Suport Geologie LP ID FR Geografie

GEOLOGIE GENERALA

IULIANA LAZAR BARBU VICTOR

OCTAVIAN PAUNESCU

UNIVERSITATEA DIN BUCURESTI

Note de curs si lucrari practice pentru studentii Facultatii de Geografie, anul I, ID si FR

LUCRĂRI PRACTICE GEOLOGIE GENERALĂ

1

ELEMENTE DE MINERALOGIE Ce sunt mineralele?

Mineralele sunt substanţe anorganice omogene din punct de vedere fizico-chimic, formate natural în scoarţa terestre, în condiţii de geneză foarte diferite, controlate de procese geologice complexe. Cu mici excepţii (exemplu: mercurrul), majoritatea mineralelor sunt substanţe anorganice solide.

În natură, mineralele nu apar izolate, ci sub forma unor asambluri de minerale denumite roci. Luând în considerare modul de formare al rocilor, acestea pot fi: - endogene – formate în urma unor procese de dinamică internă, în cadrul scoartei terestre; Sunt grupate rocile magmatice şi metamorfice; - exogene - formate în urma unor procese de dimanică externă, la suprafaţa scoartei terestre; cuprind rocile sedimentare.

Rocile endogene reprezintă 95 % din volumul total al litosferei.

Proprietăţile Macroscopice al Mineralelor Considerăm ca fiind proprietăţi macroscopice al mineralelor

acele proprietăţi care pot fi determinate cu ochiul liber sau prin procedee de testare simple, accesibile în condiţii de teren.

Proprietăţile macroscopice utilizate în determinarea mineralelor sunt următoarele:

A) proprietăţi morfologice; B) proprietăti legate de coeziune; C) densitate/greutate specifică; D) proprietăţi optice; E) alte proprietăţi ce sunt specifice doar anumitor minerale.

A. Proprieţăţi morfologice În cadrul proprieţilor morfologice sunt grupate:

1) proprietăţi legate de starea fizică a mineralului; 2) proprietăti legate de forma exterioară şi 3) modul de de asociere al cristalelor.

1. Starea fizică

În natură, cu câteva excepţii, mineralele sunt substanţe solide, cu structură cristalizată, mai rar amorfă.

Starea cristalizată presupune o distribuţie ordonată a componentelor (anioni şi cationi) în reţele spaţiale, după anumite reguli de simetrie foarte precise. Reţele cristalizate presupun reperarea periodică a componentelor elementarea ale mineralelor (anioni şi cationi, molecule neutre electric) în cadrul unei celule reticulare. O astfel de celulă reticulară are forma unui paralelipiped şi este definită de parametri dimensionali (a, b, c) şi unghiurile dintre aceste dimensiuni (α, β, γ), în baza unor stricte relaţii de simetrie, în lungul celor trei direcţii spaţiale (x, y, z) (Fig. 1).

În lumea minerală, deşi au fost evidenţiate câteva mii de minerale, nu există decât 7 sisteme de cristalizare: cubic (Fig. 1), tetragonal sau pătratic, trigonal sau romboedric, hexagonal, rombic, monoclinic şi triclinic. Pentru fiecare sistem cristalografic, celulele elementare au parametri constanţi (Tabel 1).

Starea amorfă este caracterizată prin faptul că particulele solide (atomi, ioni, molecule) sunt aşezate haotic, dezordonat, deci nu poate îmbrăca o formă (exemplu: Opal – starea amorfă a cuarţului). În timp geologic, starea instabilă a materiei solide (amorfă) se va transforma în stare stabilă (cristalizată).


2

Figura. 1. Celulă reticulară (a, b, c – dimensiunile relative ale celulei, dezvoltate în lungul axelor x, y, z şi α, β, γ – unghiurile dintre axe)

SISTEM CRISTALIZATE

SIMBOL

PARAMETRI CELULEI EXEMPLE DE POLIEDRE

CUBIC [C] a=b=c; α=β=γ=900 cub, octaedru, tetraedru, dodecaedru pentagonal TETRAGONAL [4] a=b≠c; α=β=γ=900 prismă tetragonală, piramidă tetragonală, trapezoedru tetragonal

TRIGONAL [3] a=b≠c; α=β=900; γ(x,y)=1200 romboedru, piramidă trigonală (baza un triunghi echilateral), bipiramidă trigonală.

HEXAGONAL [6] a=b=d≠c; α=β=δ=900; γ(x,y)=1200 prismă hexagonală, piramidă hehagonală, trapezoedru hexagonal ROMBIC [R] a≠b≠c; α=β=γ=900 prismă ortorombică, bipiramidă rombică, piramidă rombică

MONOCLINIC [M] a≠b≠c; α=γ=900 β≠900 prisme monoclinice, poliedre compuse TRICLINIC [T] a≠b≠c; α≠β≠γ=900 prisme triclinice, poliedre compuse

Tabel 1. Sisteme de cristalizare - parametri celulei elementare, exemple


3

2. Habitus Habitusul reprezintă proprietatea morfologică care se refera la

modul de dezvoltare spaţială a unui mineral (cristal) în raport cu cele trei direcţii ale spaţiului (x, y, z).

Tipuri de habitus: 1) izometric – cristalul se dezvoltă în mod egal pe cele trei

direcţii ale spaţiului; 2) prismatic – cristalul se dezvoltă preferenţial pe o direcţie în

raport cu celelalte două; variante: columnar, acicular, fibros; 3) tabular – cristalul se dezvoltă preferenţial pe două direcţi în

raport cu ceea de a treia; variante: lamelar, foios (Fig. 2). Pentru identificarea habitusului nu este necesar prezenţa

obligatorie a unor forme geometrice. În Fig. 3 sunt prezentate exemple pentru habitus tabular (a, b),

habitus izometric (c, d) şi habitus prismatic (e, f, g). 3. Modul de asociere

În natură, rareori se întâlnesc cristale solitare. De obicei, cristalele apar sub forma unor asociaţii complexe. Se pot asocia cristale de acelaşi tip (exemplu: cristale de cuarţ) sau cristale diferite (exemplu: cristale de cuarţ, pirită şi stibină).

B. Proprietăţi legate de coeziune (mecanice)

Proprietăţile din acestă categorie se refără la modul de comportare al mineralelor la acţiunea unor forţe mecanice. Răspunsul dat de către mineral la acţiunea forţei mecanice este determinat de relaţiile de coeziune dintre componentele reţelei cristalizate.

Figura. 2. TIPURI DE HABITUS (IZOMETRIC, PRISMATIC SI TABULAR)

Figura 3. Tipuri de habitus exemplificate pe diferite cristale


4

1. Duritatea Prin duritate se înţelege gradul de rezintenţă pe care îl opune

mineralul la acţiunea unei forţe mecanice exterioare. Pentru identificarea durităţii mineralelor se utilizează duritatea la

zgâriere, duritate ce se estimează cu ajutorul unei scări comparative, cu 10 trepte (Tabel 2). Această scară a fost realizată de Mohs (1912), iar treptele de duritate sunt arbitrare. În mod curent, pentru aprecierea durităţii se utilizează şi etaloane de comparaţie comune, cum ar fi: unghia, acul de oţel şi sticla, etaloane ce sunt la îndemână pe teren şi care ne pot indica cu o precizie destul de ridicată ordinul de mărime al durităţii.

TREAPTA DE

DURITATE

MINERALUL ETALON

ALTE REPERE DE APRECIERE

1 TALC se zgârie cu unghia 2 GIPS 3 CALCIT se zgârie cu acul,

nu zgârie sticla 4 FLUORINĂ 5 APATIT 6 ORTOZĂ zgârie sticla,

fară să o taie 7 CUARŢ 8 TOPAZ taie sticla,

la lovire produce scântei 9 CORINDON 10 DIAMANT

Tabel 2. Scara comparativă a durităţilor după Mohs

Testul de duritate se realizează pe cristale izolate. Duritatea este diferită în funcţie de direcţia şi/sau sensul în care

aplic forţa exterioară.

2. Clivajul Clivajul este proprietatea unui mineral de a se desface după feţe

mai mult sau mai puţin plane, în momentul aplicări unei forţe exterioare. Clivajul se realizează întotdeauna după planele de minimă rezistenţă din cadrul reţelei cristalizate, plane unde legătura dintre atomi este foarte slabă. Clivajul este unul dintre cele mai utilizate instrumente în indentificare a unui mineral deoarece clivajul este identic pentru un mineral dat indiferent de exemplul studiat. În mod special, clivajul este utilizat la identificarea mineralelor în cadrul rocilor, acolo unde acestea apar sub forma unor “granule”. După uşurinţa cu care se realizează desfacerea şi după calitatea suprafeţei obţinute în urma desfaceri, clivajul poate fi: - perfect – se deface uşor, iar suprafaţele obţinute sunt perfect netede (de exemplu: muscovit, biotit, grafit – Fig.4a; feldspat – Fig. 4b; amfibol – Fig. 4c; halit, galenă – Fig. 4d; calcit – Fig. 4e, fluorină, diamant); - foarte bun – se desface relativ uşor, cu feţe netede; - bun – se desface mai dificil, cu feţe mai aspre sau discotinui; - slab – se desface cu greutate, după feţe de obicei în trepte sau curbe; - absent – fără posibilitate de clivaj (de exemplu: pirită, cuarţ).

După caz, mineralele pot avea un plan de clivaj (muscovit, biotit, grafit – Fig. 4a), 2 plane de clivaj ce se intersectează la un unghi de 900 (feldspat – Fig. 4b) sau diferit de 900 (amfiboli – Fig. 4c), 3 plane de clivaj ce se intersectează la un unghiri de 900 (halit, galenă – Fig. 4d) sau diferit de 900 (calcit – Fig. 4c), 4 plane de clivaj (fluorină, diamant) sau mai mult de 4 plane de clivaj. Recunoaşterea tipului de clivaj şi determinarea relaţiilor angulare dintre palnele de clivaj se realizează prin practică. Studenţii ce identifică pentru prima dată diverse mineralele tind să ignore această proprietate deoarece clivajul nu este evidenţiat imediat, aşa cum ar fi culoarea. Determinarea clivajului reprezintă în multe cazuri cheia identificări unui mineral.


5

4A 4B

4c 4d

4e

Figura 4. Tipuri plane de clivaj (după Zumberge & Rutford, 1992 – imagini prelucrate).


6

3. Spărtura Spărtura reprezintă o suprafaţă rezultată în urma ruperii unui

mineral (cristal). Suprafaţa rezultată nu are nici o legătură cu structura internă a mineralului, deci este posibilă realizarea unei spărturi în afara direcţiilor planelor de clivaj.

Pot fi identificate următoarele tipuri de spărturi: 1) regulată (geometrică, în trepte) – caracteristică mineralelor cu

un clivaj perfect sau foarte bun, la care orice şoc determină desfacerea după planele de clivaj: în general, la mineralele cu un clivaj perfect este greu de obţinut spărtura.

2) neregulată – suprafaţa este dezvoltată întâmplător, haotic; 3) concoidală – suprafaţa obţinută prezintă forme curbe şi, în

general, este netedă; 4) fibroasă – suprafaţa obţinută prezintă striuri mai mult sau mai

puţin paralele sau radiare; 5) aşchioasă – suprafeţele obţinute sunt mărginite de muchii

ascuţite. 4. Greutatea specifică

Greutatea specifică (G) a unui mineral este un număr care reprezintă raportul dintre greutatea mineralului şi greutatea unui volum de apă egal. În contrast cu densitatea, definită ca fiind greutatea pe unitatea de volum [g/cm3], greutatea specifică prezintă o valoare dimensională mai mică. Determinarea greutăţii specifice/densităţii se realizează prin metode de laborator foarte precise, însă în mod curent se face o apreciere subiectivă.

Considerând o greutate specifică medie de 2.5 – 2.85, mineralele se pot împărţi în minerale uşoare – cu valori mai mici decât media ş minerale grele – cu valori mai mari decât media.

De exemplu, avem două minerale diferite – galenă (G=7.6) şi grafit (G=2.2), de aceeaşi dimensiune. Galena se află într-o mână, iar grafitul în cealaltă mănă. Astfe, vom realiza o comparaţie între cele

două minerale în termeni de mai greu şi mai uşor. Acest test urmăreşte să determini o greutate specifică relativă a mineralelor. C. Proprietăţile optice

Proprietăţile optice rezultă în urma interacţiuni lumini cu materia minerală, fiind determiate de fenomene fizice, cum ar fi: reflexia, refracţia, absorbţia, dispersia şi interferenţa.

În analiza macroscopică a proprietăţilor optice intră: culoare, culoarea urmei, transparenţa şi luciul. 1. Culoarea

Primul lucru pe care îl observă majoritatea persoanelor la un mineral este culoarea. Deoarece culoarea este indiciu care se observă foarte clar, majoritatea studenţilor tind să aibă încredere foarte mare în acest criteriu pentru a identifica mineralul supus observării. Din nefericire, culoare este unul dintre cele mai ambigui proprietăţi fizice al mineralelor.

Culoarea reprezintă efectul absorbţiei selective a radiaţiilor luminoase monocromatice din spectrul general al luminii albe. Culoarea mineraleor este determinată de compoziţia chimică, de structura reţelei cristalizate, dar şi de alţi factori.

Culoarea unui mineral poate fi: 1) idiocromată – culoare proprie determinată de caracteristicile

proprii ale mineralului. 2) alocromată - culoarea este dată de prezenţa în cadrul structurii

interne a unor componente străine (impurităţi), adesea în cantităţi exterm de mici. Aceste componente se numesc cromatofori. De exemplu, varietăţile de cuarţ (mineral incolor) care în funcţie de cromatoforul prezent în reţeaua cristalizată acesta poate deveni violet (ametist), negru (morin), galben (citrin), roşu (aventurin), verde (prasen) etc.


7

Cei mai importanţi cromatofori sunt: Fe2+ (verde), Fe3+ (roşu-roz), Cr3+ (roşu), Mn2+ (violet), Ti3+ (albastru), materia organică (negru).

La nivel global, se obişnuieşte gruparea culorilor în două categoriii largi, culori leucrocate – care grupează culorile şi nuanţele deschise, specifice mineralelor ce conţin Na, K, Al şi culori melanocrate – grupează culorile şi nuanţele închise, specifice mineraleor ce conţin Fe, Mg, Ca, Mn, etc. Această clasificare care ne poate oferii informaţii asupra chimismului, prezintă un grad ridicat de subiectivism. 2. Culoarea urmei

Prin culoarea urmei se înţelege culoarea unui mineral în stare de pulbere. Denumirea derivă din faptul că, în urma frecării unui mineral de o suprafaţă rugoasă (placă de ceramică) lasă o urmă de material fin sfărâmat.

Culoarea urmei poate fi identică cu cea a mineralului (de exemplu: cupru - culoare roşu de cupru, culoarea urmei roşu-brun; malachit – culoare verde, culoarea urmei verde) sau poate fi diferită de cea a mineralui (de exemplu: hematit – culoare neagră, culoarea urmei roşu-vişiniu; pirită – galben –auriu, culoarea urmei neagră). În primul caz, culoarea urmei ne indică faptul că mineralele sunt idiocromat, iar în cel de al doilea caz mineralele sunt alocromate, deci culoarea mineralului este dată de prezenţa unor cromatoforilor.

Este necesară menţiunea că mineralele transparente sau semitransparente (translucide), chiar dacă sunt colorate, nu lasă urmă, iar în cazul mineralelor foarte dure (majoritatea silicaţilor), mai dure decât placa de porţelan, testul de urmă devine ineficient. În acest ultim caz, este necesară lovirea mineralului cu un ciocan pentru a obţine o pulbere.

3. Transparenţa Acestă proprietate este legată de capacitatea de a lăsa să treacă

prin el razele de lumină. Această proprietate depinde de chimismul mineralului, de structura reţelei cristalizate, dar şi de grosimea materialului, de prezenţa planelor de clivaj, a impurităţilor, a numărului de suprafeţe de reflexie şi refracţie, etc.

În funcţie de capacitatea mineralului de a lăsa să treacă prin el lumina, mineralele pot fi:

1) transparente – lasă să treacă lumina şi permite trasmiterea imagini prin mineral (de exemplu: muscovit, calcit, cuarţ, baritină etc.);

2) translucide (semitransparente) – deşi lasă lumina să treacă, dar datorită dispersiei lumini este împiedicată trasmiterea imaginii (de exemplu: feldspat, siderit, olivină, piroxen, amfibol);

3) opace – mineralul nu lasă să treacă lumina prin el. Atenţie la grosimea mineralului. În cazul unor minerale de

grosimi mari sau în cazul mineralelor aflate în rocă, observaţiile în ceea ce priveşte transparenţa se vor realiza în zonele mai subţiri ale mineralului. Astfel, există posibilitatea ca un mineral care este transparent să poată fi uşor catalogat ca fiind opac dacă vom face observaţiile în zonele groase ale mineralului (de exemplu: feldspaţi, opalul - sticla vulcanică). 4. Luciul

Luciul este o caracteristică a suprafeţelor exterioare ale mineralului, determinată de reflexia luminii. Calitatea şi intensitatea luminii reflectate de către suprafaţa unui mineral depinde de tipul reţelei cristalizate, de unghiul de incidenţă al razelor luminoase, de puterea de absorbţie şi de indicele de refracţie, dar şi de gradul de netezire al suprafeţei reflectante.


8

În funcţie de puterea de refexie a mineralelor, luciul poate fi: 1) metalic – caracteristic mineralelor opace, cu reflexie puternică

şi mare putere de absorbţie; luciul metalic poate fi foarte strălucitor, asemănător pieselor cromate sau mai puţin strălucitor, asemănator unei suprafeţe rezultate în urma ruperii unei piese metalice (de exemplu: cupru, grafit, galenă, pirită, stibină,etc.);

2) semimetalic – caracteristic unor minerale translucide sau chiar transparente cu reflexie mare (hematit, covelină, etc);

3) adamantin (diamantin) – specific mineralelor transparente sa translucide cu indice de refracţie foarte mare, care conferă acestor minerale senzaţia de luminare interioară (comparabilă cu luciul diamantului);

4) sticlos – specific mineralelor transparente sau translucide cu indice de refracţie mic (comparabil cu luciul unui geam) (de exemplu: halit, calcit, olivină, feldspaţi, etc);

5) matăsos – specific agregatelor fibroase ( de exemplu: gips, crizotil – denumirea tehnică, azbest);

6) sidefos – specific mineralelor foioase/lamelare sau cu clivaj perfect, consecinţă a interferenţei razelor reflectate de către numeroasele suprafeţe interne existente în cadrul mineralului, în contact cu aerul (comparabil cu luciul sidefos existent la interiorul cochiliilor de bivalve/scoici);

7) gras – caracteristic suprafeţelor cu spărtură rugoasă sau concoidală, care dispersează razele reflectate;

8) răşinos – comparabil cu luciul unei răşini; 9) mat – în fapt reprezintă absenţa luciului; în genneral, este

specific pulberilor sau agregatelor pulverulente care împiedică reflexia luminii (de exemplu: limonit, mineralele argiloase).

D. Alte proprietăţi Pe lângă proprietăţile morfologice, mecanice şi optice,

caracteristice tuturor mineralelor, unele dintre acestea mai pot prezenta o serie de proprietăţi specifice, care le individualizează mai uşor de alte minerale.

Gustul – proprietate specifică unor minerale solubile, de exemplu: halit (NaCl) – sărat, silvină (KCl) – sălciu.

Mirosul – proprietate legată de capaciatea unor minerale de a emite unele substanţe volatile, de exemplu: identificarea prezenţei hidrocarburilor, a hidrogenului sulfurat, a sulfului, a asfaltului, a arseniului (miros de usturoi); prin umezire mineralele argiloase prezintă mirosul specific de noroi; cuarţul prrin ciocnire prezintă acel miros de cremene.

Reacţia cu acidul clorhidric – unele minerale, precum carbonaţii pot fi identificaţi uşor prin testul cu o soluţie 2% HCl. Reacţia se bazează pe înlocuirea de către acid a radicalului [CO3]2- cu eliberarea de H2CO3 , care se descompune în H2O şi CO2 sub forme de bule care produce efervescenţă. Astfel, calcitul şi aragonitul (CaCO3) dau o reacţie de efervescenţă violentă la rece, dolomitul - MgCa(CO3)2 reacţionează cu HCl numai la cald, sideritul (FeCO3) reacţionează în pulbere cu HCl, la cald, iar magnezitul (MgCO3) ne reacţionează cu HCl. În mod obişnuit acesta este singurul test chimic care se poate realiza în timpul campaniilor de cercetare în teren.

Proprietăti magnetice – unele dintre minerale prezintă puternice proprietăţi magnetice. Acestea pot fi evidenţiate prin faptul că ele dereglează orientarea acul magnetic al busolei, de exemplu: magnetitul şi pirotina. Şi alte minerale prezintă astfel de proprietăţi magnetice, dar ele sunt evidenţiate cu ajutorul unor instrumente speciale.


9

Mineralele, elemente constituente ale rocilor Având în vedere criteriul compoziţional, mineralelele au fost

încadrate în 8 clase. 1. Elemente native

Mineralele cuprinse în aceasta clasă, circa 33, sunt în marea lor majoritare în stare solidă. În cadrul acestei clase au fost separate 2 categorii de elemente native:

a) metale şi b) nemetale (Tabel 3).

Metale native

În general, sunt minerale compacte, cu greutate specifică ridicată, cu o bună conductibiliate termică şi electrică, opace, cu luciu metalic şi culori diferite. Acestea sunt maleabile şi ductile, lipsite de clivaj. În mod frecvent, formează soluţii solide (aliaje).

Exemple: Cupru (Cu), Aur (Au), Argint (Ag), Plumb (Pb), etc. Nemetale native

Cuprind minerale ce aparţin la grupe diferite ale sistemului periodic şi prezintă sisteme de cristalizare mult mai diversificate.

Frecvent, pot fi întâlnite minerale care au aceeaşi compoziţie, dar care prezintă sisteme de cristalizare diferite (de exemplu: grafitul şi diamantul, minerale care prezintă aceeaşi compoziţie chimică – Carbon, dar sisteme de cristalizare diferite, hexagonal, respectiv, cubic).

Exemple: Grafit (C), Diamant (C), Sulf (S), etc.

Proprietăţi

elemente nativeMetale Nemetale

CUPRU DIAMANT GRAFIT SULF Formula chimică

Cu C C S/S8

Sistem de cristalizare

[C] [C] [6] [R/M/amorf]

Habitus izometric izometric lamelar tabular, subizometric, pulverulent

Duritate 2,5 – 3 10 1-2 1,5 – 2Clivaj absent foarte bun perfect slab

Spătură aşchioasă concoidală regulată neregulată Culoare roşu de

cupru incolor cenuşiu –

negru galben

Culoarea urmei roşu-brun incolor negru alb-galbui Trasparenţă opac transparent,

translucid opac transparent,

translucid Luciu metalic adamantin metalic răşinos, gras,

adamantin Tabel 3. Elemente native

2. 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, telururi, arseniuri), ca şi compuşi cu anioni complecşi (sulfosăruri).

Clasa grupează un număr mare de minerale, în marea lor majoritate minereuri (se pretează la extragerea unor metale). Sunt minerale cu greutate specifică ridicată, în majoritatea cazurilor melanocrate (culoare închisă), opace, luciu metalic şi reţele cristalizate cu sisteme de simetrie ridicate. Pot forma serii izomorfe


10

şi, în câteva cazuri, soluţii solide cu alte sulfuri sau, în anumite situaţii, cu metalele native.

Exemple: Galenă (PbS), Blendă (ZnS), Pirită (FeS2), Stibină (Sb2S3), Cinabru (HgS), Covelină (CuS), Pirotină (Fe1-XS) – prezintă proprietăţi magnetice, Calcopirită (CuFeS2), Realgar (AsS), Auripigment (As2S3) (Tabel 4).

Proprietăţi sulfuri şi sulfosăruri

GALENĂ BLENDĂ PIRITĂ STIBINĂ Formula chimică

PbS ZnS FeS2 Sb2S3


[C] [C] [C] [R]

Habitus izometric izometric izometric acicular Duritate 2,5 – 2,75 3,5 – 4 6 – 6,5 2 Clivaj perfect perfect absent perfect

Spătură geometrică concoidală concoidală regulată Culoare cenuşiu de

plumb negru, brun,

galben galben cenuşiu

albăstrui Culoarea urmei negru negru-brun negru negru

Trasparenţă opac opac, translucid

opac opac

Luciu metalic adamantin, răşinos

metalic metalic

Tabel. 4. Sulfuri şi sulfosăruri 3. Oxizi şi Hidroxizi

Clasa cuprinde totalitatea oxizilor simpli, a oxizilor hidrataţi şi a hidroxizilor metalici şi nemetalici din natură, cu excepţia SiO2, care datorită reţelei cristalizate specifice se încadrează în clasa silicaţilor. Grupează combinaţii cu circa 40 de elemente chimice, în majoritatea metalice. În natură, cei mai frecvenţi oxizi şi hidroxizi sunt cei ai

fierului. În general, oxizi şi hidroxizi sunt minerale grele, melanocrate, cu luciu metalic sau semimetalic, cu durităti ridicate. Prezenţa în structura oxizilor a ionului oxidril sau al moleculei de apă va determina modificări în ceea ce priveşte gradul de coeziune al reţelei cristalizate.

Exemple: Magnetit – Fe3O4 (prezintă propietăţi magnetice), Hematit - Fe2O3, Goethit – FeO (OH), Limont – Fe2O3 × nH2O, Psilomelan – MnO × nH2O, Brucit Mg(OH)2, Corindon - Al2O3 (prezintă varietăti colorate alocromatic cu calităti de piatră semipreţioasă: rubin – roşu, safir – albastru, smarald oriental – verde, topaz oriental – galben) (Tabel 5).

Proprietăţi Oxizi şi Hidroxizi

MAGNETIT HEMATIT GOETHIT LIMONIT Formula chimică

Fe3O4 Fe2O3 FeO (OH) Fe2O3 × nH2O


[C] [3] [R] [amorf]

Habitus izometric tabular prismatic tabular

-

Duritate 5,5 – 6,5 5 - 6 5 – 5,5 2,7 – 4,3 Clivaj bun absent perfect absent

Spătură neregulată neregulată neregulată neregulată, concoidală

Culoare negru negru, cenuşiu

brun, negru ocru, galben

Culoarea urmei negru roşu – vişiniu

brun ocru, galben

Trasparenţă opac opac opac opac Luciu metalic metalic,

semimetalic adamantin mat

Tabel 5. Oxizi şi Hidroxizi


11

4. Halogenuri Clasa cuprinde minerale reprezantând săruri ale acizilor

halogenaţi (HF, HCl, HBr, HI) în combinaţie cu cationi metalici poziţionaţi în stânga sistemului periodic al elementelor (metale alcaline şi calco-alcaline). În general, sunt minerale uşoare, incolore sau colorate alocromatic, cu duritate mică şi solubilitate ridicată (excepţie - fluorurile).

Exemple: Halit (NaCl) – gust sărat, Silvină (KCl) – gust amar, Fluorină (CaF2) – fluorescent în spectru ultraviolet, etc. (Tabel 6).

Proprietăţi halogenuri

HALIT SILVINĂ FLUORINĂFormula chimică NaCl KCl CaF2


[C] [C] [C]

Habitus izometric izometric izometric Duritate 2 2 4 Clivaj perfect perfect perfect

Spătură concoidală neregulată concoidală Culoare incolor, alb,

colorat alocromatic

alb-cenuşiu, portocaliu,

incolor

incolor, violet, verde

Culoarea urmei incolor, alb incolor, alb incolor, alb Trasparenţă transparent,

translucid transparent, translucid

transparent, translucid

Luciu sticlos sticlos sticlos - adamantin

Tabel 6. Halogenuri 5. Carbonaţi

Clasa cuprinde mineralele reprezentând sărurile acidului carbonic (H2CO3) cu cationi mono- sau bivalenţi. În general, aceste minerale sunt solubile în ape cu un pH acid şi reacţionează relativ uşor cu

acizii. În urma acestor reacţii are loc înlocuirea anionului [CO3]2- sau [HCO3]- cu anioni mai tari (Cl-, [NO3]2-, [SO4]2-). Aceste reacţii au loc cu degajare de CO2 în efervescenţă.

Carbonaţii sunt minerale cu duritate medie (3-5), în majoritatea cazurilor incolore sau colorate alocromatic, cu un clivaj bun la perfect. Prezintă frecvent polimorfism (de exemplu: carbonatul de calciu (CaCO3) prezintă două forme cristalografice – aragonit şi calcit).

Exemple: Aragonit (CaCO3), Calcit (CaCO3), Dolomit (CaMg[CO3]2), Magnezit (MgCO3), Siderit (FeCO3), Rodocrozit (MnCO3) – culoare roz-roşu, Malachit (Cu2[CO3] (OH)2) – culoare verde, Azurit (Cu3[CO3]2 (OH)2) – culoare albastră, etc. (Tabel 7).

Proprietăţi Carbonaţi

ARAGONIT CALCIT DOLOMIT Formula chimică CaCO3 CaCO3 CaMg[CO3]2


[R] [3] [3]

Habitus prismatic, acicular,

fibros

izometric, prismatic,

tabular

izometric prismatic,

tabular Duritate 3,5 – 4 3 3,5 – 4 Clivaj bun perfect perfect

Spătură concoidală concoidală concoidală Culoare incolor, alb,

colorat alocromatic

incolor, alb, colorat

alocromatic

incolor, cenuşiu, brun

Culoarea urmei incolor, alb incolor, alb incolor, alb Trasparenţă transparent,

translucid transparent, translucid

transparent, translucid

Luciu sticlos sticlos - sidefos sticlos - sidefos Alte proprietăţi efervescenţă

violentă cu HCl efervescenţă

violentă cu HCl efervescenţă slabă cu HCl

Tabel 7. Carbonaţi


12

6. Sulfaţi Clasa grupează minerale reprezentând sărurile oxigenati ale

sulfului (cu anion [SO4]2-) la care se pot adăuga şi săruri ale unor anioni cu structură similară (cromaţi – anion [CrO4]2-; molibdaţi – anion [MoO4]2-; wolframaţi – anion [WO4]2-.

Această clasă cuprinde minerale cu duritaea scăzută, cu clivaj bun la perfect, în general incolore şi transparente. Sunt minerale relative uşor solubile, mai ales cei care conţin cationic momovalenţi. Frecvent pot forma reţele hidratate sau anhidre, în funcţie de geneză (de exemplu: sulfatul de calciu hidratat – Gips şi sulfatul de calciu anhidru – Anhidrit).

Exemple: Gips (CaSO4 × 2H2O), Anhidrit (CaSO4), Baritină (BaSO4), etc. (Tabel 8).

Proprietăţi

sulfaţiGIPS ANHIDRIT BARITINĂ

Formula chimică CaSO4 × 2H2O CaSO4 BaSO4 Sistem de cristalizare

[M] [3] [3]

Habitus tabular, prismatic, fibros

tabular, prismatic, izometric

tabular, lamelar

Duritate 2 3,5 3 - 3,5 Clivaj perfect perfect perfect/foarte bun

Spătură neregulată neregulată neregulată Culoare incolor, alb,

gălbui, roz, negru, etc.

incolor, alb, albastru, violet,

etc.

incolor, alb

Culoarea urmei alb alb alb Trasparenţă transparent,

translucid transparent transparent,

translucidLuciu sticlos, mătăsos,

sidefos sticlos, sidefos sticlos -

adamantin Tabel 8. Sulfaţi

7. Fosfaţi Clasa grupează sărurile acidului ortofosforic (H3PO4) şi sărurile

cu anioni comparabili cu [PO4]3-, respective arseniaţi (anion - [AsO4]3-) şi vanadaţi (anion - [VO4]3-). Cel mai cunoscut mineral al acestei clase este apatitul - Ca5(PO4)3(OH,F). Fosfaţii sunt dificil de identificat macroscopic, mai ales în cadrul rocilor sedimentare, unde formează agregate colomorfe împreună cu alţi fosfaţi sau sunt diseminaţi. 8. Silicaţii

De departe, silicaţii reprezintă cel mai important de minerale, însumând circa o treime din numărul total al mineralelor existente şi circa 75% din greutatea scoarţei terestră. Majoritatea rocilor au în compoziţia lor silicaţi.

Teoretic, silicaţii ar reprezenta săruri al acidului silicic (H4SiO4), dar acest acid este virtual. Acest acid este cunoscut decât sub formă de săruri (silicaţi).

Din punct de vedere chimic, silicaţii se bazează pe un număr mic de cationi, dar prezintă o mare variabilitate dată de extinderea fenomenului de izomorfism şi de structura spaţială foarte complexă a reţelelor cristalizate.

GRUPAREA [SIO4]4-, care constitue

baza tuturor silicaţilor, este dată de legătura covalentă dintre un ion de siliciu şi patru ioni de oxigen, într-o configuraţie de tetraedrică. fiecare tetraedru sio4 este un anion cu patru sarcini disponibile, pe care le poate contrabalansa fie prin legături cu diverşi cationi (Na+, K+, Ca2+, Mg2+, etc), fie prin legături cu alte tetraedre de Sio4, legături realizate prin intermediul oxigenului.


13

Clasificarea silicaţilor Deşi numărul elementelor care intră în compoziţia silicătilor este

relativ scăzut, posibilităţile de combinate a lor sunt foarte numeroase, ducând la formarea unui număr mare de minerale.

Sistematica silicaţilor are la bază modul de combinare a tetraedrilor de [SiO4]4- (Fig. 4). Astfel, au fost separate 7 subclase: nezosilicaţi, sorosilicaţi, nezo-sorosilicaţi, inosilicati, filisilicaţi şi tectosilicaţi. De subliniat faptul că, chiar dacă macroscopic aceste structuri reticulare nu pot fi remarcate, proprietăţile fizice induse de reţeaua cristalizată permit, în anumite limite, încadrarea macroscopică în subclase.

Figura 4. Structuri reticulare ale silicaţilor: 1- tetraedri izolaţi (nezosilicaţi); 2 – tetraedri în structuri inelare (ciclosilicaţi); 3 – tetraedri în lanţuri simple (inosilicaţi – piroxeni); 4 – teraedri în lanţuri duble (inosilicaţi – amfiboli); 5 – tetraedri în reţele plane infinite (filosilicaţi) Nezosilicaţi

Reprezintă silicaţii cu grupări tetraedrice [SiO4]4- izolate, legare în reţea numai prin intermediul cationilor metalici (Fig. 4.1).

În general, formează compuşi cu cationic grei (Mg2+, Ca2+, Fe2+, Fe3+, Ti4+), adesea în serii izomorfe. Datorită izomorfismului, macroscopic sunt dificil de apreciat speciile minerale, de aceea se vor

prezenta grupe de minerale cu proprietăţi comune (de exemplu: grupa granatului, grupa olivinei, grupa distenului). Frecvent, nezosilicaţii apar sub formă de cristale idiomorfe. Sunt minerale cu duritate ridicată (6 - 7 scara lui Mohs) şi cu clivaj slab sau absent.

Exemple: Olivină: (Mg, Fe)2 [SiO4], Granat: X32+ Y2

3+ [SiO4]3 – unde: X2+ = Ca, Mg, Fe, iar Y2

3+ = Al, Fe, Cr), Disten: Al[SiO4]O, Cloritoid (Tabel 9).

Sorosilicaţi

Minerale silicatice care prezintă o reţea formată din doi teraedri [SiO4]4- care îşi pun în comun un atom de oxigen, rezultând gruparea anionică [Si2O7]6- în legătură cu cationi de Ca2+, Fe2+, Al3+.

Proprietăţi

Nezosilicaţi OLIVINĂ GRANAT

Formula chimică (Mg, Fe)2 [SiO4] X32+ Y2

3+ [SiO4]3


[R] [C]

Habitus prismatic izometric Duritate 7 6,5 – 7,5 Clivaj slab absent

Spătură concoidală neregulată/concoidală Culoare verde, uneori galgen

sau alb când este alterată

variabilă: galben, roşu, brun, verde, negru

Culoarea urmei incolor alb, uneori slab colorat Trasparenţă transparent, translucid transparent

Luciu sticlos, gras sticlos, gras Tabel 9. Silicaţi - Nezosilicaţi


14

Nezo-sorosilicaţi Sunt silicaţi cu o grupare anionică mixtă a tetraedrilor de [SiO4]4-.

Astfel, o parte din tetraedri sunt izolaţi, iar alţii formează perchi de câte doi. Formula grupării anionice a nezo-sorosilicaţilor va fi [SiO4][Si2O7]. Se mai poate remarca prezenţa unor grupări anionice suplimentare de O şi (OH)- .

Sunt minerale cu un habitus prizmatic, clivaj perfect şi duritate ridicată. Adesea, aceste minerale sunt grupate în agregate microgranulare. Dimensiunile foarte mici ale acestor minerale face practice imposibil studiul lor macroscopic.

Exemplu: Epidotul – Ca2FeAl2 [Si2O7] [SiO4] (OH, O). Ciclosilicaţi

Aceste minerale prezintă următoarea structură: un teraedru de [SiO4]4- se leagă de alţi doi tetraedri prin câte un colţ, determinând formarea unor inele care pot conţine un număr diferit de tetraedri (3, 4, 5 sau 6) (Fig. 4. 2). Formula standard a anionului este [SinO3n]2n-. Sunt minerale cu un habitus prismatic, acicular sau fibros, foarte rar izometric, cu un clivaj slab la bun şi duritate ridicată.

Exemple: Beril – Be3Al2 (Si6O18), Turmalină – Borosilicat de Na, Ca, Mg, Fe, Mn, Al. Inosilicaţi

Minerale silicatice formate din asocierea teraedrilor [SiO4]4- în lanţuri infinite, simple sau duble, această diferenţă stă la baza clasificării structurale a inosilicaţilor.

Inosilicaţii ce prezintă lanţuri infinite simple se numesc PIROXENI, iar cei ce prezintă lanţuri duble infinite se numesc AMFIBOLI (Fig. 4. 3 şi 4. 4).

PIROXENI Reprezintă minerele silicatice în care fiecare tetraedru de [SiO4]4-

al lanţului îşi pune în comun 2 atomi de oxigen, iar oxigeni rămaşi liberi se leagă de diverşi cationi (Ca2+, Na+, K+, Fe2+, Fe3+, Al3+, Ti4+)(Fig. 4. 3). Formula generală a anionului este [SiO3] n

2- sau [SinO3n]2n-. Sunt minerale ce prezintă un habitus scurt prismatic, adeasea cu cristale izomorfe. Prezintă un clivaj bun, transversal pe direcţia de alungire. În ceeea ce priveşte culoare, piroxeni sunt minerale melanocrate (închise la culoare). Frecvent formează serii izomorfe.

Exemple: Enstatit – (Mg,Fe)2[Si2O6], Jadeit - NaAl[Si2O6], Augit – (Ca, Mg, Fe2+, Fe3+, Ti, Al)[(Al,Si)2O6](Tabel 10).

Un grup particular de inosilicaţi cu lanţuri infinite simple îl

reprezintă PIROXENOIZI, în care periodicitatea reţelei anionice este mai mare decât 2, deoarece aceste minerale adiţionează cationi bivalenţi cu rază ionică mare (Ca2+, Mn2+, Fe2+). Gruparea anionică devine [Si3O9] 6- sau [SinO3n]6-.

Exemplu: Wollastonit - CaSiO3, Rodonit – (Mn, Fe, Ca)SiO3 (Tabel 10) AMFIBOLI

Reprezită minerele silicatice formate prin unirea a două lanţuri simple de tip piroxen, legate între ele din 2 în 2 tetraedri [SiO4]4- prin intermediul unui atom de Oxigen (Fig. 4. 4). Astfel, jumătate din teraedri lanţului dublu au atomii de oxigen legaţi de alţi doi tetraedri şi 2 atomi de oxigen nelegaţi, atomi ce se vor lega de diverşi cationi (Ca2+, Na+, K+, Fe2+, Fe3+, Al3+, Ti4+). Formula generală a grupării anionice este ([Si4O11]6-)n. datorită structuri de lanţ dublu, amfiboli pot adiţiona ioni suplimentari [OH]- sau F-. În unele cazuri, Si4+ din cadrul grupării anionice poate fi substituit de Al3+.


15

Amfiboli sunt minerale ce prezintă un habitus lung prismatic, acicular sau fibros, adeasea cu cristale izomorfe. Prezintă un clivaj bun până la perfect, paralel cu feţele alungite de prizmă. În ceeea ce priveşte culoare, amfiboli sunt minerale melanocrate (închise la culoare). La fel ca şi piroxeni, frecvent prezintă serii izomorfe.

Exemple: Tremolit – Ca2(Mg,Fe)5[Si4O11]2(OH)2; Horblendă comună – (Ca,Na,K)2-3(Mg,Fe2+,Fe3+,Al3+)5[(Al,Si)2Si6O22](OH,F)2 (Tabel 10).

Proprietăţi

inosilicaţi PIROXENI PIROXENOIZI AMFIBOLI

AUGIT WOLLASTONIT HORNBLENDA COMUNĂ

Formula chimică

(Ca, Mg, Fe2+, Fe3+,Ti,Al) [(Al,Si)2O6]

CaSiO3 vezi text


[M] [T] [T]

Habitus scurt prismatic lung prismatic prismatic, lung prismatic

Duritate 5,5 - 6 4,5 - 5 5 - 6 Clivaj bun perfect bun

Spătură concoidală/ neregulată

geometrică geometrică

Culoare verde sau brun pal la verde

sau brun închis, negru

alb cenuşiu

negru verde închis

Culoarea urmei

negru-verzui alb neagră

Trasparenţă translucid/opac transparent/translucid translucid/opacLuciu sticlos sticlos, mătăsos sticlos

Tabel 10. Silicaţi - Inosilicaţi

Filosilicaţi Această subclasă cuprinde minerale a căror structură este

reprezentată de reţele tetraedrice planare infinite, cu ochiuri hexagonale, formate prin legarea teraedrilor de [SiO4]4- între ei prin câte 3 atomi de oxigen coplanari (aflaţi în acelaşi plan). Ioni de oxigen apicali sun îndreptaţi în acelaşi sens (Fig. 4. 5). Formula grupării anionice este [ Si4O10]. Cationi, legaţi de oxigenul rămas liber, sunt foarte diferiţi (Na+, K+, Ca2+, Fe2+, Fe3+, Al3+, etc.). Această structură planară a filosilicaţilor se reflectă şi în anumite proprietăţile, cum ar fi: habitusul care întotdeauna este tabular – foios – lamelar, iar clivajul este perfect, paralel cu planele anionice infinite.

Filosilicaţii prezintă compoziţii chimice foarte complexe, date de posibilitatea substituirii ionilor de Si cu cei de Al şi de posibila prezenţă în cadrul reţelei a ionilor de (OH)-. Sistematica filosilicaţilor este complexă, în cele mai multe cazuri determinarea mineralelor fiind posibilă numai prin analize de laborator. În general, determinările macroscopice se pot realiza pe baza unor criteri mai mult sau mai puţin empirice, dar care sunt suficiente pentru o identificare rapidă în condiţii de teren.

- Grupa TALCULUI – cuprinde minerale de dimensiuni foarte mici (nu pot fi văzute cu ochiul liber), adesea în agregate compacte, de culoare deschisă. Exemple: Talc – Mg6[Si8O20](OH)4, Pirofilit – Al6[Si8O20](OH)4 (Tabel 11).

- Grupa SERPENTINELOR – cuprinde minerale ce formează agregate compacte ce culori ce variază de la alb-cenuşiu la negru-verzui. Prezintă 2 varietăţi de habitus, lamelar pentru Antigorit şi fibros pentru Crizotil (=Azbest). Dezvoltarea exterm de mică a acestor cristale face uneori imposibil observarea anumitor caractere (de exemplu: clivajul, uneori chiar habitusul). Exemple: Antigorit şi Crizotil - Mg6[Si4O10](OH)8 (Tabel 11).


16

- Grupa MICELOR – grup complex, izomorf de alumo-silicaţi de K, Al, Mg şi Fe, cu numeroase varietăţi cationice şi cu adaosuri anionce de tip (OH)-. Habitusul este tabular-foius, cu clivaj perfect. Exemple: Muscovit (=Mica albă) – K2Al4[Al2Si6O20](OH,F)4, Sericit – varietate microcristalină a Muscovitului, Biotit (=Mica neagră) – K2(Mg,Fe)6-4[Al2-3Si6-5O20]O0-2(OH,F)4-2 (Tabel 11).

- Grupa CLORITELOR – cuprinde minerale cu structuri asemănătoare micelor, dar cu o compoziţie mult mai complexă. Aceste minerale prezintă culori de verde, negru-verzui. Exemplu: Clorit – (Mg, Fe)10Al2[(Al,Si)8O20](OH)16, Chamosit – (Fe2+,Mg)4-

6(Fe3+,Al)1-4[(Si2-8Al1-2)O10](OH)8 (Tabel 11). - Grupa MINERALELOR ARGILOASE – cuprinde minerale cu

structuri şi compoziţii diferite. Acestă grupă cuprinde minerale submicroscopice (reţeaua cristalizată poate fi identificată prin difracţie a raxelor X – XRD). Mineralele argiloase sunt hidrofile, au capacitatea de a reţine apa în cadrul reţelei cristalizate, urmată de gonflare, de creştere a plasticităţii. La temperatură normală, procesul este reversibil.

Formula chimică generală X2Y4-6 [(Si,Al)8O20](OH)8 × n H2O unde X = Na, K, Ca, iar Y = Fe2+, Mg, Fe3+, Al. Exemple: Caolinit, Illit, Smectit. (Tabel 11).

Proprietăţi

Filosilicaţi GRUPA

TALCULUI GRUPA

SEPTENTINEI GRUPA

MICELOR GRUPA

CLORITELOR

GRUPA MINERALELOR

ARGILOASE TALC CRIZOTIL MUSCOVIT BIOTIT CLORIT CAOLINIT

Formula chimică Mg6[Si8O20] (OH)4

Mg6[Si4O10](OH)8 K2Al4[Al2Si6O20](OH,F)4 K2(Mg,Fe)6-4 [Al2-3Si6-5O20]O0-2

(OH,F)4-2

(Mg,Fe)10Al2 [(Al,Si)8O20](OH)16

X2Y4-6 [(Si,Al)8O20] (OH)8 × n H2O

Sistem de cristalizare [M] [M] [M] [M] [M] [M/T] Habitus tabular, foios fibros lamelar lamelar tabular, foios foios Duritate 1 3,5 - 4 2,5 - 4 2,5 - 3 2 – 3 2 – 2,5 Clivaj perfect perfect perfect perfect perfect perfect

Spătură neregulată concoidală/ aşchioasă

neregulată neregulată neregulată neregulată

Culoare alb, cenşiu-gălbui

alb-cenuşiu incolor brun, negru verde, negru-verzui

alb, alb-gălbui

Culoarea urmei alb incolor incolor incolor alb, verde pal alb Trasparenţă translucid translucid transparent transparent transparent translucid

Luciu ceros, gras mătăsos sticlos sticlos sidefos mat microscopic microscopic ultramicroscopic

Tabel 11. Silicaţi - Filosilicaţi


17

Tectosilicaţi Această subclasă cuprinde mineralele silicatice cu o reţea

cristalizată tridimensională, reţea formată prin legarea tetraedrilor de [SiO4]4- între ei prin toţi cei 4 atomi de oxigen. Astfel, teoretic nu mai există nici un atom de oxigen liber sa adiţioneze cationi, dar fecvent, ionii de Si sunt substituiţi de cei de Al. Astfe, apare posibilitatea adiţionări de cationi cu raze ionice mari (K+, Na+, Ca2+, Ba2+). Tectosilicaţii pot prezenta şi grupări anionice suplimentare (F-, Cl-, [OH]-, [SO4]2-), iar zeoliţi prezintă molecule de apă slab legate.

- Grupa FELDSPATILOR. Feldspaţii sunt alumosilicaţi de K, Na şi/sau Ca, saturaţii în silice. Frecvent formează serii izomorfe cu miscibilitate totală la acelaşi tip de reţea cristalizată.

Clasificarea felspaţilor, urmărind criteriul compoziţional: 1) Feldspaţi Potasici – Ortoza, Microclin – prezintă aceeaşi formulă chimică K[AlSi3O8], dar sisteme de cristalizare diferită, [M}, respectiv, [T] şi 2) Felspaţi Calco-sodici – Albit - Na[AlSi3O8]; Anortit - Ca[AlSi3O8] (Tabel 12).

Feldspaţii sunt minerale foarte bine reprezentate în cadrul rocilor magmatice şi metamorfice. Aceste minerale, ajunse în domeniul exogen, se alterează relativ rapid.

- Grupa FELDSPATOIZI Dacă feldspaţii sunt minerale saturate în silice, feldspatoizii sunt

minerale subsarurate în silice. Feldspatoizii prezintă adesea culori specifice (de exemplu: Nefelin – cenuşiu de nor, Sodalit – albastru-indigo). Aceste minerale sunt întâlnite numai în cadrul roci magmatice. Exemple: Nefelin – Na3K[Al4Si4O16]; Sodalit – Na8[Al6Si6O24]Cl2.

- Grupa ZEOLITILOR – sunt alumosilicaţi de Ca, Na, rar Mg şi K, care prezintă molecule de apă slab legate. Datorită acestor legături slabe, zeoliţi permit cedarea şi recuperarea apei fară a distruge reţeaua cristalizată. Zeoliţii, permit şi un schimb cationic permanent

cu mediul exterior, în funcţie de ph-ul apei, razele ionice ale cationilor şi temperatură. Acestă proprietate le conferă calităţi favorabile de utilizare ca filtre schimbători de ioni. Aceeaşi zeoliţi, au proprietatea de a reţine apa, gazele şi diferite molecule organice sau anorganice.

Grupa SILICEI (SiO2). Grupa este formată din reţele de

tectosilicat compacte, alcătuite din tetraedri [SiO4]4-, fără substituţii ionice, deci sunt alcătuite exclusiv din Si4+ şi O2-. Formula chimică SiO2 este comparabilă cu a unui oxid, dar structura reţelei î-l încadrează la subclasa tectosilicaţilor. Grupa cuprinde minerale formate în condiţii de geneză diferite. Cele mai frecvente minerale ale acestei subclase sunt: cuarţul, calcedonia şi opalul (Tabel 13).

Proprietăţi

tectosilicaţi FELDSPAŢI POTASICI

FELDSPAŢI CALCO-SODICI

Formula chimică

K[AlSi3O8] Albit - Na[AlSi3O8] Anortit - Ca[AlSi3O8]


[M] – Ortoză [T] - Microclin

[T]

Habitus prismatic prismatic Duritate 6 – 6,5 6 – 6,5 Clivaj perfect perfect

Spătură neregulată/concoidală neregulată/concoidală Culoare roz deschis, roşu (Ortoză)

alb-cenuşiu, alb-verzui (Microclin)

alb – gălbui negru-verzui

negru Culoarea urmei incolor incolor

Trasparenţă translucid translucid Luciu sticlos sticlos, sidefos

Tabel 12. Silicaţi – Tectosilicaţi – Feldspaţi


18

Cuarţul prezintă un habitus izometric până la prizmatic, de obicei sub forma unor cristale bipiramidate. Calcedonia reprezintă o varietate a cuarţului criptocristalină (= dimensiuni mici ale cristalelor, dar vizibile cu ochiul liber). Ambele variatăţi sunt lipsite de clivaj, au duritate ridicată (7 – scara lui Mohs), spărtura este concoidală.

Proprietăţi tectosilicaţi

GRUPA SILICEI CUARŢ CALCEDONIE OPAL

Formula chimică

SiO2 SiO2 SiO2 × n H2O


[3] [3] [amorf]

Habitus izometric - prismatic

prizmatic

Duritate 7 7 7 Clivaj absent absent absent

Spătură concoidală concoidală concoidală Culoare incolor sau

divers colorat alocromatic

incolor sau divers colorat

alocromatic

divers colorată

Culoarea urmei incolor alb incolor Trasparenţă transparent translucid translucid

Luciu sticlos răşinos, gras gras, sticlos Tabel 13. Silicaţi – Tectosilicaţi – grupa Silicei

În general, sunt minerale incolore, dar pot prezenta şi varietăţi

colorate alocromatic, atunci aceste varietăţi devin pietre semipreţioase. Varietăţile colorate ale cuarţului: ametist (violet), morion (negru), citrin (galben), prasen (verde), aventurin (roşu). Sunt considerate pietre semipeţioase şi varietăţile incolore -transparente ale cuarţului – cristal de stâncă. Calcedonia, după

culoare şi aspect, poartă denumiri diferite, şi anume: carneol (roşie), sardonix (brună sau roşie), agat (zone paralele de diferite culori), onix (benzi regulate concentrice), varietăţile estetice fiind utilizate ca pietre semipreţioase.

Opalul, este amorf, conţine apă în proporţii variabile. Poate fii incolor sau divers colorat datorită anumitor impurităţi. Varietăţile estetice pot fi utilizate ca pietre semipreţioase. Mineralele în crusta terestră

În momentul de faţă se cunosc mai mult de 3000 de specii minerale (numărul lor este în continuă creştere), dar dintre acestea doar aproximativ 20 sunt foarte frecvente, şi doar 9 dintre acestea ajung să constitue 95% din crusta terestă. Cele 9 minerale fac parte din clasa silicaţilor. Acestea la fel ca şi toate celelalte minerale pot fi divizate în două grupe principale: minerale felsice şi mafice.

Mineralele mafice au în constituţia silicaţilor elemente grele, dominate de fier şi magneziu. În compoziţia acestora intră deci: Mg, Fe, Ca, Al, SiO2. Exemple de minerale mafice: Olivina, Hornblenda, Augit, Biotit, Feldspat calco-sodic (Anortit). Aceste minerale au în general culori închise (mai puţin Anortitul) şi sunt formate prin procese magmatice de diferenţiere a materialului provenit direct din mantaua superioară. Gabbrourile şi bazaltele sunt constituite majoritar din acest tip de minerale.

Mineralele felsice au un procent redus de elemente grele, respectiv un procent ridicat de elemente uşoare precum Al, K, Si, O. Exemple de minerale felsice: Cuaţ, Feldspatul potasic (Ortoză, Microclin), Feldspatul calco-sodic (Albit), Muscovit. Mineralele felsice prezintă culori deschise şi sunt formate tot prin procese magmatice de diferenţiere, însă de data aceasta a materialului din crustă. Ele sunt constituentul rocilor granitice şi riolitice.


19

- ELEMENTE DE PETROLOGIE -

PETROLOGIA (gr. petra – piatră, logos – discurs, vorbire) – ramura geologiei care se ocupă cu studiul rocilor (corpuri petrografice = litoni) si al proceselor prin care acestea se formează. ROCILE - sunt agregate naturale de minerale. Practic crusta terestră este integral alcătuită din roci, formate în condiţii şi prin procese geologice foarte variate. Analizând mineralele constituente putem denumi o rocă, iar analizând mai departe o succesiune de roci putem aprecia condiţiile şi procesele de formare ale rocilor (Fig. 5). Rocile sunt divizate în trei mari categorii funcţie de originea lor: roci magmatice, roci metamorfice, roci sedimentare.

Acesta clasificare este realizată în funcţie de natura proceselor petrogenetice fundamentale care generază rocile. Astfel, rocile magmatice şi metamorfice sunt generate de procesele endogene care sunt legate de caracteristicile interne ale Pământului. Rocile sedimentare sunt generate de procesele exogene de interactiune dintre învelişurile externe ale Pământului şi partea superficială a litosferei. Roci magmatice care sunt compuse dim minerale care au cristalizat din topituri fierbinţi numite magme. Această categorie include rocile formate prin activităţi vulcanice la suprafaţa scoarţei terestre şi pe cele formate în interiorul scoarţei la diverse adâncimi Roci sedimentare formate prin acumularea şi litificarea materialului clastic provenit din dezagregarea şi alterarea rocilor preexistente sub influenţa factorilor externi. Tot aici sunt incluse şi rocile formate pe cale chimică sau organică în mediile de la suprafaţa scoarţei terestre. Roci metamorfice sunt derivate din roci preexistente (magmatice, sedimentare sau chiar metamorfice) care au fost supuse temperaturilor şi/sau presiunilor mai ridicate decât cele de formare iniţială.

Figura 5. Cum se combină atomii pentru a forma rocile (dupa Press & Siever, 1982)


20

Fiecare grup major de roci prezintă o serie proprietăţi fizice

şi chimice care sunt mai mult sau mai puţin variabile in funcţie de mineralele din care sunt alcătuite rocile. Stabilirea originii rocilor şi clasificarea fiecărui grup major de roci se realizează în funcţie de compoziţia mineralogică si caracteristicile structurale şi texturale (Fig. 6).

- Compoziţia mineralogică – se referă la categoriile

minerale care intră în alcătuirea rocii respective; - Structura (lat. structura – clădire) – se referă la gradul de

cristalizare al mineralelor care intră în alcătuirea rocii, la dimensiunile relative şi absolute ale granulelor minerale si la forma componentelor minerale;

- Textura (lat. textura – ţesere, pânză, împletire) – se referă

la modul de aranjare, de distribuţie spaţială a componentelor minerale în cadrul edificiului petrografic, reprezentat prin rocă.

Gru

pe m

ajor

e de

roc

i Roci magmatice

Roci sedimentare

Roci metamorfice

Com

poziţie

m

iner

alog

ică

Tipul de magmă (compoziţia chimică a magmei)

Originea rocilor iniţiale supuse actiunii proceselor exogene.

Tipul factorilor de metamorfism

Stru

ctură

+ T

extu

ră

Modul de cristalizare şi locul de consolidare al magmei. Condiţiile mecanice în care s-a produs consolidarea magmei

Evoluţia şi succesiunea proceselor exogene

Intensitatea factorilor de metamorfism în funcţie de locul de desfăşurarea al proceselor metamorfice

Prez

enţa

fo

sile

lor

Datarea relativă a stratelor de roci sedimentare şi indicaţii cu privire la FLM al medului depozitional

Figura 6. Indicaţii obţinute prin studiul compoziţiei mineralogice, a structurii si texturii rocilor in functie de originea acestora

(modificata dupa Press & Siever, 1982)


21

ROCI MAGMATICE1

1 Textul şi imagile din acest capitol au fost compilate şi prelucrate după: Damian, 2001; Dragomir şi Androhovici, 1995; Mareş, Mărunţiu, Alexe, Şeclăman, 1983; Press & Siever, 1982.

Rocile magmatice – sunt roci endogene, produse ale consolidării magmelor. MAGMELE – sunt topituri naturale de silicaţi care conţin în soluţie sau în suspensie o fază gazoasă (substanţe volatile: H2O, CO2, H2S) şi o fază solidă (minerale deja formate). Consolidarea magmelor se poate produce în condiţii abisale, plutonice (în rezervoarele magmatice sau în condiţii filoniene), în condiţii subvulcanice sau chiar la suprafaţă, atunci când topiturile magmatice sun expulzate la exterior, situaţie în care ele sunt denumite LAVE. În funcţie de compoziţia chimică iniţială a magmelor si de locul şi condiţiile de consolidare, rocile magmatice prezintă o anumită

compoziţie mineralogică şi anumite caracteristici structurale şi texturale. COMPOZIŢIA MINERALOGICĂ - minerale care intră în alcătuirea rocilor magmatice se pot grupa în doua categorii:

- minerale primare – formate în timpul procesului de consolidare a topiturilor;

- minerale secundare – formate ulterior consolidarii rocilor prin transfomarea mineralelor primare sau în urma circulaţiei unor soluţii postmagmatice; se pot depune în spaţiile intregranulare libere sau în fisuri.

Mineralele

rocilor magmatice

Minerale primare

Minerale principale (exista în proporţii diferite şi conferă

specificul rocilor care le conţin)

MAFICE

(melanocrate)

Olivine (Ol) Piroxeni (Px) Amfiboli (Am) Biotit (Bi)

FELSICE (leucocrate)

Fedspaţi alcalini (A) Feldspaţi plagioclazi (P) Silice (Q) Muscovit (Mu)

Minerale accesorii (apar in proporţii reduse şi nu afectează

diagnosticul rocilor)

Turmalina, Beril, Zircon, Granaţi, Magnetit, Sulfuri, etc.

Minerale secundare Minerale argiloase, oxizi şi hidroxizi de Fe, Serpentine, Clorite, Silice, Carbonaţi, Sulfaţi, etc.


22

STRUCTURILE ROCILOR MAGMATICE A. După gradul de cristalizare (se observă macroscopic)

HOLOCRISTALINE (gr. holos = întreg)

-roci intregral cristalizate-

HIPOCRISTALINE (gr. hipo = mai puţin, slab)

= HEMICRISTALINE (gr. hemi = jumătate) - componentele sunt parţial cristalizate, parţial amorfe-

VITROASE (lat. vitrum = sticlă) = HIALINE (gr. hialos = sticlă)

= AMORFE (gr. a = fără, morphos = formă) - roca este formată dintr-o masă amorfă, necristalizata-

B. După dimensiunile absolute ale cristalelor (se observă macroscopic)

FANERITICE (gr. faneros = evident)

- diametrul cristalelor mai mare de 0,1mm, cristalele sunt vizibile

macroscopic -

AFANITICE - diametrul cristalelor mai mic de 0,1 mm, cristalele sunt invizibile macroscopic, critalele sunt în stare criptocristalină (gr. kriptos =

ascuns) sau amorfă


23

STRUCTURILE ROCILOR MAGMATICE

C. După dimensiunile relative ale cristalelor (se observă macroscopic) ECHIGRANULARE

- cristalele au aproximativ acelaşi ordin de mărime -

INECHIGRANULARE - cristalele cu ordine de mărime

diferite - Caz particular – PORFIRICĂ – cu FENOCRISTALE (cristale de dimensiuni mari) şi o MASĂ FUNDAMENTALĂ (PASTĂ) cu cristale microgranulare sau amorfă.

D. După forma exterioară a cristalelor (se observă microscopic) PANIDIOMORFE (gr. pan = toată lumea)

- toate cristalele sunt idiomorfe -

PANXENOMORFE - toate cristalele sunt xenomorfe -

HIPIDIOMORFE - cu cristale idiomorfe şi xenomorfe -


24

TEXTURILE ROCILOR MAGMATICE A. După organizarea spaţială a componentelor minerale B. După gruparea preferenţială a unor minerale

în diferite zone din masa rocii (se observă prin diferenţieri de culoare):

MASIVE (NEORIENTATE)

- componentele au poziţii aleatorii -

ORIENTATE-- o parte dintre componente (de obicei cele cu habitus alungit sau apaltizat) se orientează după o direcţie perefernţială (sensul de curgere al magmei); caz particular – texturi FLUIDALE

Textura ORBICULARĂ

- ORBICULARE – pături concentrice de minerale mafice şi felsice

C. După gradul de umplere a spaţiului:

Textura VACUOLARĂ (SCORIACEE)

VACUOLARE – masa rocii prezintă goluri numeroase, cu mărimi şi forme diferite; SCORIACEE (variantă a texturii vacuolare; lat. scoria = zgură) – în masa rocii apar numerose goluri de degazeificare;

Textură PERLITICĂ

PERLITICĂ – în cazul sticlelor vulcanice se produce exfolierea după suprafeţe concentrice.


25

CONDIŢII DE FORMARE A ROCILOR MAGMATICE

Condiţii de consolidare Roci formate Figura 7. Structuri vulcanice şi plutonice şi rocile asociate acestora (modificat după Press & Siever, 1982)

- în zone foarte adânci (abisale sau plutonice), adică în rezervoarele magmatice iniţiale (sau acumulări echivalente), unde răcirea se face foarte lent, sub presiune cu deplasări nesemnificative ale magmei

- se formeaza roci plutonice (abisale) cu structuri holocristaline, faneritice, panxenomorfe sau hipidiomorfe şi texturi masive, compacte (Granit, Granodiorit, Sienit, Gabrou, Hornblendit, etc.)

- în zonele periferice ale rezervorului magmatic (în sistele de fisuri), în condiţiile unui conţinut ridicat în substanţe volatile

- se formeaza roci filoniene (Pegmatite, Lamprofire) cu structuri holocristaline, faneritice, cu minerale ce pot atinge dimensiuni foarte mari.

- în zonele periferice ale sistemelor filoniene, în condiţiile unui conţinut redus în componente volatile

- se formează roci filoniene cu structuri holocristaline, faneritice, microcristaline, panxenomorfe, cu conţinut predominant fesic (Aplite)

- în condiţii subvulcanice (datorită deplasării topiturilor spre suprafaţă), viteza de răcire se măreşte

- se formează roci subvulcanice cu structuti hipocristaline (de obicei porfirice), cu fenocristale şi masa fundamentala holocristalină, afanitică sau vitroasă, cu texturi orientate, fluidale şi / sau vacuolare (Porfir, Diabaz, Riolit, Dacit, Andezit, Bazalt).

- în condiţii vulcanice, prin revărsarea topiturilor la suprafaţă (LAVE), subaerian sau subacvatic, consolidarea se produce brusc

- se formeză roci vulcanice, cu structuri vitroase şi texturi orientate (Sticle vulcanice, Scorii)


26

CLASIFICAREA ROCILOR MAGMATICE Clasificarea rocilor magmatice se realizează în funcţie de criteriul mineralogic şi în funcţie de criteriul structural (Tab.14). Criteriul mineralogic ia în consideraţie proporţiile în care sunt perezente în rocă mineralele principale (Fig. 8), iar criteriul structural ne oferă indicaţii cu privire la condiţiile şi locul de consolidare. În funcţie de criteriul mineralogic, rocile magmatice sunt grupate în patru familii, iar în cadrul fiecărei familii, se separă mai multe tipuri generalizate de roci, pe baza criteriului structural. - Un alt criteriu de clasificare (utilizat în literatura mai veche, dar pe care îl considerăm util din punct de vedere didactic) este reprezentat prin aprecierea conţinutului în silice (SiO2), denumit ca aciditate. Astfel, rocile magmatice pot fi:

- ACIDE (roci suprasaturate în SiO2, astfel încât după formarea silicaţilor rămâne suficientă silice pentru a forma cuarţ); - INTERMEDIARE (saturate cu SiO2, însă insuficient pentru a forma cuarţ); - BAZICE (subsaturate în silice); - ULTRABAZICE (sărace în silice).

Figura 8. Separarea familiilor de roci magmatice în functie de criteriul mineralogic

(modificat după Press & Siever, 1982) În cazul rocilor fanerirtice este posibilă estimarea macroscopică a compoziţiei mineralogice (cu un grad destul de mare de certitudine), însă în cazul rocilor afanitice, compoziţia mineralogică este mult mai greu de precizat macroscopic. În acestă situaţie, încadrarea la un adintre cele patru familii se realizeaza prin criterii subiective, cum ar fi cele legate de culoarea rocii (de exemplu: culoarea mai descchisă ar indica un conţinut mai mare de minerale felsice, iar culoare mai închisă indică un conţinut mai mare de minerale mafice).


27

STRUCTURI

Zona de formare

TIPURI DE ROCI MAGMATICE

AFA

NIT

ICE

V

ITR

OA

SE

VULCANIC

S T I C L E V U L C A N I C E, S C O R I I

Observaţie: Sticlele riolitice pot avea denumiri speciale în funcţie de conţinutul în apă şi în funcţie de aspect. De exemplu: Obsidian, Pechstein, Perlit, Piatră Ponce.

HIP

O-

CR

ISTA

LIN

E

SU

BV

ULC

AN

IC

RIOLIT

DACIT TRAHIT ALCALIN

TRAHIT

FONO- LIT

ANDEZIT

BAZALT

PORFIR CURŢIFER

PORFIR

PORFIRIT

MELAFIR (DIABAZ)

FAN

ERIT

ICE

H

OLO

CR

ISTA

LIN

E FILONIAN

A P L I T E

P E G M A T I T E

LAMPROFIRE

PLUTONIC

GRANIT

GRANO- DIORIT

SIENIT ALCA-

LIN

SIENIT

SIENIT FOIDIC

DIORIT

GABBROU

PLA

GIO

-C

LAZI

T

PE

RID

OTI

T

DU

NIT

PIR

OX

ENIT

HO

RN

- B

LEN

DIT

STRUCTURI

Minerale definitorii

A, Q, P, + Mu, + MBi,Am

P, Q, A, + Mu,

+MBi,Am

A

A, P

A, F

P (An<50%)

M + Q

P (An>50%)

M

P

MOl, Px

MOl

MPx

MAm

FAMILII GRANITOIDE SIENITOIDE GABBROIDE ULTRAMAFITE Conţinut în SiO2 ACIDE

> 65% INTERMEDIARE

65 - 52% BAZICE 52 - 42%

ULTRABAZICE < 42%

Tabel 14. CLASIFICAREA SCHEMATICĂ A ROCILOR MAGMATICE (modificată după Dragomir şi Androhovici, 1995)


28

EXEMPLE DE ROCI MAGMATICE

Granit – rocă plutonică , faneritică alcătuită predominant din cuarţ, feldspaţi alcalini şi proporţii reduse de minerale mafice.

Riolit – roca vulcanică afanitică formată în principal din cuarţ, fedspat alcalin şi feldspat palgioclaz

Andezit – rocă afanitică constituită predominant din fedspat plagioclaz şi minerale mafice.

Pillow lava – lavă consolidată subacvatic

Bazalt – rocă afanitică constituită din minerale mafice (> 40%) şi feldspat plagioclaz sau dintr-o sticlă cu chimism corespunzător. Bazalt scoriaceu

Obsidian – sticla vulcanică din silice compactă, anhidră, neagră în strat gros (incoloră în strat subţire), cu spărtură concoidală


47

ROCILE METAMORFICE1

1 Textul şi imagile din acest capitol au prelucrate după: Damian, 2001; Dragomir şi Androhovici, 1995; Mareş, Mărunţiu, Alexe, Şeclăman, 1983; Press & Siever, 1982; Rădulescu, 1981.

Rocile metamorfice – se formează prin transformarea în stare solidă, a rocilor preexistente (roci parentale: magmatice, sedimentare sau chiar metamorfice) datorită schimbării condiţiilor fizico-chimice produse în urma unor procese endogene specifice. METAMORFISMUL – reprezintă totalitatea fenomenelor de transformare şi adaptare a materiei la condiţiile fizico-chimice noi determinate de procesele endogene. Factorii determinanţi ai metamorfismului sunt: temperatura, presiunea litostatică, stressul (presiunea orientată) şi fluidele asociate. Aceşti factori pot acţiona independent în cadrul proceselor de metamorfism, dar de de cele mai multe ori ei acţionează simultan, cu o pondere mai mare sau mai mică. În funcţie de intensitatea unuia sau altuia dintre factorii menţionaţi au fost definite câteva tipuri majore de metamorfism: metamorfism dinamic, metamorfism termic, metamorfism regional (dinamo-termic). - TEMPERATURA – care poate creşte datorită relaţiilor spaţiale cu un corp magmatic, fie datorită îngropării rocilor preexistente la adâncimi mari, fie prin transformarea energiei cinetice în energie calorică în cadrul proceselor tectonice. Ca factor de metamorfism, temperatura poate acţiona independent (în metamorfismul termic) sau împreună cu alţi factori. În general metamorfismul se produce la temperaturi cuprinse între 300° – 800°C (min. 100°C, maxim 1000°C); - PRESIUNEA LITOSTATICĂ – determinată de greutatea stivei de roci care acoperă zona afectată de metamorfism; creşte cu 285 bari/km. Presiunea litostostatică acţionează ca foctor de metamorfism în cadrul metamorfismului regional, la valori cuprinse între 2-3 kbari, până la 8 kbari, de ci la dancimi diferite în scoarţa

terestră (la 20 km adâncime, presiunea litostatică are valoare de 5,5-6 kbari). - STRESSUL – determinat de forţele de forfecare şi tangenţiale generate de procesele tectonice. Reprezintă factorul principal în cadrul metamorfismului dinamic şi regional. - FLUIDELE - asociate procesului de metamorfism care determină schimburi de substanţă între aceste fluide şi rocile supuse metamorfismului.

Figura 17. Modificarea caracteristicilor structurale şi texturale în urma proceselor de metamorfism.

Indiferent de tipul de metamorfism sau de ponderea unuia sau altuia dintre factorii determinaţi, metamorfismul determină formarea unor roci noi, cu compoziţie mineralogică şi cu caracteristici structurale şi texturale complet diferite de cele ale rocilor parentale (Fig. 17).


48

COMPOZIŢIA MINERALOGICĂ A ROCILOR METAMORFICE - Rocile metamorfice sunt caracterizate printr-un număr mare de specii minerale formate în condiţii extrem de variate. Astfel, mineralele din cadrul rocilor metamorfice sunt grupate în următoarele categorii: - MINERALE RELICATE – sunt minerale iniţiale, care rămân stabile în condiţiile metamorfismului şi prin urmare se vor conserva mai mult sau mai puţin nemodificate în noile roci; - MINERALE COMUNE – minerale care se formează atât în cadrul proceselor metamorfice cât şi în cadrul proceselor care generează roci magmatice sau sedimentare; Exemple: cuarţ, feldspaţi potasici şi calco-sodici, mice, piroxeni, amfiboli, carbonaţi (calcit, dolomit,

magnezit, siderit, rodocrozit), oxizi (hematit, magnetit, cromit, corindon), etc. - MINERALE TIPOMORFE – se formează exclusiv în cadrul rocilor metamorfice (dar pot fi prezente şi în alte tipuri de roci, dar numai prin preluare din rocile metamorfice); Exemple: sericit, clorit, talc, serpentine (antigorit, crysotil), amfiboli (tremolit), granaţi, disten, epidot, wollastonit, grafit, cloritoid, etc. Mineralele rocilor metamorfice se caracterizează printr-un grad înalt de puritate determinat de procesele de blasteză (gr. blastos = germen, mugure) prin înlăturarea impurităţilor, a structurilor zonale, a incluziunilor. Cristalele astfel formate, prin dezvoltarea în jurul unor nuclee sau germeni de cristalizare, poartă numele de blaste.

STRUCTURILE ROCILOR METAMORFICE – sunt grupate în două categorii: 1. STRUCTURI RELICTE – caracteristici structurale moştenite de la rocile parentale; 2. STRUCTURI TIPOMORFE – structuri specifice procesului de metamorfism: cristaloblastice, cataclastice şi metasomatice, 2.1. structurile CRISTALOBLASTICE – roci integral cristalizate, care se pot clasifica după următoarele criterii: 2.1.a. după dimensiunile absolute ale cristalelor: - structuri MICROBLASTICE – cu blaste microscopice; - structuri MEGABLASTICE - cu blaste vizibile macroscopic.

Microblastica

Megablastica 2.1.b. după forma dominantă a blastelor: - structuri GRANOBLASTICE (lat. granum = grăunţă) – predomină cristalele izometrice; - structuri LEPIDOBLASTICE (gr. lepi = solz) – predomină cristalele tabulare sau foioase;


49

- structuri NEMATOBLASTICE (gr. nema = fir) – predomină cristalele alungite;

structuri mixte: LEPIDO-GRANOBLASTICE Granoblastică Lepidoblastică Nematoblastică sau GRANO-LEPIDO-NEMATOBLASTICE 2.2. structuri CATACLASTICE – sunt produse de factori predominant mecanici şi sunt reprezenatate prin fisurarea omogenă sau neomogenă a cristalelor din rocile preexistente, cu sfărâmarea marginală, progresivă şi reducerea diemnsiunilor cristalelor, (se observă microscopic).

2.3. structuri METASOMATICE – determinate de schimbul de substanţă dintre fluidele asociate metamorfismului şi rocile parentale (se observă numai microscopic).

TEXTURILE ROCILOR METAMORFICE


50

Texturi MASIVE (NEORIENATE) – dispunerea mineralelor este întâmplătoare, aleatorie.

Texturi ŞISTOASE – cristaloblastele se dispun orientat, paralel cu planele determinate de stress.

Texturi RUBANATE – alternanţă de benzi înguste cu

compoziţie mineralogică diferită. (după Press & Siever, 1982)

Texturi OCULARE – reprezentată prin existenţa unor zone închise (“ochiuri”) de culoare mai dechisă (de obicei cu minerale felsice) înconjurate de benzi fine de culoare mai închisă (minerale mafice) (după Press & Siever, 1982)


51

CONDIŢIILE DE FORMARE A ROCILOR METAMORFICE – pot fi interpretate în funcţie de tipul de metamorfism care a afectat rocile preexistente. Metamorfismul DINAMIC (CATACLASTIC) – este determinat de acţiunea dominantă a STRESSULUI; rezultă roci metamorfice cu structuri cataclastice şi texturi mai mult sau mai puţin şistoase. Metamorfismul DE CONTACT magmatic (TERMIC) – este determinat de CREŞTEREA TEMPERATURII în relaţie cu un corp magmatic. Acest tip de metamorfism se poate realiza în două moduri:

- IZOCHIMIC – modificările mineralogice se produc fără schimb de substanţă, ca efect exclusiv al temperaturii ridicate; rezultă roci metamorfice cu texturi masive şi diferite tipuri de structuri cristaloblastice;

- METASOMATIC - modificările mineralogice se produc cu schimb de substanţă cu soluţiile care însoţesc procesul , în condiţiile unor temperaturi ridicate; rezultă roci metamorfice cu texturi masive şi structuri metasomatice.

Metamorfismul REGIONAL (DINAMO-TERMIC) – este rezultatul acţiunii simultane a tuturor factorilor de metamorfism, fiecare dintre aceştia, având o intensiate diferită în cadrul proceselor metamorfice. Astefl în cadrul metamorfismului regional au fost separate patru GRADE DE METAMORFISM (Fig. 20). Rocile rezultate în urma acestui tip de metamorfism sunt foarte diversificate, prezentând caracteristici structurale variabile.

Figura 18. Roci paleozoice metamorfozate în cadrul metamorfismului regional şi deformate structural (după Press & Siever, 1982)

Figura 19. Şisturi cuarţo-fedspatice formate in cadrul metamorfismului regional (după Press & Siever, 1982)


52

Gradul de metamorfism TEMPERA-TURĂ

PRESIUNE LITOSTATICĂ

STRESS

EPIMETAMORFISM Redusă Redusă Foarte mare MEZOMETAMORFISM Medie Medie Medie KATAMETAMORFISM Mare Mare Foarte scăzut

ULTRAMETAMORFISM Foarte mare Foarte mare Absent

Figura 20. Modul de separare a gradelor de metamorfism în cadrul metamorfismului regional în funcţie de variabilitatea intensităţii factorilor de metamorfism

(după Press & Siever, 1982)

FACIESUL METAMORFIC – este o noţiune descriptivă, care reprezintă totalitatea rocilor formate din orice tip de material preexistent, roci caracterizate printr-o anumită asociaţie mineralogică corespunzătoare unor anumite trepte de intensitate ale factorilor metamorfici (Fig. 21). Figura 21 - Reprezentarea schematică a principalelor faciesuri metamorfice si a grupelor de roci reprezentative pentru aceste faciesuri (după Press & Siever, 1982)


53

NOMENCLATURA ROCILOR METAMORFICE Variabilitatea foarte mare a rocilor metamorfice a impus utilizarea unor termeni (denumiri) cu semnificaţie particulară. Vom prezenta în continuare câţiva dintre cei mai frecvenţi termeni utilizaţi în petrologia metamorfică.

Brecie cataclastică – rocă sfărâmată în urma proceselor tectonice, alcătuită din componente angulare nemetamorfozate prinse într-o matrice fin granulară, rezultată tot prin măcinare şi puţin sau deloc recristalizată; rocă neşistoasă.

Gneiss de origine migmatitică

Migmatit - rocă cu textură paralelă, alcătuită din alternanţe de benzi cu minerale cuarţo-fedspatice si benzi de minerale mafice; este o rocă masivă care nu se desface dupa plane paralele.

Corneană nodulară

Corneana – rocă cu aspect cornos , cu textură masivă, neorientată, de obicei de culoare închisă, formată în urma unui metamorfism de contac isochimic cu o rocă iniţială metamorfică.

Gneiss ocular Gneiss – rocă cuarţo-feldspatică, katametamorfică, cu structură megablastică, cristaloblastică (de diferite tipuri), textură oculară, rubanată (paralalelă simplă sau ondulată), foarte rar cu şistuozitate slabă datorită prezenţei în cantităţi reduse a micelor sau amfibolilor.

Milonit – rocă cataclastică cu porfiroclaste prinse într-o matrice micro- sau criptocristalină; prezintă şistuozitate accentuată.

Skarn – rocă formată în urma metamorfismului de conctat metasomatic cu un substrat preexistent carbonatic, structură megablastică, textură masivă.


54

Marmură – roca cu textura masivă, de culare albă, aproximativ monominerală, alcătuită predominant din carbonaţi (calcit, dolomit). Cipolin – marmură îmbogăţită în muscovit

Micasist cu granaţi

Micasist – rocă puternic şistoasă formată în principal din mice (muscovit, biotit) şi cuarţ.

Cristale de cuart (stanga) şi Cuarţit (dreapta)

Cuarţit – roca masivă alcătuită aproape exclusiv din cuarţ, plus cantiăţi reduse de alte minerale; are culoare albă, gălbuie, cenuşie, negricioasă

Filit

Filit – rocă puternic şistoasă formată predominant din sericit, + clorit sau grafit şi granule foarte fine de cuarţ.

Şisturi verzi – roci cu şistozitate pronunţată, cu compoziţie alcătuită predominant din feldspaţi şi minerale mafice verzi (clorit, actinot, epidot).

Ardezie – rocă epimetamorfică, puternic şistoasă, formată din minerale argiloase complet deshidratate, parţial transformate în sericit.


55

ECLOGIT

Tipul de Metamorfism

Gradul de metamorfism

MATERIAL PREEXISTENT De origine sedimentară

(PARAROCI) De origine endogenă

(ORTOROCI)

CARBO-NAŢI

Minerale ARGI-LOASE

Minerale MAFICE

FELD-SPAŢI

CUARŢ

Subst.

ORGANICĂ

GRANITOIDE SIENITOIDE

GABBRO-IDE

ULTRA-MAFITE

REGIONAL (DINAMO- TERMIC)

EPIMETA- MORFISM

M

A R

M U

R A

MESOMETA- MORFISM

KATAMETA-

MORFISM

ULTRAMETA- MORFISM

M I G M A T I T E

DE

CON-TACT

METASO-

MATIC

S K A R N E

ISO- CHIMIC

C O R N E E N E (în sens clasic)

DINAMIC (CATACLASTIC)

SLAB B R E C I E C A T A C L A S T I C Ă PUTERNIC M I L O N I T

Tabel 19. Clasificarea schematică a rocilor metamorfice (modificat după Dragomir şi Androhovici, 1995)

SIST CUARTO-

FELDSPATIC

C I

P O

L I

N

ARDEZIE

FILIT

MICASIST

SIST SERICITOS- CLORITOS

C

U

A

R

T I

T

S I

S T

G

R A

F I

T O

S

GRANULIT

AMFIBOLIT G N E I S S

GRANULIT

G N E I S S AMFIBOLIT

SIST VERDEPORFIROID SE

RPE

NTI

NIT

SI

ST T

ALC

OS

METAUL-TRAMAFI


29

ROCILE SEDIMENTARE1

1 Textul şi imagile din acest capitol au fost compilate şi prelucrate după: Damian, 2001; Dragomir şi Androhovici, 1995; Press & Siever, 1982; Anastasiu, 1981.

Rocile sedimentare – sunt roci exogene care iau naştere în urma interacţiunii dintre învelişurile externe ale Pământului şi zonele superficiale ale scorţei terestre. Principalele procese care conduc formarea rocilor sedimentare sunt: - alterarea fizică, chimică şi biochimică a rocilor preexistene; - alterarea mecanică (dezagregarea) rocilor preexistente; - transportul materialului rezultat sub formă de sedimente, fie prindeplasare gravitaţională, fie în suspensii sau în soluţii; - acumularea în bazinele de sedimentare (marine, oceanice sau în arii continentale); - precipitare chimică şi / sau biochimică; - diageneza sedimentelor – adică transformarea sedimentelor în roci sedimentare.

Rocile sedimentare sunt reprezentate pritr-un număr foarte mare de entităţi petrografice, generat de complexitatea şi varietatea proceselor exogene care conduc la formarea acestora. Astfel, clasificarea rocilor sedimentare a fost realizată după mai multe criterii: - criteriul genetic – utilizat pentru separarea categoriilor majore de roci sedimentare: roci reziduale, roci detritice, roci organogene, roci autigene şi roci cu geneză mixtă. - criteriul mineralogic şi chimic permit aprecierea calitativă a naturii rocilor sediementare, indiferent de modul lor de formare; - criteriul structural – textural – clasifică rocile sedimentare în funcţie de dimensiunile şi forma granulelor sau a cristalelor, de caracteristicile liantului, de aranjarea spaţială a componenetelor, etc.

Deoarece în cadrul orelor de lucrări practice studiul rocilor este realizat pe baza unor observaţii macroscopice, considerăm eficientă din punct de vedere didactic, abordarea clasificării rocilor sedimentare în cele 5 categorii majore menţionate, după un criteriu combinat: genetic şi compoziţional. Pentru fiecare catgorie vor fi precizate componentele şi aspectele de ordin structural. Texturile rocilor sedimentare vor fi discuate separat.

COMPONENTELE ŞI STRUCTURILE ROCILOR SEDIMENTARE - în funcţie de factorul genetic predominant, componentele rocilor sedimentare pot fi: componente reziduale, componente allogene, componente organogene (biogene), componente autigene.

COMPONENTELE REZIDUALE (lat. resideo = a rămâne; resideum = rămăşiţă)

– iau naştere prin procesele de alterare a rocilor preexistente, care conduc la modificări ale compoziţiei mineralogice.

Din punct de vedere mineralogic – componentele reziduale sunt reprezentate prin specii minerale care rămăn stabile în urma proceselor de alterare: cuarţ, o serie de silicaţi, carbonaţi, oxizi, elementele litice. Elementele litice sunt fragmente multigranulare de diferite dimensiuni provenite din alterarea rocilor preexistente.

Din punct de vedere structural – componentele reziduale preiau structura rocilor preexistente în ceea ce priveşte gradul de cristalinitate, dar cu modificarea trepatată a formei şi dimensiunilor particulelor.


30

COMPONENTELE ALLOGENE (gr. allou = altundeva, gainos = naştere)

- iau naştere prin alterarea mecanică a unor roci preexistente la care se adaugă în mod obligatoriu şi un proces de transport; sunt componente formate amterior procesului sedimentar depoziţional. Componentele allogene se mai numesc şi claste (gr. hlastos = spărtură) sau componente detritice (lat. detritus = sfărâmat).

Din punct de vedere mineralogic – sunt reprezentate de obicei prin: fragmente minerale (cuarţ, muscovit, ş. a.), fragmente litice (litoclaste: plutoclaste – provenite din roci magmatice intrusive; vulcanoclaste – din roci vulacanice; metaclaste – din roci metamorfice; sediclaste – din roci sedimentare).

Din punct de vedere structural – gradul de cristalinitate este moştenit de la rocile parentale atât pentru minerale cât şi pentru fragmentele litice, iar după dimensiunile absolute ale clastelor s-au separat următoarele tipuri de structuri:

Dimensiuni (Ø): Tipuri de structuri Ø > 2 mm PSEFITE (gr. psephos - piatră)

= RUDITE (lat. rudus – bolovan) Ø: 2 – 0,063 mm PSAMMITE (gr. psammos – nisip)

= ARENITE (lat. arena – nisip) Ø: 0,063 – 0,02

mm (sau 0,004mm) ALEURITE (gr. aleuri – făină) = SILTITE (după numele insulei Sylt din

Marea Nordului) Ø < 0,02 mm (sau 0,004mm)

PELITE (gr. pellos – mâl) = LUTITE (lat. lutum – noroi)

După gradul de rotunjire, clastele pot fi: angulare, subangulare, subrotunjite, rotunjite.

COMPONENTELE BIOGENE (organogene) – se grupează în

două categorii:

- Componente biogene de natură minerală – se formează fie prin precipare biochimică, datorită proceselor fiziologice ale organismelor, fie prin conservarea resturiloe scheletice, de obicei fragmentate, sub formă de bioclaste. Bioclastele – sunt constituite în general din calcit, aragonit, mai rar dolomit sau calcit magmezian, foarte rar din celestină, hematit sau limonit.

- Componente biogene de natură organică – apar în rocile sedimentare în diferite stadii de transformare datorită instabilităţii lor chimice. Transformările sunt produse fie prin carbonificare, fie prin bituminizare.

COMPONENTELE AUTIGENE (gr. auto = singur, prin forţe

proprii; gainos = naştere) - sunt componente care apar în toate tipurile de roci sedimentare, formându-se printr-o multitudine de reacţii chimice şi procese fizice care duc la restabilira echilibrului în cadrul proceselor exogene; sunt componente formate în timpul proceselor depoziţionale şi postedepoziţionale

Din punct de vedere mineralogic – sunt reprezentate printr-o gamă foarte largă de specii minerale:

-silice: opal, calcedonie, cuarţ; -carbonaţi: calcit, aragonit, dolomit, siderit; -silicaţi: minerale argiloase, clorite, glauconit, zeoliţi; -halogenuri: halit, silvină, carnalit; -sulfaţi: anhidrid, gips, celestină; -sulfuri: pirită; -oxizi şi hidroxizi de: Fe, Al, Mn; -elemente native: sulf, carbon amorf. Din punct de vedere structural – componentele autigene pot fi

macro-, micro- sau criptocritaline, mai rar amorfe. Cristalizarea mineralelor autigene se poate produce concentric în jurul unor nuclee de critalizare, rezultând structuri OOLITICE – atunci când au dimensiuni psammitice sau structuri PISOLITICE – atunci când au


31

dimensiuni psefitice. Depunerea în agregate fibroradiare conduce la formarea de strcturi SFERULITICE.

TEXTURILE ROCILOR SEDIMENTARE – se referă la distribuţia spaţială a componentelor şi a discontinuităţilor care pot apare în cadrul corpurilor de roci sedimentare. Distribuţia componentelor poate fi observată în interiorul corpului petrografic (texturi interne) sau distribuţia componentelor la suprafaţa corpului

petrografic (texturi externe: pe partea inferioară sau pe partea superioară a stratului).

Texturi interne: STRATIFICAŢIA – este o caracteristică texturală specifică rocilor

sedimentare, generată de procesul de acumulare progresivă a sedimentelor în cadrul bazinelor de sedimentare. Stratificaţia poate fi: masivă, paralelă, oblică (Fig. 9).

Stratificaţie masivă

Stratificaţie paralelă

Stratificaţie oblică - convolută

Mecanoglife Bioglife

Crăpături de uscare

Figura 9. Tipuri de texturi ale rocilor sedimentare - GRANOCLASAREA – diferenţierea pe verticală a componetelor în funcţie de dimensiuni (Fig. 10A);

- IMBRICAŢIA – dispunerea oblică a galeţilor în raport cu direcţia unui curs de apă;


32

- LAMINAŢIE OBLICĂ TABULARĂ - strate în formă de pană, oblice faţă de suprafeţele planare care le delimitează, generate de curenţi uniderecţionali (Fig. 10B); - LAMINAŢIE OBLICĂ CONCOIDĂ – seturi de strate concave, cu limite inferioare curbe, erozionale generate de curenţi cu direcţii diferite în timp (Fig. 10C);

-CANELURI DE EROZIUNE – texturi erozionale formate la limita dintre sedimente cu granulaţie diferită (silt / arenit) produse de curenţi turbulenţi (Fig. 10D);

- Texturi pe partea superioară a stratului: urme de valuri, crăpături de uscare (Fig. 9), picături de ploaie.

- Texturi pe partea inferioară a stratului: mecanoglife (de eroziune, de dragare, de ciocnire, de rostogolire, de saltaţie, etc.) şi bioglife (urme de hrănire, de târâre, de deplasare, etc.) (Fig. 9)

- Texturi formate prin acţiunea gravitaţiei: căderi de roci, depozite de alunecare, curgeri gravitaţionale de sedimente fluide.

A. Granoclasare

B. Laminaţie oblică tabulară

C. Laminaţie oblică concoidă

D. Caneluri de eroziune

Figura 10. Tipuri de texturi ale rocilor sedimentare. ROCILE REZIDUALE - sunt roci care se formează pe seama unui material preexistent, transformat prin procese de alterare, material care este rămas totdeauna “in situ”, deci fără implicarea acţiunii de transport. Compoziţia: - componentele reziduale - sunt dependente de alcătuirea materialului parental, fiind reprezentate prin elemente minerale (cuarţ, carbobaţi, mice, minerale argiloase) şi elemente litice; - componente autigene – minerale argiloase, oxizi şi hidroxizi

de Fe, Al, geluri silicioase, substanţe humice, etc., + componente allogene – rezultate în urma unui transport local; + componente organogene – accidental.

Structura – rocile reziduale moştenesc în general structura rocilor parentale la care se adaugă structurile criptocristaline au amorfe ale componentelor autigene. Textura – este în general masivă deoarece procesul genetic este legat de o acumulare gravitaţională.

Exemple de roci reziduale: - SOLURILE – se formează pe orice tip de substrat în orice condiţii; - TERRA ROSSA – se formează prin


33

alterarea unor roci silicatate în condiţiile unui climat cald; compoziţia: minerale argiloase + oxizi şi hidroxizi de Fe; LATERITE - se formează prin alterarea în condiţiile unui climat tropical (cald şi umed) a unor roci bogate în alumosilicaţi; compoziţie: oxizi şi hidroxizi de Al, silice, oxizi şi hidroxizi de Fe; BAUXITELE – reprezentintă produsul final al lateritizării, sunt foarte bogate în oxizi de Al, fiind singurul minereu natural de Al utilizabil industrial.

ROCLE CLASTICE - sunt constituite din fragmente litice şi

granule minerale (componenete allogene) care iau naştere fie prin alterarea, dezagregarea sau fragmentarea unor roci preexistente, fie în urma erupţiilor vulcanice care expulzează în afara aparatului vulcanic, material de origine endogenă. În funcţie de originea componentelor allogene, rocile clastice pot fi clasificate în două mari categorii: roci epiclastice (deteritice) – cu componente allogene de origine terrigenă şi roci piroclastice – cu componenete de origine endogenă. Rocile piroclastice sunt tratate în cadrul rocilor sedimentare deoarece modul de acumulare gravitaţională a sfărâmăturilor sau a picăturilor de lavă, sub formă de sedimente, le conferă acestor roci caracteristici structurale şi texturale, similare cu cele ale rocilor sedimentare.

ROCILE EPICLASTICE – sunt roci sedimentare alcătuite predominant din componente allogene (claste = detritus) ce au fost

supuse unui proces de transport, deci acumulate pe cale mecanică, proces care determină compoziţia mineralogică, structura şi textura rocilor formate. Compoziţia – componetele allogene sunt reprezentate în general prin: minerale stabile (cuarţ, mice, clorite, minerale grele, minerale argiloase), minerale metastabile (feldspaţi, piroxeni, amfiboli), fragmente litice. Rocile clastice pot fi necimentate atunci când componetele allogene sunt libere sau cimentate atunci când componetele allogene sunt consolidate (“legate”) prin intermdiul unui liant. LIANTUL poate fi: CIMENT – atunci când este format exclusiv din componente autigene; este în general monomineral sau MATRICE – atunci când este alcătuit din componente allogene cel puţin cu un ordin de mărime mai mici decât cele pe care cimentează, plus compomenete autigene. Textura – rocile clastice prezintă următoarele caractere texturale: stratificaţie masivă, paralelă, oblică, încrucişată, granoclasare, texturi laminitice (pentru granulaţii psammitice, siltice, pelitice); texturi curbicorticale, planare, hieroglife; TROVANŢII -reprezintă formaţiuni concreţionare, cu forme diferite în general rotunjite, simple sau îngemănate, formate în masa psammitelor slab cimentate sau mobile. Structura – o parte dintre rocile epiclastice pot fi clasificate în funţie de dimensiunile şi gradul de rotunjite al clastelor (Tabel 15).

STRUCTURA

ROCI MOBILE (fără liant) ROCI CIMENTATE (cu liant)

Claste angulare Claste rotunjite Claste angulare Claste rotunjte > 20 cm

PSEFITE (RUDITE) < 20 cm

BLOCURI

GROHOTIŞ

BOLOVĂNIŞ

PIETRIŞ

BRECIE

CONGLOMERAT

PSAMMITE (ARENITE) NISIP GRESIE ALEURITE (SILTITE) PRAF LOESS

PELITE (LUTITE) MÂL ARGILĂ Tabel 15. Clasificarea rocilor epiclastice în funcţie de structură.


34

EXEMPLE DE ROCI EPICLASTICE

Brecie

Conglomerat

Calcarenit cu brachiopode

Gresie stratificată

Siltite şi Argile stratificate

In cazul gresiilor sunt utilizate denumiri diferite în funcţie de tipul clastelor şi de tipul de liant.

GRESII s.l.

Denumiri Tipul de componente allogene predominante Tipul de liant GRESIE s.str. Cuarţ > 95% Ciment: silicios, calcitic, sulfatic, oxidic, fosfatic. GRAYWACKE Cuarţ 15-50%, Fragm. Litice 35 - 40% Matrice ARCOZELE Cuarţ < 75%, Claste de feldspat > 25% Ciment sau Matrice CALCARENITE Claste de carbonat de calciu Ciment sau Matrice MICROCONGLOMERATE Fragmente litice de dimensiuni psammitice Ciment sau Matrice


35

ROCILE PIROCLASTICE – iau naştere prin acumularea gravitaţională a produselor generate de activitatea vulcanică explozivă. Acumularea acestor produse se realizează în diverse medii depoziţionale: subaeriene, lacustre sau marine. Rocile piroclastice pot fi: neconsolidate – reprezentate prin acumulări de fragmente clastice mobile sau consolidate – reprezentate prin acumulări stratiforme, de cele mai multe ori intercalate cu formaţiuni sedimentare. Clasificarea rocilor piroclastice se poate face în funcţie de criteriul structural (după forma şi dimensiunile elementelor piroclastice) (Tabelul 16) sau în funcţie de criteriul petrografic (observându-se compoziţia mineralogică şi aparteneneţa piroclastelor la diferite tipuri de extrusiuni: riolitice, dacitice, etc.).

Aglomeratele şi Breciile piroclastice – sunt roci piroclastice grosiere, consolidate, formate din fragmente vulcanice cu dimensiuni mai mari de 32 mm sau 64 mm. Liantul care cimentează aceste fragmente poste fi o matrice tufacee sau un amestec de cenuşă şi sticlă vulcanică. Tufurile – sunt roci piroclastice foarte fine (cu dimensiunile calstelor < 2 mm sau < 4 mm) formate prin consolidarea cenuşelor vulcanice. Ignimbritele – iau naştere din fragmente de material piroclastic care este încă incandescent în momentul sedimentării, astefl încât aceste fragmente se sudează între ele. Tufitul – este reprezentat prin cinerite amestecate cu material sedimentare.

Tabel 16. Piroclastite mobile Piroclastite cimentate

Dimnesiunea particulelor Claste angulare Claste rotunjite Claste angulare Claste rotunjite 64 mm

(sau > 32mm) BLOCURI BOMBE

VULCANICE BRECII

PIROCLASTICE AGLOMERATE

64 – 2 mm (sau 32 –4 mm)

LAPILI AGLOMERATE LAPILITICE TUFURI LAPILITICE

< 2 mm (sau < 4 mm) CENUŞE (CINERITE) TUFURI EXEMPLE DE ROCI PIROCLASTICE

Câmp cu bombe vulcanice

Brecie piroclastică Ignimbrite

Tuf


36

ROCILE BIOGENE (ORGANOGENE) – roci alcătuite predominant din componente biogene + componente allogene şi autigene; sunt roci care iau naştere prin activitatea directă sau indirectă a organismelor. Rocile biogene sunt gruoate în două mari categorii (Tabel 17): - roci biogene acaustobiolite (“care nu ard”) - alcătuite din

componente biogene de natură minerlă şi - roci biogene caustobiolite (“care ard”) – cu conţinut ridicat de

substanţă organică. Rocile biogene acaustobiolite sunt alcătuite predominant din componente biogene (care pot fi cristalizate sau amorfe) şi din componente allogene şi autigene. Componenetele autigene, de regulă cristalizate, au rol de liant al celorlalte componente. În funcţie de procesul care conduce la formarea acestor roci, ele pot fi grupate în următoarele categorii: roci bioconstruite, roci bioprecipitate şi roci bioacumulate. Rocile organogene bioconstruite – sunt roci carbonatice cu structură complexă formate din scheletele unor organisme coloniale (alge, corali, hydrozoare, bryozoare, spongieri), organisme constructoare de recifi, la care se adaugă materialul sedimentar de umplutură din spaţiile interscheletice. Sunt în general roci masive, neomogene, lipsite de stratificaţie evidentă. În cazul calcarelor algale se pot observa texturi laminare, ondulate. Rocile organogene bioprecipitate – sunt roci carbonatice, constituite din calcit criptocritalin (+ o cantitate variabilă de minerale argiloase şi calcit autigen), produse în urma proceselor fiziologice ale unor bacterii sau ale algelor albastre (Cyanophyte). Stromatolitele – sunt calcare bioprecipitate de cuanobacterii, prezentând texturi laminitice paralele, ondulate, fixate de substrat. Oncolitele – sunt structuri libere în care laminele se dispun concentric în jurul unor “centre de cristalizare”, având forme diferite, în general rotunjite.

AC

AU

STO

BIO

LITE

bioacumulate

Diatomite ---------- Menilite Silicolite Radiolarite ---------Jaspuri

Spongolite “Brecii de oase”

Fosfatice Guano Crete

Carbonatite

Lumaseluri Falune

bioprecipitate Oncolite Stromatolite

bioconstruite Calcare coraligene Calcare algale

CA

UST

OB

IOLI

TE

cu substanţă organică fosilă: răşini ------------ chihlimbar Bituminoase

Libere – hidrocarburi: petrol, gaze naturale, asfalt, ozocherită Fixe: Şisturi bituminoase, Disodile

Cu material vegetal - CĂRBUNI

Humici: turbă, lignit, cărbune brun, huilă, antracit Sapropelici Leptobioliţi

Tabel. 17. Clasificarea rocilor organogene. Rocile organogene bioacumulate – sunt roci formate prin acumularea resturilor scheletice sau chiar a scheletelor întregi provenite de la diferite grupe de organisme, toate acestea reprezentând bioclaste. Pe lână biolastele predominante, aceste roci mai prezintă şi cantităţi reduse de componente allogene, toate fiind cimenate printr-un liant autigen sau matrice.


37

Carbonatitele bioacumulate (cu bioclastele constituite din calcit) sunt reprezentate prin: falune – carbonatite bioacumulate mobile; lumaşeluri – carbonatite bioacumulate cimentate; crete – formate prin acumularea pieselor calcaroase de coccolithophoridee (alge unicelulare, la care celula este protejată de numeroase plăcuţe calcaroase se dimensiuni ultramicroscopice). Silicolitele bioacumulate – formate predominant din bioclaste silicioase (opal) sunt reprezentate prin: Diatomite – rezultate din acumularea frustulelor de diatomee (alge unicelulare microscopice); sunt roci poroase, friabile, cu proprietăţi abrazive; prin diageneză

generează menilite. Radiolarite – formate prin acumularea scheletelor silicioase de radiolari (protoctiste muicroscopice cu scheletul alacătuit din silice amorfă hidratată) la care se adaugă un ciment silicios autigen; prin diageneză generează jaspuri. Spongolite – formate prin acumularea spiculilor silicioşi de spongieri, care pot fi cimentaţi cu opal sau calcedonie. Roci bioacumulate fosfatice – formate prin acumularea de bioclaste de natură fosfatică: resturi de oase de vertebrate care generează brecii de oase sau prin acumularea produselor de dejecţie ale păsărilor – guano.

EXEMPLE DE ROCI SEDIMENTARE ORGANOGENE

Calcar algal (bioprecipitat)

Calcar coraligen (bioconstruit)

Stromatolite

Falune cu gastropode Lumasel

Calcar lumaselic cu bivalve


38

Rocile biogene caustobiolite – sunt roci cu un conţinut ridicat de substanţă organică aflată în diferite grade de transformare. În funcţie de modul de conservare sau de evoluţie şi transformare al substanţei organice, aceste roci pot fi grupate în următoarele categorii: roci cu substanţă organică fosilă (chihlimbar), roci bituminoase, cărbuni şi leptobioliţi.

Chihlimbarul (Ambră sau Succin) – reprezintă răşini diagenizate.

Rocile bituminoase - sunt roci care conţin substanţe organice complexe (bitumene) formate în urma proceselor diagenetice de îmbogăţire cu carbon şi hidrogenare a unor substanţe organice primare (de obicei de natură algală) în condiţiile unui mediu anoxic, reducător, reacţiile fiind însoţite şi de catalizatori anorganici de tipul mineralelor argiloase.

Cărbunii – sunt roci organogene caustobiolite, formate prin acumularea şi transformarea materialului organic de origine vegetală, pe parcursul timpului geologic. Transformărle pe care le suferă materialul vegetal în condiţii fizico-chimice specifice sunt determinate de procesele de turbifiere şi carbonificare. Turbifierea se produce iniţial în condiţii aerobe (sub acţiunea ciupercilor şi a bacteriilor aerobe) şi este continuată în condiţii anaerobe (sub acţiunea bacteriilor anaerobe, pană la adâncimi de aproximativ 10 m). Carbonificarea este procesul de îmbogăţire treptată în carbon a materialului vegetal turbifiat.

Clasificarea cărbunilor se realizează în funcţie de originea materialului primar şi de natura procesului prin care materialul vegetal s-a transformat în cărbune. Astfel au fost definite trei grupe de cărbuni: cărbuni humici, cărbuni sapropelici şi cărbuni liptobioliţi.

Cărbunii humici iau naştere prin acumularea şi transformarea plantelor de mlaştină. În funcţie de gradul de carbonificare (conţinutul în carbon, oxigen, hidrogen şi de reflectanţă,

fluorescenţă spectrală, etc.) cărbunii humici sunt reprezentaţi prin: turbe, ligniţi, cărbuni bruni, huile şi antraciţi.

Culoare Culoarea

urmei Spărtură

Lignit

nuanţe de brun, negru

brună

Se desfac în blocuri după crăpăturile de uscare şi se exfoliază după planele de stratificaţie.

Cărbune brun

negru mat brun închisă

concoidală neagru lucios brun

închisă, neagră

Huilă negru stălucitor neagră concoidală sau neregulată

Antracit Negru cenuşiu cu reflexe albăstrui; liciu metalic, semi-metalic

neagră

aşchioasă

Tabelul 18. Proprietăţi macroscopice ale cărbunilor humici. Cărbunii sapropelici – se formează prin acumularea şi transformarea sub acţiunea bacteriilor anaerobe a planctonului vegetal, la care se pot adăuga fragmente de plante superioare, zooplancton, spori, polen şi detritus fin. Cărbunii liptobioliţi – se formează din transformarea elementelor cele mai rezistente ale plantelor (cuticule, răşini, exine de spori şi polen, ceruri, ţesuturi de suber, etc.); apar în stratele de cărbuni humici sub formă de lentile sau cuiburi.


57

FOSILE ŞI PROCESE DE FOSILIZARE FOSILE (lat: fossilis - scos din pământ) - desemnează resturile provenite de la organisme (protoctiste, plante şi animale) precum şi urmele activităţii vitale ale organismelor, conservate în rocile sedimentare în urma proceselor de fosilizare. FOSILIZAREA – reprezintă un ansamblu complex de procese biologice (biotice) şi fizico-chimice (abiotice) care conduc la transformarea organismelor sau a activităţilor biotice ale acestora în fosile sau urme fosile. Modul de conservare al fosilelor este dependent de:

- caracteristicile anatomice ale vieţuitoarelor; - condiţiile de mediu în care acestea au trăit şi modul lor de

viaţă; - contextul în care s-a desfăşurat evoluţia geologică

ulterioară, a depozitelor sedimentare în care se regăsesc fosilele (diageneză, tectonică, climat, etc). Două dintre condiţiile esenţiale care conduc cel mai adesea, la conservarea în stare fosilă sunt:

- imediat după moarte, organismele să fie ferite de acţiunea agenţilor atmosferici sau de altă natură, cu alte cuvinte acestea să fie acoperite de sedimente imediat după moarte;

- organismele să fi avut în constutiţia lor părţi dure, scheletice, alcătuite din substanţe minerale. Cele mai frecvente moduri de fosilizare sunt: - conservarea părţilor dure (teste, cochilii, carapace, schelete, dinţi, etc.) prin:

- mineralizare: recristalizare, piritizare, limonitizare, silicifiere;

- mulaje interne, externe sau composite (sculptate); - încrustarea: se produce în prejma izvoarelor bicarbonatate => tufuri calcaroase care conservă impresiuni ale caracterelor externe; - incarbonizarea: proces de fosilizare specific plantelor, mai rar animalelor (graptoliţi); - impresiuni ale părţilor moi: frunze, meduze, viermi, peşti, insecte, etc. care pot fi găsite în calcare litografice, gresii fine, silturi, argile; - conservarea urmelor de activitate biotică: - modul de viaţă: “Gastrochaenolites”, perforaţii produse de bivalve lithofage;

- urme de deplasare: Helminthoides - urme de hrănire: Chondrites, ? Palaeodictyon, Gastrolite, Coprolite - conservarea în stare iniţială: se produce în substanţe care oferă condiţii foarte bune ce conservare: chihlimbar, ozocherită, gheaţă, etc.


58

Insecta conservată în chihlimbar Ammonit silicifiat

Lemn silicifiat

Ammonit limonitizat

Mulaje externe de gastropode

Mulaj intern de gastropod Mulaj composit de bivalve

Mulaj composit de brachiopode

Graptoliti - Incarbonizare Impresiuni de insecte

Impresiuni de plante

Urme de pasi de pasări


59


59

STRUCTURI TECTONICE

Scoarta terestra este supusa permanent actiunii unor categorii diferite de forte, ce actioneaza independent sau conjugat, efectele acestora fiind reprezentate de deformari ale scoartei ce se regasesc intr-o mare varietate de forme. Dimensiunile acestora sunt variabile, de la dimensiuni microscopice pana la dimensiuni de ordinul zecilor sau sutelor de metri. Cand deformarile scoartei duc la ruperea materialului afectat se numesc deformatii disjunctive sau falii iar cand materialul sufera doar doar ondulari deformatiile se numesc plicative sau cute. In realitate cele doua tipuri se regasesc intr-o permanenta interactiune.

DEFORMATII DISJUNCTIVE (Falii) Numim falie o ruptura ce imparte un pachet de roci sau sau un bloc masiv in doua sau mai multe compartimente, acestea deplasanduse unul fata de celalalt pe planul de ruptura (planul de falie). Elementele faliei

Acoperisul – este compartimentul situat deasupra planului de falie; Culcusul – este compartimentul situat sub planul de falie; Planul de falie- este planul dupa care se face deplasarea celor doua compartimente; Directia faliei – este marimea unghiului format de o dreapta orizontala ce apartine planului de falie si nordul magnetic; Inclinarea faliei – este data de marimea unghiului format de linia de cea mai mare panta (cuprinsa in planul faliei) si un plan vertical; Saritura pe inclinare – este data de marimea deplasarii celor doua compartimente pe linia de cea mai mare panta; Saritura pe verticala – este marimea deplasarii celor doua compartimente in plan vertical; Saritura orizontala – este marimea deplasarii celor doua compartimente in plan orizontal; Saritura pe directie – este marimea deplasarii celor doua compartimente pe directia faliei; Saritura totala – este saritura ce rezulta din combinarea tuturor sariturilor faliei; Unghiul de pitch – este marimea unghiului format de directia sariturii totale si directia faliei;

P – planul de falie; unghiul QBF – directia faliei; unghiul GFH – inclinarea faliei; DE – saritura pe inclinare; BA – saritura pe verticala; AC – saritura pe orizontala; CE – saritura pe directie; BE – saritura totala; unghiul DBE – unghiul de pitch;


60

Clasificarea faliilor. Faliile pot fi clasificate dupa mai multe criterii. Astfel: Dupa unghiul format de planul faliei (PF) cu un plan orizontal (PO) se clasifica in: falii verticale (1.a.) si falii inclinate (1.b.) Dupa deplasarea celor doua compartimente, unul fata de celalalt, pe un plan inclinat (faliile inclinate) se clasifica in: falii normale (2.a.) si falii inverse (2.b.)

1.a. Falie verticala Planul de falie este perpendicular pe un plan orizontal

1.b. Falie inclinata Planul de falie formeaza un unghi ascutit cu un plan orizontal

2.a Falie normala Acoperisul este coborat pe planul de inclinare ca rezultat al unor forte de distensie (extensionale)

2.b. Falie inversa Acoperisul este ridicat pe planul de inclinare ca rezultat al unor forte de comprimare (compresionare)


61

Dupa directia inclinarii planului de falie (al faliilor inclinate) in raport cu directia inclinarea stratelor se clasifica in: falii normale comforme (3.a.), falii normale contrare (3.b.), falii inverse conforme (3.c.) si falii inverse contrare (3.d.)

3.a. Falie normala conforma Directia de inclinare a faliei este aceeasi cu directia de inclinarea a stratelor iar acoperisul este compartimentul coborat

3.b. Falie normala contrara

Directia de inclinare a faliei este in sens opus fata de inclinarea stratelor iar acoperisul este

compartimentul coborat

3.c. Falie inversa conforma

Directia de inclinare a faliei este aceeasi cu directia de inclinarea a stratelor iar acoperisul este compartimentul ridicat

3.d. Falie inversa contrara

Directia de inclinare a faliei este in sens opus fata de inclinarea stratelor iar acoperisul este compartimentul ridicat


62

Faliile la care miscarea celor doua compartimente are loc doar in plan orizontal se numesc decrosari. Daca deplasarea compartimentului opus celui de pe care privim se face spre drapta se numeste decrosare dextra (4.a.) iar daca se face spre stanga decrosare senestra (4.b.). Asociatii de falii. Prin asocierea mai multor falii inclinate,normale, cu planele de falie relativ paralele se creeaza horsturi (blocuri ridicate in trepte) si grabene (blocuri coborate in trepte)(5). Exercitii

4.b.Decrosare senestra

4.a.Decrosare dextra

Asociere de horsturi si grabene

Caracterizati falia din figura alaturata dupa toate criteriile cunoscute. Trasati in casutele a si b sensurile de deplasare ale compartimentelor. …………………………………………………………………………………………………… …………………………………………………………………………………………………… …………………………………………………………………………………………………… …………………………………………………………………………………………………… Alte observatii:………………………………………………………………………………….. ………………………………………………………………………………………………….. …………………………………………………………………………………………………..


63

DEFORMATII PLICATIVE (Cute) Cutele sunt intalnite in formatiunile geologice stratiforme si se definesc ca fiind ondularile ce apar in suprafetele de referinta ale unui strat sau ale unui pachet de strate. Cutele in relief pozitiv (ridicat) fata de un plan de referinta orizontal se numesc anticlinale iar cele in relief negativ (coborat) se numesc sinclinale. Elementele cutelor Clasificarea cutelor Cutele se clasifica dupa mai multe criterii cum ar fi geneza, inclinarea planului axial, mecanismul de cutare etc. Dupa inclinarea planului axial cutele pot fi drepte (1), inclinate (2), deversata (3), culcata (4), rasturnata (5).

Sarnierea – este punctul de maxima curbura al stratului; Totalitatea sarnierelor formeaza axul unei cute; Punctele cele mai ridicate ale unei cute definesc creasta cutei; la cutele verticale creasta cutei corespunde cu sarniera; Planul axial include sarnierele tuturor stratelor ce formeaza cuta; acesta poate fi vertical sau sa formeze diferite unghiuri cu un plan orizontal; Flancurile cutei reprezinta suprefetele ce unesc zonele ridicate cu zonele coborate ale unei cute; la o cuta anticlinala acestea sunt divergente iar la o cuta sinclinala convergente; Unghiul de deschidere al cutei este unghiul format de doua drepte tangente la punctele de inflexiune ale flancurilor; punctele de inflexiune sunt punctele unde sensul curburii se inverseaza, trecandu-se de la bolta cutei la albia sa; Talpa cutei reprezinta partea cea mai de jos a unui strat cutat sau a unui pachet de strate cutate; Latimea cutei este distanta in plan orizontal intre doua sarniere consecutive sau intre doua puncte de talpa consecutive; Inaltimea cutei este distanta in plan vertical intre sarniera si talpa unei cute;

1 2 3 4 5


64

In scoarta terestra cutele apar grupate existand o clasificare a acestora dupa modul de asociere. O grupare aparte o constituie anticlinoriile si sinclinoriile ce reprezinta structuri de mari dimensiuni asociate cu cute de ordin secundar, avand o forma ridicata in cazul unui anticlinoriu si o forma coborata in cazul unui sinclinoriu (6). Panzele tectonice Panza este o unitate tectonica alohtona care s-a deplasat de pe fundamentul eiinitial pe o distanta de cateva ori mai mare decat grosimea sa, dar depasind 5km,de-a lungul unui plan de alunecare predominantsuborizontal si adusa peste un fundament strain numit autohton. Deplasarea se poate face fie prin cutare culcata, rezultand panze de acoperire (A), fie de-a lungul unei suprafete de ruptura, dand nastere panzelor de sariaj (B). (dupa Dinu si Pauliuc, Geologie structurala, 1985) A. Panza de acoperire Panzele de acoperire se formeaza din cute culcate de mari dimensiuni ce isi pastreaza ambele flancuri. Sunt unitati tectonice alohtone ce creeaza inversiuni stratigrafice la scara mare.

A. Panza de acoperire.

1- flanc normal; 2 - flanc invers; 3 – sarniera radicala; 4 – sarniera frontala; 5 – zona de radacina; La – latimea de acoperire; Lb – latimea bazei;

6. Asociere anticlinoriu -sinclinoriu

Elementele panzei de acoperire Flancul normal este flancul ce devine superior in urma aducerii la orizontala a planului axial al cutei, iar succesiunea stratigrafica este normala; Flancul invers este flancul ce devine inferior in urma aducerii la orizontala a planului axial al cutei, este acoperit de flancul superior al cutei, iar succesiunea stratigrafica este inversa; Sarniera radicala este locul de racord al flancului invers cu autohtonul; Sarniera frontala este punctul de racord al celor doua flancuri (punctul de curbura maxima); Zona de radacina este zona in jurul careia cuta a pivotat lateral; Latimea de acoperire este distanta masurata ortogonal intre cele doua sarniere; Latimea bazei este distanta masurata in plan orizontal intre cele doua sarniere sinclinale ale panzei; Inaltimea sau grosimea panzei este distanta masurata in plan vertical intre punctul cel mai ridicat si autohton;


65

B. Panza de sariaj Panza de sariaj ia nastere prin deplasarea unor mase mari de roci pe distante mari (peste 5-10km) de-a lungul unei suprafete de ruptura numita plan de sariaj peste o alta unitate geologica ce poarta numele de autohton. Exercitii Sa se atribuie fiecarui strat (notat 1,2,3…) din sectiunea geologica S (figura b) varsta corespunzatoare (notata a,b,c…in figura a) si sa se stabileasca relatiile de varsta dintre strate dupa criteriul 1>2 (stratul 1 mai vechi decat stratul 2), 1<2 (stratul 1 mai nou decat stratul 2). Raspuns: 1 > 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11

1 – sarniera frontala; 2 – sarniera radicala; 3 – radacina;

Elementele panzei de sariaj Sarniera frontala reprezinta punctele extreme atinse de panza; Sarniera radicala este zona din autohton din spatele careia provine panza; Radacina este zona de provenienta a panzei;

a

b


BIBLIOGRAFIE ANASTASIU, N., 1981, Minerale şi roci sedimentare – determinator, 358 p., Tipografia Universităţii Bucureşti.

DAMIAN, R., 2001, Geologie generală – curs pentru secţia de mediu a Facultăţii de Geografie, 186p., Editura Universităţii din Bucureşti.

DRAGOMIR, B.P., ANDROHOVICI, A., 1995, Geologie generală – lucrări practice, 192p., Editura Universităţii Bucureşti.

GRASU, C., 1997, Geologie structurală, 244 p., Editura Tehnică, Bucureşti.

MAREŞ, I., ALEXE, I., MĂRUNŢIU, M., ŞECLĂMAN, 1983, Petrologia rocilor magmatice şi metamorfice – caiet de lucrări practice, Partea I,

144 p., Tipografia Universităţii Bucureşti.

PAULIUC, S., DINU, C., 1985, Geologie structurală, Editura Tehnică Bucureşti.

PRESS, F., SIEVER, R., 1982, Earth, 613 p., Third edition, W.H. Freeman and Company, San Francisco.

RĂDULESCU, D., 1981, Petrologie magmatică şi metamorfică, 367 p., Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.

ŞECLĂMAN, M., 1981, Curs de petrografie – pentru specializarea inginerie geofizică, Partea I, 130p., Tipografia Universităţii Bucureşti.

SCARA TIMPULUI GEOLOGIC Eon Era Perioada

(Sistem) Epoca (Seria)

Mil. ani Cicluri tectonice

FA

NE

RO

ZO

IC

C

EN

OZ

OIC

CUATERNAR

Holocen

A

LPI

N

Pleistocen NEOGEN

Pliocen Miocen

PALEOGEN

Oligocen Eocen Paleocen

M

EZ

OZ

OIC

CRETACIC

Superior Inferior

JURASIC

Malm Dogger Liasic

TRIASIC

Superior Mediu Inferior

PA

LE

OZ

OIC

PERMIAN

H

ER

CIN

IC

CARBONIFER

DEVONIAN

SILURIAN

CA

LE

DO

NIA

N

ORDOVICIAN

CAMBRIAN

PR

EC

AM

BR

IAN

PRO

TE

RO

-Z

OIC

Superior Sinian

PR

OT

ER

-O

ZO

IC

Riphean Mediu Inferior

A

RH

AIC

S.L

. AR

HA

IC

s. st

r.

Superior Mediu Inferior

A

RH

AIC

PRISCOAN (HADEAN)

4650

3900

2500

570 / 545

505

435

410

360

295

245

205

135

65

23.5

2.0 / 1.8

Date post:	20-Jan-2016
Category:	Documents
Upload:	silvia-corinna-stan
View:	74 times
Download:	8 times

Suport Geologie LP ID FR Geografie

Documents