETROGRAFIC---------,-----------------------1

alhl2ftll I

Argilă

Argilămarnoasă

Mamă

Calcar mamos

. Calcar

MINERALE ARGILOASE

90 -

- 90

35 - 65

10 - 35

0-10

'.CALCIT

0-10

10 - 35

35 - 65

65 - 90

90 - 100

Sunt specialişti care consideră că termenii de tipul "argilă marnoasă" sau "cal«;ar

marnQS" sunt pleonastici, însăşi noţiunea de mi;lrnă presţlPunândprezenţa l11ineral~lorargiloase

şi a calcitului. Ca atare folosesc termeni de tipul "argilijcalcaroasă" şi "calcar argilQ.~".

Frecvent este utilifi.at termenul de "MARNOCALC4R\ care, din punqt de ved13re petrografic,

se suprapune peste cel de·"calcar m~rnos".

Încadrarea rocilor în una sau alta dil1 treptele seriei mamelor, în condiţii de ter~n, Se

face Cu un anumit grad de subiectivism, prin afinită:ţi1e aparente cu una sau alta dintree~trerne.

Pe ll1ijsutaîmbogăJţirii în calcit, roca îşipier~e plastlciti;ltea (spedftcăarg!}elor) devl3.l:1ind

ca~al1tă, pierde capacitatea de absorbţie (l.apei, înschirnb va. reacţion(l din ce în .ce Pjl(j,ievident

la testul cu BCI. Pe de altă parte, obţinerea după reacţia cu acid a unei soluţii cu suspensii

inS0htbile dexnonstrează prezenţa minecaielor argiloase, chiar dacă,. aP(lrerlt, rOca pare un

calcar. Numai o analjză. microscopică sau chimică calitativă şiqmtitativăpoate duce.la o

diagnoză celtă.

ADDEND,A

SCARA GEOCRONOLOGICĂ

Ca pentru orice$uCcesiune de evenim.ente, şi în prezentarea .proceselor şi fenomenelor

geologice este.necesară subdivizareatim.pului.

În geologie, subdivizarea timpului se tealizează fie prin GEOCRONOLOGIA

ABSOLUTĂ, apreciată prin raportarea timpului de înjumătăţire al unor izotopi radioactivi la

cantitatea de substanţă finală rezultată, într-un proces de dezintegrare naturală, exprimat în ani

(milioane de ani), fie prin GEOCRONOLOGIA RELATIVĂ, care consemnează succesiv

intervalele scurse între cele mai importante evenimente geologice.

Subdivizarea relativă a timpului geologic se poate exprIma pnn UNITĂŢI

GEOCRONOLOGICE, reprezentând timpul efectiv scurs între două evenimente (Eon, Eră,

Perioadă, Epocă, Vârstă etc) sau prin UNITĂŢI CRONOSTRATIGRAFICE, reprezentând

depozitele formate în intervalele de timp marcate de unităţile geocronologice (Eonothem,

Erathem, Sistem, Serie, Etaj etc). Denumirile acestor unităţi sunt legate fie de evenimente

geologice sau paleontologice importante, fie de regiuni în care depozitele respective au fost

iniţial studiate, sau Sunt bine reprezentate, fie de unele tipuri de roci dominante.

În tabelul geocronologic prezentat în această lucrare (PLANŞA II), au fost menţionate

numai acele sobdiviziuni utilizate, în mod curent, în România. Din acest motiv, credem

necesară menţionarea schematică şi a altor denumiri de subdiviziuni, utilizate în alte regiuni,

pentru întregirea imaginii de ansamblu.

- Pentru primele momente din istoria Pământului, în faza "pregeoiogică" sau astrală a

acestuia, anterioară vârstei absolute de - 400Q de milioane de ani, se utilizează, cu rang de eră

(erathem), termenul HADEAN.

PORŢELANITELE. Un caz particular al rocilor cu geneză mixtă, porţelanitele

reprezintă produse ceramice naturale rezultate din arderea (coacerea) în zăcământ a

intercalaţiilor de steril care însoţesc stratele de cărbuni.

Procesul este rezultatul fenomenelor de autoaprindere a cărbunilor, în zăcământ,

fenomene declanşate de reacţiile exoterme de oxidare a piritei sedimentare sau chiar a

substanţelor organice, în contact cu aerul, introdus fie pe linii de minimă rezistenţă produse

tectonic, fie chiar prin lucrări antropice.

În aflorimentele de cărbuni, autoaprinderea poate fi provocată de radiaţiile solare în

impact direct, cu acelaşi rezultat de producere de porţelanite.

Rezistente la eroziune şi de culoarea specifica li caramizii, porţelanitele sunt uşor de

observat, marcând întotdeauna prezenţa cărbunilor pe seama cărora s-au format, chiar dacă

prezenţa acestora este mascatăde procese de alterare sau de covorul vegetal.

Datorită rezistenţei deosebite, porţelanitele înr.egistrează frecvent resturi fosile

(predominant vegetale), pe suprafeţele de stratificaţie.

- Pentru primele patru perioade ale Paleozoicului, puţin reprezentate în România, sau

menţionate fără subdiviziuni, în Europa se folosesc următoarele subumtăţi:

- CAMBRIAN: CbI = Nemakitian, 'Tommotian, Atdabânian, Lenian;

Cb2 ;:;:: An1gaian, Mayaian;

Cb3 == Dresbacnian, Franconian, Trempealeuan.

- ORDOVICIAN: 01:::: Iremadocian, Arenigiah;

02 = Llal1virllian, Llâl1deilial1;

0 3= Caradocian, Ashgillian.

- SILURIAN: SI = Landoverian;

S2 == Wenlockiah;

S3 == Luâlovial1,Pridolian.

- DEVONIAN: Di = Gediman (tochkoviari), Siegenian (Pragujari), Emsian;

D2 = Eifelian (Couvirtian), Givetian;

D3 :::: Frashiari, Famehian.

- Pentru depozitele Carhoniferului şiPermia.ntdui !ptezehateîn tabel pnn faciesurÎ

mixte, alternând depozite marine, continenta.le şi laguriâre,în depoiiteexc1usiv

marine din Europa, se utilizează:

- CA.RBONIFER: CI = TournaiSia.:ri, Visean;

Ci =SerpukHoviah(1'Jarnurian, S.str.),Bashkirian,

Moskovhm, Kasimoviafl, Gzelian,@renhurgian.

_. PERMIAN: PI ·= Asseliall, Sakmariari, Artihskiafi, KUhgtIriafl;

P~ == ([§fifiiâh, Kazahian; Tatâriah:

În America de Nord, Carboniferul cuprinde: == Missi·ssippian; C2 =

1"ennsylvanian, iar Permianul: 1"1 = Wolfcampian, Leonardian; P2 = Guadalupian, Ochoan.

-În Mezozok, la nivelull'riasiculuiinferior, îfl Scythiah, pe plan mOHdial, receHt, au

fost introduse două etaje: TRIASIC: IISC (Scythian) = InduaH, Olenekian.

Odata cu Cainozoicul, şi mai ales începând din Neogen, modificările importante

realizate în configuraţia bazinelor de sedimentare şi continua schimbare a legăturilor dintre

acestea face ca subdiviziunilecroflostratigrafice să mai poată fi generalizate, păstrând un

caracter mai mult sau mai pUţin local, core1ările dintre diferite bazine neputând fi perfect

echivalate.

Astfel; la nivelul Neogenului, în· Europa se separă mal multe bazillecu evoluţie

proprie, în care au fost stabilite subdiviziuni specifice:

- În BHzinul Tethysului Occidental, cu evoluţie exclusiv marină" NGogenul cuprinde:

- NEOGEN: NI Aquitanian, Burdigalian, Langhian, Serravalian,

Tortonian, Messinian;

N2 = ZancJean, Piacenzian.

- În BHzinul PHratethys, cu îndulcire progrGsivă se separă: NI = Egerian (instalat încă

de la sfârşitul Oligocenului, din Chattianul superior), Eggenburghian, Ottnangian, Karpatian,

Badenian, Sarmatian (în sens restrâns), Pannonian, Pontian; N2 =Dacian, Romanian.

- În Bazinul Dacic, legat iniţial de Tethys, apoi de Paratethys, iar în final de Bazinul

Ponto-Caspic, subdiviziunile sunt similare cu cele din bazinele de conexiune: NI =

Aquitanian, Burdigalian (similar cu Bazinyl Tethys), Badenian (similar cu Paratethys),

Sarmaţian (în sens larg), Meotian, Pontian (similar cu Bazinul Pontic); N2 ;:::: Dacian,

Romanian.

- În Bazinul Transilvaniei, legăturile oscilante dintre bazine crează o situaţie hibridă,

depof:itele fiind comparabile cu cele din Batinull)acic, cu. excepţia Pannonianului.

În Bazh)ld POniţQ."Caspi9 de Est se foloseSc o serie de denumiri şi subdiviziuni

PLANŞA II

SCARA·GEOCRONOLOGICĂ,

NEOGEN Galben N

- 1,8

- 5,3

- 23,5

-65

-290

~~......-+- - 142

VÂRSTE(ETAJE)

----H~---t' - 205

M10CEN

EOCEN

MALM

OLIGQCEN

INFERIOR

K

PERIOADE(SISTEME)

CULOARE

ŢRl,ASIC Violet T

JURASIC Albastru

CRETACIC Verde

PERMIAN Bruwroşca P

PALEOGEN P0l1oCllliu Pg

CUATERNAR Cenuşiu q

SIMBOL

ERE(ERATHEME)

MEZOZOIC Mz

CAINOZOIC Cz

PALEOZOIC

EON

(EONOTHEM)

ELEMENTE CONVENTIONALE,A

UTIEIZATE INToate informaţiile culese în activitatea de teren, completate prin investigaţii diverse de

laborator stau la baza realizării RAPORTULUI GEOLOGIC.

Raportul geologic, pe lângă însumarea datelor geologic~ dyobşy[vaţje şi a c.elor de

interpretare, cuprindea WARTĂ GEOLOGICĂ şi o serie de alte anexe grafice (secţiuni

geologice, coloane str<itigrafice, harţi speciale, diagrame etc) adecvate scopului urmărit de

lucrare.

H<irta geologi(;'ăşi anexele grafice reprezintă, de fapt, redarea în proiecţie în plan, la

scara, a informaţiilor care le cuprinde raportul geologic.

Pentru reali.z:ar~a h~rţii şi.<ianexelor grafice, în afară de utilizarea unei baze

topggrafice a apelatii la reduceri la SC<ira coresÎmllZătoare nivelului cerut de

detaliu, se suită. de elemente convenţionale care redau grafic sau cromatic

semriificâ-ţia realităţiige~logice de pe teren.

N@yoia de unif6nmizare a informaţiei geologice a necesitat standardizarea elementelor

convenţionale. În acelaşi timp, cerinţa internaţionalizării lucrarilor a impus ca Standardul

Român (ŞR să se coreleze cu Standardul Internaţional (180 710/1-7), la

prevederile cărorase~clf\ugă şi alte notaţii specifice graficii geol@gice.

Folosirea eterm;ţptelor convenţionale standardizate este obligatorie pentru toate

lucrările QlJ;caracterdefillitiv (fie în manusCl;s final, fie tipărite).

Elementele CQPvenţionale.. cel mai ades utilizate (exceptând semnele convenţionale cu

caracter geodezic - topografic, specifice hărţiIor topografice) se referă la marcarea vârstelor

relative adyp()zit~lor, la la eventualUlc6rtţirtut paleontoJogic, ca şi la

relaţiile de perimetrul considerat:

Elementele sunt :reprez~ntate prin culori,' indici litera.li şi/sau numerici,

deid~~()Q~raj1Jetcu înţel~s sugestiv.

atfî:fz~ttz~ îDt sp'@cial pentru marcarea vârstelor

gradat, nuanţele mai închise pentru depozitele mai vechi,

mai nOI.

sedJm(~ntlire, dar

sunt reprez(~nUlri gl'ati<;e de tip

recilor

ale racilor pe

mai utilizate "''''..."... ''' cOltrv~mţi.onale l1tC)loJglc1e.

se utilizeaiă'mai multe VaJrtaJ1te

SEMNELE r<r\l\-n,TI7\-I\,TTTOI\,T

haşură, cel mai adesea inspirate. din asr)ecle lJartlclllal

Cel mai frecvent, semnele cOI1Ve:nţlomlle I1t'DIoglc:e

se

(detaliate în cazul lucrărilor în care ac~~st~~(bs:tlt1tdIDmina.nt~~).

PLANŞA III A prez:intă

Menţionăm că, .

convenţionale,' nu toate fiind incluse în stand:a.rde.

ELEMENTELE III A) se referă la spaţială

a depozitelor geologice şi la relaţiile pe care acestea le realizează unele în raport cu altele.

În cazul în care lucrarea. detaliază număr mare de formaţiuni, se admite

introducerea unor semned~ reprezentare.sUplimentare. (de qbicei sistelTIe. 9~ paşuri) suprapuse

culorilor, cu obligaţia de a figura în legendă.

Utilizarea c"\.llorjlQr şi/sau a haş1Jrilor este însoţită în modg1?ljgatoriu de folosirea

simbolurilor şi indicilor de vârstă standardizaţi.

PLANŞA II prezintă scara geocronologică completată cu succesiunea simbolurilor şi

culorilor standard.

Tot prin culoare se nlarcheaza rocile ŞI corpurile geologiceendogylle, în special

magmatice. Pentru acestea se nuanţe de; toşu,ipottoc~li1J ş~n). violet, cu

aplicarea unor simboluri ceea ce evităconfu~iiIef\lJat1ţele care

specifică vârsta.

SEMNELE '. GQN'VENŢIONALEPALEONTOLOGICE ..(PLANŞA III B), în

general cu caracter de idiograrnă, utilizeaZă Îrtll.1cfârile de detaliu pentru marcarea

conţinutului paleontologic specific anumitor formaţiuni.

ALTE SEMNECON'VENŢIONALE(PLANŞA III B) setefera fie la realităţi

morfologice paljtlculare (filpt"\.lri de p~ntă, conuri de dejeqţiyjaluMyări.etc), fie la elemente

geo-econQmice nqWCElle (izvoare, emanaţii de gaze eţq) sau. aQtropice (foraj, p"\.lţ;de mină,

galerie, construcţii sau cu aspecte particulare etc).

În funcţiede·gtaduldedetaliu al lucrării şi de specificul acesteia se potf()losi.şi alte

elemente convenţionale particularizaţe reprezentând ELEMENTE MORFO-DINAMICE

~martori de eroziune, prăbuşiti, sufoziuril",nişe de desprindere etc), TffiURILE GENETICE

~le .lJmyf formflţi\J)1i (4~PPfite marine, lacustre, fluviale, etq) sau legate de

relaţia PROCE8!M1tDIU, cu efect ecologic gen~ralsa.tl(juirfrplicaţf1 antropice (auteole de

contact, aureole de dispersie, influenţe ale unot âctivităţiecopomicecuriscidep.Ql11are etc).

PLANŞA IIIGHID DE SEMNE CONVENŢIONALE (A)

TUF CALCAROS

CĂRBUNI: a. StraHionn; b. Lentilă

SILICIFIElUDIAG:ENETICE

DOLOMIT

~GIPS

~'-;-t;:-~ TUF VULCANIC; TUFIT

1++++++l l{OCIl\1A(il\1AŢICE (îngeneraI)

~lROCI.E:pmfl!jT~O"RFICE

~~ ROCIMEZO-KATAMETAMORFICE

trff:j.SOL

NISIP

CONGLOMERAT

<IROHOTIŞ

BRECIE

PIETRIŞ

GRESIE

ARGILIT

sanT

ARGILĂ

MARNĂ

MARNOCALCAR

CALCAR

CALCAR OOLITIC

SEMNE CONVENŢlQNALELITOLOGICE

·1~o2<)9J BOLOVĂNIŞ CALCARENIT

/'

/ l' LINj);:l!~jNCĂLEtAREr

ELEMENTE STRUCTURALE

POZIŢIE DE STRAT

POZIŢIE NESIGURĂ

STRAT NORMAL

STRAT RĂSTURNAT

STRAT ORIZONTAL

JU.Ll''.lU."","L"1 GEOLOGICĂ

--- ........

/400

~

~.~

~ b--

~bJ

PLANŞA IIIGHID DE SEMNE CONVENŢIONALE(B)

SEMNE CONVENTIONAtE PENTRU ÎNREGISTRAREA

CONŢlNUTULUIPALEONTOLOGIC

PUNCT FOSILIFER

[~ J VERTEBRATE

[QI NEVERTEBRATE MARINE

L4GJ] NEVERTEBRATE SALMASTRE

[O-J NEVERTEBRATEImLCJCOLE

L66] MICROFAUNĂ

~c85J NANOPLANCTON

ALTE SEMNE CONVENTIONALE UTILIZATE,

IZVOR

Q Naei IZVOR MINERAL1

r RUPTuRĂ DE PANTĂ, CARIERĂ

otn

-"'\.

[QJ,D

J,t,y

APARIŢll DE GAZE

IZVOR DE PETROL

PEŞTERĂ

GALERIE

PUŢ DE MINĂ

FORA;}

\\ C~\~::::- CON DE DEJEŢIEII "

@~Jj) ALUNECARE STABILlZATĂ2

C_,~ CLĂDIRI IZOLATE

1 Inscripţia precizează conţinutul mineralizaiei2 Convexitatea semnelor indică sensul de alunecare

MODELE DE FIŞĂ DE OBSERVAŢIE

FIŞĂ MACROSCOPICĂDE' MINERAL

CLASA DE MINERALDENUMIREA,FORMULA CHIMICĂ (sau chimism aproximativ)PROPRIETĂŢI MORFOI.OGICE

Sistem de cristalizareTrachtHabittisConcreşteri,.. mad.e

PROPRIETĂŢILEGATE DE COEZIUNE (MECANICE)DuritateClivajSpărtură'

PROPRIETĂŢIOPTICE (macroscopice)CuloareCuloarea urmeiTransparenţă

LuciuALTE PROPRIETĂŢI(specifice llUll}ai ~nllmitor minerale): greutate specifică deosebită;

gust; miros; solubilitate, proprietăţi magnetice, termice, electrice; reacţii specifice(cu HCI)

FIŞĂ PETRzOGRAFICĂ(MACROSCO:eICĂ)

CATEGORIA GENETICĂSTRUCTURI (prezentate din toate punctel~~evedere)TEXTURI (prezentate din toatepUl)ţteled:. ~edere)COMPOZIŢIA MINERALOGICĂ (în ordinea descrescătoare a cantităţii şi pe tipuri

structurale).CONCLUZII PRIVIND MODUL, LOCUL ŞI CONDIŢIILEDE GENEZĂÎNCADRAREA SISTEMATICĂ

DENUMIREA ROCII (cu precizăride diferenţier.~f(l.ţă dealţe roci.diRClcelaşigrup)

(1992)

Editura

BIBLIOGRAFIE

1.. ANASTASIU N. (1977) -Minerale şi roci sedimentare -- determinator Editura Tehnică,

Buqurefti.

2. AN-ASTASIU N. (.1981) - Minerale şi roci sedimentare - d~tetthinat()r, ediţia aII~a.Ed;itura

Universităţii, Bucureşti.

3. ANASTASIJJ N. (.1988) - P~trologie~ediment~ră. EdituraTefmt,e~' Bucu;eşti.

4. ANASTASIU N. (198.8) - Rocile se~imentare. Editura Universit~(ii, Bucureşti.

5. ANASTASIU N., JIPA D. (1990) - Texturi şi structuri sedimentare. Editura Universităţii,

Bucureşti.

6. ANASTASIU N.,MAREŞ Ioana, CEHLAROV Aura, BALTnE$ JIPA

Teme pentru lucrări practice de petroiogie sedimentară.

Universităţii, Bucureşti.

7.BĂDĂLUŢĂ A~relia (1974)- Îndrumătorpractic de z~cărninte 4e ComblJstibili minerali şi

sare. Centrul de multiplicare al UniversităţiiBucureşti.

8. BĂRBULESCU Aur~lia (.1973) Geologie cu elemente de pedologie. Editura

Universităţii, Buqureşti.

9. BLEAHU .1\1. (1982) -l,teI1eful carstic. Editura Albatros, Bubureşti.

10. B.LEAHU M. (1989) -Tectonica ~loba!ă. Editu;~$ctiinţ~CâşiE~ciclofedică,Bucureşti.

11. BOLEWSKI A. (1976) - Determinarea mineralel~r'e~baza~~racteristicilor exterioare şi

a.prQpriet~fi!~f.chimige·.ft4irw~.TeJmică, Bucu~efti

12. CERNEA (1954) - geQIQgieg~nerct!~:4-'cţţtllrqJ~hnicq, ~ucureşti13. CODARCEA (196$) - J\Mnerafqgi~.voL { Crist;ilogra.f1e.E~itura Didactică şi

Pedagogica, Bucureşti.

14. CONSTANTI~E:SClJ . ~lG~~) -Miţ1~)~l()~ie sist~rhatică- ]l~te de curs - Univer~itatea

Bucureşti, Facultatea de Geologie şi Geojizică, Catedra de Mineralogie.

15. CONSTANTINESCU E., FABIAN c., ŞTEFAN L.D., SÂRBESCUMona (1990)

Cristalografie şi mineralogie. Caiet de lucrări practice. Universitatea

Ecologică, Bucureşti.

16. CUDALBU Elena, BALASAN Felicia (1980) - Geologie şi geomorfologie. Editura

Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.

17. DINU c., PAUI.lIUC S., BARUS T. (1988) - Geologie structurală - lucrări practice.

Editura Universiţăţti,~u(1)reşti.

18. DONISA 1., GRIGORE M., TOVISSI 1. (1980) - Aerofotointerpretare geografică.

Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.

19. DRAGOMIRB.-P. (1994) - Geologie fizică generală. Editura Universită,tii, Bucureşti.

20. DRAGOMIR B.-P., ANDROHOVICI Anca (1995) - Geologie generală - lucrări

practice. Editura Universităţii, Bucureşti.

21. DRAGOMIR D.-P., DAMIAN R. (1999) - Ghid de practică. Cartare în formaţiuni

sedimentare. Catedra de Geologie şi paieontologie, Universitatea Bucureşti

22. -9RAGOŞ V. (1975) - Deplasări de teren. Editura Ştiinţifică, BucurcşU

23. DRAGOŞ V. (1982) _.. Geologie generală şi stratigr~fibă. Editura Didactică şi

Pedagogică, Bucureşti.

24. FRUNZESCU D. (2QQO) - Noţiuni de sedimentologie. Editura Premier, Ploieşti

25. GHERMAN 1. (1954) - Îndrumări în practica geologică. voI. 1, Editura Tehnică,

Bucureşti

26.GHERMAN 1., BRA~A V., CruPAG~A D., POPA A., AL~E?" B.ILOIU M. (1957)

- Îndrumări în practica geologică. voI. III. Editura Tehnică, Bucureşti

27. GIUŞCĂ D. (1963) - Petrologia rocilor endogene. Editura DidaCtică şi Pedagogică,

Bucureşti.

28. GRIGORAŞ N. (1961) - Geologia zăcămintelor de petrol şi gaze din Rorriânia. Editura

Tehnică, Bucureşti

29. GRIGORESCU D., ANASTASru N., ŞECLĂMAN IVI. - Geologie - Manual

pentru clasa aX!-a, EdiţuraDidacticăşiPedag~~ică,B~~~reştf.

30. GRJGORESCU D., DAl\1JAN R., ANDRĂşAN;U AL., J)UMII'RESCU G. (1~~3) -

Caiet de lucrări practige de Stratigrafie şi istorică. Editura

Universitqţii, Bur;ureşti.

31. HOBBS E.B., ME~N;S<D.W., ..\VIL~IA1\1S. F.:.(~:9$Ş~ .. -.Pripcipii de geologie

stm9turaIă.~~ituraŞtiinţifică.~iEncicl0fedică,Bucure~~i

32. IANOVICI V., STIOPOL Victoria, CONSTANTINli:SCU (1979) -Mineralogie.

Editura p'idactică şi Pedagogică, Bucureşti.

33. IANOVICI V., ŞTIOPOl, Victoria, CONSTANTINESCU - Proprietăţile

fizice şi chirnisITIul mineralelor Editura Universităţii, Bucureşti.

34. JUDE Lidia., DRĂGHICI1. (1980) - Cristalografia geometrică. Lucrări practice, Editura

Universităţii,Bucureşti.

35. JUDE Lidia., DRĂGHICI 1. (1984) -Cristalografie optică. Îndrumător pentru lucrări

practice. Editura Universităţii, Bucureşti.

36. LĂZĂRESCU V. (1980) - Geologie fizica. Editura Tehnică, Bucureşti

37.MANOLIUEugenia, ORBOCEA Marioara (1981) - Elemente de paleontologie.

Editura Universităţii, BucureŞti.

38. MAREŞ 1., ALEXE 1., MĂRUNŢIU M., ŞECLĂMANM; (1989) - Petrologia rocilor

l11agmaticeşi metal11otf1ce - Lucrări practice. Editia a II-a. Editura

Unfversităţii, Bucureşti.

39. MASTACAN Gh., MASTACAN Iulia (1976) - Mineralogie. Editura Tehnică, Bucureşti

40. MATEI L. (1990) - Metodefiiice de analiză a mineralelor şi rocilor- voI. 1. Editura

Universităţii,Bucureşti.

lVItGEARY D., PLUMMER C. (1992) Physical Geology. Earth Revealed' Wm. C.Brown Publishers, Dubuque, US.A.

42. MORET (1962) ~ Precis de geologie. Ed. Masson & eie. Paris

43.;MRAZEC L., GIUŞCĂ (194$)- Curs general de minerale rOce. Partea a doua.

Editura Fondului Universitar Profesor L.Mrazec, Bueureşti.

44. MUTmAC V. (1990) - Strueturageologicăa teritoriului Român:iei. Editura Tehn.tcă,

Bucureşti

45. NEAGU TH., DRAGOMIR B.-P., (1986) Caiet de practică. Cartare în

formaţiunisedimentare. Editura UniverSităţii, Bucureşti.

46; NISTOR-HANGANU Ensabet~, MANOLIUEugeniâ;;;< ····;GlU60B,ESClJ

DRA60MIR B....P. (1982) - Paleontologie +lucr.ari· practice. Editura

Un.tversităţii,BU(i;ureşti;

47. PANĂ Ioana, ORBQCEA Matioara, GRIGORESCU D. (1986) - Practica stratigrafică

(principii; metode,exer6iţii. Editura Universit~ţiiiBucureşti.

48. PArIU\,. C. (1960)- Petrogtafia rocîlor sedil11ehtare. EditurctŞtiinţifică, Bucureşti

49. PAULIUC S. (1975~- ZăCaffiinte deoornbustibili minerali şi sare"PaJiea 1. Editura

Utliversit~ţii,.J3tţctţreşti.

50. PAULIUC S. (1968) - Cartografie geologică.EdituraDidactică şiJ?gd.agogică, Bucureşti.

JLCJ'UJLJJL'U.""" S.,

52. PAtJLIUC S., POPESCU Rozica (1970) - Îndrurnătqrde lucrati practiCe de geologie

Editural.Jniv([rsiîăţii,iBucureşti;

53. PÂRVU G., MOCANU Gh., IIlBOMVSCHI c., (1977) - Roci utîle

din România..Edititrer. Tehnicâ, Bucureşti

54. PÂRVU G., VIN06RADOVC.,PAULIUC ~ Petrologia aplicata

a rocîlorcarbonatice sedimentare. Editura Academiei, Bucureşti,

55. PELLANT Ch. (1993) - Roches et mineraux. Ed Bordas, Paris.

56. POPESCU Gh. (1971) .- Determinarea microscopică a mineralelor opace. Editura

Tehnică, Bucureşti

57. PREDA 1., TURCULEŢ 1., BARlJS T., IORDACHE S., ANDROHOVICI Anca

(1993, 1994) - Geologia zăcămintelor de cărbuni. EditufCi Universităţii,

Bucureşti.

58. RĂDULESCU D.P. (1965) - Petrografia roci/or sedimentare. Ediţia a II-a. Editura


59. RĂDULESCU D. (1979) - Petrologia rocilor magmatice. Editura Universităţii, Bucureşti.

60. RĂDULESCU D. (1980) - Petrologia rocilor metamornce. Editura Universităţii,

Bucureşti.

61. RĂDULESCU D., ANASTASIU N. (1979) - Petrologia roci/or sedimentare. Editura


62. RĂILEANU Gt., PAULIUC S. (1969) - Geologie generală. Editura Didactică şi

Pedagogică, Bucureşti.

63. RINNE F. (1959) - La science des roches. Librairie Lamarre, Paris.

64. SAGATOVICI Alexandra (1978) '- Lucrări practic.e de geologie generală, partea 1

Editura UniversiUlţii, Bucureşti.

65. SAVIN F., CIŞMAŞ 1. (1964) .,. GeolOgie pentru muncitorii. din industria extractivă.

Editura Tehnică, Bucureşti

66. SĂNDULESCU M. (1984) - Geotectonica României. Edittrra Tehniqă, Bucureşti

67. SIMIONESCU 1. (1927) .,.Tratat de geologie. Cartea Romtinească; Bucureşti.

68. SKINNER B.J., PORTERS;C.(1989) - The Dynamjc Earth. John Wiley & 80n$, New

York, Toronto.

69. SKINNER B.J., PORTER S.C. (1987) - Physical Geology. John 'Wiley & 80ns, New

York," Toronto.

70. STIOPOL Victoria (19(3) ~Geochimie.EdituraDidacticăşi Pedagogică,Bucureşti.

71. STIOPOL Victoria, CONSTANTINESCU E. (1979) ,. Principii de clasificare ŞI

sistematica mineralelor. Editura Universităţii, Bucureşti.

72. ŞECLĂMAN M. (1976) ,. Termodinamica proceselor geologice. EdWlra Universităţii,

Bucureşti.

73. TĂTĂRÂM Niţa (1.984, 1988)..; Geologie..Stratigtancă. şi Paleoge.ografle. Editura

lehni(Jă, Bucureşti.

74. TURCULEŢ 1. (1986) - Petrologia cărbunilor~ Lucrări practice; Edltura Universităţii

Al. 1.

75. TURNER F.J., VERHOOGEN J.(1967) ~ PetrolOgie 111~gmatiQă şi metamorfică.

EditUrallehnică,B.u(;urf:şti

76. ZUMBERGE J.II., RUTFORD R.H.(1991) - Laboratory manual for Physical Geology.

Wm. C. Brown Publishers, Dubuque, U.S.A.

77. *** (1984) -Manualul inginerului de mine. VoI. 1. Editura Tehnică, Bucureşti

78. *** (1993) - Laboratory Manual in Physical Geology. AGIINAGT, Maxwell Macmillan

International, New York, Oxford, Singapore, Sydney.

Date post:	05-Feb-2016
Category:	Documents
Upload:	alexandru-badescu
View:	140 times
Download:	13 times

Geologie Fizica - Laborator

Documents