Pana la pag 74I N T R O D U C E R E

Cele mai răspândite formaţiuni de la suprafaţa scoarţei terestre, rocile sedimentare - constituie astăzi obiect de largă investigaţie geologică.

Interesul pentru cercetarea acestor roci este în primul rând de natură economică.Prospecţiunile zăcămintelor de combustibili minerali (petrol, gaze, cărbuni), sare,

substanţe nemetalifere (fosfaţi, sulfaţi, calcare, argile) dar şi metalifere (fier, mangan, aluminiu) vizează în primul rând aceste roci sedimentare.

Pe suprafaţa scoarţei terestre, astăzi, se estimează că rocile sedimentare acoperă aproximativ 75 – 80 % din suprafaţa uscatului, dar ca volum ele reprezintă doar 5 % din scoarţă.

Cu toate că rocile sedimentare existente în prezent s-au format pe seama rocilor preexistente (magmatice, metamorfice, sedimentare) este uşor de înţeles că sursa iniţială a constituit-o totuşi rocile magmatice care în condiţiile termodinamice ale scoarţei sunt instabile.

Sistemul multicomponent, instabil, al acestor roci magmatice tinde spre un nou echilibru, controlat de parametrii de la suprafaţa scoarţei.

În urma dezagregării fizice şi a alterării chimice rocile magmatice sunt desfăcute în componenţii minerali care fie că vor rezista unor transformări şi se vor acumula ca roci detritice, fie sunt dizolvaţi şi prin recristalizare rezultă minerale noi formând roci sedimentare.

Dacă procesul de transformare a rocilor magmatice în roci sedimentare s-ar desfăşura în acest mod, ar fi de aşteptat ca rocile sedimentare rezultate să aibă aceeaşi compoziţie ca şi rocile magmatice parentale.

Scoarţa terestră este un sistem chimic deschis la care se adaugă continuu şi material provenit din manta, precum şi din cosmos. Cu toate acestea compoziţia chimică globală a masei sedimentare actuale este în acord cu originea ei din masa de roci magmatice. Procesele de convertire a rocilor magmatice în roci sedimentare pot fi urmărite prin analiza transformărilor chimice şi prin constatarea transformărilor mineralogice care au loc.

Rocile sedimentare, deosebite fundamental de rocile magmatice şi metamorfice , născute prin procese endogene au unele trăsături comune în formarea lor în condiţii specifice, ca :

♦ depozite al căror material constituient a provenit prin dezagregarea rocilor preexistente, a suferit un transport şi o sedimentare în diferite domenii de sedimentare (continentale sau marine);

♦ agregatele minerale formate prin cristalizarea din soluţii în bazinele acvatice;♦ depozite la a căror formare au o contribuţie importantă organismele vegetale şi

animale prin activitatea lor în timpul vieţii, sau prin acumularea scheletelor.;♦ depozite reziduale (formate “ in situ “) pe seama unor roci preexistente ca urmare

a alterării ;O poziţie aparte în cadrul rocilor sedimentare o au rocile piroclastice formate din

material de origine vulcanică care a suferit procese de transport şi de sedimentare.

Un depozit sedimentar nu poate fi considerat rocă propriu-zisă decât din momentul în care a fost separat de mediul în care s-a acumulat, asigurându-se o stabilitate petrografică.

Noţiunea de sediment se referă la materialul neconsolidat şi neseparat de mediul în care s-a acumulat, iar cea de rocă sedimentară la materialul consolidat şi separat de mediul de formare, suferind anumite procese diagenetice.

Toate depozitele actuale reprezintă sedimente, iar depozitele vechi sunt roci sedimentare.

Petrologia sedimentară ca ştiinţă geologică a fost îmbogăţită permanent prin date noi obţinute prin diferite cercetări atât pe ariile continentale cât şi pe cele marin – oceanice, sau chiar extraterestre (cele selenare).

În prezent pe lângă unele aspecte clasice de abordare a tematicii acestui domeniu de cercetare, cum ar fi alcătuirea mineralogică, texturală şi structurală a rocilor, se conturează noi problematici, cum ar fi:

- aprofundarea studiilor privind sedimentele actuale atât în bazinele marin – oceanice, cât şi în cele lacustre;

- experimentarea unor legi ce controlează acumularea unor substanţe minerale utile în domeniul sedimentar;

- reconsiderarea “diagenezei sedimentelor”, adică a tuturor proceselor postdepoziţionale ca mecanisme posibile de concentrare a acumulărilor de substanţe minerale utile şi de formare a zăcămintelor;

- aplicarea progreselor realizate în cunoaşterea sedimentelor carbonatice , evaporitice, detritice, silicolitice, la descifrarea petrogenezei rocilor sedimentare corespunzătoare;

- simularea în laborator a unor procese de sedimentare de la suprafaţa scoarţei pentru o mai bună înţelegere a condiţiilor de formare a asociaţiilor litologice sedimentare;

Încă de acum se pune problema de a trece la dirijarea fenomenelor geologice în vederea obţinerii unor acumulări de substanţe minerale utile. Astfel, de ex. există proiectul ca apele Mării Caspice să fie deplasate spre o depresiune de pe Peninsula Mangâşlak , la 100 m sub nivelul mării, iar printr-o evaporare intensă să se obţină acumulări de săruri de Mg.

Prezenţa nodulilor de Mn în sedimentele de pe fundul oceanelor a ridicat problema descifrării proceselor de formare a lor pentru a se realiza reproducerea şi accelerarea acestor procese.

ISTORICUL PETROLOGIEI SEDIMENTARE

Apariţia Petrologiei sedimentare ca ştiinţă în cadrul ştiinţelor geologice a constituit o necesitate fundamentală.

Ea s-a impus rapid datorită rolului hotărâtor pe care l-a avut rezolvarea multor probleme practice.

În conturarea sa ca disciplină şi extinderea ca domeniu de cercetare, petrologia sedimentară a fost stimulată de cunoaştere domeniului marin şi a sedimentelor actuale.

Primele informaţii, cât de cât mai semnificative obţinute în urma unor expediţii oceanografice complexe s-au concretizat în urma expediţiilor navelor de cercetare Challanger I (1872 – 1876 ), Pola (1890 – 1894 ), Cernomoreţ (1929 – 1930 ),Meteor

2

(1925 – 1927 ), Snelius (1929 – 1930), Viteaz (1951), Challanger II (1951), Atlantis (1963 – 1965 ), Discovery (1963 – 1965).

Dezvoltarea metodelor şi tehnicilor de investigare a permis prelucrarea datelor de observaţie şi obţinerea de informaţii complexe privind depozitele sedimentare.

Diversitatea şi complexitatea problemelor acestui domeniu de cercetare au făcut ca, în diverse etape, atenţia să se concentreze asupra unor arii de preocupări restrânse, dar cu certă individualizare.

De numele unor cercetători remarcabili, ca Trask, Cayeux, Pettijohn, Potter, Krynine, Strahov, Rihin, Singh, etc se leagă realizările obţinute în cunoaşterea formaţiunilor detritice.

În domeniul rocilor argiloase s-au remarcat Jasmund, Brindley, Cailleux. Hennin, Brown, Millot, etc.

Pentru rocile carbonatice iniţiatorul studiilor de petrologie modernă este Lucien Cayeux, apoi i-au urmat Folk, Illing, Dunham.ş.a.

Petrologia evaporitelor a fost revizuită şi imbogăţită de către Arhangalskaia , Braitsch, Scruton, Friedmann, etc.

Şi cercetările geologilor români asupra rocilor sedimentare au adus contribuţii însemnate. Astfel, studiile asupra depozitelor purtătoare de hidrocarburi au fost iniţiate de către Mrazec, Popescu- Voiteşti, Macovei , asupra depozitelor de sare de către Mrazec, de cărbuni de Mateescu, ape minerale. argile, bauxite, calcare, dolomite de către Filipescu.

Cercetările fundamentale şi aplicative din ultimele decenii ale secolului trecut au urmărit cunoaşterea mineralelor grele din zona Gheorgheni- Ditrău (Codarcea) şi Delta Dunării. a relaţiilor dintre vulcanism şi sedimentar ( Rădulescu, Papiu) , a evaporitelor (Rădulescu), a argoilelor refractare ( Papiu), a acumulărilor de roci cu glauconit şi fosfaţi din Dobrogea de Sud ( Mareş, Chiriac), a oolitelor feruginoase ( Stoicovici, Mureşan), a bauxitelor din Bihor ( Papiu, Protescu,etc).

Problemele de sedimentogeneză şi aspectele structurale şi texturale al rocilor sedimentare au fost aprofundate prin cercetările lui Panin, Jipa, Mihăilescu Cristina, Dimitriu,Anastasiu, etc-

O contribuţie însemnată în studiul rocilor sedimentare şi a relaţiilor acestora în cadrul unor unităţi strucrurale majore şi-au adus-o şi cercetătorii ieşeni : Jeanrenaud, Ionesi, Turculeţ, Grasu, Petreuş, Ştefan, Brânzilă, Miclăuş.

3

CAPITOLUL II - ORIGINEA MATERILULUI SEDIMENTARCauzele care determină formarea materialului sedimentar îşi au originea la

suprafaţa scoarţei sau în afara ei ( exogene ) şi apar în cadrul interacţiunii dintre litosferă , atmosferă şi biosferă. Cu ponderi diferite, procesele care formează materialul sedimentar sunt :

- dezagregarea fizică şi chimică a rocilor preexistente;- activitatea biotică;- activitatea vulcanică;- aportul de material cosmic;- activitatea umană;Primele trei procese constituie aproape în exclusivitate sursele de material

sedimentar. Celelalte două procese influenţează în mod diferit procesele sedimentare, fiind insignifiante cantitativ.

Rocile preexistente

Scoarţa terestrăÎnvelişul periferic al globului terestru reprezintă doar 0,03 % din raza acestuia şi

este cunoscut sub numele de crustă sau scoarţă terestră.La partea sa inferioară scoarţa terestră este delimitată faşă de manta printr-o

discontinuitate (Mohorovičič ).Scoarţa reprezintă un înveliş continuu, cu grosimi variabile, mai mari sau mai mici /

zonele oceanice au grosimi de 5 ÷ 15 Km, iar zonele continentale au 25 ÷ 70 Km).( Fig .1)

Fig. 1În ariile oceanice scoarţa este formată dintr-un înveliş bazaltic care suportă

discontinuu sedimentele a căror grosime nu depăşeşte 3 Km.În ariile continentale scoarţa este constituită , în bază din pătura bazaltică, iar la

partea superioară din roci magmatice, metamorfice şi sedimentare care formează pătura sialică sau învelişul garnitic.

În prezent se consideră că litosfera ( scaorţa şi partea superioară a mantalei) prezintă o structură în plăci limitate de zone de rift, fracturi majore de-a lungul cărora se generează permanent scoarţă, zone de subducţie în cadrul cărora are loc un consum de scoarţă oceanică, şi falii transformante, în lungul cărora plăcile se deplasează una faţă de cealaltă.

Procesele exogene care duc la formarea materialului sedimentar au loc la partea superioară a scoarţei, la contactul acesteia cu atmosfera , hidrosfera şi biosfera.

4

Compoziţia şi condiţiile fizice ale scoarţei

Compoziţia chimică a litosferei( principalele elemente în %) (după D. Rădulescu – 1979 )

Elemente Litosferă continentală %

Litosferă oceanică %

O 46,40 43,80 Si 28,15 24,00 Al 8,23 8,76 Fe 5,63 8,56 Ca 4,15 6,72 Mg 2,33 4,50 Na 2,36 1,94 K 2,09 0,83 Ti 0,57 0,90 H 0,14 0,20

Compoziţia chimică a crustei reflectă alcătuire ei mineralogică şi petrografică.Participarea K, Na, Mg, Ca, Fe, Al, Si, O depăşeşte 1 %. Litosfera continentală

apare îmbogăţită în Si, Al, K, iar litosfera oceanică în Si, Ca, Fe, Mg.( Tabel I) Mineralele cele mai răspândite în învelişul granitic sunt : cuarţul, feldspaţii potasici,

feldspaţii plagioclazi, micele, etc. Acestea formează principalele asociaţii naturale – rocile magmatice şi rocile metamorfice. Aceste două grupe de roci alcătuiesc cca 95 % din volumul crustei.

Mineralele învelişului bazaltic, formând baza litosferei continentale şi litosfera oceanică ( fără sedimente) sunt reprezentate prin olivină, piroxeni, feldspaţi plagioclazi calcici.

În zonele profunde ale scoarţei lipseşte cu desăvârşire apa sau grupările OH–, datorită parametrilor fizici care controlează fenomenele geologice de la acest nivel.

Condiţiile fizice din scoarţă sunt controlate de principalii parametri , şi anume : densitatea , presiunea şi temperatura.

Densitatea rocilor variază între 2,5 g /cm3 (depozite sedimentare), 2,7 g / cm3 ( granite ) şi 3,2 g / cm 3 ( bazalte ). Valoarea medie a crustei este de 3 g / cm 3.

Presiunea în cadrul scoarţei creşte odată cu adâncimea. La partea superioară a mantalei se crează o presiune de cca 12 kilobari ( 1 bar = 1,097 Kg /cm2 = 0,969 atm ).

Sub crusta oceanică, partea superioară a mantalei suportă o presiune mai mică, de aproximativ 2,6 kilobari.

Temperatura în cadrul scoarţei este în strânsă legătură cu energia internă şi cu cea externă- Fluxul termic al Pământului este în funcţie de conductibilitatea termică a rocilor şi acesta nu este uniform pe întreaga suprafaţă a crustei, variind de la 0,7 la 3,0 µcal / sec. pentru crusta continentală şi pentru cea oceanică.

În cadrul crustei, temperatura creşte uniform cu adâncimea : mai repede sub crusta oceanică şi mai încet sub cea continentală.

5

Gradientul geotermic este funcţie nu numai de conductibilitatea termică a rocilor ci şi de prezenţa sau absenţa unor surse termice critice ( vetre magmatice, circulaţia soluţiilor hidrotermale, surse radioactive ).

MODIFICAREA ECHILIBRELOR (Dezagregarea şi alterarea )

Materialul sedimentar de la suprafaţa scoarţei este, parţial, un rezultat al proceselor de transformare a rocilor preexistente ca urmare a noilor condiţii de echilibru fizic şi chimic. Modificarea acestor echilibre se realizează prin acţiunea simultană a acestor factori care determină procesele exogene din zona superficială a scoarţei şi care au ca efect dezagregarea şi alterarea rocilor preexistente.

DEZAGREGAREA

Modificarea fizică a echilibrelor preexistente este o consecinţă directă a mişcării apelor şi aerului, a variaţiilor de temperatură a acestora, precum şi a activităţii biotice.

Produsele obţinute în urma acestor acţiuni sunt variate şi depind în mare măsură de natura materialului iniţial.

Efectele mişcării apelor şi aerului

Eroziunea fluviatilă, abraziunea marină şi coraziunea constituie principalele procese de dezagregare a rocilor .

Acţiunea mecanică a apelor torenţiale şi fluviatile în cadrul ariilor continentale sau acţiunea valurilor asupra ţărmurilor duc la slăbirea coeziunii rocilor şi la desfacerea şi fragmentarea acestora în particule mai mici ;acţiunea acestor agenţi se continuă şi prin transportul materialului rezultat spre bazinele de sedimentare.

În cazul aerului, acţiunea distructivă este mai pregnantă atunci când el transportă particule nisipoase sau mai grosiere care acţionează asupra suprafeţelor de impact, rezultatul fiind mai ales un proces de “modelare” a acestor suprafeţe.

Rocile preexistente, în funcţie de compoziţia lor şi de caracteristicile lor texturale şi structurale se manifestă diferit faţă de acţiunea factorilor de dezagregare. Prezenţa unor deformaţii, diaclaze, şistuozităţi, plane de stratificaţie favorizează dezagregarea rocilor preexistente.

Rocile care prezintă o stratificaţie pronunţată (şisturi argiloase, marne, gresii) şi cele cu şistuozitate ridicată (filite) au o rezistenţă scăzută faţă de acţiunea distructivă a apelor în comparaţie cu rocile care prezintă o structură masivă (calcare, gresii, micaşisturi, gnaise).

Rocile magmatice opun o rezistenţă mai mare la acţiunea de dezagregare, această acţiune fiind accentuată în cazul prezenţei fisurilor şi crăpăturilor.

Granulaţia rocilor influenţează evident evoluţia proceselor de dezagregare. Astfel rocile cu structuri faneritice (granodiorite, diorite, gnaise, amfibolite) opun o rezistenţă scăzută la acţiunea distructivă a apei, în comparaţie cu rocile afanitice (andezite, bazalte, filite) care sunt mai rezistente.

6

Altitudinea reliefului influenţează intensitatea procesului de dezagregare produs de apele în mişcare. Astfel, în zonele cu relief mare, la altitudini ridicate, apele au o putere de distrugere mare.

În principalele bazine hidrografice de pe Glob denudarea mecanică are valori diferite, iar zonele plane, depresionare cu altitudini joase reprezintă zone de acumulare a materialului sedimentar rezultat în urma dezagregării.( Tabel II )

Tabel II

Denudarea şi transportul în suspensie în principalele bazine hidrografice ( după D. Rădulescu – 1979 )

Fluviul Denudareat/ Km2/ an

Material transportat mil.t/an

Mekong 1 200 1 000Gange 1 040 1 800Indus 420 400Ron 320 31,5Colorado 271 160Pad 240 18Mississippi 154 - 230 500 - 750Dunărea 101 83Zambezi 75 100Amazon 60 1 000La Plata 32 96,5Nil 31 88Rin 20 4,5Volga 19 25,7

PROCESE FIZICO – MECANICE

Acţionând cu predilecţie asupra regiunilor exondate, eroziunea fluviatilă, abraziunea , deflaţia, mişcarea gheţarilor generează materiale diferite atât granulometric cât şi petrografic.

Aceste materiale sunt transportate şi apoi acumulate în medii diferite : acvatice sau terestre.

Fragmentarea rocilor şi naşterea clastelor

Termenul de clastic ( roci clastice ) este folosit pentru definirea unui proces obţinut prin fragmentarea şi sfărâmarea în urma unor procese de dezagregare ( epiclastite ), a unor erupţii vulcanice ( piroclastite ) sau a unor procese de deformări mecanice ( cataclastite ).

Fragmentarea rocilor este un proces rezultat al meteorizării adică al proceselor controlate de dinamica factorilor externi: variaţiile de temperatură, umiditatea, îngheţ – dezgheţ, etc.

7

Fragmentarea este efectul final al pierderii coeziunii agregatului mineral supus acţiunii acestor factori. Viteze şi intensitatea dezagregării depind de natura petrografică a rocilor preexistente şi de poziţia lor în raport cu factorii de climă şi relief.

Pe lângă forma produselor de dezagregare (clastelor) mecanismele de formare a acestora sunt atribuite unor procese de genul termoclastiei, crioclastiei, haloclastiei şi umectării – uscării.

Efectele variaţiilor termice ale atmosferei ( termoclastia)Expunerea rocilor la variaţiile termice ca efect al radiaţiilor solare duce la

fragmentarea lor în zonele deşertice şi temperate.Suprafaţa liberă a rocilor se poate încălzi până la 70 – 80 0C ziua , iar noaptea se

răceşte la temperaturi de 0 – 5 0C.Aceste diferenţe termice determină dilatări şi contracţii ale constituienţilor care

slăbesc coeziunea rocilor. Conductibilitatea termică a mineralelor este variată : cele colorate (amfiboli,

piroxeni, etc.) absorb cantităţi mai mari de căldură spre deosebire de cale necolorate (cuarţ, feldspaţi, etc.) care reflectă radiaţiile solare şi se dilată mai puţin .

Rocile cu compoziţie eterogenă, formate din minerale diferite, predominant anizotrope sunt mult mai expuse insolaţiei decât cele formate din minerale izotrope.

Dilataţia diferită a componenţilor minerali duce la apariţia fisurilor superficiale ale rocii. Efectele variaţiilor termice sunt de 4 categorii :

- apariţia de “solzi” prin exfolierea la suprafaţa rocilor cu texturi plane (argile, filite, micaşisturi,etc.);

- apariţia de fisuri de contracţie cu dispunere perpendiculară pe suprafaţă , ele apărând la rocile omogene (tufuri, gresii, argile):

- dezvoltarea de fisuri radiare în corpurile sferice cu suprafeţe curbe ( curgeri de bazalte);

- dezagregarea granulară a rocilor omogene izotrope termic cu formare de claste păstrând conturul cristalelor;

Gelivaţia ( îngheţul şi dezgheţul ) acţionează cu precădere în zonele montane înalte şi cu umiditate ridicată. Creşterea volumului apei prin îngheţ cu 9,2 % determină mărirea porilor şi fisurilor din roci, slăbirea coeziunii dintre minerale şi provoacă în timp dezagregarea rocii. Produsele rezultate în urma gelivaţiei sunt fragmente colţuroase şi cu dimensiuni dependente de natura şi structura substratului supus acestui proces.

Efectele cristalizării soluţiilor ( haloclastia )Cristalizarea substanţelor din soluţiile care se găsesc în porii sau în fisurile din roci

antrenează dezagregarea în urma dezvoltării unor presiuni considerabile.Efectele cristalizării unor componenţi minerali ,în pori, sunt de aproximativ 10 –

1 000 de ori mai mari decât ale gelivaţiei. De ex.:

Na2CO3 • H2O —> Na2CO3 • 7 H2O —> 150 atm.(termonatrit ) ( natronit)Na2SO4 —> Na2SO4 • 10 H2O —> 240 atm. ( mirabilit )

8

Ca SO4 —> Ca SO4 • 2H2O —> 1 100 atm.( anhidrit ) ( gips )

Efectele activităţii bioticeLa interferenţa biosferei ci litosfera, activitate plantelor şi a animalelor contribuie la

dezagregarea rocilor.Astfel, lichenii distrug suprafaţa substratului pe care trăiesc. Rădăcinile arborilor

pătrund pe fisuri şi exercită presiuni mari (de 30 – 50 Kg / cm2) care lărgesc aceste crăpături favorizând circulaţia apelor , iar în final duc la dezagregarea rocilor.

În sfârşit, unele animale terforante (spongierii, echinidele, bivalvele) găuresc substratul pe care trăiesc (calcare, gresii) sau îl fragmentează. Organismele litofage (unele moluşte) contribuie şi ele la perforarea şi dezagregarea rocilor

ALTERAREA

Contactul nemijlocit dintre litosferă - pe de o parte – şi atmosferă şi hidrosferă - pe de altă parte, pune faţă în faţă sisteme naturale cu proprietăţi diferite şi impune , pentru asociaţiile de minerale ajunse la suprafaţa scoarţei, realizarea unor echilibre termodinamice care să corespundă excesului de apă şi oxigen existent în noile condiţii.

Cum se comportă feldspatul şi cuarţul dintr-un granit, de ex. . când roca este expusă factorilor de alterare şi care sunt consecinţele unor eventuale modificări ?.

Starea de echilibru a mineralelor din scoarţa terestră este definită la fiecare nivel al ei, de anumite valori termice, bazice şi de densitate.

Modificarea echilibrului pentru fazele minerale formate în condiţiile endogene, la temperaturi şi presiuni mari, este impusă de starea lor în condiţiile de la suprafaţă şi se traduce prin stări de metastabilitate şi instabilitate. Astfel, Un agregat mineral cristalizat în condiţii endogene şi ajuns în condiţii exogene caută să se readapteze prin reacţii chimice care vor avea tendinţa de a scoate din “ sistem “ elementele foarte mobile ( Na+, K+, Ca2+, Mg2+,...) şi de a le organiza pe cele mai puţin mobile ( Al3+, Si 4+, ...) în minerale noi caracteristice noilor condiţii.

Toate aceste procese care se desfăşoară la partea superioară a scoarţei terestre şi cunoscute sub numele de alterare se desfăşoară atât în zonele continentale subaeriene, cât şi în cele subacvatice ( lacustre şi marine) şi vor duce în final la apariţia unor produse secundare sau depozite reziduale.

Alterarea , ca proces geologic , acţionează simultan cu dezagregarea şi este stimulată de gradul de fragmentare a rocilor preexistente : în acest mod crescând suprafaţa lor specifică şi se multiplică contactele componenţilor minerali cu factorii de alterare.

Raportată întotdeauna la “ materialul parental”, intensitatea alterării şi, deci, extinderea produselor sale, sunt controlate de natura mineralogică şi petrografică a rocilor alterate şi de calitatea chimică a mediului în care acţionează ( Eh , pH, etc.)

Natura materialului parental

Procesele de alterare se desfăşoară în funcţie de structura cristalografică şi de chimismul mineralelor componente ale rocilor preexistente şi totodată şi în funcţie de

9

proprietăţile fizico – mecanice ale acestora (porozitate, permeabilitate, rezistenţă la uzură, etc.)

În cadrul structurii reticulare, o semnificaţie aparte o au sarcina şi raza ionilor pentru mobilitatea elementelor din cadrul compuşilor naturali; de asemenea tipurile de legături chimice influenţează mobilitatea elementelor în timpul alterării. Legăturile ionice (ex. Na – Cl ) sunt foarte slabe şi favorizează trecerea compuşilor respectivi în soluţie. Legăturile covalente (ex. Si – O => SiO2) sunt mai puternice şi conferă o stabilitate ridicată.

Pornind de la aceste observaţii rezultă că rocile formate predominant din minerale felsice ( tecto- şi filo- silicaţii) ca granitele, granodioritele, gnaisele, micaşisturile, sunt mai rezistente la alterare decât rocile formate din minerale mafice (ino- şi nezo- silicaţi) ca gabbrourile, bazaltele, amfibolitele.

O importanţă destul de mare în procesul de alterare a rocilor o au şi structura şi textura lor.

Astfel, structurile microcristaline compacte conferă rocilor o stabilitate mai mare decât structurile larg cristalizate. Porozitatea şi permeabilitatea rocilor sunt iarăşi factori care influenţează alterarea, favorizând un contact îndelungat între apă şi roci (minerale) facilitând accelerarea proceselor de alterare.

Ritmul şi intensitatea alterării sunt controlate de structura şi chimismul mineralelor ce compun rocile preexistente.

Ordinea de alterare a principalilor silicaţi mafici şi felsici şi a rocilor plutonice , vulcanice şi metamorfice pe care asocierea lor le determină sunt redate în tabelul III.

Tabel III

Ordinea de alterare a principalilor silicaţi şi a rocilor corespunzătoare lor

10

Nezo- (SiO4)4- Olivină Dunite Picrite ↓ ↓ Serpentinite

Ino- (SiO3)-2 Piroxeni Gabrouri Bazalte ↓ ↓ ↓

(Si4O11)-6 Amfiboli Diorite Andezite Amfibolite ↓ ↓ ↓

Filo (Si4O10)-4 Biotit

Tecto (Si3AlO8)-1 Ortoclaz Granodiorite Dacite Paragnaise ↓ ↓ ↓Microclin ↓Muscovit Granite Riolite Micaşisturi ↓

(SiO2) CuarţSensu

l cr

eş t

eri

i gra

du

lui d

e s

tabili

t ate

←

Procese chimice de alterare

Dintre procesele chimice care se desfăşoară la suprafaţa scoarţei ducând la alterarea şi transformarea rocilor preexistente, cele mai importante sunt : oxidarea şi carbonatarea, iar ca procese fizico – chimice sunt solubilizarea şi hidroliza

OxidareaMineralele formate într-un mediu sărac în O2 devin instabile în zona de oxidare a

scoarţei şi trec fie în compuşi solubili , fie în oxizi insolubili. De ex. sulfurile, formate în medii reducătoare, prin oxidare trec în sulfaţi care sunt solubili şi instabili în zona de oxidaţie:

2 FeS2 + 7 O2 + 16 H2O → 2 (FeSO4 ∗ 7 H2O) + 2H2SO4

FeS + 2O2 → Fe SO4

Compuşii rezultaţi sunt fixaţi în scoarţa de alterare sub formă de carbonaţi (siderit ) , hidroxizi (goethit şi FeO ∗ OH ) sau oxizi:

FeSO4 + Ca CO3 → FeCO3 + CaSO4 Pe lângă Fe în procesele de alterare, din cadrul mineralelor sensibile, se mai

concentrează şi Mg şi Al prin reacţii similare formându-se oxizi şi hidroxizi.

CarbonatareaCarbonaţii se formează în timpul proceselor de alterare sub controlul concentraţiei

în CO2 din apă şi aer.Apele bogate în CO2 descompun mai uşor unele minerale . prin scăderea presiunii

parţiale a CO2 se modifică echilibrul CO2/ HCO3 − fapt care duce la precipitarea

carbonaţilor sub formă de cruste, concreţiuni, diaclaze, etc.Adâncimea de formare a carbonaţilor este funcţie de rata precipitaţiilor din zonă;

cu cât acestea sunt mai abundente, cu atât nivelul de formare a carbonaţilor este mai coborât.

Solubilizarea mineralelor

Trecerea mineralelor în soluţie se face în mod diferenţiat, funcţie de compoziţia lor chimică şi de tipul legăturilor chimice dintre elementele componente.

Solubilitatea mineralelor are intensităţi diferite în funcţie de constantele fizico – chimice ale mediului de solubilizare: t0 C,pH,O2, etc.

11

HalogenurileDintre acestea halitul ( NaCl) este principalul mineral evaporitic. Prezintă o

solubilitate de 6 mol/ l sau 350 g/ l, la temperatura de 25 0C.Se apreciază că 55% din clorul apelor curgătoare provine din roci, iar încărcătura

totală în clor transportat anual dizolvat + suspensie este de 0,6% ( 600 ppm) ceea ce reprezintă de trei ori media conţinutului crustal care este de 180 ppm.

SulfaţiiGipsul ( CaSO4 ∗ 2 H2O ) şi anhidritul ( Ca SO4 ) prezintă o solubilitate mai

scăzută comparativ ci halitul, respectiv de 0,015 mol/ l sau 2 000 ppm/ l de apă la 250C. (Fig.2)

Fig. 2

Prin solubilizare sulfaţii de calciu se dizolvă în apele de circulaţie astfel : CaSO4 ←

→ Ca 2+ + SO4 2−

CarbonaţiiCalcitul, aragonitul, dolomitul , sideritul, rodocrozitul intră în constituţia

rocilor sedimentare carbonatate , formând uneori liantul rocilor detritice, sau formând roci în exclusivitate.

În contact cu apa carbonaţii se disociază în anionul CO32− şi cationul metalic :

Ca2+, Mg2+, Fe2+, Mn2+. Viteza de dizolvare este influenţată de compoziţia apelor, presiunea CO2 şi temperatură.

CaCO3 → Ca2+ + CO32−

CO32− fiind instabil sub această formă hidrolizează formând ionul bicarbonatic

CO32− + H + → HCO3

−

SiliceaApare sub diferite forme în natură şi reprezintă unul din compuşii cu cea mai mare

răspândire şi în cadrul domeniului sedimentar, întâlnindu-se aproape în toate tipurile de roci sedimentare.

Solubilitatea silicei în apele naturale este condiţionată de structura compusului, de temperatură şi de pH.

Prin alterare silicea trece în apă fie în stare moleculară, formând soluţii, fie coloidală.

SiO2 + H2O → H4 Si O4 → H+ + H3 SiO4−

12

Solubilitatea silicei este dependentă de temperatură; odată cu scăderea temperaturii se reduce şi solubilitatea cuarţului. Şi pH influenţează solubilitatea ; La valori peste 9 solubilitatea creşte, fapt realizat în natură prin hidroliza unor minerale argiloase. ( Fig. 3 )

Prezenţa în soluţie a unor ioni străini influenţează gradul de solubilitate a silicei (ex. Al3+, Na+, Cl−, etc.).

Fig. 3

Compuşii fierului fierul apare sub diferite forme în natură. Astfel, Fe2+ apare în carbonaţi, sulfuri,

silicaţi, iar Fe3+ apare în oxizi şi hidroxizi.Procesul de alterare a mineralelor de Fe este complex deoarece interacţiunea Fe2+,

F3+, H2O se realizează prin procese de oxido – reducere. Dar prezenţa O2 în apele de suprafaţă împiedică circulaţia fierului sub formă ionică.

Compuşii oxigenaţi ai Fe3+ prezintă o solubilitate foarte scăzută în condiţiile de la suprafaţa scoarţei. Trecerea Fe3+ în soluţie are loc numai în medii puternic acide, cu pH< 3. Ionul Fe3+ circulă numai sub formă coloidală.

SilicaţiiReprezintă grupa de minerale cu răspândirea cea mai mare în scoarţa terestră,

având o participare de peste 75% în rocile magmatice, metamorfice şi sedimentare.Silicaţii prezintă o structură chimică complexă, cu reţele reticulare pe bază de

tetraedri de ( SiO4)4− în care parţial siliciul pate fi înlocuit cu aluminiul. Alterarea silicaţilor se realizează în special prin solubilitatea acestora având la bază procese de hidratare şi schimb ionic.

Simultan cu trecerea în soluţie a cationilor solubili, Si şi Al, se redistribuie în cadrul reţelei alături de grupările (OH) şi formează învelişuri de protecţie stabile.

Alumosilicaţii , în ciuda imobilităţii aluminiului, reacţionează cu apa dar mai lent decât silicaţii nealuminoşi.

Prin solubilizarea acestor compuşi se pun în libertate cationi metalici (Na+, K+, Ca2+, Mg2+, etc.) şi totodată se produce şi dizolvarea parţială a SiO2.

13

Hidroliza Reprezintă o reacţie de schimb între cationii bazici din minerale şi ionii de

hidrogen proveniţi din apă. Acest proces constituie principalul proces de saltare a silicaţilor. reacţiile de hidroliză sunt complexe şi diferite în cadrul cărora au loc regrupări ale elementelor sub formă de structuri noi.

Silicaţii anhidri trec prin hidroliză în hidrosilicaţi, iar silicaţii cu număr redus de grupări (OH) trec în silicaţi cu număr mare de astfel de grupări.

Formele structurale cele mai stabile sunt filosilicaţii: 4 ( SiO4 ) 4− + 6 H2O → ( Si4 O10)4− + 12 (OH)−

nezosilicaţi filosilicaţi

2 ( Al2 Si2 O8 )2− + 6 H2O → ( Si4 O10 )4− + 4 Al (OH)3 tectosilicaţi filosilicaţi

Principalele procese hidrolitice care duc la transformarea silicaţilor sunt: caolinizarea, sericitizarea, cloritizarea ,serpentinizarea , uralizarea ,etc.

Alterarea silicaţilor se desfăşoară, de obicei , în trepte, iar produsele rezultate apar în diferite momente ale evoluţiei procesului.

Principalele minerale din roci care trec prin alterare în alţi compuşi sunt:- feldspaţii → illit → pirofilit → cxaolinit → hidrargilitÎn prezenţa apei aceşti primi produşi trec, în treapta a II-ade alterare , în hidromice- olivina → minerale serpentinice → montmorillonit,etc.- biotitul → clorit→ oxizi şi hidroxizi de Fe;- piroxenii → amfiboli → clorit;- amfibolii → clorit → antigonit → epidot → talc;

Produsele alterării − scoarţa de alterare şi solurile Scoarţa de alterare reprezintă rezultatul final al proceselor fizice şi chimice care

afectează partea superioară a scoarţei terestre. Ea se dezvoltă progresiv, având grosimi variabile (până la 60 m). În cadrul acestei scoarţe de alterare apar minerale relicte, agregate coloidale metastabile şi neoformaţii.

Minerale relicte sunt reprezentate prin compuşi stabili, greu solubili. rezistenţi la procesele de oxidare şi hidroxidare, precum şi la acţiunea CO2. Cele mai frecvente minerale relicte sunt ; cuarţul, corindonul topazul, casiteritul, distenul, aurul, rutilul, baritina. turmalina, muscovitul, monazitul, zirconul.

Compuşii coloidali metastabili şi instabili sunt formaţi în primele momente ale alterării şi au tendinţa de a trece în agregate cripto – sau microcristaline.

instabili metastabili stabiligel de silice → metacuarţ (opal) → calcedoniecalcedonie → cuarţină → cuarţprocaolin → hidrocaolin → caolingel limonitic → turingit → hematit

14

Neoformaţiile (minerale secundare) sunt reprezentate prin mineralele apărute pe seama celor preexistente şi sunt formate în condiţiile de la suprafaţa scoarţei.

Aparţin oxizilor, hidroxizilor, silicaţilor ( minerale argiloase ). Scoarţa de alterare începe în bază printr-un orizont de roci dezagregate pe care se

instalează produsele bogate în (OH)−, Fe3+, Al3+. La partea superioară, unde acţionează şi microorganismele şi unde se instalează şi o activitate organică complexă de natură animală şi vegetală se formează solurile de a căror studiu se ocupă pedologia.

ORIGINEA MATERIALULUI SEDIMENTAR

Materialul sedimentar (sedimentele şi rocile sedimentare) are două surse principale:- o sursă terestră;- o sursă de natură cosmică;Materialul de sursă terestră este cel mai important în sensul participării la alcătuirea

sedimentelor şi a rocilor sedimentare. Acest material rezultă prin două categorii de procese:1) procese de natură exogenă ( la suprafaţă);2) procese de natură endogenă;

Material de natură exogenă

Crusta începând de la apariţia ei a fost, este şi va fi supusă unui permanent proces de distrugere de către factorii externi ( atmosferă, hidrosferă, biosferă ).

Aşa după cum s-a văzut, alterarea poate fi fizică (pur mecanică) când se numeşte dezagregare sau se poate face prin procese chimice numite descompunere (alterare ).

Din această distrugere rezultă fragmente de roci preexistente ( litoclaste ), minerale alogene, minerale autigene.

Viaţa, apărută după ultimele date cu aproximativ 3,7 miliarde ani în urmă , a avut şi mai are un rol hotărâtor, foarte important, în formarea unor categorii de roci sedimentare.

Din acumularea scheletelor de susţinere sau a învelişurilor de protecţie a organismelor vegetale şi animale s-au format roci sedimentare, uneori în exclusivitate (diatomite, radiolarite, spongolite, calcare bioclastice etc.). Mai mult, însăşi materia organică de natură vegetală sau animală a contribuit la formarea unor roci ( hidrocarburile, cărbunii, ozocheritele).

Materialul rezultat prin alterarea scoarţei poate rămâne pe loc sub formă de fragmente (litoclaste) sau ca minerale reziduale (alogene), sau trece în soluţii ionice şi coloidale.

Din aceste soluţii precipită, în anumite condiţii, mineralele autigene. Aceste minerale pot rezulta şi din procesele de diageneză pe seama mineralelor alogene sau a litoclastelor sau din soluţiile care circulă prin scoarţă.

În regiunile lipsite de drenaj ( fără scurgere ) materialul fragmentar şi cel din soluţii se poate acumula chiar pe locul distrugerii, rezultând sedimente din care apoi prin procese de diageneză rezultă roci sedimentare care se numesc roci reziduale.

De regulă, materialul fragmentar, este transportat de la locul de formare prin intermediul unor agenţi transportori reprezentaţi de apă, vânt, gheaţă sau chiar organisme.

15

spre bazinele de acumulare, fie terestre (artere hidrografice, lacuri, peşteri) sau marin- oceanice, unde ajunge cea mai mare parte de material fragmentar.

Prin încetarea acţiunii de transport, materialul fragmentar solid se acumulează, rezultând sedimente şi apoi roci sedimentare. Materialul transportat prin soluţii ajuns în bazinele de acumulare , ca urmare a modificării echilibrelor, poate precipita sub formă de cristale sau sub formă de corpusculi (ex. oolitele).

Pe lângă precipitarea chimică directă în bazinele de acumulare are loc şi o precipitare biochimică prin intermediul organismelor vegetale şi animale.

Organismele au capacitatea de a-şi lua din mediu, substanţele minerale , cu precădere Ca CO3 , dar şi SiO2 pentru construcţia scheletelor şi a învelişurilor de protecţie.

După moartea acestor organisme, scheletele şi învelişurile de protecţie se acumulează, ele putând participa în cantităţi variabile la alcătuirea unor roci ,iar uneori pot forma roci în exclusivitate (diatomite, radiolarite, spongolite, unele calcare, etc.).

După moarte, unele organisme se pot acumula şi participă la formarea unor sedimente, apoi din acestea roci prin procese diagenetice de asimilare şi dezasimilare. Astfel por rezulta roci din pelote fecale. Unele organisme participă şi printr-un alt mod la alcătuirea rocilor, şi anume prin bioconstrucţii recifale (coralii,etc.).

Însăşi materia organică rezultată de la organismele vegetale şi animale poate contribui la formarea unor roci, cea mai mare parte a materiei organice fiind distrusă. În cazuri speciale această materie organică se poate conserva şi din ea rezultă roci sedimentare în exclusivitate (cărbunii, petrolul).

Material de origine endogenă

Dintre procesele endogene vulcanii sunt, prin activitatea lor, cea mai importantă sursă de material sedimentar. În timpul erupţiilor vulcanice sunt aruncate , expulzate în atmosferă fragmente de lavă, cristale, cenuşe, sticlă, etc.

Din acumularea acestor materiale, care poate avea loc pe uscat sau în apă, rezultă roci clastice ( de sfărâmături) care se numesc pitoclastite.

Fragmentele mai mari (lapilii, bombe) se acumulează în apropierea aparatului vulcanic, sau de aici pot fi transportate de către ape la distanţe diferite.

Cenuşa, reprezentată prin cristale şi sticlă, este în schimb transportată prin aer la distanţe foarte mari, şi prin încetarea acestui transport se poate acumula pe uscat sau în bazine marin – oceanice.

Există şi vulcani subacvatici. S-a constatat că la adâncime de sub 200 m erupţiile se produc mai intens decât în aer. La aceste adâncimi mari , datorită presiunii apei nu au loc manifestări efusive.

Activitatea vulcanică poate participa la formarea unor roci şi prin emanaţiile de gaze, atât în fazele de paroxism, cât şi în etapele interparoxismale. Emisiunile de gaze pot fi sub formă de fumarole ( gaze la temperaturi de peste 300 0C) , solfatare ( temperaturi sub 3000C , bogate în H2O şi H2S), mofete ( gaze sub 1000C formate din CO2). Gazele pot intra în reacţie de pe urma cărora rezultă roci sedimentare.

De ex.:H2S prin oxidare conduce la formarea de sulf liber care de poate acumula sub formă

de zăcăminte.

16

H2S poate reacţiona cu unele metale, cum ar fi Zn, Cu, Pb, Fe, rezultând sulfuri metalice ( blenda, galenă, pirită, calcopirită, etc.)

există zăcăminte de sulfuri metalice a căror origine este considerată sedimentară sau vulcanogen – sedimentară.

erupţiile submarine conduc la o îmbogăţire (creştere) a conţinutului de silice în apă, fenomen care permite proliferarea unor organisme silicioase (radiolari, spongieri) şi din care, după moarte, rezultă sedimente silicioase.

DINAMICA MATERALULUI SEDIMENTAR

Produsele procesului de distrugere a scoarţei ( dezagregare şi alterare = por rămâne pe locul distrugerii, când relieful este plan şi nu îngăduie deplasarea lui sub acţiunea gravitaţiei sau a agenţilor de transport :ape, gheţari, aer, organisme. În această categorie întră solurile, lateritele, grohotişurile, grusul granitic. Aceste produse constituie sedimente şi roci reziduale.

Cea mai mare parte a materialului sedimentar provenit din distrugerea scoarţei suferă un transport spre ariile de acumulare continentale, lacustre sau marine. În bazinele marin – oceanice şi lacustre, materialul adus de pe uscat cât şi cel rezultat din distrugerea ţărmurilor, de asemenea împreună cu bioclastele suferă deplasări şi resedimentări, deplasări provocate de mişcările apei (valuri, curenţi)

Transportul influenţează aspectele fizice ale materialului prin modificarea sa rezultând o anumită sortare, aspecte care se regăsesc şi în roci .

Principalii agenţi transportori sunt :- apa;- aerul;- gheaţa;- organismele;Factorii care pun în mişcare aceşti agenţi sunt : gravitaţia, clima, atracţia astrală,

vulcanismul, mişcările seismice şi activitatea biotică.Agenţii respectivi, ca şi factorii, au fost probabil aceiaşi şi în trecutul geologic ,

putând varia doar intensitatea lor.Motorul principal al deplasării materialului sedimentar rămâne totuşi gravitaţia care

determină deplasarea apelor continentale, dinamica pe verticală a apelor marin – oceanice, mişcările gheţarilor, alunecările de teren produse pe uscat, alunecările submarine, căderea materialului cosmic şi acumularea materialului vulcanic.

În al II-lea rând clima poate provoca dinamica maselor de aer, apariţia curenţilor marini şi a valurilor . Atracţia astrală este răspunzătoare de formarea mareelor care în mişcarea lor de dute-vino transportă o mare cantitate de material. Ca factor de transport erupţiile vulcanice proiectează în aer , deci în sens invers gravitaţie, material piroclastic din care o parte revine imediat gravitaţional pe pământ, iar altă parte este preluat de masele de aer şi transportat la distanţe mari sau foarte mari.

Erupţiile submarine pot provoca alunecări şi curenţi de turbiditate, iar mişcările seismice provoacă alunecări submarine şi curenţi de turbiditate. În sfârşit, organismele vegetale dar mai ales cele animale, prin procesele biotice , determină deplasarea materialului sedimentar. În prezent omul a devenit un factor important în deplasarea materialului sedimentar prin activităţile economico- sociale.

17

TRANSPORTUL PRIN APĂ

Apa este principalul agent de transport al materialului sedimentar. Apa transportă material fizic ( solid ) sub formă de litoclaste , minerale alogene, bioclaste, cât şi material dizolvat sub formă de soluţii adevărate sau coloidale.

Pe uscat reţeaua hidrografică este cel mai important agent transportor, atât de material solid cât şi prin soluţii. În bazinele marin – oceanice transportul se face prin valuri, curenţi marini obişnuiţi, maree şi curenţi de turbiditate.

Transportul de către apă pe uscat

Pe uscat apa îşi exercită acţiunea de transport prin reţeaua hidrografică temporară sau permanentă, adică prin torenţi, pâraie, râuri şi fluvii. Un agent de transport este şi ploaia.

Transportul de către apă pe uscat se realizează atât sub formă fizică cât şi chimică.Transportul fizic se realizează prin tracţiune sau prin târâre pe fund, prin

rostogolire, prin saltaţie sau în suspensie. În mod obişnuit materialul grosier( litoclastele) este târât sau rostogolit, iar cel fin ( pelitic, siltic sau arenitic ) este purtat în suspensie . Saltaţia este o situaţie intermediară între târâre sau rostogolire şi suspensie, în sensul că unele litoclaste sau minerale alogene pot fi luate în suspensie pe intervale scurte sau mai lungi încât înaintarea lor se face prin salturi. Chimic apa poate transporta materialul sub formă de soluţii adevărate sau coloidale.

Transportul fizicTransportul fizic se realizează prin intermediul apelor de ploaie sau a reţelelor

hidrografice. Ploaia ca agent de transport fizic se manifestă pe suprafeţele plane unde se infiltrează sau pe suprafeţele înclinate unde antrenează a mare parte de material către reţelele hidrografice.

Transportul prin reţeaua hidrografică organizată ( torenţi, pâraie, râuri, fluvii)Reţeaua hidrografică este cărăuşul cel mai important al materialului sedimentar în

stare solidă. Torenţii transportă materialul prin tracţiune ţi în suspensie pe distanţe mici şi în mod periodic în urma ploilor sau ca urmare a topirii zăpezilor. Cantitatea de material este transportată este mare şi depinde de înclinarea pantelor.

Pâraiele, râurile şi fluviile transportă cantităţi mari de materiale în suspensie şi mai puţin prin tracţiune. Prin tracţiune transportul fizic se realizează în special la viiturile mari. Compoziţia granulometrică a materialului transportat denumit în ansamblu, material aluvionar ,variază foarte mult.

De ex. în râurile de munte aluviunile de fund sunt reprezentate prin litoclaste mari, iar cele transportate în suspensie prin particule arenitice, siltice sau pelitice.

În râurile de câmpie aluviunile de fund sunt reprezentate prin nisip, iar cele în suspensie prin material siltic şi pelitic. În lungul unei artere hidrografice prin transportul fizic se schimbă granulometria materialului prin fragmentarea materialului. Are loc şi o sortare a granulelor după greutatea specifică.

18

Transportul prin soluţie

Apele continentale transportă şi material dizolvat în cantităţi mari. De ex. în zonele de munte materialul dizolvat reprezintă între 10 – 30% din totalul materialului transportat, iar în zona de câmpie reţeaua hidrografică transportă o cantitate mai mare.

Natura substanţelor dizolvate depinde de natura substratului din zona climaterică şi de alimentarea cu ape subterane.

♦ trec în soluţii sărurile uşor solubile : NaCl, Kcl, MgSO4, CaSO4, CaCl2, etc. Toate acestea sunt transportate numai ca soluţii ionice şi nu sub formă coloidală;

♦ În al 2-lea rând : carbonaţii metalelor alcaline şi alcalino – pământoase CaCO3, MgCO3, Na2CO3 şi silicea ; Carbonaţii sunt transportaţi în soluţii puternic nesaturate. de ex. în zonele nordice şi sudice ( polare) concentraţia CaCO3 este de 40 – 70% din saturaţia limită, iar în zonele calde (tropicale) saturaţia este sub 25%.

În regiunile aride cu evaporaţie intensă CaCO3 poate apărea şi într-o stare de suprasaturaţie încât calcita precipită şi va fi supusă unui transport fizic sub formă de suspensii fine. Silicea este transportată în acelaşi mod ca şi carbonaţii sub formă de soluţii nesaturate. În reţeaua hidrografică cantitatea de silice variază între 10 – 20ml/l .

♦ Fe,Mn,P, elementele minore cum ar fi V, Cr, Ni, Co, Cu, toate se găsesc în cantităţi foarte mici dizolvate în reţeaua hidrografică. Aceşti componenţi pot forma şi soluţii coloidale.

♦ Componenţii cu o solubilitate neglijabilă : silicea, cuarţul, sunt transportaţi mai rar sub formă de soluţii.

Ca o concluzie, se poate aprecia că exceptând un grup restrâns de substanţe uşor solubile ( NaCl, KCl, MgSO4, CaSO4 ) cât şi a unora practic insolubile ( cuarţ, silice) toate celelalte sunt transportate simultan atât fizic cât şi în soluţii. Cu cât un compus ( material ) este mai puţin solubil, cu atât este mai mare rolul transportului fizic.

Transportul materialului de către apele marin – oceanice şi lacustre

Ca şi în cazul reţelelor hidrografice de pe uscat, în marile lacuri dar şi în bazinele marin - oceanice, apa are un rol de transport atât fizic cât şi chimic.

În aceste bazine transportul este realizat prin mişcările valurilor, a curenţilor marini normali, a curenţilor de turbiditate şi a mareelor.

a) Transportul materialului prin valuri. Cu precădere prezintă importanţă transportul fizic. Este vorba de material sedimentar desprins din ţărmuri, de bioclaste rezultate după moartea organismelor şi de aluviunile aduse de reţeaua hidrografică.

Valurile acţionează ca agent transportor numai pe şelf, până la adâncimea de 200 – 250 m.

Deplasarea fizică a materialului se produce fie perpendicular pe ţărm, fie paralel cu ţărmul.

19

- Deplasarea perpendiculară (Fig. 4a) Sub acţiunea valurilor perpendicular pe linia ţărmului , materialul suferă o mişcare de dute – vino. La o înclinare mai mare a pantei mişcarea de revenire nu o recompensează pe de înaintare ,iar materialul este antrenat spre larg. În schimb dacă panta este extrem de lină materialul se deplasează spre ţărm formând plaje.

/ / / / / / / / / / / / / / / / / / / / / / /

↑

Fig. 4a- Deplasarea materialului perpendicular pe linia ţărmului

În zona de şelf, cu panta accentuată, unde sunt acumulări de material, valurile îşi pierd o mare parte din energie la o oarecare distanţă de coastă, iar materialul se acumulează acolo formând cordoane litorale şi praguri.

Schimbarea regimului valurilor aduce o redistribuire a materialului.Efectele transportului prin valuri se recunosc în roci sub formă de texturi încrucişate

şi texturi ripple.Zona de liniştire depinde de înclinarea şelfului din apropierea ţărmului. La o pantă

abruptă nu apare spargerea, aceasta producându-se la contactul cu faleza. (Fig. 4 b)

Fig. 4 b

Deplasarea materialului paralel cu ţărmul

De cele mai multe ori, valurile nu sunt paralele cu linia ţărmului , ci sunt sub un unghi oarecare. Direcţia deplasării particulelor de material nu corespunde cu direcţia deplasării valurilor şi cu cea a forţei de gravitaţie care este îndreptată pe linia de pantă maximă.( Fig.5)

20

Fig. 5

Transportul prin valuri apare cel mai intens în lungul coastei ( zona litorală ) fiind direct proporţional cu mărimea agitaţiei apelor.

De ex. pe coasta de sud a Crimeii, la agitaţia mării de un grad deplasarea materialului se face cu 6 m în 24 de ore. La o agitaţie de 6 grade, cu 65 m, iar la 8 grade cu 100 m. În alte regiuni se produc şi deplasări mai mari ( de 400 – 900 m). Distanţa până la care ajunge materialul transportat de valuri poate fi foarte mare. Se cunosc deplasări de material arenitic din regiunea Labradorului până în Florida ( peste 2500 Km ).

b) Deplasarea materialului prin curenţi normali

În afară de valuri, atât în mări şi oceane, materialul este transportat şi prin curenţi normali.

Pe şelf transportul prin curenţi normali se face prin tracţiune pe fundul apei, în suspensie şi în soluţie.

În general transportul prin suspensie şi soluţie este mai important decât cel prin tracţiune. Există curenţi şi în afara şelfului şi prin ei transportul se face numai prin suspensie şi în soluţie : de ex. curentul Floridei, Golfstromul, curentul Nord-Pacific.

După Kuenen aceşti curenţi transportă cantităţi uriaşe de material în comparaţie cu marile fluvii. De ex. Amazonul , la vărsare, transportă cca. 10 mil m3 / sec, iar Golfstromul 90 mil m3/sec.

c) Curenţii de turbiditate

Sedimentele aduse de reţeaua hidrografică pe şelf şi cele proprii şelfului (bioclaste sau litoclaste rezultate din distrugerea ţărmului) ajung şi se acumulează în zona de joncţiune cu povârnişul continental

Echilibrul acestor acumulări de material se poate rupe datorită faptului că se poate ajunge la o limită de încărcătură dau datorită altor cauze, cum ar fi valuri mari , mişcări seismice, sau aport masiv de material. Prin ruperea acestui echilibru se produc deplasări ale materialelor sub forma unor fluide mai dense decât apa. Viteza acestor curenţi creşte şi de pare că poate ajunge până la 100 Km/h. Treptat însă viteza scade până la anulare. Din această cauză, odată cu oprirea deplasării are loc şi o acumulare de material. Prin acţiunea de tracţiune şi sub încărcătura de material, curentul formează un şenal ( canal ) care se adânceşte treptat.( Fig.6 )

21

Fig. 6Acumularea are loc în cadrul şenalului , începând cu materialul mai grosier sub

formă de blocuri la partea inferioară a povârnişului şi chiar la joncţiunea taluzului cu zona abisală sub forma unei delte.

Materialul fin poate fi purtat şi spre largul zonei abisale. Sedimentele grosiere, cu blocuri, care se acumulează primele în cadrul şenalului de pe taluz, se numesc priximale, iar cele fine acumulate la distanţă mai mare se numesc distale.

Ca urmare, avem o sortare a materialului în lungul curentului şi o sortare a materialului după încetarea deplasării când masa de material se acumulează destul de rapid funcţie de dimensiunea fragmentelor, de natura şi greutatea specifică a acestuia. În cadrul materialului se produce şi o sortare gradată. (Fig.7)

Fig. 7Şenalele sunt uneori amplasate în prelungirea unor râuri, sau artere hidrografice de

pe uscat. În prezent nimeni nu se mai îndoieşte de realitatea curenţilor de turbiditate. Ei au fost observaţi pentru prima dată şi în unele lacuri artificiale sau naturale ( de ex.L.Geneva).

22

În 1929 în regiunea Grand Banks din zona Terra Nova s-a calculat că viteza curentului a atins 100 Km/h, iar materialul transportat s-a acumulat pe o suprafaţă de 20 mii Km2.

Realitatea curenţilor de turbiditate a fost evidenţiată şi prin foraje submarine executate în cadrul zonelor abisale şi batiale. În general în aceste zone, în concepţia clasică, se credea că se acumulează numai sedimente fine de tip mâlos. Dar carotele extrase au relevat existenţa materialului grosier străin de locul respectiv ( adus din zona şelfului ). Într-o carotă de 10 m lungime s-au identificat până la 30 de intercalaţii de material străin. Această distribuţie periodică de material grosier acumulat departe de sursa terigenă nu poate fi explicată decât printr-un curent de turbiditate. În cadrul materialului grosier nespecific locului de acumulare se găsesc şi bioclaste de şelf ( alge, moluşte) în opoziţie cu cele specifice care sunt în general pelitice batiale, specifice zonei respective.

d). Deplasarea materialului sub acţiunea mareelor

Forţa de transport a mareelor este analogă ca proces atât cu acţiunea valurilor ( de dute-vino) cât şi cu cea a râurilor.

Fluxul (înaintarea apelor) transportă dinspre mare spre uscat material care se poate sedimenta. Pot rămâne în unele depresiuni ochiuri de apă din care, după evaporare, să precipite unele săruri.

Refluxul are o acţiune de transport mai mare deoarece intervine şi gravitaţia, similar ca în cazul marilor fluvii.. Materialul este transportat prin târâre pe fund, prin saltaţie, în suspensie şi în soluţie. Ajuns în mare, materialul este redistribuit prin intermediul valurilor şi a curenţilor.

Transportul materialului prin intermediul aerului

Vântul exercită numai transport fizic prin tracţiune, suspensie şi saltaţie. Astfel, unele litoclaste, cât şi materialul arenitic grosier sunt transportate prin tracţiune. În schimb, materialul arenitic şi cel siltic şi pelitic este transportat în suspensie.

Acţiunea de transport a aerului este de cca 300 ori mai redusă decât cea a apei.Puterea de transport depinde direct de viteza vântului.S-a constatat că rularea are importanţă în transportul prin aer, în sensul că sunt

transportate mai uşor particulele rotunjite şi mai greu cele neregulate. Datorită acestui fapt depozitele acumulate eolian sunt bine rulate şi prezintă o sortare foarte bună.

Transportul prin aer acţionează puternic în regiunile deşertice apoi pe plaje, în zonele de stepă şi în golurile alpine, în lungul unor artere hidrografice sau pe plajele marine.

În zonele deşertice şi într-o oarecare măsură pe plaje, precum şi în lungul arterelor hidrografice, se acumulează depozite sub acţiunea vântului sub formă de dune şi barhane.(Fig.8)

23

Fig. 8

Există dune cu înălţime de până la 250 m. Dunele sunt acumulări lineare, cu o pantă mai lină în sensul de unde vine vântul şi o pantă abruptă în sens opus. Barhanele sunt formaţiuni semicirculare. forma acestora de datorează apariţiei unor vârtejuri la partea inferioară a acumulării de nisip. Dunele şi barhanele se deplasează în direcţia vântului, însă vântul poate suferi schimbări de direcţie încât înaintarea lor ia sens oscilatoriu. Ca urmare a modificării direcţiei vântului în organizarea materialului apare o textură specifică încrucişată sau oblică.

Pe suprafaţa nisipurilor eoliene actuale apar mici ondulaţii obişnuit situate la distanţe de 6 –20 cm, cu înălţimi de până la 20 cm care se numesc ripple-marks-uri eoliene. Prin litificare acestea se por conserva fiind specifice acumulărilor deşertice.

Vântul este agent de transport şi a materialului fin rezultat în urma erupţiilor vulcanice(cenuşele vulcanice). Vântul mai transportă şi material fin din morenele glaciare. Din acest material rezultă loessul (cuaternar). Depozitele de loess s-au format şi din materiale fine transportate din zonele deşertice.

Totuşi se consideră că Sahara s-a transformat în deşert în decurs de 7 mil. ani.

Transportul materialului prin intermediul gheţii

Gheţarii de deplasează în virtutea gravitaţiei. Materialul sedimentar transportat provine din substratul pe care se deplasează gheţarii şi din care rezultă marenele de fund, cât şi din versanţii văii pe care se deplasează ,rezultând morenele de suprafaţă (laterale).

Materialul morenaic se caracterizează prin lipsa stratificaţiei, lipsa rulării şi a sortării. Pe blocurile de litoclaste mai marin apar frecvent zgârieturi care se găsesc pe direcţia de curgere sa gheţarului. După aceste zgârieturi se recunosc marenele mai vechi decât cele cuaternare. (Fig.9)

24

Fig. 9

Gheaţa exercită şi un transport pe apă prin intermediul icebergurilor, sau prin gheaţa transportată de unele râuri. Toate aceste mase de gheaţă au incorporate materiale sedimentare. capacitatea de încărcare a unui m3 de gheaţă ajunge la 300 Kg. Cu toate acestea cantitatea de material transportat este mică.

Transportul materialului prin intermediul gravitaţiei

Există cazuri în care gravitaţia acţionează direct fără vreun agent transportor ( apă. aer, gheaţă). În această situaţie sunt alunecările, prăbuşirile, etc.

Alunecările se produc atât pe uscat cât şi în lacuri, mări, oceane şi ele pot antrena mase mari de material.

Pe uscat alunecările de teren sunt înlesnite de perioade cu precipitaţii abundente şi planul de alunecare corespunde de obicei planului de separare a unui material arenitic cu unul pelitic.

Alunecările submarine se produc pe pante fiind determinate de cutremure , de erupţii submarine şi ele antrenează mase mari de material acumulat care este deja în curs de litificare. Aceste alunecări nu trebuiesc confundate cu curenţii de turbiditate.

Prăbuşirile se produc în grote. Amploarea lor estre mai redusă. Soliflucţiunea se manifestă în regiunile arctice în timpul dezgheţului. În aceste perioade la partea superioară a solului are loc dezgheţul. materialul dezgheţat alunecă peste cel rămas îngheţat. partea dezgheţată fiind îmbibată cu apă alunecă gravitaţional peste cea îngheţată.

Transportul materialului de către organisme

Organismele, în special cele animale, pot produce un transport de material. De exemplu organismele limnivore (mâncătoare de mâl) transportă pe distanţe variate materialul ingurgitat. Animalele care sapă galerii pot transporta şi ele material.

În prezent omul a devenit cel mai mare transportor de material sedimentar în cadrul activităţilor economice de exploatare a substanţelor minerale utile.

Transportul poate avea loc pe distanţe foarte mari . De ex. omul dislocă şi transportă anual aproximativ 5 mld. tone cărbune, 900 mil. tone minereu de Fe, 1 mld tone ciment, etc.

25

Influenţa transportului fizic asupra materialului

Materialul transportat fizic suferă pe parcursul transportului un fenomen de transformări fizice, cum ar fi sfărâmarea şi sortarea. Sfărâmarea (triturarea) se realizează prin frecare , prin ciocnire şi zdrobire, rezultând produse din care rezultă material mai fin.

În general micşorarea dimensiunilor se produce pe direcţia de transport. S-a constatat ca litoclastele mai mari se sfarâmă mai uşor decât cele mai mici. Prin sfărâmare creşte şi gradul de rotunjire a materialului. Sortarea este de două tipuri:

1. Sortare progresivă, când se manifestă pe distanţe;2. Sortare statică ( locală ) când are loc după încetarea transportului;Sortarea progresivă depinde de alcătuirea mineralogică şi de natura mediului de

transport. În acest sens depozitele glaciare au gradul de sortare cel mai redus, iar cele eoliene au sortarea cea mai bună.

În transportul fluvial sortarea se face în funcţie de mărimea şi greutatea specifică a materialului. În lungul arterei respective dimensiunea scade pe direcţia mişcării. În acest sens acumulările de conglomerate şi pietrişuri dau indicaţii asupra ariilor sursă.

Sortarea este influenţată şi de agentul de transport. În acest sens vântui, prin deplasare selectează granulele de aceeaşi dimensiune, formă şi greutate. În general 90% din granulele dunelor au φ = 0,12 ÷ 1,00 mm. Foarte rar vântul transportă granule cu φ ≅ 3 – 4 mm.

Sortarea statică se realizează când încetează acţiunea de transport. Ea este specifică curenţilor de turbiditate, în sensul că are loc o sortare gradată. Aceasta se întâlneşte şi la alte tipuri de sedimente , inclusiv la depozitele de terasă. la cele neritice, dar rămâne specifică pentru curenţii de turbiditate.

D O M E N I I A C T U AL E D E S E D I M E N T A R E

Este de presupus că ariile actuale de sedimentare au fost similare şi în trecutul geologic încât cunoaşterea domeniilor actuale să permită înţelegerea modului de formare a sedimentelor şi a rocilor sedimentare din cadrul scoarţei terestre.

Twenhofel (1950 ) a împărţit domeniile de sedimentare în trei categorii :a) domenii continentale ;b) domenii marin-oceanice;c) domenii mixte( de interferenţă);Fiecare dintre cele trei categorii prezintă particularităţi proprii.

A. DOMENIUL CONTINENTAL

În cadrul ariilor continentale putem distinge uscatul propriu-zis şi suprafeţele continentale acoperite de ape (lacurile, arterele hidrografice ).

USCATUL ( continental şi cel insular (, funcţie de relief, vegetaţie, climă. poate fi împărţit în mai multe provincii ; de câmpie, de stepă, de munte, de deşert sau glaciar.

Acumulările de material sedimentar se fac peste tot. Acolo unde uscatul este acoperit de un covor vegetal, acumularea este nesesizabilă. În schimb pe uscaturile lipsite de vegetaţie cum sunt deşerturile şi zonele glaciare acumulările sunt mult mai evidente.

26

1. Domeniul deşerticDeşerturile apar în regiunile uscate, lipsite de drenaj, cu variaţii mari de

temperatură. În deşerturi diferenţele de temperatură de la zi la noapte şi vântul au un rol hotărâtor. Ca tipuri de sedimente în deşerturi se pot acumula :

• Grohotişuri şi pietrişuri apar la marginea reliefurilor înalte;• Litoclastele apar în zonele apropiate reliefurilor înalte şi se caracterizează printr-o

şlefuire după anumite feţe care sunt mai expuse acţiunii vântului. Aceste litoclaste se numesc şi glimpolite;

• Nisipurile sunt acumulările cele mai importante formând dune şi barhane. Aceste acumulări prezintă o sortare bună, granulele sunt în general rotunjite. Din punct de vedere mineralogic sunt extrem de variate. În depozitele vechi de nisipuri deşertice apar texturi încrucişate şi se pot conserva texturi de tip ripple. În prezent acumulări de nisipuri deşertice, pe suprafeţe mari , apar în Asia Centrală, în Africa şi în America de Nord.;

• Siltul se poate acumula pe loc îmreună cu nisipul sub formă de dune şi barhane, sau poate fi dus de către vânt în alte regiuni ducând la formarea loessului;

• Mâluri şi săruri apar în zonele unde există lacuri temporare sau permanente în care precipită săruri , cum ar fi: cloruri, sulfaţi, carbonaţi, datorită evaporaţiei intense. În aceleaşi lacuri se pot acumula şi mâluri negre sau cenuşii care conţin o cantitate mare de nisip şi blocuri de litoclaste;

• Depuneri de curenţi temporari (ueduri, waduri ) Deşerturile sunt străbătute de văi lipsite de apă. În perioadele când se produc ploi , pe aceste văi se scurg apele care transportă mari cantităţi de material sedimentar către bazinele de acumulare care de regulă sunt în interiorul deşertului sau către bazinele marin – oceanice. Aceste depozite reprezentate prin pietrişuri, nisipuri, silturi . În concluzie, sedimentele specifice deşerturilor actuale rămân nisipurile din dune şi din barhane care prezintă o textură specifică de tip ripple. Astfel de depozite se pot recunoaşte şi în formaţiunile vechi;

2. Domeniul glaciarCuprinde regiunile acoperite de gheţari şi ariile zonelor de influenţă de la marginile

lor, care se mai numesc şi periglaciar.În prezent această zonă se găseşte în munţii înalţi şi la cei doi poli. Se

caracterizează prin temperaturi scăzute, precipitaţii abundente sub formă de zăpadă şi o activitatea biotică redusă.

Acumulările de zăpadă conduc la formarea de gheţari cu grosimi foarte mari care se deplasează spre bazinele marin – oceanice sau pe văi în zonele montane. Deplasarea gheţii conduce la formarea şi acumularea de sedimente specifice rezultate prin procesele de roadere. Ele sunt în ansamblu reprezentate prin acumulări de argile, siltite, material arenitic, cât şi din litoclaste de diverse dimensiuni, inclusiv blocuri mari care prezintă pe suprafaţă striaţii. Ansamblul acestor depozite constituie morenele. Când predomină silturile şi argilele sedimentul se numeşte till, iar rocile corespunzătoare rezultate se numesc tillite.

La periferia morenelor frontale apar uneori un fel de conuri care se numesc sandre. Astfel de formaţiuni sunt frecvente în Islanda, Scandinavia,etc.

Materialul fin siltic şi argilos din morene şi din sandre poate fi luat de vânt şi transportat la distanţe mari, iar din acumularea lui rezultă depuneri de loess. În istoria geologică a Pământului s-au recunoscut mai multe etape de acumulări glaciare, mai ales la

27

nivelul Cuaternarului. Aproximativ cu 18 mii ani în urmă a fost expansiunea maximă a gheţarilor care acopereau 1/3 din suprafaţa globului, iar nivelul mării era cu aproximativ 100 m mai scăzut decât în prezent.

Pe măsură ce au înaintat şi sau retras , au modelar relieful, au generat modificări climaterice, au modificat nivelul mării şi au determinat migraţia vieţuitoarelor. De ex. acum 18 mii de ani coasta Americii de Nord era avansată în ocean cu aproximativ 150 Km, iar Asia era unită cu America prin istmul Behring. Mai mult de jumătate din suprafaţa terestră actuală îşi datorează morfologia condiţiilor climaterice din perioadele glaciare care au luat sfârşit în urmă cu aproximativ 10 mii ani. Dinamica gheţarilor actuali furnizează date privind modificările de climă. Astăzi se dispune de informaţii despre aproximativ 20 mii gheţari.

3. Domeniul continental acoperit de ape

Este reprezentat prin subdomeniile fluvial, lacustru, paludal şi speleal.a. Subdomeniul fluvial este constituit din ansamblul reţelei hidrografice care

brăzdează uscatul, de la torenţi la marile fluvii. Pe lângă acţiunea de transport şi eroziune, aceste subdomenii reprezintă şi domenii

de sedimentare. Particularităţile sedimentelor depind de climat, de debit, de morfologie, de viteza de curgere a apelor şi de natura substratului geologic.

Sedimentele care se acumulează sunt reprezentate prin bolovănişuri, pietrişuri, nisipuri, mâluri, iar întregul ansamblu poartă numele de aluviuni . Acumulările se fac în lungul albiilor minore şi majore, în conuri de dejecţie, grinduri fluviatile. Aceste sedimente pot conţine şi bioclaste animale sau vegetale silicifiate sau carbonificate. Se întâlnesc ca depuneri vechi şi anume ca terase cuaternare sau pliocene. Se mai întâlnesc în zonele de piemont care sunt depuneri torenţiale ca nişte conuri de dejecţie la contactul muntelui cu zona de câmpie. Sunt formate din pietrişuri, nisipuri, silturi cu texturi specifice încrucişate.

În paleoreliefurile vechi cu acumulări aluvionare epiclastice se găsesc frecvent capcane de hidricarburi.

b. Subdomeniul lacustruLacurile din interiorul continentului sunt variate ca origine ( glaciare, de baraj,

vulcanice, carstice, tectonice ) precum şi ca dimensiune, chimism, adâncime, temperatură (dependentă de zona climaterică , permanente sau temporare.

Sedimentarea în lacuri depinde în mare măsură de mărimea lacului şi de adâncime, de climă, de aportul de material terigen, de viaţa din lac şi de salinitate. În lacurile mari şi adânci sedimentarea este asemănătoare cu cea din bazinele marine. În aceste mări de dimensiuni reduse se pot separa , sub aspect morfologic şelful, taluzul şi câmpia abisală cărora le corespun zonele neritico – litorală, batială şi abisală.

În această categorie se încadrează L. Aral şi L. Caspic.În zona neritico – litorală se acumulează pietrişuri, nisipuri mâluri detritice,

depuneri de depozite de bioclaste. Se caracterizează prin texturi încrucişate şi riplate. În zonele batuale şi abisale se acumulează mâluri detritice, pelago – detritice, depozite de turbidite aduse de curenţii de turbiditate.

În lacurile mici procesul de sedimentare este influenţat de factorii locali: temperatură, climă, precipitaţii, natura uscatului limitrof. Se pot acumula pietrişuri,

28

nisipuri, mâluri. În zonele calde lacurile por fi temporare sau permanente. Pe lângă sedimentele epiclastice aduse de pe uscat prin reţeaua hidrografică, aici pot precipita carbonaţi, sulfaţi şi cloruri.

Sedimentele au în mod frecvent o stratificaţie fină. În zonele reci, în lacuri se pot depune oxizi de Fe, Mn, carbonaţi de Fe. În lacurile glaciare are loc o sedimentare specifică, concretizată printr-o ritmicitate sezonieră: vara cu depuneri epiclastice grosiere (nisipuri, pietrişuri), iar iarna cu depuneri fine (mâluri). Acest tip de sedimente se numesc varve.

În unele lacuri se pot instala medii reducătoare care favorizează formarea de mâluri sapropelice din materie organică. Prin procese diagenetice, din aceste mâluri rezultă hidrocarburi. Înalte lacuri puţin adânci se poate stabiliza o vegetaţie abundentă pe seama căreia se formează turbăriile.

c. Subdomeniul paludal (de mlaştină)Mlaştinile sunt acumulări de apă foarte puţin adânci invadate de vegetaţie. Unele

pot fi foste lacuri ajunse în faza de colmatare. vegetaţia poate fi lemnoasă (mangrove) sau herbacee (muşchi, ierburi). Domeniul paludal acoperă cca.1 600 000 Km2 în nordul Europei, Asiei şi Americii de Nord,în zonele tropicale şi subtropicale.

Vegetaţia bogată , respectiv prezenţa materiei organice conduce şi la apariţia unei activităţi bacteriene , rezultând în final CO2, H2S. Se acumulează , în general , sedimente organogene, sedimente chimice, epiclastice fine. În majoritatea mlaştinilor este specifică formarea turbei din care în timp se formează cărbunii.

Ca sedimentare chimică se pot forma oxizi de Fe sub formă de concreţiuni care se numesc murram în Africa sau macarrero în Cuba. Se mai pot acumula şi mâluri negre epiclastice.

d. Subdomeniul speleal (de peşteră)Este reprezentat prin grote şi peşteri care se formează în rocile carbonatate cu

precădere, şi care sunt străbătute de o apă curgătoare. Sedimentele care se acumulează depind de natura rocilor în care este amplasată peştera, de debitul apei care o străbate şi de organismele care trăiesc în peşteră. ca urmare rezultă sedimente clastice , de precipitaţie chimică şi sedimente organigene.

Ca sedimente clastice se întâlnesc pietrişuri, nisipuri şi mâluri. În unele goluri carstice se pot acumula şi laterite din care de formează bauxitele. Ca sedimente organogene, multe peşteri sunt populate de colonii de lilieci dina căror dejecţii şi resturi rezultă un depozit numit guano. Depunerile de precipitaţie chimică sunt specifice peşterilor fiind reprezentate prin stalactite , stalagmite, draperii, coloane şi cruste.

Există şi peşteri formate în gipsuri şi anhidrite, în care apar stalactite şi stalagmite numite antolite.

La ieşirea apelor din peşteri se pot forma depuneri de travertin şi uneori pisolite.

e. Subdomenii de tranziţieSunt cele care se situează între continent şi bazinele marin – oceanice, unde se face

întrepătrunderea uscatului cu marea. Ele sunt reprezentate prin delte, estuare limane şi lagune marginale.

29

e.1. Subdomeniul deltaicDeltele se formează la gurile de vărsare a marilor râuri sau fluvii în mări sau lacuri.

În zona de vărsare, şelful trebuie să aibă o pantă foarte mică şi să fie lipsit de curenţi care să redistribuie materialul transportat.

Râurile şi fluviile aduc, în special, în suspensie şi prin târâre mult material sedimentar. Prin acumularea acestui material iau naştere conuri, care treptat se ridică peste nivelul apei şi concomitent avansează spre larg.(Fig.10)

Fig. 10

De ex, Nilul transportă până la 250 – 300 mil. tone de material, Dunărea 80 mil tone/anual. Ca tipuri de sedimente în delte se acumulează material clastic pelitic, arenitic şi ruditic. Acest material prezintă o textură încrucişată.

În delte se dezvoltă şi o vegetaţie foarte bogată. Din această vegetaţie , prin acumulare, în timp, iau naştere turbării din care apoi se pot forma cărbuni. Pe seama materialului organic de natură vegetală şi animală se formează şi mâluri sapropelice care prin procese de diageneză îndelungată se transformă în hidrocarburi (petrol şi gaze ).De ex. zăcămintele de hidrocarburi din regiunea Apşeron din M. Caspică sunt considerate ca fiind de origine deltaică.

La noi în ţară se cunosc exemple de depozite deltaice care s-au acumulat în timpul Sarmaţianului la debuşarea arterelor hidrografice care veneau dinspre uscatul carpatic şi se vărsau în marea sarmatică. Ex. Delta volhiniană din Dealul Ciungi (Păltinoasa)

e.2. Subdomeniul estuarelor

Estuarele reprezintă porţiunile de vărsare a unor râuri care sunt lărgite şi care nu sunt în permanenţă legate de mare. Zonele respective pot fi şi sub influenţa mareelor. În general aici se acumulează material epiclastic reprezentat prin mâluri, silturi, nisipuri şi pietrişuri. Sunt prezente şi bioclaste specifice zonelor neritice sau aduse de reţeaua hidrografică. Textura este de asemeanea încrucişată.

e.3. Subdomeniul lagunar

Lagunele sunt porţiuni de mare barate de un grind (separate de largul mării ) sau de un cordon de nisip, ssau de recifi.(Fig.11)

30

Fig. 11

Se numesc lagune şi suprafeţele de apă din interiorul recifilor de tip atol. În general lagunele au legături permanente sau intermitente cu marea . La noi în ţară un exemplu de lagună este Lacul Razelm, separat de mare printr-un cordon de nisip deschis printr-o portiţă.

Salinitatea în lagune este variabilă; de la ape dulci la cele salmastre, sau cu salinitate mărită. Clima influenţează foarte mult sedimentarea . Viaţa se specializează în funcţie de salinitate.

În lagunele din zonele calde (G. Persic, California) salinitatea este de 42 - 66‰ se acumulează sedimente clastice, mâluri, silturi, nisipuri, cu o rată de acumulare de cca.30 cm/an (de ex, laguna Chadre). Tot în aceste lagune se acumulează şi sedimente cu evaporite ( anhidrite, gipsuri, sare gemă, calcit )

În lagunele din zonele reci sedimentarea este preponderent clastică; dacă se instalează medii reducătoare în aceste situaţii se pot forma mâluri sapropelice.

În lagunele cu legături episodice cu marea această situaţie a fost studiată în special pentru a se explica formarea unor depozite cărbunoase care sunt în intercalaţie cu roci sedimentare , sub formă de strate. Acest tip de sedimentare se numeşte sedimentare paralică. În etapele de legătură cu marea se acumulează sedimente clstice ( argile, nisipuri, pietrişuri) cu bioclaste spacifice; în etapele de întrerupere, continentale, se acumulează sedimente clastice , iar în fazele de colmatare se instalează o vegetaţie bogată din care rezultă turbării.

Fenomenul se poate repeta de nenumărate ori. Aşa se poate explica prezenţa zăcămintelor de cărbuni din regiunile estice ale Carpaţilor Orientali. (Fălticeni) , considerate ca fiind paralice.

B. DOMENIUL MARIN − OCEANIC

Oceanele de pe suprafaţa Pământului ocupă ≈ 70,8 % . Oceanul planetar cuprinde patru bazine mari : Pacific, Atlantic, Indian şi Arctic. La rândul lor, acestea . cuprind bazinele oceanice propriu-zise şi o serie de mări periferice, situate în apropierea continentului sau chiar în interiorul acestuia.

31

Bazinele maron – oceanice reprezintă în prezent cel mai important domeniu de sedimentare. Se consideră că o situaţie similară a existat şi în trecutul geologic, raportul dintre bazinele cu apă şi uscat nemodificându-se esenţial. Mările ocupă suprafeţe mai mici, fiind în legătură cu uscatul. Mările por fi:

A. Mări marginale , care au legături largi cu oceanul;a) Mări epicontinentale ( de şelf ) care sunt acoperite cu ape puţin adânci

(200-250 m)b) Mări adânci, separate de ocean prin arcuri de insule / creste ) care prin

prisma tectonicii globale reprezintă zone de subducţie. De ex. mările din partea de est a Asiei ( Japonia);

II. Mări intracontinentale, care sunt situate între continente sau în interiorul acestora. Aceste pot fi:

a) Mări epicontinentale ( ex. Marea Baltică );b) Mări adânci (Marea Mediterană, Marea Neagră);Aceste mări pot reprezenta resturi de plăci, fose de subducţie sau zone de

expansiune.Procesele de sedimentare în bazinele marin - oceanice sunt condiţionate de aportul

de material terigen adus de reţeaua hidrografică şi de vânt, de morfologia fundului bazinelor (adâncime), de viaţa vegetală şi animală, de salinitate, temperatură, pH, Eh, şi de dinamica apelor.

Acumulările de sedimente se fac pe cale fizică (de ex. mineralele alogene, litoclastele) şi pe cale chimică prin precipitarea chimică sau biochimică, cât şi prin acumularea materiei organice de natură vegetală şi animală.

La acestea se adaugă o cantitate redusă de material cosmic, cât şi material piroclastic.

Relieful bazinelor marin – oceanice

În cadrul bazinelor marin – oceanice se pot distinge trei zone :1.Şelful;2.Taluzul;3.Câmpia abisală;ŞELFUL mai este denumit şi precontinent sau platou continental şi este o

prelungire a uscatului sub oglinda apelor marine. Şelful se extinde de la linia de ţărm sau a fluxului până la adâncimea de 150 – 250 m ( rar 3560 m ).(Fig.12 )

Şelful are o lăţime variabilă , de la câţiva zeci de metri ,la sute de kilometri. panta sa este mică (0,070 sau 7%). Suprafaţa şelfului , cu apa care-l acoperă şi ansamblul organismelor şi sedimentelor care se acumulează constituie provincia neritică ( nereitico – litorală ) . Ca atare toate sedimentele care se acumulează în această provincie cât şi rocile care rezultă din ele sunt din categoria celor neritice ( litorale )

Unii autori utilizează denumirea de litoral numai pentru porţiunea care este sub acţiunea valurilor şi a mareelor. Suprafaţa uscatului afectată de maree este numită şi zona tidală.

Pe şelf factorii care condiţionează sedimentarea sunt:∗ dinamica apei, materializată prin valuri, curanţi, maree.∗ salinitatea, care poate fi de la normală la salmastră;

32

∗ temperatura, care este variabilă, în funcţie de climă;∗ viaţa, reprezentată prin organismele care trăiesc aici ( bentonice, planctonice,

nectonice );∗ sursa de material, reprezentată prin materialul adus pe cale fizică sau chimică de

către reţelele hidrografice, apoi materialul rezultat din distrugerea ţărmurilor, de organismele care trăiesc, inclusiv cele recifale;

Fig. 12

Ca tipuri de sedimente, în această zonă se întâlnesc :1.Sedimente epicalstice : pietrişuri, nisipuri, mâluri, aduse de reţelele hidrografice

sau rezultate prin abraziunea ţărmurilor sau de către vânt. În general, materialul epicalstic grosier este specific zonei litorale.

2.Sedimente bioclastice formate din acumulările de cochilii , în special de moluşte, bivalve, gasteropode fiind specifice şelfului. Aici se pot forma acumulări exclusiv din cochilii rezultând falune.

3.Sedimente biodetritice rezultate din sfărâmarea bioclastelor sau a recifilor, rezultând nisipuri şi silturi calcaroase.

4.Sedimente de precipitaţie chimică. În zona neritică, în anumite condiţii se pot forma prin precipitare chimică oolite carbonatate, feruginoase, mâluri calcaroase sau glauconitice.

5.Sedimente saline pot precipita săruri numai în condiţii specifice.6.Mâluri peletale formate în zonele neritice liniştite, populate de organisme

limnivore.7.Construcţii recifale. Cele mai importante sunt cele coraligene. Acestea se

formează în condiţii foarte severe, restrictive., apar în mări calde ,peste 300 C, bine oxigenate, cu salinitate normală şi până la adâncimea de 60 m.

După forma lor construcţiile recifale actuale sunt de 3 tipuri:- recifi coraligeni litorali, sunt mici, cu lungimi maxime de 2 – 3 m;

33

- recifi coraligeni de tip barieră, sunt foarte lungi, pe zeci, sute sau chiar mii de Km; Cel mai mare recif de acest tip este “ Marea barieră de corali” de pe coasta de NE a Australiei, cu lungimea de peste 3 00 Km şi lăţimea de 300 Km;

- recifi coraligeni de tip atol ( circulari ), care se formează pe vârfurile insulelor ;Indiferent de tipul de recif, la acesta se deosebesc: ( Fig.13 )

Fig. 13

a) o zonă centrală sun forma unui con care constituie reciful propriu-zis;b) o zonă laterală formată din material provenit din distrugerea recifului de către

valuri. Este material de tip epiclastic format din trei zone: cu material ruditic, arenitic şi pelitic.

Reciful de tip atol are de obicei în mijlocul său o lagună în care se acumulează material fin de natură calcaroasă.

Recifii pot fi construiţi şi de alte organisme în afară de corali, cum ar fi: alge calcaroase briozoare, viermi. Formaţiuni de acest tip se cunosc în G. Neapole, iar spongieri calcaroşi în M. Caraibilor.

Şi în trecutul geologic se întâlnesc recifi formaţi pe seama spongierilor. Viermii policheţi care trăiesc într-un tub calcaros pot construi de asemenea recifi. Astfel de recifi se găsesc în prezent în G. Tunis. În ţara noastră recifi formaţi din viermi se cunosc în Buglovian pe Platforma Moldovenească. Construcţiile recifale de formă lenticulară se numesc bioherme, iar cele sub forme de strate biostrome.

TALUZUL ( POVÂRNIŞUL CONTINENTAL ) corespunde zonei batiale.

Taluzul corespunde zonei batiale. La marginea taluzului către ocean începe bazinul marin – oceanic. Taluzul prezintă o pantă ceva mai mare decât şelful, cu o înclinare de până la 4 0 şi coboară până la adâncimea de 1 500 – 3 00 m. Această pantă se mai numeşte şi povârniş, abrupt sau taluz.

Suprafaţa taluzului, cu apa care-l acoperă, organismele care trăiesc aici şi sedimentele care se acumulează se numesc zona batială. Ca urmare, sedimentele din această zonă se numesc sedimente batiale. ( Fig. 14 )

Sub aspect morfologic elementele specifice taluzului sunt canioanele care sunt nişte adâncituri sub formă de şanţuri cu profil în formă de “V”. Pot fi simetrice sau asimetrice. În unele cazuri acestea pot prezenta pe versanţi şi terase. Adâncimea şi lăţimea lor sunt variabile. Ca origine, este demonstrat ca unele din ele reprezintă prelungirea unor artere

34

hidrografice de pe uscat ( râuri, fluvii ). Unele dintre acestea s-au format submarin în perioadele de exondare a şelfului, apoi a urmat o perioadă de afundare când a avut loc flexura taluzului. originea altora este datorată curenţilor de turbiditate şi a eroziunii produse de aceştia.

Fig. 14

Factorii care influenţează sedimentarea în zona batială sunt :∗ Temperatura şi salinitatea , care la nivelul fundului apei sunt constante fără să fie

influenţate de variaţiile sezoniere. În schimb la suprafaţa apei temperatura este dependentă de zona climaterică.

∗ Dinamica apei. La suprafaţă sunt valuri, dar influenţa lor asupra sedimentelor de pe fund este nulă sau foarte redusă. În schimb aici acţionează puternic curenţii de turbiditate care au un rol important. S-a constatat că aici acţionează şi curenţii termohalini determinaţi de diferenţele de temperatură a apei sau curenţi haloclini cauzaţi de diferenţa de salinitate.

∗ Viaţa este reprezentată prin organisme planctonice şi nectonice. Planctonul este reprezentat prin cocolitoforide flagelate, foraminifere, radiolari, diatomee. Organismele bentonice sunt puţine: unele foraminifere (Nodosaria, Robulus, Lagena, etc.), corali solitari, spongieri silicioşi. crinoidee, stele de mare, rari crustacei, unele moluşte şi brahiopode.

Tipuri de sedimente:Acestea depind în primul rând de sursa de material: o parte din material este de

natură epiclastică provenind de pe continent şi transportat de curenţii de turbiditate. Prin acelaşi sistem de transport pot fi aduse şi bioclaste la care se adaugă bioclastele specifice zonei bentonice, planctonice, nectonice ).

35

În cantitate redusă, materialul poate fi reprezentat prin nisipuri, siltite, cenuşe vulcanice, material adus de gheţarii plutitori. În zona batială se întâlnesc :

1. Turbidite care constau din acumulările de material adus de pe şelf prin intermediul curenţilor de turbiditate. Acest material poate ajunge până în zona de racord a taluzului cu câmpia abisală. Specific pentru aceste acumulări sunt sorturile gradate şi hieroglifele, bioglifele şi texturile curbicorticale.

2. Sedimente pelagice care se formează pe seama organismelor planctonice , mai ales a cocolitelor , a foraminiferelor , dar şi a organismelor nectonice. Ca atare, vor rezulta mâluri fine cu cocolite, foraminifere (globigerine), mâluri cu pteropode. Sedimentele pelagice pot avea în compoziţia lor până la 25% fracţiune fină epiclastică adusă de pe uscat.

2. Sedimente pelago – detritice alcătuite din material fin de natură argiloasă adus în suspensie, la care se adaugă şi material pelagic format pe seama organismelor planctonice. Materialul fin de natură terigenă depăşeşte 25%. Aceste sedimente se mai numesc şi hemipelagice. Ca sedimente pelago – detritice avem : mâluri calcaroase, mâluri silicioase şi mâluri argiloase. Cele argiloase pot fi :

mâluri albastre care au 62 – 65% minerale argiloase, la care se adaugă şi bioclaste de foraminifere şi cocolite. Aceste mâluri se acumulează în medii anaerobe.

mâluri roşii, se formează în zonele aerobe, în ape calde , iar culoarea lor roşie este dată de oxizii de Fe. Sunt specifice zonelor batiale din regiunile calde unde debuşează marile artere hidrografice care transportă material lateritic.

mâluri cu coprolite, sunt mâluri argiloase sau calcaroase în care trăiesc organisme limnivore.

mâluri negre formate în mările fără aerisire, de tip euxinic în care există o mare cantitate de materie organică.

ZONA ABISALĂ

Cuprinde bazinul oceanic propriu – zis. Începe de la baza taluzului (1 500-3 000 m ) şi ajunge până la marile adâncimi, cum este cea din Fosa Mariane , de lângă Filipine, cu adâncimea de 11 033 m. Sub aspect morfologic, în această zonă se deosebesc unele tipuri de structuri morfologice:

a) Subzona de piemont care se găseşte în zona de racord a taluzului cu câmpia abisală. Reprezintă un fel de imense conuri de dejecţie formate din material adus de curenţii de turbiditate.

b) Câmpia abisală ocupă suprafaţa cea mai mare. această câmpie poate fi plană sau aproape plană, sau poate prezenta mici ridicături a căror origine nu se cunoaşte (Fig.15 )

36

Fig. 15c) Dordsalele medio – oceanice reprezintă reliefuri pozitive, veritabili munţi şi

corespund zonelor de acreţie, cu un rift situat în zona axială. În prezent dorsalele ajung la peste 55 000 Km lungime şi străbat toate oceanele.

d) Fosele( chiuvetele abisale) care de regulă sunt plasate spre marginea oceanelor, în zonele de subducţie, ele fiind lungi, înguste şi foarte adânci.

e) Insulele. Majoritatea insulelor sunt de origine vulcanică provenite fie de la vulcani stinşi, fie de la unii vulcani activi. Există şi insule continentale.

f) Vârfurile şi guyoturile sunt conuri vulcanice care se găsesc sub nivelul mării la adâncime diferită. Natura lor este vulcanică. Guyoturile sunt tot de natură vulcanică, însă prezintă formă de trunchi de con, neexplicată până acun. unele guyoturi au şi nişte trepte asemănătoare cu nişte terase. Natura lor este tot vulcanică. În ceea ce priveşte suprafaţa lor plană, după unii autori, se presupune că nivelarea sar fi produs prin exondare. Alţii consideră că suprafaţa a fost plană şi au fost permanent sub apă.(Fig.16)

Fig. 16

Factorii sedimentării sunt :∗ Temperatura apei la suprafaţă depinde de zona climaterică putând fi de la caldă

la foarte reci. La fundul apelor temperaturile sunt constante. ∗ Salinitatea este în general constantă atât la suprafaţă cât şi în adâncime.∗ Presiunea este extrem de mare fiind reprezentată prin greutatea coloanei de apă.∗ Dinamica apei reprezentată la suprafaţă prin valuri care nu se simt în adâncime.La joncţiunea taluzului cu câmpia abisală se resimte influenţa curenţilor de

turbiditate. Dinamica apelor poate fi influenţată de diferenţa de temperatură şi salinitate. Între factorii sedimentării o importanţă deosebită o prezintă viaţa, reprezentată prin organismele bentonice specializate.

Procesul de sedimentare este influenţat de organismele planctonice, uneori în totalitate reprezentate prin cocolite. foraminifere, diatomee, radiolari. Tot între factorii sedimentării mai por fi menţionaţi şi dorsalele medio – oceanice (zone de acreţie) care prin activitatea magmatică efuzivă, respectiv prin lava expulzată, gazele care se dizolvă în apă şi relieful ca atare al dorsalelor , influenţează procesele sedimentare.

Ca sursă de material, în primul rând. trebuie amintit şi rolul organismelor planctonice. Apoi, materialul terigen care provine din zona de piemont sau vine în suspensie şi este transportat către larg.

Activitatea din zona de rift (acreţia) se manifestă prin produsele de origine endogenă ( lavă, gaze, etc.)

37

Sursa dominantă o reprezintă planctonul. Ca sursă de material sedimentar mai poate fi amintit şi materialul de origine cosmică care se recunoaşte mai uşor în zona abisală, materialul adus de vânt, inclusiv cenuşele, sau materialul transportat de către gheţarii plutitori. Tot acest material este însă în cantităţi destul de reduse.

Ca tipuri de sedimente se întâlnesc:1. Turbidite şi sedimente pelagice acumulate în zona de piemont Sedimentele

pelagice provin de la organismele planctonice. Planctonul calcaros se acumulează până la CCD 8 limita de compensaţie a carbonaţilor ). Sub această limită de depun exclusiv mâluri argiloase. Materialul pelago – detritic este provenit din bioclastele calcaroase sau silicioase amestecate cu material terigen.

În anumite condiţii se pot forma şi produse de precipitaţie chimică de natură carbonatată sau chiar silicioasă.

2. În zona câmpiei abisale , care reprezintă cea mai mare suprafaţă, predomină sedimentarea pelagică cu mâluri calcaroase până la limita CCD şi mâluri argiloase sub CCD.

Se pot întâlni sedimente hemipelagice cu mai mult de 25% fracţiune terigenă, în special materie silicioasă adusă în suspensie.

În ariile abisale se formează şi sedimente autigene ( calcare micritice până la CCD, mâluri cu sulfuri, noduli polimetalici ).

3. În fosele situate la marginea oceanelor . Între aceste fose şi continent si pop interpune şiruri de insule vulcanice, de ex. Fosel Antilelor, Porto Rico.

Există cazuri când între uscat şi fose se interpun două categorii de insule: unele vulcanice, şi altele nevulcanice. Datele recente au arătat că fosele corespund unor zone de subducţie. ca tipuri de sedimente aici se întâlnesc: turbidite, sedimente pelagice şi sedimente pelago – detritice. Pentru aceste zone mai sunt specifice sedimentele numite melanje,care constau din depuneri pelagice detritice fără stratificaţie, în care se găsesc blocuri de material vulcanic rezultate prin roaderea ( răzuirea) fundului plăcilor aflate în subducţie.

4. În zona dorsalelor. care sunt reliefuri pozitive, veritabile vârfuri muntoase există o sedimentare specifică. În partea lor mediană există o vale de rift cu profil în formă de V. prin cercetările întreprinse asupra sedimentelor din zona medio – oceanică. din apropierea insulelor Azore, s-a constatat că în valea de rift , care are un planşeu de 1 – 5 Km, iar la partea superioară până la 30 Km, se depun mâluri, silturi, litoclaste de roci bazice provenite din sfărâmarea lavelor.

S-a constatat în valea de rift şi prezenţa unor organisme: spongieri, holoturii. Ca urmare a erupţiilor , pe flancurile dorsalelor se acumulează litoclaste , silturi, mâluri. Ca urmare a erupţiilor are loc şi o silicifiere a mediului care poate favoriza dezvoltarea organismelor silicioase ( radiolarii).

5. În zona vârfurilor şi a guyoturilor sedimentarea este în funcţie de adâncimea lor faţă de nivelul apei. Dacă se ridică până aproape de suprafaţa apei pe ele are loc o sedimentare de tip neritic, iar în zonele calde se pot instala şi recifi. Tot în această situaţie ele pot constitui sursă de material epiclastic.

6. Insulele sunt reliefuri pozitive subaeriene şi ca atare în jurul lor are loc o sedimentare neritică. La insulele de dimensiuni mari poate avea loc şi o sedimentare de şelf. În zonele calde pe insule se pot instala recifi.

38

Ca o concluzie, sedimentarea în bazinele marin- oceanice este funcţie de relief, respectiv apar cele trei provincii: neritică, batială şi abisală. şelful reţine de obicei produsele de eroziune ale uscatului şi cele rezultate pe seama activităţii biotice sau prin procese de precipitaţie chimică. Pe şelf sedimentarea este dependentă de climă . Sedimentele acumulate în zonele batiale şi abisale pot fi de origine pelagică , detrito – pelagică sau autigene.

CONSTITUIENŢII PETROGRAFICI AI ROCILOR SEDIMENTARE

În componenţa rocilor sedimentare participă în proporţii variate , funcţie de tipul rocii, următorii constituenţi petrografici:

1. Litoclaste – fragmente de roci preexistente;2. Minerale alogene;3. Minerale autigene;4. Minerale argiloase;5. Bioclaste (fragmente sau exemplare întregi de învelişuri de protecţie sau

schelete de susţinere);6. Oolite (pisolite);7. Pelete (pelote);8. Lumpuri;9. Materie organică;10. Material piroclastic;11. Material cosmic;12. Liant, care poate fi o matrice sau un ciment;Componenţii menţionaţi participă la alcătuirea rocilor sedimentare în mod

diferenţiat. De ex. litoclastele şi mineralele alogene, alături de mineralele argiloase sunt constituenţii dominanţi ai rocilor epiclastice. Compuşii piroclastice ( cenuşele, lapiliile. bombele vulcanice) sunt compuşii dominanţi ai rocilor piroclastice.

Mineralele argiloase sunt componenţii principali ai argilelor. Oolitele pot forma roci în exclusivitate , respectiv calcarele oolitice. Rocile de precipitaţie chimică sunt formate în exclusivitate din minerale autigene, de ex. sarea (NaCl), gipsul( CaSO4.2 H2O), calcarele (CaCO3).

L I T O C L A S T E L E

Litoclastele nu sunt altceva decât fragmente de roci preexistente, respectiv de roci magmatice, sedimentare şi metamorfice, care indiferent de mărimea lor conservă natura rocii iniţiale. Litoclastele se formează prin distrugerea scoarţei sub acţiunea factorilor exogeni.

Litoclastele au dimensiuni diferite începând de la 0,063 mm până la m3. Dimensiunea fragmentelor, cât şi forma lor , depind de natura rocii preexistente şi de distanţa de transport de la locul dezagregării până la bazinul de acumulare.

39

Caracterele litoclastelorCaracterele litoclastelor se referă la dimensiunea lor, la formă şi la aspectul

suprafeţei. Cunoaşterea acestor caractere prezintă importanţă atât din punct de vedere teoretic pentru precizarea genezei, cât şi practic pentru utilizarea lor în economie.

Forma. Caracterizarea formei granulelor se face în raport cu cele trei axe de coordonate, prin măsurarea directă a dimensiunilor L. l. E , sau a, b , c.( Fig.17)

Pentru caracterizarea formei litoclastelor se folosesc două tipuri de indici: (Fig 18)

1. indicele de sfericitate 32

ba

c

D

dS

⋅==

• indicii formei

2. indice de disimetrie a

ACDi =

1. indice de rotunjire a

rR i

o2

= ri = raza celui mai mic

cerc înscris în colţ • indicii funcţionali

2. indice de aplatizare c

baAp 2

+=

3. indice de portanţă 3

2

abP =

40

Funcţie de raportul dintre axe s-au separat 4 tipuri morfometrice:1. tipul sferic (izometric)2. tipul cilindric ( prismatic)3. tipul planar – lamelar4. tipul planar – discoidal (Fig.19)

Fig. 19

Forma unui litoclast se exprimă şi prin aspectul muchiilor şi a colţurilor care reflectă gradul de rotunjire.

Astfel după Krumbein se pot separa 4 categorii:1. tipul angular cu coeficientul de rotunjire egal cu 0(zero );2. tipul rotunjit , cu toată suprafaţa rotunjită şi cu coeficientul de rotunjire 100%3. tipul subangular, 2⁄ 3 din suprafaţă colţuroasă şi cu coeficientul de rotunjire

33%;4. tipul rotunjit,cu 2⁄ 3 din suprafaţă rotunjită, iar coeficientul de rotunjire de

66%

Dimensiunea

Litoclastele au dimensiuni variate, ca urmare a proceselor de spargere şi roadere. Utilizarea practică a sedimentelor şi a rocilor sedimentare alcătuite din litoclaste şi minerale alogene granulare necesită cunoaşterea dimensiunilor acestora şi au condus la apariţia diverselor categorii dimensionale.

Totalitatea proceselor care contribuie la determinarea dimensiunilor constituie granulometria care furnizează sistemul de clasificare a rocilor clastice, de utilizare practică a acestora şi de explicare a genezei lor.

Mărimea unui litoclast (sau a unei granule alogene) de formă neregulată se exprimă cel mai bine prin volumul ei (diametrul nominal).

41

Întru-cât acest diametru este greu de determinat, analiza granulometrică se face cu ajutorul sitelor sau a ciururilor. În acest caz se ia în consideraţie diametrele ochiurilor sitelor, dar sitele sortează materialul după forma granulelor.

Variaţia dimensiunilor a determinat apariţia unor scări granulometrice. Există mai multe modele de scări granulometrice, dar cele mai cunoscute sunt scările Atterberg şi Wentworth.

Scara Atterberg are ca punct de plecare valoarea de 2 mm de la care se dezvoltă o progresie cu rata de 10, de ex.:

+ 2 ; 20 ; 200 ; 2 000 mm;- 2 ; 0,2 ; 0,02 ; 0,002 mm;Această scară este mai puţin utilizată fiind folosită în specia în pedologie.Scara Wentworth a fost propusă în anul 1989 de către petrograful Udden şi

modificară în 1922 de Wentworth; are ca punct de plecare valoarea de 1 mm de la care se dezvoltă o progresie cu rata de 2 în sus ( + ) şi 1 ⁄ 2 în sens descrescător ( − )

+ : 1 ; 2; 4; 8; 16; 32; 64; mm− : 1 ; 1⁄ 2 ; 1⁄ 4 ; 1⁄ 8; 1⁄ 16; 1⁄ 32; 1⁄ 64; mmScara Wentworth este cea mai logică utilizată în granulometrie. Există şi scări

speciale utilizate în domeniul tehnic.Exprimarea granulometrică se face pe fracţiuni de o anumită dimensiune care sunt

măsurate cantitativ în g, Kg, sau %. Valoarea cantitativă se exprimă grafic prin diverse tipuri de histograme, curbe de frecvenţă sau curbe cumulative.

Exprimarea granulometrică în unităţi phi (ϕ )Scara phi este o scară aritmetică faţă de scările geometrice fiind introdusă de

Krumbein ( 1936 )Scara lui Wentworth se poate exprima şi în felul următor: 2 mm = 2 1 iar în sens negativ 1 mm = 2 0

4 mm = 22 1⁄ 2 mm = 2-1

8 mm = 23 1⁄ 4 mm = 2-2 16 mm = 24 1⁄ 8 = 2-3

Krunbein a propus să se ia logaritmul în baza 2 a diametrelor în mm, iar pentru evitarea valorilor negative a luat inversul acestor valori pe care le-a notat cu phi (ϕ )

ϕ = − log 2 diametrul (mm)Termenul ϕ indică un anumit punct pe scara granulometrică şi nu o dimensiune;

unitatea ϕ corespunde unui interval al scării granulometrice.În practică există tabele de transformare a dimensiunilor din mm în unităţi ϕ .

Nomenclatura scării granulometrice

În vocabularul geologic există mai mulţi termeni pentru exprimarea granulaţiei; cu referire specială la rocile clastice ( de sfărâmături )

Terminologia latină Terminologia greacă Diametrul ( mm ) Unităţi ϕ Rudit Psefit > 2 > − 1

42

Arenit Psamit 2 ÷ 0,063 (0,0625) − 1 ÷ +4 Silt Aleurit 0,063 (0,0625)÷ 0,002 + 4 ÷ + 8Lutit Pelit < 0,002mm > 8

Granulaţia litoclastelor ruditice se poate măsura prin sitare / cernere ( cu ajutorul ciururilor sau în cercetările teoretice prin măsurări ale axelor cu şublerul.

Granulometria litoclastelor arenitice de face prin sitare uscată, umedă sau prin sedimentare.

Granulometria rocilor consolidate , fie ruditice , fie agenitice (gresii) se poate face în secţiuni subţiri prin măsurători ale diametrelor cu ajutorul ocularului micrometric.

Sortarea Reprezintă o măsură a modului de distribuţie a dimensiunilor. Într-un sediment sau într-o rocă epiclastică dimensiunile pot fi variate sau mai mult

sau mai puţin uniforme.Rocile în care granulele au un grad bun şi foarte bun de sortare, adică dimensiuni de

aceeaşi mărime sunt considerate ca roci mature, iar cele cu sortare moderată (slabă) sunt considerate roci imature.

Sortarea este un indicator şi al modului de transport şi a modului de acumulare. De exemplu într-un deşert unde acumulările de material arenitic (nisip) se fac prin transport pe cale eoliană, sortarea este foarte bună. În schimb acumulările de sedimente şi roci epiclastice fluviatile şi glaciare au o sortare foarte slabă.

Aspectul suprafeţelor litoclastelor

Suprafaţa litoclastelor poate prezenta anumite aspecte cauzate de transport, în special, dar şi de acumulare.

De ex. litoclastele din domeniul deşertic prezintă pe suprafaţa lor anumite adâncituri care trădează acţiunea vântului.

Tot diverse adâncituri, dar mult mai ascuţite , rezultă şi prin transportul fluviatil sau cel marin.

Litoclastele prezintă, de regulă şi o lustruire care este cauzată de frecarea litoclastelor între ele în timpul transportului fluvial şi marin, sau o lustruire sub forma unei pelicule de material depusa din soluţiile ce impregnează roca în urma evaporării acestora.

Aceste pelicule sunt specifice litoclastelor din domeniul deşertic. Pe unele litoclaste, de regulă mai mari numite galeţi apar frecvent prin frecare de un substrat mai dur în timpul transportului striaţii. Aceste striaţii sunt specifice depozitelor glaciare. Aceste depozite vechi se recunosc după prezenţa unor astfel de striaţii.

Morfologia suprafeţei capătă o semnificaţie mai clară pentru granulele care au fost prelucrate în domeniul marin, continental – fluvial, continental – deşertic, continental – glaciar , dar şi în prelucrarea diagenetică.

În domeniul marin – litoral suprafaţa granulelor se modifică sub acţiunea unor factori mecanici (mişcarea turbulentă a apei, abraziunea şi relaţiile care se stabilesc între granule în timpul deplasării, a frecării, coliziunii, şlefuirii) şi a unor procese chimice (dizolvări, precipitări).

Morfologia suprafeţelor granulelor se caracterizează prin următoarele elemente :

43

∗ cavităţi în formă de “ V” rezultate prin coliziunea dintre granule ;∗ şanţuri izolate rezultate în urma frecării dintre granule cu densităţi diferite;∗ Cavităţi ( scobituri ) sau “ cratere “ de impact, subparalele, rezultate în urma

ciocnirii dintre granule;∗ spărturi concoidale de dimensiuni reduse, rezultate din coliziunea dintre galeţi şi

granulele de nisip;∗ figuri de dizolvare rezultat al solubilizării selective;

Participarea litoclastelor la alcătuirea rocilor

Litoclastele sunt constituienţii principali în sedimentele şi rocile epiclastice, dar şi în cele piroclastice ( nisipuri, pietrişuri, bolovănişuri, conglomerate, brecii ), accidental se mai întâlnesc şi în siltite şi chiar în argile.

Litoclastele ruditice sunt componenţii de bază ai pietrişurilor, bolovănişurilor, conglomeratelor şi breciilor.

Litoclastele arenitice sunt componenţii principali ai nisipurilor, gresiilor, în liantul conglomeratelor. Se întâlnesc aproape întotdeauna în alcătuirea pietrişurilor.

Litoclastele mai apar accidental sau în proporţii reduse şi în rocile de precipitaţie ionică, mai ales în calcare şi chiar în rocile organogene.

M I N E R A L E L E A L O G E N E

Mineralele alogene nu sunt altceva decât minerale izolate sub formă de cristale întregi sau fragmente de cristale care-şi păstrează caracterele chimice din roca primară din care au provenit prin procese de dezagregare şi alterare.

Sursa se minerale alogene o reprezintă rocile magmatice, metamorfice şi sedimentare preexistente. Ele se numesc şi minerale primare pentru că nu diferă de cele din roca din care provin, sau minerale clastice provenite prin dezagregare.

După caracterele lor, în special rezistenţa la frecare şi la alterare în timpul transportului, sau în timpul diagenezei, mineralele alogene se împart în 3 grupe:

1. Grupa mineralelor alogene stabile, care provin din minerale foarte rezistente la acţiunea mecanică şi chimică , de ex. cuarţul, calcedonia, opalul, corindonul, muscovitul, epidotul, granaţii, zirconul, rutilul, turmalina, distenul, sfenul, dolomitul, etc.

2. Grupa mineralelor alogene metastabile care sunt mai puţin rezistente şi care se alterează uşor atât în timpul transportului, cât mai ales în timpul diagenezei, cum ar fi: feldspaţii, cloritele, piroxenii, ilmenitul, magnetitul,etc.

3. Mineralele alogene instabile, sunt foarte puţin rezistente şi de aceea se găsesc extrem de rar în roci. Ele se alterează uşor în timpul transportului şi al giagenezei.,de ex. apatitul, bytawnitul, olivina, hiperstenul, sodalitul,etc.

Caracterele mineralelor alogene

Ca şi în cazul litoclastelor , acestea se referă la formă, dimensiune şi aspectul suprafeţei.

Forma granulelor alogene, ca şi în cazul litoclastelor, se poate preciza în raport cu cele 3 axe , rezultând 4 tipuri morfologice: (Fig.20)

44

1. sferic ( izometric );2. cilindric ( prismatic );3. planar – lamelar;4. planar – discoidal;

Fig. 20Forma se exprimă şi după aspectul muchiilor şi al colţurilor. aceste caractere

reflectând rularea prin transport, separându-se 4 tipuri ca şi la litoclaste: angulare, subangulare, subrotunjite şi rotunjite.

Dimensiunea mineralelor alogene este diferită, în mod obişnuit ele sunt arenitice şi siltice, dar se pot întâlni şi în rudite. Dimensiunea lor depinde de procesele de distrugere a rocilor, de formare şi de transport. Totodată procesele care permit determinarea dimensiunii granulelor de minerale alogene constituie granulometria. Atât forma cât şi dimensiunea prezintă importanţă practică deosebită în special la rocile epiclastice arenitice mobile (nisipuri) pentru identificarea parametrilor tehnici şi a domeniilor de utilizare.

Aspectul suprafeţei granulelor alogene prezintă, cel puţin pentru moment, importanţă teoretică. Până în prezent examinarea suprafeţelor granulelor alogene se poate realiza doar ci microscopul electronic şi exclusiv pe granulele de cuarţ. S-au analizat granule de cuarţ din diverse sedimente actuale, nisipuri deşertice, nisipuri fluviatile, nisipuri marine şi apoi din depozite vechi.

S-a constatat că în sedimentarea deşertică se formează pe suprafaţa granulelor cupole, semilune sau excavaţii sub formă de “V” care se datoresc ciocnirii granulelor între ele. În sedimentarea subaeriană, în regim de alteraţie s-a constatat că pe granulele de cuarţ apar eflorescenţe de silice ( Fig. 21) .

Fig. 21

În sedimentarea marină s-au observat pe granulele de cuarţ fixate frustule de diatomee sau mici globule silicioase. Pe granulele de cuarţ transportate pe uscat prin intermediul reţelei hidrografice apar excavaţii sau proeminenţe de obicei cu muchiile ascuţite. Examinarea suprafeţelor prezintă importanţă teoretică deoarece arată evoluţia unui sediment prin mediile de transport sau acumulare prin care a trecut. dacă pe o granulă de cuarţ se găseşte o excavaţie eoliană, iar în interiorul ei este fixată o diatomeme sau o globulă de silice se poate preciza că nisipul a fost iniţial într-un mediu eolian, într-o zonă deşertică, apoi a ajuns ulterior într-un bazin marin de acumulare.

45

Prin urmărirea aspectelor suprafeţelor granulelor de cuarţ s-au descifrat câte 3 – 4 faze de evoluţie a unor granule.

Principalele minerale alogeneCuarţul alogen provine din roci magmatice (granite, granodiorite) , metamorfice

(gnaise, micaşisturi, cuarţite) şi sedimentare ( nisipuri, gresii, rudite ). Cuarţul poate apare sub formă de granule monocristaline sau policristaline. Granulele din rocile magmatice sunt izometrice, iar granulele din rocile metamorfice sunt cilindrice având extincţie ondulatorie.

Precizarea riguroasă a naturii rocilor din care provine cuarţul alogen se poate face cel mai corect prin analizele geochimice a elementelor minore care apar şi care formează asociaţii specifice.

Răspândire: cuarţul alogen este abundent în rocile epiclastice arenitice. se întâlneşte în proporţii variabile în sedimente şi roci sedimentare ruditice necimentate, pietrişuri, bolovănişuri sau în cimentul ruditelor consolidate. Cuarţul este abundent în siltite. Accidental poate apare în rocile de precipitaţie ionică (unele calcare). Creşterea cantităţii de cuarţ alogen duce la formarea rocilor mixte (gresii calcaroase, calcare grezoase). Accidental poate fi şi în rocile biogene (cărbuni). Un component de bază îl reprezintă cuarţul alogen în unele nisipuri şu gresii în care poate ajunge până la 98 – 99 %. Nisipurile de acest tip au o importanţă economică deosebită.

Feldspaţii sunt minerale alogene metastabile, alterabile, de aceea se găsesc în cantitate mai mică decât cuarţul în rocile epiclastice (nisipuri, gresii, pietrişuri, liantul conglomeratelor).

În gresii şi nisipuri feldspaţii sunt în proporţie redusă. de până la 25%, excepţional pot depăşi chiar 45%.

În ceea ce priveşte sursa , feldspaţii provin din roci magmatice acide (ortoza, plagioclazii sodici), dar şi din roci magmatice bazice (plagioclazii calcici). Provin şi din şisturi cristaline, din cele cu un grad mai redus de şistuozitate, din şisturile verzi cu un grad mai ridicat de şistuozitate.

Feldspaţii au o stabilitate chimică redusă. Ei sunt degradabili în timpul proceselor de transport, cât şi în timpul diagenezei. Prin degradare (alterare) feldspaţii se por transforma în minerale argiloase. Prezenţa feldspaţilor într-o rocă epiclastică oferă indicaţii asupra ariei sursă de material terigen (natura uscatului).

În acelaşi timp însă, prezenţa lor într-o cantitate mai mare denotă un transport scurt şi o acumulare – sedimentare masivă.

Feldspaţii sunt frecvenţi în rocile arenitice din depozitele de fliş şi de molasă şi apar rar sau lipsesc în arenitele de pe platformă. Când sunt în cantitate mai mare (> 40%) rocile respective prezintă ţi interes economic.

Micele (muscovitul şi biotitul) sunt minerale alogene care îşi au sursa în rocile metamorfice, cum ar fi filitele, şisturile cloritice, sericitice, micaşisturile, gnaisele. Mai ales ele provin din roci magmatice. Participarea lor la alcătuirea rocilor epiclastice este redusă.

46

Astfel, ele se întâlnesc în rocile epiclastice arenitice (nisipuri, gresii) în proporţie de până la 5%. Rar por depăşi 5 % . Se mai întâlnesc în siltite şi în liantul conglomeratelor sau al gresiilor în cantităţi mici. extrem de rar şi în cantităţi foarte mici pot apare şi în unele roci de precipitaţie ionică (calcare).

Muscovitul este principala mică din rocile sedimentare clastice. Se acumulează pe şelf ( precontinent) şi în zona batială superioară ( taluz) , de unde poate fi transportat prin curenţii de turbiditate spre zonele mai adânci . Datorită habitusuli lamelar viteza de sedimentare este redusă încât este frecvent în secvenţele siltice ale gresiilor cu sortare gradată , cât şi în siltite.

B iotitul este mica neagră( verde) ceva mai degradabil decât muscovitul fiind mai rar în acelaşi tipuri de roci clastice. De regulă este cloritizat. poate fi un bun indicator al ariei sursă de material terigen. Astfel, biotitul verde provine din şisturi cristaline în faciesul şisturilor verzi, iar biotitul brun provine din rocile faciesului amfibolitic (micaşiaturi, gnaise) sau din unele roci magmatice.

Cloritele sunt filosilicaţi ( minerale înrudite cu micele ). Se întâlnesc ca minerale alogene însă ca un component accesoriu. Se prezintă cu formă lamelară mai rar granulară.

Mineralele grele Sub acest nume sunt grupate mineralele alogene a căror greutate specifică este mai

mare de 2,9 g/ cm3 ( gr.sp. a bromoformului ). Aceste minerale reprezintă componenţi accesorii ( existenţi în cantităţi mai mici de 1%) ai rocilor clastice. În cantităţi ceva mai mari ( peste 3 – 5 % ) prezintă importanţă economică.

În această categorie intră actinotul, augitul , berilul, corindonul, distenul, granaţii, hematitul, ilmenitul, magnetitul, hornblenda, rutilul, zirconul, staurolitul, etc.

De o importanţă deosebită este rutilul, zirconul, berilul şi corindonul. separarea mineralelor grele se face cu ajutorul lichidelor grele ( bromoform ) sau prin metode magnetice.

Mineralele grele din sedimente ( nisipuri, pietrişuri ) şi din roci ( nisipuri , gresii, conglomerate) formează asociaţii caracteristice care permit stabilirea rocilor sursă.

De ex.:- asociaţia andaluzit-disten-granaţi-staurolit. denotă o sursă terigenă formată din

roci metamorfice;- asociaţia apatit-zircon-topaz-hematit .o sursă terigenă formată din roci

magmatice;În lipsa unor repere biostratigrafice asociaţiile de minerale grele sunt utilizate drept

criterii de corelaţie a unor faciesuri sau ca repere litologice, inclusiv în lucrările de foraj. Concentrarea unor minerale grele ( zircon, rutil, magnetit )chiar în concentraţii mai mici, de 2-3 %, permit exploatarea.

Minerale nativeFără a fi constituienţii principali ai rocilor, mineralele native sub formă clastică se

găsesc uneori în unele roci sedimentare. de ex. aurul, argintul, platina, diamantul.Aurul acumulat detritic variază dimensional de la mărimea siltică până la claste de

kilograme. Cca. 20% din producţia mondială de aur provin din rocile epiclastice. Mari zăcăminte de aur detritic se găsesc în Rusia, S.U.A., Australia, etc. În ţara noastră unele

47

râuri şi-au primit numele după prezenţa aurului în nisipurile aluvionare, de ex. Bistriţa Aurie, Arieşul.

Platina poate fi prezentă în roci epiclastice, sursa ei fiind rocile ultrabazice (dunitele). Zăcăminte aluvionare de platină se cunosc în Urali, Australia, Columbia.

M I N E R A L E L E A U T I G E N E

În această categorie sunt grupate toate mineralele care se formează în timpul proceselor de sedimentogeneză (alterare, transport, sedimentare, diageneză ).

Ele rezultă în urma trecerii în soluţie a ionilor din mineralele primare în toate etapele sedimentogenezei, şi a regrupării acestor ioni sub formă de minerale noi prin procese de precipitare din soluţii.

O soluţie este un amestec format din ioni sau mai mulţi componenţi sub formă de ioni într-un mediu dizolvant. Când particulele dizolvate sunt mai mici de 10 – 8 cm (10 A0) soluţia este adevărată ( electrolitică ) , iar precipitarea se face în acest caz sub formă de cristale. Când particulele dizolvate sunt mai mari de 10- 8cm ( 100 ) soluţiile sunt coloidale , iar precipitarea se face sub formă de geluri sau cristale. Prin deshidratare gelurile trec sub formă cristalină.

Formarea mineralelor autigene (noi, de neoformaţie) se poate face sindepoziţional (odată cu acumularea sedimentelor) sau postdepoziţional în timpul diagenezei. teoretic toate mineralele alogene se pot forma şi autigen, însă, unele sunt mai abundente ( carbonaţii, sulfaţii, clorurile, fosfaţii, silicea, sulfurile).

CarbonaţiiSunt un grup foarte important de minerale constituiente ale rocilor sedimentare. În

această categorie intră: calcitul, aragonitul, dolomitul, ankeritul, sideritul, rodocrozitul.Calcitul şi aragonitulSunt mineralele cele mai frecvente (comune) care intră în alcătuirea rocilor

sedimentare. Aceste minerale pot forma roci în exclusivitate, cum sunt calcarele; în proporţie mai redusă intră în alcătuirea marnelor. Mai pot participa în proporţie mai mică la alcătuirea argilelor şi siltitelor. Ca ciment sau cristale izolate se găsesc în gresii şi chiar în nisipuri. Precipitarea acestor minerale se poate face chimic şi biochimic.

Dolomitul este un carbonat dublu de Ca şi Mg . Este un mineral mai puţin abundent, participând la alcătuirea rocilor carbonatate în cadrul cărora poate forma şi roci în exclusivitate, cum sunt dolomitele. Poate precipita direct din soluţii sau poate rezulta din procese diagenetice ( fenomene de dolomitizare ).

Ankeritul este un carbonat dublu de Ca, Mg, Fe. Apare mai rar sub formă de ciment în unele gresii.

Sideritul este carbonatul de Fe. Se formează în medii reducătoare. Precipitarea lui conduce la apariţia de geluri din care apoi se formează cristale. Ele pot să apară dispersat în masa rocii sau sub formă de lentile-strat. Când aceste concreţiuni au formă sferică se numesc sferosiderite. Asemenea concreţiuni se găsesc în marne, argile, sau în argilele cărbunoase. Sideritul poate apare şi diagenetic.

48

Rodocrizitul este carbonatul de Mn şi se întâlneşte foarte rar în unele depozite marine

SulfaţiiDintre sulfaţi apar anhidritul, gipsul, celestina şi baritina.Anhidritul şi gipsul Sunt cele mai frecvente minerale din grupa sulfaţilor care apar în rocile

sedimentare. Ele pot forma şi roci în exclusivitate. Aceste minerale participă în concentrarea extremă a soluţiilor naturale. de regulă gipsul (CaSO4⋅ 2 H2O) se separă înaintea anhidritului( până la temperatura de 42 0C), dup care precipită anhidritul. În apele foarte concentrate precipitarea anhidritului pare să fie independentă de temperatură. Anhidritul se poate forma şi în timpul proceselor de diageneză prin deshidratarea gipsului. Datorită solubilităţii mari gipsul şi anhidritul por precipita şi diagenetic din apele în circulaţie, din cadrul complexelor de roci, sub formă de ciment în gresii ,sau pe fisuri, rezultând diaclaze cu gips sau anhidrit. Prin oxidarea piritelor rezultă acid sulfuric care acţionează asupra carbonaţilor de calciu încât se formează sulfaţi sub formă de cristale în care apar rozete de gips ( de ex. în disodile ).

Celestina ( Sr SO4 ) apare sub formă sedimentară, rezultând doar prin diageneză în urma eliberării ionilor de Sr, în urma transformării anhidritului în gips, sau a transformării aragonitului în calcit. Se mai poate depune şi direct din unele izvoare.

Baritina ( Ba SO4 ) se întâlneşte foarte rar ca material rezultat atât prin precipitarea din soluţii , cât şi prin diageneză.

Sulfaţii metalelor alcaline şi alcalino – pământoaseDintre acestea mai importante sunt mirabilitul, ebsonitul, Kainitul, kiseritul şi

polihalitul. Toate aceste minerale, împreună cu clorurile de K şi Mg constituie fracţiunea finală care precipită din soluţiile marine alcătuind depozitele superioare ale unor serii saline. Zăcăminte mari de astfel de săruri se găsesc în Rusia şi Germania.

SulfurileSe formează în medii reducătoare anaerobe bogate în H2S. Aceste medii se mai

numesc şi medii euxinice. Principalele sulfuri sunt cele feroase pirotina ( FeS ) şi hidrotroilitul (FeS⋅ n H2O) care se formează în medii anaerobe. Se găsesc în depozite pelitice ( argile, marne ). mai rar în calcare. Specific este hidrotroilitul care imprimă o coloraţie negricioasă( de ex. Formaţiunea de Audia -cretacică).

Marcasita şi pirita ( Fe S2 ) sunt disulfuri feroase frecvente în argile, marne, calcare şi apar sub formă de cristale cubice sau agregate cristaline maclate , în gresii.

Calcopirita ( Cu Fe S2 ) apare mai rar ca mineral sedimentar. Se găseşte în cimentul unor gresii şi în unele argile.

Blenda ( Zn S ), galena (Pb S ) apar foarte rar. Se găsesc doar în unele argile bentonitice şi rezultă diagenetic prin alterarea cenuşelor vulcanice.

Oxizi şi hidroxizi metaliciPrincipalii oxizi metalici din rocile sedimentare sunt oxizii de Al, Fe, Mn. Evident

aceştia se formează în medii oxidante.Oxizii şi hidroxizii de Al sunt diasporul, gibbsitul, hidrargilitul care apar în bauxite.Oxizii şi hidroxizii de Fe. Procesul de alterare a mineralelor de Fe este un proces

complex. Trecerea Fe în soluţie este în funcţie de valenţa sa. În condiţiile de la suprafaţa crustei forma bivalentă a Fe (Fe +2) este instabilă şi se solubilizează. Transportul Fe bivalent

49

este împiedicat de prezenţa oxigenului dizolvat care fixează forma feroasă şi determină apariţia unor particule de Fe +3, care are solubilitate mai redusă. Trecerea lor în soluţii are loc în medii predominant acide şi oxidante ( cu pH< 3,5 )

Sub acţiunea oxigenului atmosferic sau a proceselor biogene, forma bivalentă a Fe trece în forma trivalentă care este stabilă şi se poate fixa sub formă de oxizi şi hidroxizi. Ca oxizi şi hidroxizi de Fe avem : hematitul (Fe2 O3), turingitul (hidrohematitul ) ( 2 Fe2O3⋅ H2O); goethitul, lepidocronitul, limonitul. Turingitul este un amestec de hematit şi goethit.

Magnetitul ( Fe3O4) este un amestec de oxizi de Fe. Goethitul este un constituient frecvent al rocilor sedimentare. Limonitul este un amestec de hidroxizi ferici în care apa ajunge până la 14,5%. Este forma ( mineralul) cea mai comună din rocile sedimentare. Este de fapt un goethit amestecat cu alte minerale de Fe şi care conţine apă absorbită. Hematitul este mai frecvent în rocile precambriene. În formaţiunile post cambriene este rar. Se găseşte în roci epiclastice, în oolite şi uneori ca ciment în gresii. Provine prin oxidarea unor minerale cu Fe ( clorite ).

Magnetitul este mai rar ţi apare în rocile sedimentare sub formă de oolite sau sub formă de cristale.

Oxizi şi hidroxizi de Mn sunt reprezentaţi prin psilomelan, brawnit, manganit, piroluzit. Precipitarea lor se face din soluţii atât moleculare cât şi coloidale. Se găsesc în cantităţi reduse în rocile epiclastice, dar în cazuri extrem de rare formează concentrări minereice ( ex. depozitele de la Ciatura)

Săruri haloideSunt minerale foarte frecvente şi obişnuit formează roci în exclusivitate. În această

categorie intră sarea gemă ( halitul ) care este cea mai frecventă sare haloidă.Silvina (KCl) este principala sare potasică. În amestec cu sarea gemă formează

silvinitul care este o sare delicvescentă.Carnalitul (Mg Cl2⋅ KCl⋅ 6 H2O) este tot o sare delicvescentă şi apare foarte rar în

evaporite. Fluorina ( CaF2) apare rar asociată cu calcarele.Modul obişnuit de formare a sărurilor haloide este precipitarea chimică din soluţii

suprasaturate. În ceea ce priveşte frecvenţa halogenilor , clorul apare în cantitate foarte mare ,şi anume el este de 670 de ori mai mult în apele marine decât în crustă. După clor. bromul este de 26o de ori mai mult în ape . Florul şi iodul se găsesc în apele marine în cantităţi mai reduse decât în scoarţă, reprezentând 28% faţă de aceasta. Florul în scoarţă este superior faţă de ape deoarece se poate fixa pe continent formând împreună cu Ca fluorina. Pornind de la aceste valori, se admite că totalul sărurilor din apele marin – oceanice ar proveni din alterarea litosferei. Însă abundenţa clorului şi a bromului sugerează că originea lor ar trebui căutată în alte surse.

Silicea este componentul principal al crustei şi apare atât sub formă liberă ( SiO2) ca opal, calcedonie sau cuarţ, cât şi ca silicaţi în feldspaţi, mice, amfiboli, piroxeni. Silicea liberă apare în forme minerale anhidre cum sunt: cuarţul, tridimitul, cristobalitul, calcedonia , sau apare sub forme hidratate cum este opalul şi varietăţile sale.

Opalul este principala formă hidratată. Această silice este solubilă în apele alcaline, iar din apă este mai precipitată de către organisme ( radiolari, spongieri, diatomee). După moartea acestor organisme, scheletele lor se acumulează. Silicea hidratată poate rezulta şi prin precipitarea chimică în sinterele silicioase şi gheiserite. De asemenea se mai formează

50

şi în procesele de diageneză, ca ciment, sau în diaclaze uneori substituind alte minerale (calcitul )

Cuarţul este varietatea de silice anhidră apărând şi autigen. Cuarţul autigen apare sub formă de zone de supracreştere (Fig. 22) pe granulele de cuarţ alogen. In alte cazuri poate substitui alte minerale , în special calcitul. În unele geode din dolomite, calcare, gipsuri pot apare şi cristale de cuarţ autigen idiomorf.

Fig. 22

Calcedonia este varietatea criptocristalină de silice. provine din deshidratarea opalului fiind un stadiu intermediar între opal şi cuarţ. calcedonia autigenă este frecventă ca ciment în unele gresii.

Feldspaţii por avea şi origine autigenă. ei apar în timpul proceselor de diageneză. modul de formare a feldspaţilor autigeni nu este pe deplin lămurit. Se găsesc ca zone de supracreştere pe granulele alogene de feldspaţi, sau pot substitui alte minerale ( calcitul ) . Pot apare sub formă de cristale idiomorfe.

ElementeÎn rocile sedimentare , cât şi în sedimente, apar autigen şi o serie de elemente, atât

metale, cât şi nemetale.Metaloizi: Sulful este cel mai important element autigen. Poate rezulte prin

descompunerea sulfurilor în timpul alteraţiei sau prin descompunerea în jurul unor izvoare termale sau pe fundul unor bazine marine în care sunt emanate gaze vulcanice. Mai poate rezulta şi prin acţiunea unor bacterii anaerobe (de ex. reducerea gipsului).

Metale: aur, argint apar foarte rar autigen. Fierul nativ apare uneori în cărbuni, ia cuprul în cimentul unor gresii.

MINERALELE ARGILOASE

Mineralele argiloase sunt silicaţi de aluminiu, uneori de sodiu, calciu, fier, magneziu. etc. care cristalizează monoclinic şi prezintă o structură reticulară plană. fac parte din clasa filosilicaţilor. originea lor este atât alogenă cât şi autigenă. Studiul lor este extrem de dificil şi se poate realiza prin metode granulometrice, chimice, microscopie electronică, spectroscopie, I.R., difracţie cu raze X şi analize termice diferenţiale. Sunt mai răspândite în rocile sedimentare, apar aproape în toate rocile ,dar în proporţii variabile.

predomină în rocile pelitice şi siltitice unde datorită abundenţei lor formează roci numite argile.

Structura reticulară plană constă în concreşterea într-un plan reticular a 2 nivele atomice:

51

- un nivel alcătuit din tetraedri în care silicea apare în coordonaţie cu O2 sau (OH). Distanţa dintre silice şi O2 sau (OH) este de 1,6A0, iar de la O la O ,sau de la (OH) la (OH) este de 2,6A0. ( Fig.23).

Fig. 23

- un nivel alcătuit din octaedri în care apare Al în coordonaţie cu O sau cu ( OH).Din modul de asociere a acestor două nivele rezultă structura reticulară plană.Fiecare mineral argilos are un număr constant de nivele care formează foaia

elementară, un mineral având “ n “ astfel de foi elementare.În interiorul foii elementare legăturile sunt puternice fiind ionice, în schimb între

foile elementare legăturile sunt slabe şi pe ele se produce clivajul. Numărul de nivele tetra- ţi octa- ( grosimea foii elementare )este un criteriu de sistematică ( clasificare ) a mineralelor argiloase. Aceste minerale se por clasifica astfel :

I. Minerale argiloase bistratifiacte în care o foaie elementară are numai două nivele: unul tetra- şi unul octa-. Grosimea unei astfel de foi este de 7÷ 10A0. Din această grupă fac parte mineralele din clasa canditelor.

II. Minerale argiloase tristratificate în care o foaie elementară are trei nivele : două tetra- şi unul octa-.Grosimea unei astfel de foi este de 10 A0. Dintre aceste fac parte ilitele, smectiteleşi vermiculitele.

III.Minerale argiloase dublustratificate în care o foaie elementară are patru nivele: două tetra- şi două octa-. Dintre acestea fac parte mineralele din clasa cloritelor.

IV.Minerale tristratificate fibroase în care o foaie elementară este formată din două nivele tetra- şi unul octa-. fac parte mineralele attapugit şi sepiolit.

Minerale argiloase bistratificateSunt reprezentate prin clasa canditelor, din care fac parte caolinitul, dickitul,

nacritul şi halloysitul. Toate au capacitatea de absorbţie redusă, nu-şi măresc volumul prin adiţie de apă.

Caolinitul este un alumosilicat de culoare albă, cu nuanţe roşii, brune – albăstrui. În domeniul sedimentar apare atât alogen, cât şi autigen.

Autigen rezultă prin alterarea în mediu acid a feldspaţilor potasici şi a feldspatoizilor din rocile magmatice şi metamorfice în condiţiile unui climat cald şi umed. Odată format poate rămâne pe loc în depozite reziduale sau dacă regiunea este drenată este transportat către bazinele de acumulare lacustre sau marine.

ca atare acest mineral , în prezent, este abundent în sedimentele pelitice din dreptul gurilor de vărsare a marilor artere hidrografice care traversează regiunile tropicale.

În multe sedimente actuale poate fi adus şi alogen. Este un mineral argilos instabil, deoarece prin procese de diageneză poate trece în alte minerale argiloase. ca atare, cu cât o rocă argiloasă este mai veche ( în sens geologic ) conţinutul în acest mineral este mai mic.

52

Poate forma roci în exclusivitate, adică roci monominerale, care se numesc caolinuri, sau se găseşte în proporţii variabile împreună cu alte minerale argiloase în alte tipuri de argile.

Prezenţa caolinitului într-o rocă este un indicator paleoclimatic, în sensul că arată că în timpul formării rocii respective pe uscatul sursă era un climat cald şi umed. Este şi un indicator de adâncime, particulele sale mai mari se depun rapid şi nu este antrenat spre larg.

Dickitul şi nacritul sunt minerale asemănătoare. se întâlnesc rar în rocile argiloase, obişnuit sunt minerale autigene provenite din alterarea feldspaţilor în medii acide.

Halloysitul are o structură reticulară asemănătoare cu a caolinitului, de care se deosebeşte chimic prin faptul că are două molecule de H2O reţinute slab în reţea. Prin încălzire apa se pierde prin evaporare şi nu se mai produce o nouă absorbţie a apei. Are culoare albă sau coloraţie gălbuie, uşor albăstruie – verzuie. În apă se desface în fragmente mici fără să gonfleze. Ca origine, halloysitul este frecvent autigen, rezultând din alterarea profundă a rocilor bazice, dar şi al altor tipuri de roci , în climat cald şi umed. Apare în argile, în asociaţie cu alte minerale argiloase, dar poate forma şi roci poliminerale. Cantitativ scade în rocile vechi.

Minerale argiloase tristratificate

Din această grupă fac parte clasele smectitelor, a illitelor şi a vermiculitelor.Clasa smectitelor cuprinde hidrosilicaţi de Na, Ca, Fe, Al. Caracteristic pentru

smectite este faptul că au proprietăţi absorbante bune şi prin adiţie de apă gonflează. prezintă capacitatea de schimb ionic. În această clasă se întâlnesc termenii cu Na şi Ca în montmotillonit; cu Fe în nontronit şi cu Al în beydelit. Smectitele se formează în medii alcaline cu aporturi de ioni de Mg+ 2; Ca+2; Fe+2. rezultă frecvent prin alterarea tufurilor vulcanice sau a unor lave.

Montmorillonitul este cel mai obişnuit mineral argilos dintre smectite. Adiţionează apa şi îşi măreşte volumul de până la 18 ori. Prin încălzire apa se pierde, însă montmorillonitul poate adiţiona iarăşi apă.

Sub aspect genetic, rezultă prin alterarea tufurilor vulcanice şi a rocilor bazice, cât şi a altor tipuri de roci eruptive. În prezent se acumulează în bazine marine, în zona batială şi abisală departe de ţărm. Pe uscat se găseşte în argile reziduale şi în bentonite.

Ocurenţă: se găseşte în proporţii variabile în rocile argiloase, fiind în cantităţi mici în argilele vechi. Este abundent în bentonite ( argile montmorillonitice pure ) şi în argilele bentonitice. Este un indicator de adâncime, iar în bentonite arată originea primară a unor tufuri.

Nontronitul este o varietate de montmorillonit bogat în Fe2O3. Apare asociat cu montmorillonitul şi cu rexdelitul.

Beydelitul este o varietate de montmorillonit care are mai mult Al şi mai puţin SiO2.

Clasa illitelor ( hidromicele) cuprinde minerale argiloase asemănătoare micelor. Compoziţia chimică este constantă datorită variaţiei cationilor din care sunt formate aceste minerale( K+;Na+; Ca+2; Fe+2;Fe+3; Mg+2). Provin din alterarea rocilor eruptive şi metamorfice.

Illitul prezintă o structură reticulară asemănătoare cu a montmorillonitului, dar de care se deosebeşte prin aceea că 15% din atomii de Si sunt înlocuiţi cu Al, iar excesul de sarcini care rămâne de la O sau (OH) este satisfăcut cu ioni de K+ care se situiază între foile reticulare cimentându-le, astfel încât nu poate reţine apa.

53

Se prezintă ca mase solzoase, foioase, de culoare albă şi grase la pipăit, rezultând prin alterarea feldspaţilor potasici sau a micelor sau din diageneza altor minerale argiloase. Este un mineral foarte răspândit, întâlnit în mâlurile sau sedimentele actuale în partea de nord a Oceanului Pacific şi Atlantic, pe uscat este frecvent în soluri; în atgile este mai abundent în depozitele vechi. Prezenţa sa în rocile argiloase denotă fie procese diagenetice avansate, fie un proces de alteraţie redusă pe continent.

Glauconitul ( glaucos =verde ) este un alumosilicat hidratat de Fe şi Mg. Culoarea lui este verde, cu nuanţe gălbui, albăstrui sau negre (când este suprasaturat în apă) În rocile foarte vechi( cambriene sau proterozoice) este aproape incolor. Are un luciu sticlos până la sidefos. Apare sub formă de granule sau agregate granulare, globulos ( mici globule formate din precipitarea gelurilor) , fibros, radiar, lamelar ca mici lamele hexagonale, pigmentar, fin disiminat în cimentul unor roci epiclastice, neomogen, fără o diferenţiere precisă în masa rocii. Forma frecventă este cea de granule., mai rar globular.

Glauconitul mai apare şi epigenetic înlocuind alte minerale sau chiar unele bioclaste. Poate înlocui chiar şi cimentul de natură silicioasă sau calcaroasă. În bioclaste se poate observa în rocile vechi umplând cavităţile unor texturi de foraminifere, briozoare, cochilii de gasteropode, bivalve, plăci de echinide, celule de alge calcaroase. În afară de acestea , însăşi partea minerală din unele schelete sau învelişuri poate fi substituită prin glauconit.

Geneza: glauconitul este un mineral prin excelenţă marin. În mările actuale este frecvent în zona neritică , între 50 şi 250 m adâncime. Se găseşte însă şi în zona taluzului în mâlurile verzi şi albastre şi foarte rar în zonele abisale. În ultimul caz este probabil adus şi nu s-a format pe loc.

Formarea sa este înlesnită de apele reci ( 15 0C ) oxigenate, bogate în substanţe coloidale pe care curenţii le aduc în zonele neritice. Sunt favorabile regiunile din apropierea vulcanilor submarini datorită descompunerii unor silicaţi de Al şi a sticlelor vulcanice. Sunt favorabile regiunile neritico – litorale din apropierea ţărmurilor abrupte, ţărmuri formate din şisturi cristaline.

Se formează şi în zonele de acumulare a mâlurilor albastre şi verzi, în medii neoxigenate. Se pare ca formarea sa s-ar produce prin două procese:

- prin descompunerea pe fundul marilor a granulelor de silicaţi de Al, a coprolitelor, a stclelor vulcanice;

- prin precipitarea sub formă de geluri a coloizilor rezultaţi din descompunerea materialului clastic terigen;

Recent s-a ajuns la concluzia ca glauconitul s-ar forma şi pe continent prin procese de alterare, mai ales a feldspaţilor potasici. Chiar dacă s-ar verifica şi această ipoteză glauconitul rămâne prin excelenţă un mineral marin.

Ca răspândire, se cunoaşte din Precambrian şi până în Actual. Este abundent în rocile de vârstă cretacic. Se găseşte în depozite arenitice ( gresii, nisipuri ) , în argile, calcare şi dolomite. Se poate acumula şi sub forma unor zăcăminte ( de ex. gresii cu glauconit ).

Clasa vermiculitelor cuprinde minerale argiloase tristratificate bogate în Mg+2; Fe+2; Al+3. Grosimea foii elementare este de 14,4 A0. Principalul mineral este vermiculitul. Caracteristic pentru acest mineral argilos este faptul că prin calcinare sub acţiunea vaporilor de apă îşi măreşte volumul de 10 – 18 ori formându-se filamente.

54

Vermiculuitul provine din alterarea micelor ( biotitul ). Apare frecvent în rocile reziduale alături de montmorillonit.

Minerale argiloase dublu stratificate

În acestea foaia elementară are 4 nivele: 2 tetra- şi 2 octa-.Din această grupă face parte clasa cloritelor.

Cloritele se pot separa în 2 tipuri:- clorite magneziene (ortoclorite);- clorite ferifere (leptoclorite);Dintre cloritele magneziene principalul mineral este peninul care apare în rocile

sedimentare actuale, având caracter alogen fiind frecvent în mâlurile argiloase din Oceanul Atlantic şi din Oceanul Pacific, în dreptul coastelor din zonele temperate şi subpolare.

Dintre leptoclorite fac parte: chamositul, thuringitul, greenalitul. Acestea se formează autigen în medii marine puţin oxigenate prin alterarea unor biotite. Se găsesc în mâlurile verzi în bazinele marine şi pe uscat în laterite.

Minerale argiloase tristratificate fibroase

Acestea au foile elementare formate din 3 ninele : 2 tetra- şi unuzl octa-. Caracterul lor este fibros. Dintre aceste minerale fac parte atapulgitul şi sepiolitul.

Sunt minerale tipic autigene şi care se formează în medii marine saline şi hipersaline, de obicei în bazine lagunare.

Allofanul Sub această denumire sunt grupate mineralele argiloase amorfe. Au luciu sticlos sau de smoală, deseori fiind transparente, cu culori albăstrui – verzui. Cercetarea acestor minerale este extrem de dificilă. R.E. Grim (1968) consideră că în alcătuirea lor ar intra tetraedri silicioşi şi ioni de Al în coordonare octaedrică, cărora li s-ar asocia şi alte unităţi amestecate la întâmplare. Adică fără o distribuţie în unităţi reticulare. Rezultă prin procese de alterare. Prin recristalizare se presupune că allofanul ar trece în halloysit.

ZEOLIŢII În domeniul sedimentar au fost întâlniţi ca minerale autigene mai ales în sedimente

sau roci cu material piroclastic. Au capacitate de a reţine apa în ochiurile reţelei cristaline . Prin încălzite apa se poate pierde. Au fost depistaţi şi în sedimentele actuale în mâlurile roşii abisale din Oceanul Indian şi Pacific.

Apa din mineralele argiloase

Mineralele argiloase reţin cantităţi variabile de apă care este de două tipuri :- apă de constituţie ( ioni de OH din reţeaua cristalină );- apa reţinută-adsorbită;Apa reţinută- adsorbită conferă unele proprietăţi mineralelor argiloase: plasticitate,

compactizare, gonflare, formarea suspensiilor.Apa de constituţie se pierde numai prin încălzire la temperaturi ridicate ( > 3000C)

pe când cea reţinută – adsorbită se pierde prin încălzire la temperaturi scăzute ( < 1500C ).

55

Curbele de deshidratare , funcţie de temperatură sunt specifice pentru fiecare mineral argilos, încât servesc la determinarea lor. Aceasta este de fapt o metodă de analiză termodiferenţiară.

Apa reţinută – adsorbită poate avea trei surse:1. apă reţinută între foiţele reticulare ale unor minerale ( montmorillonit, halloysit,

vermiculit );2. apa reţinută în spaţiile canaliforme ale mineralelor din grupul sepiolit şi

atapulgit;3. apa reţinută în jurul particulelor pelitice şi în porii dintre particule;Prin reţinerea apei se produce umflarea (gonflarea) mineralelor argiloase.

Mineralele argiloase pot reţine şi alte lichide sau alte impurităţi, ceea ce le conferă o importanţă deosebită din punct de vedere economic.

Montmorillonitul prin deshidratare revine la volumul iniţial, însă poate reţine o altă apă şi-şi măreşte volumul.

Halloysitul după deshidratare pierde definitiv capacitatea de a mai reţine apa.Vermiculitul prin încălzire se umflă sub acţiunea vaporilor de apă , mărindu-şi

volumul de 18 – 20 de ori. Mineralele argiloase au şi proprietatea de a reţine anumiţi cationi care sunt denumiţi ioni de schimb. Schimbul de cationi este dependent de structura şi compoziţia chimică a mineralelor argiloase, de modul în care are loc schimbul de ioni prezenţi în structura mineralelor argiloase , dar şi de alţi factori.

Capacitatea de schimb ionic ( cationic ) se evaluează în mg la 100 g material. De ex.:

caolinitul.............................3 -- 15%illitul..................................10 – 40%cloritul................................10 – 40%montmorillonitul................80 – 150%vermiculitul......................100 – 150%

B I O C L A S T E L E

Organismele animale şi vegetale au avut şi au un rol foarte important în sedimentogeneză, prin faptul că furnizează cantităţi mari de material pentru formarea rocilor sedimentare.

Aportul organismelor în sedimentogeneză se face prin 3 moduri principale:1. Schelete şi învelişuri de protecţie de natură minerală. Aceste schelete şi

învelişuri de protecţie sunt fie întregi, fie fragmente şi rezultă după moartea organismelor şi se numesc bioclaste;

2. Prin materia organică din corpul moale al organismelor, care nu intră în categoria bioclastelor;

3. Prin produsele rezultate din activitatea vitală ( pelote fecale ) , nu intră în categoria bioclastelor;

După datele recente cele mai vechi urme de viaţă la nivel molecular pe Pământ ar avea vârsta de 3,6 – 3,8 miliarde de ani. Cu 3 mld ani în urmă au apărut bacteriile şi algele albastre şi ca atare fotosinteza. Pentru a-şi construi schelete de susţinere sau învelişuri de protecţie de natură minerală, organismele precipită ( iau ) din mediu în care trăiesc o serie de ioni.

56

CaCO3 sub formă de calcit sau aragonit este cel mai frecvent compus mineral utilizat de către alge, protozoare, spongieri, celenterate, briozoare, moluşte, artropode, echinide. vertebrate şi unii viermi.

SiO2 sub formă de opal este utilizat de unele organisme inferioare ,ca :silicoflagelate, radiolari, spongieri silicioşi, diatomee.

Fosfaţii sunt precipitaţi de către brachiopode, unele moluşte ( gasteropode tetrabranhiate ) şi vertebrate( mamifere).

Oxizii şi hidroxizii de fier sunt secretaţi de unele moluşte( opistobranchiate), chitinozoare. frecvenţa oxizilor de fier s-a pus în evidenţă şi în texturile arenacee a unor foraminifere bentonice de mare adâncime, cât şi în pătura externă a cochiliilor unor bivalve din mările adânci.

Sulfaţii ( celestina, baritina ) sunt sintetizaţi de unele foraminifere.În concluzie : CaCO3 şi SiO2 ( calcitul, aragonitul şi opalul) sunt mineralele cele

mai utilizate. Unele organisme , mai ales cele marine, sunt capabile de a concentra şi alte elemente ionice în cantităţi mult mai mari decât se află în mediu marin respectiv. De ex. algele pot concentra Fe, Mn, Ti, I, Ag, Mo. Peştii concentrează Pb din apă , alături de Zn, Cu, Ge, Au. Concentrarea selectivă este cunoscută şi la organismele terestre ( unele plante). De ex. Equisetum maximum are 63% Al2O3 în cenuşa sa, iar muşchiul acvatic ( Apilosia crenulata ) are 89,1% Fe2O3 în cenuşa sa.

Bioclastele participă în proporţii variabile la alcătuirea rocilor, de la prezenţa accidentală şi până la a forma roci în excusivitate. In rocile epiclastice ( nisipuri, gresii, conglomerate, argile) prezenţa bioclastelor este sporadică întâlnindu-se mai ales la rocile epiclastice depuse în zona neritică, dar şi batială în bazinele marin- oceanice, cât şi pe uscat, în bazinele lacustre şi-n lungul bazinelor hidrografice.

Bioclastele lipsesc în depozitele glaciare şi deşertice. În rocile piroclastice bioclastele sunt prezente când materialul piroclastic s-a depus

în bazine marine. Se cunosc, astfel, tufuri care conţin numeroase fragmente de foraminifere planctonice.

În rocile de precipitaţie ionică, bioclastele joacă un rol important ,mai ales la cele de precipitare biochimică , cum ar fi calcarele biosparitice şi biomicritice, calcarele oolitice, silicolite( spongolite, diatomite, radiolarite ). În rocile biogene bioclastele de regulă lipsesc. În această categorie se găsesc cărbunii care pot conţine bioclaste vegetale dat şi animale.

Importanţa bioclastelor din rocile sedimentare este atât din punct de vedere teoretic fundamental, deoarece pe baza asociaţiilor de bioclaste se stabileşte vârsta rocii respective, sau se poate reconstitui paleoecologia în care au trăit (Atât cele acvatice cât şi cele terestre)

Bioclastele prezintă şi o importanţă economică prin faptul că rocile constituite din bioclaste au importanţă practică deosebită ca materie primă , ca materiale de construcţii, etc.

O O L I T E Ş I P I S O L I T E

Oolitele sunt corpusculi sferici care au o structură concentrică sau fibroasă. Când aceşti corpusculi au ϕ < 2 mm se numesc oolite, iar când ϕ > 2 mm se numesc pisolite.

Aceşti corpusculi se formează prin precipitare chimică din apă în bazinele de acumulare. Mult timp s-a considerat că formarea lor este un proces exclusiv chimic, dar în

57

prezent se admite şi intervenţia vieţii. După natura oolitelor acestea se împart în următoarele categorii:

1. Oolite calcaroase;2. Oolite feruginoase;OOLITELE CALCAROASELa oolitele carbonatate se poate constata că sunt alcătuite din doi componenţi: a) un aşa –zis “nucleu “ care este un fragment minuscul de cuarţ, sau alt mineral

alogen ,sau un fragment de litoclast , un bioclast.;b) un “cortex” care este format din pelicule concentrice de calcit sau aragonit;Numărul peliculelor este variabil. de exemplu s-a constatat şi un număr între 1 şi 90

pelicule. Peliculele au grosimi micronice. Oolitele cu o singură peliculă ( înveliş) se numesc oolite superficiale .

Oolitele cu mai multe pelicule se numesc oolite normale( Fig. 24 )Prin secţiuni subţiri analizate la microscop s-a constatat că în ce priveşte structura

peliculelor, ele por avea:

Fig. 24- structuri tangenţiale;- structuri radiare;- structuri compacte.

a) structurile tangenţiale au peliculele dispuse la exterior, cristalele de calcit sau de aragonit cresc paralel între ele. S-a dedus că acest mod de creştere al cristalelor este specific apelor agitate.

b) Structurile radiare, la care cristalele de calcit sau aragonit cresc perpendicular pe suprafaţă. Acest tip de oolite se formează în ape liniştite. În secţiuni subţiri , cu doi nicoli) pe coroana lor apare o cruce nesgră dată de natura biaxă a fibrelor de aragonit.

c) Structurile compacte, la care cristalele de calcit sau aragonit sunt foarte mici şi nu prezintă nici o orientare.

Analiza în secţiuni subţiri a relevat faptul că există oolite la care peliculele (anvelopele)alternează cu structuri diferite, tangenţiale, radiare, compacte. Acest fenomen de alternanţă a structurilor reflectă că în procesul de formare a oolitelor au fost mai multe faze de creştere funcţie de condiţiile fizico – chimice( agitaţia apelor mai puternică alternând cu ape liniştite).

S-a mai constatat că există şi aşa numitele oolite complexe , în care mai multe oolite mici ( 2, 3, 4) sunt la rândul lor învelite de pelicule ce calcit. Primele formează un fel de nucleu pentru celelalte pelicule. În mediu de formare al oolitelor s-a produs o schimbare

58

geochimică care a stopat creşterea oolitelor iniţiale. După un anumit timp condiţiile au redevenit optime şi un număr de câteva oolite constituie nucleul în jurul căruia se depun pelicule de calcit sau aragonit.

În fenomenul de diageneză structura oolitelor se poate modifica. Astfel, la oolitele tangenţiale , prin fenomenul de recristalizare structura poate deveni parţial sau total radiară sau fin granulară. În cazul unei structuri radiare în timpul diagenezei unele cristale de calcit pot depăşi anvelopa.

Geneza: Rocile formate din oolite carbonatate se cunosc din Precambrian şi până în Actual. S-a constatat că ele se pot forma indiferent de salinitatea apelor din bazinul de acumulare, adică de la medii normale la medii salmastre. În prezent s-a constatat că ele se formează în ape puţin adânci, de câţiva metri, calde şi în general agitate, suprasaturate în CaCO3. S-a constatat că oolitele iniţial sunt uşor plastice încât unele se pot deforma. Oolitele deformate se numesc spatolite

Mult timp s-a considerat că formarea lor este un proces, exclusiv, de precipitaţie chimică. Acest lucru nu este negat şi cu siguranţă sunt oolite care rezultă astfel. Dar analiza lor la microscop a relevat şi intervenţia unor procese biochimice. Ca urmare, în prezent se admite că în formarea oolitelor sunt trei tipuri de procese:

1) precipitare chimică, în care fenomenele de precipitare, cu formare de cristale, a peliculelor este un proces intermitent, acest fenomen având loc în soluţii din medii marine puţin adânci, în ape suprasaturate în CaCO3;

2) precipitare biochimică şi anume în formarea peliculelor ar interveni unele bacterii. Pentru acest lucru pledează prezenţa unei reţele de aminoacizi în structura unor oolite;

3) precipitare prin fenomene de acreţie algală. Ca dovezi se aduce faptul că prin dezvoltarea anvelopelor în reziduul rămas s-au găsit mucilagii filamentoase. Prezenţa lor arată că algele au avut un rol activ în precipitarea şi acreţionarea (strângerea) carbonaţilor sub formă de pelicule;

Participarea oolitelor la formarea rocilorOolitele carbonatate por forma prin acumularea lor roci în exclusivitate sub formă

de unităţi litologice elementare ( strate) de grosimi variabile ( uneori mai mulţi metri ). De ex. “calcarul oolitic de Repedea” catâre are grosimi de 1 – 5 m.

Frecvent în calcarele oolitice se găsesc şi bioclaste de foraminifere , ostracode, bivalve, gasteropode. Oolite pot participa în proporţie variabilă şi la alcătuirea unor roci epiclastice (gresii ) putând rezulta roci mixte ( gresii oolitice sau oolite grezoase ).

În alte tipuri de roci pot apare acccidental. calcarele oolitice după natura liantului care uneşte oolitele pot fi de tipul oomicrite şi oosparite.

PisoliteleToate problemele legate de structura, modul de formare, distribuţie, sunt similare ca

cele de la oolite. S-a constatat că pisolitele se pot forma şi în jurul unor izvoare termale.(Fig.25).

59

Fig. 25

În procesul de diageneză atât în cazul oolitelor, cât şi al pisolitelor pot apare procese de substituţie a calcitului şi aragonitului cu alte minerale . Mai frecvente substituiri au loc cu silice, cu glauconit, oxizi de fier sau fosfaţi.

Pisolitele vadoase sunt pisolite false care se formează în regiunile aride sub forma unor concreţiuni sferoidale. Aceste concreţiuni sunt formate prin depunerea CaCO3 sub formă de pelicule. Calcitul provine din soluţiile suprasaturate. Aceste pisolite nu au un nucleu şi prezintă formă neregulată. În regiunile calde şi umede unde există laterite se pot forma şi pisolite din pelicule concentrice de Al(OH)3. Au formă similară cu cele calcaroase.

OOLITE FERUGINOASESunt destul de frecvente, la fel ca şi cele carbonatate. Sunt alcătuite dintr-un nucleu

( similar ca la cele calcaroase) şi un cortex format dintr-un număr variabil de pelicule. Peliculele( anvelopele) sunt formate din oxizi de fier ( hematit,goethit, limonit, chamisit, mai rar siderit).

Oolitele feruginoase se formează în zonele neritice şi neritico-litorală. Fierul este adus din abundenţă în soluţie de pe uscat. Uscatul respectiv trebuie să aibă în alcătuirea sa roci cu un conţinut ridicat de fier. În ceea ce priveşte geneza, lucrurile nu sunt pe deplin lămurite. Există păreri după care fierul ar precipita direct formând pelicule şi păreri după care oolitele feruginoase ar fi secundare, în sensul că primar ele au fost carbonatate, iar apoi prin fenomene de diageneză calcitul(aragonitul ) a fost substituit prin minerale feruginoase.

Fenomenul de substituţie este o realitate şi nu poate fi pus la îndoială. De ex. s-a constatat că unele oolite au pelicule formate din carbonaţi şi pelicule formate din oxizi de fier. În acelaşi timp s-a observat şi în prezent că se pot forma direct şi oolite feruginoase.

Ca răspândire geologică , în timp, se cunosc oolite feruginoase din Precambrian şi până în prezent. Oolitele feruginoase por forma roci în exclusivitate, roci care se numesc minette, care apar sub formă de strate cu grosimi variabile.

Cele mai abundente oolite feruginoase sunt de vârstă proterozoică şi sunt parţial sau în totalitate metamorfozate. Există însă şi oolite feruginoase de vârstă paleozoică, mezozoică sau chiar neozoică. La noi în ţară avem oolite feruginoase în partea de nord-vest a Depresiunii Transilvaniei în zona Căpuşu Mic, de vârstă eocenă , însă au fost exploatate. Aceste oolite conţin şi bioclaste . Oolitele feruginoase , de regulă, sunt asociate cu minerale alogene argiloase (glauconit) şi cu bioclaste.

60

P E L E T E ( P E L O T E ) Pelotele sunt corpusculi sferici sau ovoidali , sau cu un contur neregulat, compacte,

formate din particule foarte fine de CaCO3 cât şi din particule necarbonatate, mai ales din minerale argiloase. Pelotele sferice se aseamănă foarte mult cu oolitele de care se deosebesc prin lipsa nucleului şi a cortexului. Se mai numesc şi pseudooolite (Fig.26). Uneori prezintă canalicule.

Fig. 26

Ca geneză pelotele au origine diferită. Unele se formează prin acreţionarea şi aglutinarea unor mâluri argilo – calcaroase, fenomenul are loc în medii liniştite( bazine lacustre sau marine), liniştite, posibil prin degajarea gazelor rezultate din putrefacţia sau descompunerea materiei organice.

Un alt tip de pelote sunt produse prin excreţia unor organisme bentonice care se hrănesc cu mâl ( limnivore), cum ar fi bivalve, viermi, care trăiesc în populaţii extrem de numeroase. Acestea constituie pelotele fecale care se conservă în medii acvatice marine sau lacustre liniştite. Ele apar ca nişte corpusculi milimetrici sau submilimetrici având formă sferică, elipsoidală, alungită, formă de semilună sau neregulată. Sunt compacte, cu o structură criptocristalină. Au culoare brună, cenuşie, albicioasă. În ce priveşte alcătuirea lor, funcţie de natura mâlului, pot fi formate din calcit criptocristalin sau din minerale argiloase, sau din combinaţii dintre ele( frecvent apare şi glauconitul)

Pelotele fecale ale unor organisme mai mari( peşti, reptile, păsări) se numesc coprolite, şi au mărimi milimetrice sau centimetrice şi forme variate fiind concreţionare, elipsoidale, nodulare. Conservarea lor are loc în bazine lacustre sau marine liniştite printr-o acoperire rapidă de către sedimente fine. Se pot forma şi pe uscat unde trăiesc aglomerări de organisme.

Pelotele pot rezulta şi prin procese diagenetice prin micritizări postdepoziţionale. Modul de acumulare (conservare) a pelotelor , indiferent de natura lor, duce la formarea rocilor cu pelote în proporţii diferite, dar uneori formează roci simple. Ele pot apare şi ca simple accidente în argile, calcare, mai rar gresii. Rocile formate din pelote, rezultate diagenetic , pentru a se diferenţia de cele primare, se numesc calcare peletale.

L U M P U R I

Sunt corpuscule compozite ( mai multe la un loc) sub formă de agregate , ca nişte ciorchini mici. (Fig.27) Se formează prin precipitarea chimică sau biochimică datorită unor alge sau bacterii. Apar foarte rar în rocile carbonatate.

61

Fig. 27

M A T E R I A O R G A N I C Ă

Materia organică provine din moartea organismelor animale şi vegetale care trăiesc în bazinele de acumulare sau care este adusă de pe uscat prin intermediul reţelei hidrografice.

În apel marine şi oceanice , cât şi în cele lacustre, se găsesc cantităţi foarte mari de materie organică sub formă de organisme vii, resturi de organisme moarte şi soluţii coloidale.

În ce priveşte organismele vii din bazinele marin- oceanice, s-a calculat că într-o coloană de apă de 5 400 m înălţime şi cu o secţiune de 1 m2 se găsesc 30 Kg de substanţă organică, mai ales fitoplancton. Substanţa organica moartă este apreciată la 1 000 g/ m3 / an.

Din păcate, această materie organică se descompune rapid, încât rămâne foarte puţin, între 0,2 – 20 g / m 3. În mediile geochimice euxinice cantitatea de materie organică este mai mare. De ex, în Marea Neagră se ajunge până la 35 g / m3.

Cei mai mari furnizori de materie organică sunt microorganismele, algele, diatomeele, cocolitele, dinoflagelatele, foraminiferele planctonice, acestea reprezentând baza materiei organice. Pe uscat materia organică este reprezentată prin ansamblul vieţii vegetale şi animale , care însă se descompune foarte rapid. Fac excepţie în anumite cazuri resturile vegetale din care rezultă cărbunii.

În bazinele marine accidental pot apare şi alte surse. Astfel, se cunosc cazuri când la întâlnirea unor curenţi marini calzi cu un curent rece se produc catastrofe uriaşe în cadrul aglomerărilor biotice ( bancuri de peşti ). Se cunoaşte un caz când în urma unui astfel de fenomen a rezultat un strat gros de 1,8 m şi lat de 1 000 Km, lung de 500Km de peşti morţi.

O mică parte din materia organică devine fosilă ( cca. 0,1 %) şi foarte rar în medii euxinice aproximativ 4%. Într-o primă fază asupra materiei organice moarte acţionează bacteriile care produc modificări. Se formează un reziduu care prin polimerizare şi condensare conduce la formarea de produşi bruni ( acizi humici şi fulvici ) . Prin îngropare, care este permanentă, se produce o polimerizare avansată formându-se kerogen. Acesta este materia primă din care se va forma petrolul şi gazele naturale, dar în condiţii de temperatură , presiune şui structurale bine definite.

Se consideră că între 600C – 1270C se formează petrol la o adâncime de 600 – 3 700 m. Între 1350C – 1500C se formează hidrocarburile uşoare, iar peste 1650C se formează metanul.

62

Rocile petroligene generatoare de petrol sunt argilele, siltitele şi calcarele. De regnul, din rocile generatoare hidrocarburile migrează în rocile magazin. Din rocile generatoare nu migrează hidrocarburile în totalitate, rămânând pe loc hidrocarburile grele în cantităţi variabile. Aceste roci sunt numite bitumolite( şisturi bituminoase) . Acestea sunt trecute în prezent în categoria cărbunilor.

Din materia vegetală de la plantele inferioare la cele superioare pe uscat sau în delte, în condiţii speciale, în timp geologic, prin procese de carbonificare rezultă zăcăminte de cărbuni.

Ca distribuţie, materia organică, în afara faptului că poate constitui roci în exclusivitate( petrol, gaze, asfalt, cărbuni) se mai găseşte şi în cantităţi variabile în celelalte tipuri de roci. De ex. în argile poate ajunge până la 2,1%, în carbonatite până la 0,29%, iar în gresii până la 0,05%.

M A T E R I A L P I R O C L A S T I C

Rezultă din activitatea vulcanică efusivă, fiind reprezentat prin material solid ejectat în aer de vulcani sub formă de fragmente nai mari ( bombe, lapilii) şi fragmente mai mici (cenuşe). Cenuşa este constituită din sticlă vulcanică şi cristale. Cristalele sunt, de obicei colţuroase ţi mai rar rotunjite. În afară de materialul solid, în activitatea efusivă sunt eliminate şi gaze sub formă de fumarole, solfatare, mofete.

Din aceste gaze în contact cu aerul sau cu apa se pot forma minerale autigene de neoformaţie. De ex. H2S prin oxidare formează sulf liber. Tot din gazele fierbinţi pot rezulta NaCL, KCl,etc. H2S poate reacţiona şi cu unele metale ( Fe, Zn, Pb, Cu) rezultând sulfuri matalice: pirită, blendă, galenă, calcopirită )

Din materialul vulcanic se pot forma roci sedimentare în exclusivitate, cum ar fi rocile piroclastice( tufuri, aglomerate vulcanice). materia vulcanică poate participa în proporţii variabile şi la alcătuirea altor roci: argile, gresii, conglomerate,etc.

M A T E R I A L C O S M I C

Materialul cosmic , cel din afara Pământului, are o participare redusă la alcătuirea rocilor sedimentare. În general, dimensiunile fragmentelor cosmice sunt foarte mici, sub 60µ , însă există şi fragmente mai mari de ordinul Kg, sau mai mult( tone, mii de tone)

Acest material a fost recunoscut iniţial în sedimentele zonei abisale datorită faptului că în aceste zone rata de acumulare este extrem de mică. Ulterior el a fost recunoscut şi în rocile saline, în gheaţă, în radiolarite. Specific pentru aceste fragmente fiind conţinutul ridicat în nichel. Fragmentele mai mari formează meteoriţi.

L I A N T U L

Liantul este un component exclusiv al rocilor consolidate . El lipseşte la rocile neconsolidate ( nisipuri, pietrişuri, silturi). Poate fi numit liant materialul care leagă între ele elementele componente ale unei roci sedimentare consolidându-le. Această legătură poate fi extrem de puternică( gresii) sau poate fi slabă (roci friabile).

63

Consolidarea funcţie de tipul rocii se poate produce sinsedimentar( concomitent cu sedimentarea) cum este cazul la rocile de precipitaţie ionică ( sare , gips), sau se produce postdepoziţional, după îngroparea sedimentelor sub alte sedimente în timpul diagenezei.

Liantul poate proveni din sedimente fiind primar, sau poate proveni din afara sedimentelor( liant secundar ). Liantul indiferent de natura lui este de două tipuri: matrice şi ciment

Matricea este un liant alogen alcătuit din material clastic( minerale alogene, litoclaste, minerale argiloase). Matricea este în special prezentă în rocile clastice şi ea se acumulează sindepoziţional. În cazul rocilor epiclastice de tipul pietrişurilor, matricea este formată din componenţi mai mici arenitici, siltici, pelitici.

La un conglomerat format din pietrişuri, matricea este un ciment format din silt şi material argilos. La o gresie matricea de netură arenitică este absentă, aceasta fiind siltică sau pelitică. Obişnuit, viitoarea matrice se acumulează odată cu ansamblu materialului sedimentar şi ea devine liant prin procesele de tasare şi expulzare a apei.

În unele cazuri prin circulaţia apei poate fi adusă matrice. S-a constatat că apoximativ 290% din mineralele argiloase care constituie matricea provin din procese de alterare a unor minerale alogene ( feldspaţi, amfiboli, olivină).

Cimentul este un liant de natură autigenă( chimică) şi rezultă prin procese de precipitare chimică fie direct din apa mărilor, deci sincron, concomitent cu sedimentarea componenţilor petrografici principali, fie ulterior, după acumulare, din soluţiile interstiţiale din porii sedimentelor.

Cimentul mai poate rezulta şi prin substituirea unui liant primar. Cimentul poate fi: amorf(opal) sau microcristalin( 0,01 – 0,02 mm) , apoi granular( ϕ = 0,2 mm); fibros cu cristale lungi prismatice; pelicular, lepidoblastic şi poikiloblastic.

Liantul de natură chimică se întâlneşte cu precădere la rocile de precipitaţie dar poate fi întâlnit frecvent şi la rocile clastice( gresii, brecii). Cimentul se poate forma şi la rocile rezultate prin acumularea de bioclaste , de oolite, pelote. La unele roci de precipitaţie chimică, cimentarea se realizează prin însăşi precipitarea sub formă de cristale, roca devenind dură. La rocile de precipitare biochimică/ acumulare de bioclaste), în general cimentul este similar cu natura bioclastelor( calcaros, silicios). La rocile epiclastice există mai multe tipuri de ciment ( Fig:28)

1) ciment bazal, la care granulele detritice nu se ating între ele. La acest tip , fragmentele clastice trebuie să fie dominante faţă de ciment, în caz contrar, prin dominarea cimentului , se ajunge la alt tip de rocă( de ex, calcare, dolomite, fosforite,etc.)

2) ciment de pori , când granulele clastice se ating între ele, iar cimentul apare doar în porii rocii;

3) ciment pelicular, apare ca o peliculă în jurul granulei clastice. În acest caz granulele detritice sunt mai mari în raport cu cimentul care le înconjoară. Dacă granula este mică în raport cu peliculele se ajunge la alte tipuri de roci ( cu oolite calcaroase, sau pisolite). Ca o varietate de ciment pelicular este şi cimentul poropelicular, unde şi porii rămaşi liberi sunt umpluţi cu ciment;

4) ciment de contact( de atingere) , când granulele clastice se ating pe toastă suprafaţa lor, iar cimentul apare ca o peliculă(film) subţire în zona de contact a granulelor;

5) ciment de regenerare(de supracreştere), apare ca o zonă de supracreştere în jurul granulelor alogene, fiind de aceeaşi natură mineralogică cu granula;

64

La rocile carbonatate alcătuite din acumulări de bioclaste sau litoclaste calcaroase, oolite sau pelote calcaroase , cimentul poate fi amorf sau cristalin( micrit sau sparit).

Din punct de vedere mineralogic cimentul este cel mai frecvent carbonatic sau silicios. dar există şi ciment feruginos( sideritic, hematitic), fosfatic sau gipsifer.

65

TRANSFORMAREA SEDIMENTELOR ÎN ROCI (DIAGENEZĂ)

Ansamblul proceslor fizico-chimice care au loc după acumularea materialului sedimentar până la transformarea în roci şi cele care se produc în timpul scoaterii lor din mediu de acumulare (prin procese geodinamice) şi până încep procesele de laterare sub influenţa factorilor externi, constituie diageneza.

Transformările diagenetice sunt profunde, materializate în organizarea materialului expulzat, apoi tasarea, consolidarea sau litificarea, apariţia stratiicaţiei, respectiv a unităţilor litologice, apariţia de material nou şi roci noi (petrol, cărbuni, concreţiuni etc.) substituiri, dizolvări etc.În linii generale, în cadrul diagenezei s-au separat 3 etape:

I. SINDIAGENEZA = diageneza timpurie = eogeneza II. ANADIAGENEZA = diageneza târzie = mezogenezaIII. EPIDIAGENEZA = epigeneza = telegeneza

I. SINDIAGENEZA reprezintă etapa în care se produc procesele cât timp sedimentele vin în contact cu mediul de acumulare, respectiv apa în bazinele marin oceanice şi lacuri sau cu aerul şi apa meteorică în bazinele terestre. Procesele de sindiageneză au loc între 0-100 m grosime a sedimentelor a temperaturii până la 40° C. Deci într-o îngropare timpurie. Ele sunt de regulă oxidante cu excepţia celor din bazinele în care apele de fund sunt lipsite de O2 liber (unele lacuri, mlaştini, unele porţiuni din zona neritică).

Materia organică şi acţiunea bacteriană joacă un rol important. În această fază începe expulzarea apei, aranjarea materiei sedimentare solide, o uşoară tasare, transformarea incipientă a materialului, apariţia unor minerale noi, oxidarea şi solubilizarea unor minerale.

II. ANADIAGENEZA are loc la adâncimea 100-800 m, 40-200° C. Este o continuare a primei etape, caracterizate prin îngroparea sedimentelor cu alte depuneri. În această etapă au loc modificări mult mai mari: compartizarea, micşorarea volumului, expulzarea apei, rearanjarea materialului, apariţia de minerale noi şi consolidarea materialului sedimentar (litificarea) prin apariţia de unităţi litologice (strate) cu texturi şi structuri specifice. Tot în această etapă se produc recristalizări (dizolvări, substituiri de ciment, apariţia de concreţiuni (calcaroase, silicioase) dezhidratarea unor minerale (gips în anhidrit, trecerea calcedoniei în opal şi cuarţ). Are loc procesul de dolomitizare, glauconizarea, fosfotizarea.

Materia organică, dacă acumularea a avut loc în mediul de tip euxinic sub prefaceri lente şi complexe, conducând la apariţia de bitumolite din care pot fi eliberate bitumine libere: din materie vegetală pot rezulta cărbuni. Mediile reducătoare de tip euxinic sunt favorizante formării sideritului, piritei. În condiţiile de sindiageneză şi anadiageneză se ajunge la stadiul de rocă sedimentară.

III. EPIDIAGENEZA cuprinde procesele care afectează rocile sedimentare formate deja. Aceste procese au loc în timpul emergenţei (scoaterii) din mediul de acumulare şi aducerea în condiţii subaeriene sub influenţa apelor meteorice.

66

Epidiageneza se referă la prefacerile suferite de rocă şi nu la distrugerea rocilor ca atare. Au loc fisurări, în care pot participa diferite minerale formând diaclaze . Au loc dizolvări, apariţia de goluri, precipitări în aceste goluri, apar concreţiuni grezoase în nisipuri, substituirea unor minerale cu altele (cuarţ ↔ calcit).

În general, epidiageneza acţionează cu precădere dizolvări, precipitări, recristalizări şi apariţia de minerale noi.

PRINCIPALELE PROCESE DIAGENETICE

Între procesele diagenetice menţionăm:

1. Schimburile care au loc între sedimente proaspăt acumulate şi mediul de acumulare;

2. Pierderea apei, tasarea sau compactizarea, consolidarea (litificarea), dizolvarea, neomorfismul (formarea unor minerale noi), metamorfoza, diferenţierea diagenetică.

Multe dintre aceste procese acţionează simultan; însă cu intensitate diferită în etapele diagenezei. Altele sunt specifice unei anumite etape.

1. Schimbările dintre sedimente

În bazinele marin-oceanice sau lacustre se realizează prin contactul dintre sedimente proaspete depuse şi apa în schimb permanent. Sedimentele proaspete conţin cantităţi mari de apă cât şi cantităţi mari de microorganisme.

În relaţia sediment-mediu are loc în primul rând o absorbţie de către organisme a O2 liber din apă în sediment, după care din lipsă de O2 încep reacţiile reducătoare a hidroxizilor de Fe3+, Mn2+, V, Cr etc. Materia organică funcţie de dimensiunea acesteia şi mai ales de mediul oxidant sau reducător şi ca urmare a microorganismelor care se dezvoltă se comportă diferit.

Pe medii oxidante ea se descompune trecând parţial în stare gazoasă: CO2, H2S, H2, NH3 etc., iar componenţii solubili se dizolvă în apă sau se acumulează între componenţii solizi ai sedimentelor. În medii neoxigenale de tip euxinic sub influenţa unor bacterii specifice, materia organică suferă alte procese de transformare mult mai complexe care se continuă şi după îngropare.

La contactul cu mediu are loc combinarea unor ioni în cadrul soluţiei sedimentelor şi care ating stadiul de saturaţie încep să precipite rezultând minerale autigene.

În medii subaeriene sedimentele sunt supuse acţiunii aerului, apelor meteorice, organismelor. În timpul precipitaţiilor se formează un curent de apă uşor acidă prin dizolvarea CO2 care spală sărurile din sedimente putând apoi să le concentreze în anumite nivele. Materia organică se descompune transformându-se în produşi volatili.

În bazinele terestre concomitent cu diageneza are loc şi un proces de alterare. Diageneza propriu-zisă începe prin îngroparea sub alte sedimente (în cazul teraselor, conurilor de dejecţie, depuneri de loess etc.).

67

2. Pierderea apei. În prima fază în depunerile din bazinele marine şi lacustre sedimentele conţin cantităţi enorme de apă. Cantitatea cea mai mare de apă este conţinută în sedimentele fine. Apa se pierde prin compactizare. În prima fază a compactizării prin îngropare sub alte sedimente, apa revine în mediul marin. Mai târziu însă prin accentuarea îngropării şi a acumulării, soluţiile stoarse pot circula prin sedimente şi din ele pot precipita anumiţi constituienţi.

Apa poate contribui şi la cimentarea indirectă. De exemplu în cazul alternanţei unor pelite, cu nisipuri, soluţiile stoarse din pelite pot contribui la cimentarea nisipurilor. În diageneză se produc şi fenomene de deshidratare şi (degratare) a unor minerale.

Specific sunt deshidrataţiile (de exemplu opalul trece în calcedonie apoi în cuarţ, gipsul în anhidrit).

Între îngropare şi pierderea apei este o relaţie directă. La început este expulzată apa liberă, apoi apa de absorbţie iar la adâncimi şi presiuni mari şi apa din combinaţii.

3. Compactizarea sau tasarea este un fenomen pur fizic şi care se desfăşoară sub influenţa presiunii. Ea se materializează prin micşorarea volumului, expulzarea apei şi reaşezarea componenţilor petrografiei. Tasarea variază funcţie de sediment. La sedimentele clastice depinde foarte mult de granulometrie. S-a constatat că sedimentele suferă o compactibilitate mai mare cu cât sunt mai fine.

S-a demonstrat că sedimentele epiclastice suferă o tasare mai accentuată, respectiv o reducere a porozităţii cu cât sunt mai fine. Concomitent cu tasarea, în cazul pietrişurilor (rudite) şi chiar a arenitelor se produce o rearanjare a galeţilor după mărime şi formă; în general cei mai mici pătrund în spaţiile dintre cei mari. Dacă pietrişul are şi o fracţiune arenitică sau pelitică prin tasare acestea se transformă în lanţ şi conduce la litificare.

Mâlurile argiloase sau marnoase prin transformare îşi micşorează mult volumul porilor. Treptat îşi pierde plasticitatea şi se transformă într-o rocă argiloasă sau marnoasă, prin orientarea particulelor în direcţia presiunii pot rezulta plane de stratificaţie.

În cazul sedimentelor de precipitaţie chimică, prin tasare sub influenţa presiunii, coloanei de apă şi a presiunii sedimentelor şi a presiunii litostatice au în general fenomene de recristalizare prin reducerea spaţiilor cu până la 30 %. În ce priveşte sedimentele de precipitare biochimică tasarea depinde foarte mult de tipul bioclastelor. În cazul mâlurilor cu cocolite, foraminifere planctonice fenomenul este oarecare similar cu cel al mâlurilor silicioase, volumul reducându-se foarte mult.

În cazul bioclastelor mari din zona neritică, prin tasare are loc o rearanjare a bioclastelor funcţie de mărimea lor.

Sedimentele biogene suferă procese de compactizare. Astfel, în cazul acumulărilor de turbă prin tasarea acesteia se micşorează volumul şi concomitent asupra materiei organice vegetale începe procesul de carbonificare.

68

În cazul mâlurilor bituminoase de natură animală sau vegetală, procesul de compactizare este similar cu cel al celolalte tipuri de mâluri, volumul reducându-se foarte mult.

În concluzie tasarea depozitelor de tipul rocă şi ea se materializează în ansamblu prin micşorarea volumului, rearanjarea materialului şi expulzarea apei.

4. Dizolvarea

Procesele de dizolvare (trecere în soluţie a unor substanţe sedimentare) se produc atâta timp cât aceste substanţe sunt în contact cu apa, dar şi după îngropare în profunzime, unde are loc sub influenţa presiunii şi temperaturii. În cazul sedimentelor clastice dizolvarea se manifestă prin îndepărtarea mineralelor solubile în contact cu apa şi dizolvarea parţială a mineralelor metastabile (feldspaţi, silicaţi feromagnezieni).

La adâncime mai mare se produce o modificare a granulelor de calcit, Q, feldspat sub influenţa presiunii. În rocile clastice consolidate (gresie), acţiunea dizolvantă este exercitată de apele vadoase care provoacă porozităţi secundare. În rocile de precipitaţie chimică şi biochimică dizolvarea se manifestă în toate cele 3 etape ale diagenezei. Ea conduce la recristalizare, la tasarea rocilor, scade porozitatea, apar unele zone de întrepătrundere între cristalele de acelaşi fel (Q-Q; calcit-calcit). În rocile carbonatate dizolvarea provoacă goluri de diferite mărimi în care pot precipita din nou carbonaţi. Golurile mai mici se numesc geode.

5. Cimentarea (litificarea) - consolidarea

Consolidarea (litificarea) conduce la apariţia unităţilor litologice elementare. Acest proces este dificil la rocile clastice faţă de cele de precipitaţie. Cimentarea rocilor clastice se face cu ajutorul unui liant. Acest liant poate proveni din sediment (primar) sau din afara sedimentului (=liant secundar).

După natura sa liantul poate fi o matrice sau un ciment. Matricea este un liant alogen format în general din material detritic, de dimensiune mică în raport cu constituienţii principali. Spre exemplu în cazul unui pietriş liantul este format din material arenitic sau siltic sau pelitic.

La un nisip matricea este formată din material siltic şi pelitic.

69

Cimentul este un liant autigen, de natură chimică provenit prin precipitarea din soluţie. Ca substanţe pentru ciment poate fi silicea care apare sub formă de opal, calcedonie sau Q.

În cazul prezenţei unor bioclaste silicioase sau a materialului piroclastic originea silicei este clară. De exemplu în cazul gresiei de Kliwa, silicea ar proveni din diatomee.

În lipsa organismelor silicoase originea silicei este mai greu de explicat. Se admite că ar proveni din dezvoltarea sub presiune a cuarţului sau din apele de îmbibaţie a unor argile. Cimentul carbonatat poate proveni din materialul sedimentar prin dizolvarea unor bioclaste sau litoclaste carbonatate şi apoi recristalizarea din soluţie.

Amestecul cu un mineral argilos este frecvent la rocile clastice. Cimentul calcaros poate fi adus de apă şi din alternanţe de argile şi nisip, apa stoarsă din argile poate trece în nisip.

Cimentul feruginos este de obicei adus odată cu sedimentul de pe uscat din regiunile cu climă caldă. El poate fi precipitat şi în bazinele de acumulare pe seama unor minerale ferice. Cimentul feruginos se întâlneşte frecvent la depozitele continentale cum sunt gresiile de pustiu, dar şi în depozitele neritice unde debuşează arterele hidrografice care transportă material argilos. Acest ciment este şi în cazul oolitelor feruginoase.

Cimentul fosfatic este larg întâlnit la depozitele de fosforite, rezultând prin stoarcerea sedimentelor de fosfaţi în procesele de tasare şi apoi precipitare.

Sulfaţii de asemenea foarte rari, întâlnindu-se şi în roci clastice din zonele aride.În procesele de litificare au loc substituiri de ciment. Obişnuit silicea este

substituită de carbonaţi. Există şi fenomenul invers. Circulaţia apelor şi raporturile termale intervin şi ele modificând substituţia de ciment şi ducând la apariţia de sulfuri, baritină.

Consolidarea sedimentelor de precipitaţie ionică

La consolidarea rocilor de precipitaţie chimică (calcare, dolomite, silicolite) litificarea apare ca o consecinţă a cristalizării totale sau parţiale. Acest proces conduce la o micşorare a volumului, umplerea golurilor şi consolidare. La sedimentele de precipitaţie biochimică formate prin acumulări de bioclaste (silicolite, calcare) unirea şi consolidarea lor se face printr-un ciment similar cu natura bioclastelor. Cimentul este rezultat din dizolvarea unor bioclaste şi precipită din nou. El poate fi micritic sau sparitic. La rocile provenite din bioclaste silicioase cimentarea după geograful Corens s-ar produce astfel: o parte din bioclaste se dizolvă, silicea trecând în soluţie, ajungând la un punct de saturaţie, ea cristalizează, precipitând şi înglobând bioclastele întregi.

În cazul când substanţa organică este abundentă, silicea poate trece aproape integral în soluţie. Apar numeroşi centri de cristalizare, rezultând treptat roci cu o structură fină din calcedonie şi opal. În această situaţie sunt menilitele.

6. Neomorfism

Această noţiune a fost introdusă în petrologie de către Folk (1956) pentru a defini procesele de neoformaţie care au loc în diageneză, cum ar fi: recristalizarea, transformarea polimorfă şi creşterea granulelor.

70

a. Recristalizarea

Acest proces se manifestă în 2 moduri:- prin trecerea unor minerale de la forme microcristaline < 0,1 mm la forme

macrocristaline. Formele microcristaline sunst sisteme instabile termodinamice în timp ce acelea macro sunt mult mai stabile.

- prin cristalizarea unor mase amorfe, cum sunt gelurile de silice şi gelurile carbonatatice.

Recristalizarea afectează cu precădere sedimentele fine de precipitaţie ionică, atât chimică cât şi biochimică. Procesul poate afecta şi bioclastele mai mari din zona neritică.

b. Transformările polimorfe reprezintă tendinţa naturală de trecere spre forme mai stabile a unor minerale de aceeaşi compoziţie chimică; dar cu sisteme cristalografice diferite. În această situaţie este calcitul (trigonal), aragonitul (rombic). Stabilitatea calcitului fiind mult mai mare decât a aragonitul, acesta o trece în timp în calcit.

Ca atare aragonitul din rocile paleozoice şi mezozoice a fost transformat în calcit în cea mai mare măsură.

c. Creşterea granulelor minerale alogene

Granulele unor minerale alogene (Q, feldspaţi, calcit) se pot mări prin zone de supracreştere denumite şi autigene.

Limita dintre zona de subcreştere şi granula de Q este în general marcată de impurităţi. Zona autigenă de supracreştere fiind mult mai clară, fără impurităţi.

Dintre feldspaţi (microclinul şi albitul) au cel mai frecvent zone de supracreştere care se deosebesc prin limpezimea lor. Există cazuri când granula detritică este un microclin, iar pelicula de supracreştere este ortoza.

7. Metamorfism diagenetic

În diageneză se produc substituiri, respectiv de înlocuire a unor componenţi minerali prin alţii, prin schimb ionic. Cele mai frecvente procese de acest gen sunt: dolomitizarea , silicitizarea, piritizarea, fosfatizarea.

Dolomitizarea: constă în înlocuirea ionilor de Ca, Mg, după reacţia

2 CaCO3 + Mg2+ → Ca Mg (CO3)2 + Ca+2

71

Dolomitizarea este un proces real care se produce în natură însă insuficient cunoscut. Confirmarea proceselor de dolomitizare s-au observat prin foraje. În foraj executat într-un recif coraligen (Fidgi) a arătat următoarea situaţie: până la adâncimea de 194 m conţinutul în MgCO3 este sub 6%, adică aceeaşi proporţie ca în organismele constructoare de corali.

Sub 194 m s-a constatat o creştere bruscă a MgCO3 care poate ajunge la 40 %. În explicarea acestui fenomen există două moduri de interpretare.

1. Solubilitatea mai mare a calcitului faţă de dolomit, ca urmare prin dizolvare calcita poate fi îndepărtată şi implicit ar rezulta o creştere a MgCO3.

2. Îmbogăţirea s-ar datora unui schimb între Mg dizolvat în apa marină (al 2-lea element după Na) şi CaCO3 din recif.

În această ipoteză îmbogăţirea în Mg se produce prin introducerea Mg din apă în rocă. Procesele de dolomitizare se produc în apele marine cu salinitate normală şi în apele salmastre sau madii hipersaline (G. Piersic).

Dolomitizări s-au observat şi în etapele de epigeneză, fenomenul având loc în introducerea Mg din soluţii magneziene. Mg în aceste soluţii poate rezultă şi prin dizolvare sau poate fi juvenil. Fenomenul se produce şi în lungul unor falii (fisuri) în care pătrund soluţii magneziene.

În acest caz dolomitele respective nu sunt concordante cu stratificaţia calcarelor.

Astfel de formaţiuni sunt şi la noi în ţară la Băile Herculane în cadrul unor formaţiuni jurasice.

Silicifierea este un proces frecvent şi constă în special prin înlocuirea calcitei, a unor minerale argiloase, a fosfaţilor şi a materiei organice mai ales vegetale prin silice sub formă de opal, calcedonie sau cuarţ. Calcedonia fiind mai stabilă substituie uşor celelalte forme. Deplasarea silicei se produce prin difuzie în interiorul stratelor sau pătrunde pe suprafeţele de strat. Astfel se cunoaşte concentraţii de silice reticulară paralele cu stratificaţia unor calcare şi marne. Apar concreţiuni sau chailluri în masa unor roci carbonatate (calcare, marne). Aşa sunt frecvente concreţiunile de silex în crete sau chailluri în calcarele eocene de Doamna.

Substituiri de silice sunt frecvente în marne calcaroase, dar apar şi în gresii. Siever (1962) presupune că în silicifiere un rol important ar avea materia organică care

72

absoarbe silice. După dispariţia materiei organice silicea rămasă ar constitui centre germeni spre care difuzează silicea disiminată în rocă sau sediment (Fenomenul are loc chiar pe fundul mării, de unde au fost dragate testuri de foraminifere calcaroase silicifiate. Procesul de substituţie-silicifiere sunt fenomene şi la resturile vegetale mai ales când acestea sunt îngropate în nisipuri sau piroclastite. Substituţia respectă întrutotul structura organică. Sunt frecvente silicifieri în depozitele de terasă sau în depozitele mai vechi.

Silicifieri au loc şi la nivel de granule, cristale de calcit fiind substituite prin cuarţ. S-au observat şi bioclaste. De ex. spiculi de spongieri calcaroşi sau alte bioclaste fiind substituite prin silice.

Calcitizarea constă în substituirea cu calcit a unor minerale sau bioclaste. Calcita poate substitui cu uşurinţă cuarţ, calcedonie, feldspaţi, bioclaste silicioase.

Se cunosc frecvente substituiri de granule, în special de Q feldspaţi. În cazul feldspaţilor este păstrat şi sistemul de macle.

Sunt frecvente spiculii de spongieri silicioşi sau bioclaste de diatomee, radiolari care pot fi în totalitate sau parţial substituiţi prin calcit. Calcitizarea este un proces real.

Piritizarea. Înlocuirea cu pirită se produce în medii reducătoare bogate în H2S din unele mări şi lacuri.

Substituirea se face pe seama carbonaţilor sau a silicei din testuri sau bioclaste (foraminifere, alge, briozoare, moluşte, echinoderme, radiolari, diatomee, spongieri.

Substituirea are loc în prezenţa H2S şi impurităţi de Fe. Fosile (bioclaste) piritizate se cunosc din precambrian până în prezent.

Fosfatizarea. Procesul are loc de obicei pe substratul pe care stau aceste roci şi provoacă substituiri cu fosfaţi, pătrund în aceste roci şi provoacă substituiri.

Fenomenul poate avea loc în roci calcaroase, dar s-a constatat şi în cadrul unor roci magmatice şi metamorfice.

În cazul rocilor carbonatate sunt substituite mineralele mai puţin stabile (aragonit). Procesele de fosfatizare s-au observat şi în bazinele marine, în zona neritică, fiind legate de aportul de ape reci care transportă anioni de fosfor.

În zona neritică, cu temperaturi calde, au loc substituirea calcitei din oolite, pelate, bioclaste.

73

T E X T U R I S E D I M E N T A R E

Textura reprezintă aspectul rocii sau a stratului, determinată de aranjamentul şi poziţia componenţilor petrografici, fie în totalitatea lor, fie a unora dintre ei. La un strat se poate deosebi o textură internă şi o textură externă a suprafeţei de strat. Texturile suporafeţelor de strat apar în special pe faţa inferioară (talpa) stratului fiind determinete tot de un aranjament al componenţilor.

TEXTURA INTERNA A STRATELOR

Aranjamentul componenţilor într-un strat poate avea cauze mecanice, chimice sau biogene. După cauza care le-a produs texturile pot fi:

∗ texturi mecanice;∗ texturi chimice;∗ texturi biogene;

A. Texturi mecaniceTexturile mecanice depind de forma componenţilor, de mărimea şi greutatea lor, de

rata de acumulare, de dinamica mediului de depunere( curenţi normali, valuri, curenţi de turbiditate, vânt, maree, alunecări de teren, cutremure, erupţii vulcanice)

Texturile mecanice , după momentul producerii, pot fi :1. Texturi primare, formate contemporan cu sedimentarea;2. Texturi secundare, formate ulterior sedimentării ;1. Texturi mecanice primarea.Textura uniformă (masivă) la care într-un strat componenţii sunt distribuiţi

uniform din talpă până în creştet, fără nici un aranjament. Această textură este specifică rocilor de precipitaţie ionică (calcare, gipsuri, sare) dar poate fi întâlnită şi la rocile epiclastice ( argile, gresii, nisipuri ). (Fig.1)

b.Textura laminată (litată) . La acest tip de textură, într-un strat unitar sub aspect petrografic se deosebesc lamine nedetaşabile din masa rocii . Laminele pot fi de culoare diferită sau chiar din material diferit. Astfel de lamine apar la rocile clastice dar şi la cele

74

de precipitaţie. Lamine frumoase se pot observa în Calcarele de Doamna de culoare gălbuie-vânătă pe fondul cărruia apar lamine colorate diferit.

Cauza formării acestor lamine o constituie variaţiile climatice sezoniere sau uşoare aporturi de material diferit , cum ar fi argile, nisipuri, etc.(Fig.2)

c.Textura oblică ( imbricată,încrucişată )Se caracterizează printr-o aranjare înclinată , oblică sau imbricată a componenţilor

faţă de suprafaţa principală de acumulare ; aranjamentul înclinat este determinat de prezenţa unor lamine. ( Fig. 3).

Texturile oblice, după factorii care le produc pot fi :♦ Texturi oblice de curent sunt determinate de curenţii acvatici şi sunt specifice

rocilor acumulate în zona neritico-litorală. cât şi în lungul arterelor hidrografice din domeniul continental. acumularea materielului se produce sub influenţa curenţilor datorită schimbării sensului şi intensităţii curentului. Ex. texturi imbricate frumoase apar în Oolitul de Repedea şi în Nisipurile şi gresiile de Scheia, în depozitele deltaice sarmaţiene din dealul Sângeap( Hârlău).

♦ Texturi oblice de valuri Sub influenţa valurilor se formează lamine arcuite cu concavitatea în sus. Lungimea

de undă a vcalurilor este variabilă fiind cuprinsă între 1 ÷ 200 cm, iar înălţimea lor este de 0,3 ÷ 2,5cm.

Schimbarea direcţiei valurilor conduce la apariţia de lamine discordante. Când direcţia se schimbă de mai multe ori , rezultă lamine trunchiate. Astfel de texturi sunt spevâcifice zonelor neritico-litorale. Se pot observa şi la adâncimi mult mai mari.( Fig 4)

75

♦ Texturi oblice eoliene apar la acumulările de nisipuri şi silturi care se depun în zonele deşertice aflate sub influenţa vântului. Se produc lamine cu concavităţi în sens asemănător celor produse de valuri. Au lungimea de 2,5 ÷ 25 cm şi înălţime de 0,5 ÷ 1 cm. Pot fi discordante şi trunchiate prin schimbarea direcţiei vântului.

d. Texturi înclinate( homoclinale ) Acest tip de textură se realizează când acumulările au loc pe pante ( recifi, conuri

vulcanice, delte ). Se pot recunoaşte şi în zonele fluviatile şi în cele neritico – litorale. Sub influenţa curenţilor , când intervin şi valurile,se trece la texturi încrucişate. ( Fig.5)

e. Texturi gradate ( granoclasate = graded bedding) constau într-o aranjare a materialului, sau a componenţilor, după mărime şi după greutate , în cadrul unui strat.

Datorită acestui fapt se formeazăp un polistrat unitar şi este specifică pentru rocile epiclastice, întâlnindu-se în depunerile fluviatile, neritico – litorale, deltaice. Specifice şi caracteristice sunt pentru rocile care provin din material transportat de curenţii de turbiditate. Apare frecvent în depozitele de fliş. Se pot deosebi două varietăţi de texturi gradate:

∗ textută gradată completă în care tot materialul epiclastic este sortat, fiind dispus începând cu cel grosier în bază ,iar cel fin la partea superioară ( Fig.6 a)

∗ textură gradată fracţionată, în care este separată numai fracţiunea arenitică, ruditică şi siltică, cea pelitică lipsind.(Fig 6 b)

76

În cadrul texturilor gradate exiată strate la care lipsesc unele secvenţe. De ex. peste secvenţa a stă direct secvenţele d şi e. Texturile gradate au importanţă practică deosebită deoarece dau indicaţii asupra poziţiei stratelor. Întotdeauna fracţia ruditică este dispusă la talpa stratului în stratele dispuse normal, iar la cele răsturnate sunr dispuse la partea superioară (Fig. 7).

2. Texturi mecanice secundare ( de deformare )

Se produc prin rearanjarea materialului cât timp mai este în stare plastică sau semiplastică. Această rearanjare se produce prin procese macanice, cum ar fi : fenomene de tasare diferenţiată, alunecări de material, injecţii de material pe fisuri, etc. Principalele tipuri de texturi de acest tip sunt :

a. Texturi convolute ( curbicorticale)Acest tip se întâlneşte în excusivitate la depozitele de fliş, în gresii, gresii

calcaroase, calcare, siltite. Se caracterizează prin existenţa unor deformaţii în interiorul stratului sub formă de ondulări sau creste şi depresiuzni.

Cauza apariţiei acestor ondulări este pusă pe seama unor treceri a curenţilor de turbiditate. Aceste texturi apar de obicei prin încreţirea stratului şi în special atunci când rocile sunt uşor alterabile. Frecvent apar la partea superioară a stratelor. Chiar şi stratele subţiri pot avea în totalitate texturi convolute. ( Fig.8).

77

În general acest tip de texturi arată care este partea inferioară şi cea superioară a uui strat. În unele cazuri desprinderea convolută a rocii este de amploare mai mare, iar textura se numeşte textură contorsionată.

b. Texturi cu laminaţie paralelă apar la depozitele de fliş, în gresii fine, calcare sau marne. Stratele respective aparent au texturi masive sau chiar texturi gradate. Însă , prin lovire se produce o desprindere după plane paralele cu stratisicaţia. Aceste plane de desprindere se numesc liniaţii de desfacere. Una din cauzele desprinderii ar fi cea a aramjării orientate în planul de stratificaţie a micelor ca urmare a proceselor de tasare şi compactizare. ( Fig. 9).

c.Texturi de alunecare apar mai rar şi rezultă în timpul proceselor de alunecare a unor sedimente. În cazul în care sedimentele care alunecă sunt de natură pelitică pot avea loc şi mici ondulări. Se mai cunosc şi sub numele de slump structures. ( Fig 10 )

d.Texturi de tasare (suprasarcină) se pot realiza când peste sedimente pelitrice se acumulează sedimente arenito – rudutice. Din sedimentele mai grosiere din acoperis se pot desprinde mici bucăţi care pătrund în sedimentele pelitice. Acest material poate fi sub forma unor noduli ( ex. textura cu noduli ), sau sub forma unor bucăţi mai mici ( textură cu concreţiuni. (Fig.10).

Există situaţii când concreţiunile suferă şi un proces de rostogolire încât materialul se contorsionează. Texturile de acest tip se numesc pillow şi sunt specifice pentru depozitele de fliş.( Fig.11)

78

e.Texturi de injecţie se realizează prin pătrunderea de material străin pe fisuri mai mult sau mai puţin pe planurile de stratificaţie. Pătrunderea de material pe fisuri duce la apariţia texturilor de tip dyd – uri neptuniene. (Fig.12) .Există situaţii când materialul de altă natură sew acumulează ăn fisuri care s-au format într-o etapă de emergenţă( scufundare), de scurtă durată. În această situaţie materialul are o altă vârstă det materialul în care pătrunde. Când materialul străin pătrunde pe planele de stratificaţie rezultă texturi cu silluri (Fig.14)

Texturile gradate, convolute, cât şi cele cu laminaţie paralelă sunt specifice depozitelor de fliş.

Geologul Bruma a studiat acest tip de texturi şi a creat un model care este acceptat în prezent de majoritatea geologilor. Conform acestui model, într-un strat, se poate separa o succesiune de 5 intervale (monostrate) care pot fi notate de la Ta la Te. Într-un polistrat secvenţele pot fi prezente toate sau trunchiate. Por exista combinaţii de tipul Ta – Tc; Ta – Te; Tb – Te sau numai secvenţa Ta – Tc ( Fig .13)

79

B. Texturi chimice ( chemoglife )

Se realizează prin procese chimice ,respectiv prin dizolvări, recristalizări, precipitări care au loc pe fisuri,sau prin concentrări de material. După momentul producerii aceste texturi pot fi de două tipuri: sindepoziţionale şi postdepoziţionale.

1. Texturi chimice sindepoziţionalea.Texturi oolitice sunt specifice calcarelor oolitice cât şi oolitelor feruginoase

( minettelor) fiind date de prezenţa oolitelor. Aceste texturi se pot complica prin prezenţa bioclastelor, litoclastelor sau a mineralelor alogene.

b. Texturi crustiforme apar la unele roci de precipitaţie ( ex. la sinterele silicioase care se formează în jurul geyzerelor sau sinterele calcaroase depuse în jurul izvoarelor fierbinţi). Se caracterizează prin prezenţa unor lamine care alternează fie cu silice, fie cu calcită.

2. Texturi chimice postdepoziţionalea.Texturi cavernoase se formează prin dizolvare în rocile carbonatate când se

formează goluri sau fisuri.b.Texturi cu diaclaze se pot forma în timpul proceselor geodinamice de cutare prin

apariţia în roci a fisurilor pe care circulă apa din care precipită de regulă calcit, mai rar gips sau cuarţ. Aceste fisuri pot fi de ordinul mm şi cm şi sunt specifice rocilor arenitice cimentate, calcarelor marnelor, argilelor.

Cele mai spectaculoase diaclaze se întâlnesc în Formaţiunea de Sinaia de vârstă Cretacic inferior din flişul intern, sau în Formaţiunea cu inocerami.

c. Texturi de recristalizare sunt specifice rocilor de precipitaţie chimică cristalizate şi care sunt formate din minerale puţin stabile (calcit, gips), minerale care acţionează la modificările mediului (temperatură, presiune) încât se produce o creştere sau o micşorare a cristalelor.

d. Texturi rezultate prin concentrări de material, apar atunci când într-o rocă există concentrări de material. Apar în calcare şi în marne. Iniţial, primar, silicea poate fi fin dispersată în masa rocii, iar ulterior se concentrează dând rocii o anumită textură, ex:

80

∗ texturi cu chaill-uri care apare în calcare şi marne şi care este o concreţiune de silice nedetaşabilă din masa rocii. (Fig. 15)

∗ texturi cu concreţiuni silicioase care sunt detaşabile din roca gazdă (concreţiuni silicioase în cretă) =silexuri. Pot exista şi concreţiuni detaşabile formate din siderit.

∗ texturi cu trovanţi sunt concreţiuni foarte mari, obişnuit de formă sferică, neregulată, de mărimi variate, de natură srenitică, grezoasă. Se pot întâlni în nisipuri sau în gresii friabile. Aceste concreţiuni rezultă prin circulaţia unor soluţii din care precipită silicea cu ajutorul căreia materialul arenitic este cosolidat, transformat în trovanţi. Există situaţii când aceste concreţiuni au forme curioase asemănătoare cu unele organisme sau cu sculpturi ( = ludus naturae ).

C. Texturi biogene ( bioglife )

Sunt texturi provocate de organisme. Acestea pot produce modificări texturale sindepoziţionale sau postdepoziţionale.

1. Texturi biogene sindepoziţionale sunt specifice organismelor constructoare ( corali, alge, viermi tubicoli ) , dar şi altor organisme. Ele por fi :

a. Texturi coraligene specifice calcarelor provenite din recifi coraligeni. Se pot e armărecunoaştturile coraligene cu septele . fie în secţiune transversală, fie longitudinală.

b. Texturi algale sunt specifice calcarelor provenite din alge. Şi acestea pot fi de mai multe tipuri: (Fig.16)

∗ texturi sub formă de domuri, în care algele sunt izolate;∗ texturi înlănţuite;∗ texturi de tip rodolitic ( Lithotamnium );

81

∗ texturi de tip tubicol;Procesele de diageneză pot anula aceste tipuri de texturi, rocile devenind compacte,

omogene.c. Texturi peletale apar în calcarele formate din pelote.d. Texturi cu bioclaste sunt specifice calcarelor formate din bioclaste.Caracterul

lor depinde de tipul bioclastelor ( ex. cu numuliţi, cu bivalve , cu gasteropode, etc.)

2. Texturi postdepoziţionale

Sunt rezultate prrin activitatea biotică a organismelor, de obicei, a celor limnivore. Aceste organisme îşi por forma nişte canale de deplasare, cavităţi de locuire, urme de deplasare, urme de hrănire. În prezent toate aceste urme sunt grupate sub numele de ichnofaună. Cele mai comune sunt urmele cunoscute sub numele de “ fucoide “. Acestea apar în calcare şi în marne. Denumirea de fucoide vine de la faptul că se aseamănă cu impresiunile de alge. Sunt de forme variate şi au denumiri diferite: (Fig.17)

∗ Chondrites arbuscula care are aspect de plantă cu ramificaţii scurte şi înguste;∗ Chondrites furcatus care are braţe lungi;∗ Chondrites affinis, cu ramificaţii netede şi foarte late, până la 8 mm;∗ Tacoridium annulatum, cu ramificaţiile segmentate în inele distincte câre 5 /

1mm ;

TEXTURI ALE SUPRAFEŢELOR DE STRAT

Suprafeţele de strat pot fi plane sau pot avea o anumită textură sub forma unor neregularităţi concretizate în proeminenţe mici , de forme variate, prin ondulări mici. Aceste neregularităţi, în special proeminenţele sunt denumite şi hieroglife. În prezent aceste neregularităţi ,după geneză, pot fi: mecanoglife, chemoglife şi bioglife.

A. MECANOGLIFELESunt neregularităţi situate la partea inferioară (talpa) stratului , sau pe faţa

superioară, provenind prin cauze mecanice, cum ar fi : curenţii de turbiditate, târârea unor obiecte sau prin procese de tasare, prin uscare, prin acţiunea valurilor, a vântului, a picăturilor de ploaie.

Modul de formare

82

Mecanoglifele se formează numai în cazul când vin în contact două strate de natură diferită, unul pelitic ( mâlos) la partea inferioară şi unul arenito – ruditic, acumulat peste primul (Fig. 18).

Fig. 18.

Pe depozitele pelitice acumulate, una din cauzele menţionate provoacă mici escavaţii sau ondulări. În escavaţiile respective se depune materiel arenito – ruditic care va lua forma respectivei denivelări. Deci această deformaţie va apare ca un mulaj pe talpa stratului superior.

Mecanoglifele sunt ca nişte mulaje ale escavaţiilor din mâl. Fenomenul este identic şi în cazul valurilor. Ondulaţiile vor fi mulate de sedimentele superioare. In cazul lor vom avea ondulări şi pe talpa superioară a sedimentelor (pelitice) şi pe talpa sedimentelor arenitice

Prin uscare se formează crăpături în mâl care apoi vor fi mulate de sedimentele care se acumulează ulterior. După geneză mecanoglifele pot fi:

- turboglife;- xinmoglife;- teggoglife;- mecanoglife tip ripple-marks;- mecanoglife de uscare;- mecanoglife picături de ploaie;

1. Turboglifele sunt cele mai frecvente şi rezultă în arealul unde ajung depozitele aduse de curenţii de turbiditate . În faza de stingere a curentului, când se depun sedimente pelitice, apa se mai deplasează turbionar, adică formând vârtejuri care sapă în mâl producând mici escavaţii.(fig.19

Fig. 19

83

În aceste escavaţii provocate de aceste vârtejuri se depune material arenitic adus de noul curent de turbiditate. Pe talpa stratului vor apare mulajele excavate sub formă de proeminenţe. Morfologic turboglifele sunt de mai multe tipuri:

♦turboglife lingviforme, au aspectul unor protuberanţe mici situate pe direcţia de curgere , având un capăt bulbos care se aplatizează. Capătul bulbos este situat în sens invers sensului de curgere a curentului. (fig. 20)

Fig. 20♦turboglife canaliforme sunt drepte având lăţimea de 3mm sau mai mult ,iar

lungimile sunt variabile. Pe ele pot exista nişte striuri. Originea lor nu este pe deplin lămurită ( sunt de dragare ? ) (Fig. 21).

Fig. 21♦turboglife creste ( riduri ) longitudinale sunt proeminenţe alungite şi grupate ,

separate de şanţuri (Fig. 22)

Fig. 222. Xinmoglifele rezultă prin acţiunea unor obiecte transportate de curenţi ; prin

transport acestea produc escavaţii în mâl care apoi sunt umplute . Obiectele care produc aceste ecavaţii pot fi litoclaste, bioclaste, minerale alogene Xinmoglifele sunt de mai multe tipuri:

♦xinmoglife de dragare sunt proeminenţe rectilinii, uniforme, cu o lăţime milimetrică sau centimetrică şi cu lungimi de până la 1 m. Se cunosc situaţii când apar două seturi de astfel de xinmoglife, care se întretaie. Ele reprezintă schimbările direcţiilor curentului. (Fig. 23)

84

Fig. 23♦xinmoglife de brăzdare sunt niste proeminenţe care apar pe suprafaţa stratului şi

au forma de V sau U. Se consideră că provin prin târârea unor obiecte care sunt ridicate sau deplasate în suspensie. Acest tip de xinmoglife apar mai rar.(Fig. 24).

Fig. 24

♦xinmoglife de ciocnire apar ca proeminenţe de formă neregulată care se consideră că au rezultat prin ciocnirea unui obiect care poate fi un litoclast sau bioclast. Acest obiect poate rămâne pe loc sau poate ricoşa. Şi în acest caz lasă o scobitură care poate apoi fi umplută cu material. Apar pe partea inferioară a stratelor (Fig. 25).

85

Fig. 25♦xinmoglife de saltaţie se produc prin acţiunea unui obiect asupra mâlului prin

salturi repetate.

3. Teggoglife ( teggo = urmă) sunt mecanoglife de deformare. Se formează numai postdepoziţional, la contactul dintre un sediment pelitic şi unul arenito – ruditic. Sedimentul arenito – ruditic care stă peste cel pelitic poate pătrunde în stratul pelitic fără să se desprindă, rămânând ca nişte proeminenţe pe talpa stratului arenitic.(Fig 26).

86

Fig. 26

4. Mecanoglife ripple – marks. Texturile ripplate ( ondulate ) se pot găsi în interiorul stratului , dar şi pe suprafaţa de strat ,atât pe cea inferioară cât şi pe cea superioară. mecanoglifele ripple sunt provocate de mediile de acumulare din apă ( valuri, maree, curenţi ) sau pe uscat(vântul). Mecanoglifele ripple produse de valuri sunt simetrice, iar cele produse de vânt sunt asimetrice (Fig. 27A, B).

Fig. 27 A

87

Fig. 27 B

5. Mecanoglife de uscare ( mud cracks = noroi uscare)Mâlurile argiloase , marnoase sau calcaroase acumulate în zona neritico – litorală

sau în unele lacuri de pe care s-a retras temporar apa. prin expunere la aer şi soare se usucă şi crapă sub formă de poligoane, uneori regulate. În unele cazuri, în mâlurile extrem de fine, formele care rezultă prin crăpare sunt regulate ( ca nişte hexagoane). Ulterior, dacă revine apa, crăpăturile sunt umplute, acoperite, fie cu mâl, fie cu nisip. Mulajul acestor crăpături va apare pe talpa stratului superior ca nişte proeminenţe mai mult sau mai puţin regulate. Se întâlnesc frecvent şi sunt prezente chiar în depozitele foarte vechi. În trecut unele dintre ele, datorită formei lor extrem de regulate, au fost denumite Palaeodyction carpathicum fiind considerate ca resturi biogene. (Fig. 28).

Fig. 286. Urme de picături de ploaie (raindrop imprints) apar pe suprafeţele eliberate de

apă , în zona neritico – litorală. Picăturile de ploaie pot provoca mici escavaţii pe suprafaţa

88

mâlului. Aceste escavaţii , umplute ulterior cu material sedimentar, vor apare ca nişte bobiţe pe partea inferioară a stratului. (Fig. 29).

Fig. 29Semnificaţia mecanoglifelorDintre mecanoglife, turboglifele şi xinmoglifele prezintă importanţa cea mai mare.

Ele arată în mod direct care este partea inferioară a unui strat.(Fig.30) Turboglifele permit şi stabilirea direcţiei curenţilor de turbiditate. Pe acestea se pot efectua măsurători ale direcţiilor şi datele se înscriu în diagrame rozetă. Pentru măsurarea direcţiei turboglifelor , stratul se rabatează în poziţie orizontală,operaţie care se face pe o foaie de hârtie, pe care însă se imprimă cu creionul forma turboglifelor. Adus în poziţie orizontală se măsoară unghiul dintre direcţia turboglifei şi direcţia NS (Fig. 31a).Măsurătorile se proiectează într-o diagramă rozetă din care rezultă direcţia paleocurentului. (Fig. 31 b)

Fig. 30

Fig. 31 a

89

Fig. 31 b

B. CHEMOGLIFELESunt ceva mai rare şi apar ca nişte neregularităţi pe suprafaţa de strat, rezultate prin

procese chimice. Se cunoaşte un singur tip de astfel de textură chimică postdepoziţională , şi anume textura con în con (Fig 32). La suprafaţa superioară a unor strate de marne sau calcare apar nişte conuri ( mai precis trunchiuri de con ) cu înălţime de până la 10 mm. Conurile sunt formate din fibre de calcit. Modul de formare nu este pe deplin lămurit. Se presupune că se formează prin presiune litostatică.

Fig. 32

C. BIOGLIFE

Există şi neregularităţi pe feţele de strat, de obicei pe talpă, provocate de organisme. Apar tot la contactul dintre două strate : stratul inferior mâlos, iar cel superior poate fi tot unul mâlos sau silto – arenitic. În mâlul respectiv organismele se pot deplasa şi lăsa unele urme adâncite care apoi sunt umplute cu material silto – arenitic. La unele se cunosc organismele, la altele nu. Cele la care nu se cunosc organismele . formează categoria ichnofaunei. (Fig. 33)

În afară de aceste urme (ichnofaună) se mai cunosc şi urme de păsări, urme de reptile sau de mamifere. De ex. la noi în ţară , în depozitele miocene inferioare ( Vrancea) se găsesc urme de păsări.. În 1965, în Australia, în depozitele cretacice s-au găsit urme de reptile împreună cu ele găsindu-se o serie de urme asemănătoare urmelor de paşi ) tălpi= umani. Vârsta atribuită acestor formaţiuni este de cca.140 mil ani. Ulterior s-au mai găsit astfel de impresiuni şi în S.U. A. şi în Rusia.

90

Fig. 33 - Bioglife

S T R U C T U R A R O C I L O R S E D I M E N T A R EStructura se referă la forma ţi poziţia componenţilor între ei. Structura se studiază la

microscop. Rocile de precipitaţie ionică ( chimică) sunt alcătuite din minerale autigene. Ca atare. ele prezintă o structură cristalină. Funcţie de mărimea cristalelor structura poate fi : macrocristalină, mezocristalină, microcristalină şi criptocristalină.

La rocile clastice structura se referă la forma şi mărimea litoclşastelor, la relaţiile dintre ele. dar şi la liantul care le cimentează. Liantul este format din minerale autigene cu habitus cristalin , sau mineralele alogene în cazul când există o matrice. Studiul structurii la rocile detritice se poate efectua prin metode granulometrice, sau prin microscopie.

91

SISTEMATICA ROCILOR SEDIMENTARE

Principii de sistematică

Sistematica rocilor sedimentare este o necesitate deoarece urmăreşte prezentarea într-o formă ordonată a cunoştinţelor asupra acestor roci.

Această prezentare ordonată nu se face la întâmplare ci după anumite criterii. În sistematică se utilizează o serie de parametri , cum ar fi ;-geneza ( modul de formare);--alcătuire petrografică şi mineralogică;-alcătuire chimică;-granulometrie;-textură;-structură;-proprietăţi tehnice;

Criteriul genetic este parametrul cel mai utilizat în sistematică, el este utilizat în sistematica de ordinul I .

Criteriul mineralogic este utilizat în separarea unor categorii de ordinul II. De ex. gresiile sunt roci epiclastice consolidate. După criteriul mineralogic ele por fi împărţite în : 1 . gresii cuarţoase; 2. gresii feldspatice; 3. gresii litice;

Criteriul chimic este utilizat în separarea de ordinul III, în grupe mari de roci. Petrologul T.J.Pettijohn separă rocile sedimentare în 2 grupe după criteriul chimic,astfel:

a. roci sedimentare endogenetice ( de precipitaţie chimică şi biochimică )b. roci sedimentare exogenetice (roci clastice )Noţiunea de endo nu este adecvată pentru rocile sedimentsare . Un criteriu just de

clasificare chimică este cel al rocilor carbonatate care separă calcarele de dolomite.Criteriul granulometric este foarte important fiind utilizet în separarea rocilor

clastice în : rudite, arenite, siltite, lutite.Criteriul tehnic are în vedere utilizîrilr practice ,industriale ale unor roci. Sub acest

aspect , argilele utilizate în industria ceramică sunt împărţite astfel: argile ordinare, argile semiplastice, argile plastice.

După refractaritate argilele se pot separa în : argile refractare, argile greu fuzibile, argile uşor fizibile.

Textura şi structura sunt criterii utilizate pentru detalierea sistematică. De ex. gresiile litice pot fi curbicorticale, cu sortare gradată, etc.

Modelul de clasificare adoptat

Dintre modelele existente în prezent, modelul preconizat de către Robert Brousse este cel mai logic şi simplu. Astfel, rocile sedimentare sunt împărţite în trei mari categorii :

92

1. ROCI CLASTICE : A. Roci epiclastice : a. rudite b. arenite c. siltite d. pelite

B. Roci piroclastice

1. ROCI DE PRECIPITAŢIE IONICĂ: A. de precipitaţie chimică B. de precipitare biochimică

a. Roci carbonatate : calcare şi dolomiteb. Roci silicioase ( silicolite )c. Roci feruginoase ( ferilite )d. Roci manganoase ( manganolite )e. Roci fosfatice ( fosforite )f. Roci aluminoase (alite )g. Roci evaporitice (saline )

2. ROCI BIOLITICE (Biolite) = roci sedimentare provenite din materie organică

a. Hidrocarburib. Cărbunic. Chihlimbard. Ozocheritae. Bitumolite (şisturi bituminoase)

1. R O C I C L A S T I C E

Sunt roci constituite în principal din fragmente şi granule minerale rezultate fie prin procese de dezagregare fizică a rocilor preexistente, fie prin fragmentarea sau erupţia materialului de natură ensogenă.

La aceste fragmente clastice, în compoziţia rocilor clastice se mai adaugă , în diferite proporţii , minerale alogene, minerale argiloase, apoi subordonat minerale autigene, bioclaste, oolite, pelote, materie organică, iar la cele consolidate liant.

La rocile clastice sunt incluse şi cele formate din material expulzat de către vulcani, în timpul activităţii efusive, cum ar fi : bombe, lapilii, cenuşe.

După natura materialului primar, rocile clastice reprezintă depozite epiclastice (în care constituienţii au origine terigenă ) şi depozite piroclastice ( în care constituienţii au origine vulcanică ). Ambele categorii au aceleaşi condiţii de acumulare a materialului clastic, prin sedimentare în diferite domenii acvatice sau continentale şi ca urmare este justificată gruparea lor în familia rocilor sedimentare.

93

A. ROCI EPICLASTICE

Sunt roci constituite din fragmente şi granule de natură minerală şi petrografică eterogenă , acumulate pe cale mecanică şi care se prezintă sub formă de depozite mobile ( sedimente) neconsolidate sau depozite consolidate ( roci ) prin intermediul unui liant.

Aceste roci provin din distrugerea scoarţei terestre, respectiv a rocilor preexistente. Această distrugere poate fi de natură fizică sau chimică şi duce la apariţia de litoclaste , minerale alogene, minerale autigene, care pot rămâne pe loc, dar de regulă sunt preluate şi transportate către bazinele de acuulare unde se pot amesteca şi cu alţi componenţi, cum ar fi minerale autigene, bioclaste, oolite, pelote, etc.

În procesulk de diageneză materialul clastic poate rămâne neconsolidat ( mobil ) sau prin intermediul liantului se consolidează.

Rocile epiclastice se clasifică după mărimea fragmentelor principale în 4 clase:- rudite (psefite ) cu φ > 2 mm;- arenite (psamite ) cu φ = 2 mm ÷ 0,063 mm;- siltite (aleurite ) cu φ = 0,063 mm ÷ 0,02mm;- lutite ( pelite ) cu φ < 0,02 mm ;

R U D I T E L E ( PSEFITELE )

Sunt roci detritice, mobile sau consolidate , în a căror compoziţie intră fragmente de natură petrografică diferită şi granule minerale cu dimensiunea mai mare de 2 mm.

Sub aspect petrografic ruditele sunt formate din litoclaste, minerale alogene, minerale argiloase, minerale autigene, ± bioclaste, ± materie organică şi liant la cele consolidate.

Litoclastele constituie componentul petrografic principal al ruditelor, acestea fiind de natură magmatică, metamorfică sau sedimentară. Caracterele litoclastelor se exprimă prin dimensiune, formă, rotunjire, lustruire, striaţii şi disimetrie.

Dimensiunea lor depinde de natura petrografică şi de modul de transport ( atât de mediu cât şi de distanţă). Funcţie de mărime litoclastele se numesc galeţi ( cele care au dimensiuni mici) şi blocuri (cele cu dimensiuni foarte mari ).Trebuie evitată denumirea acestor fragmente ca “ elemente”.

Sortarea este o evaluare a distruibuţiei litoclastelor după dimensiunea lor. Ruditele cu litoclaste de aceeaşi mărime sunt considerate ca fiind mature, iar cele cu litoclaste de mărimi diferite sunt imature. În general ruditele de natură glaciară sunt nesortate, cele fluviatile au o sortare redusă, iar cele marine au sortare bună şi foarte bună.

Forma , după Zingg , litoclastele por fi : sferice,cilindrice, discoidale şi lamelare. Sfericitatea denotă o acţiune uniformă a agentului de transport şi este specifică depozitelor mature.

Rotunjirea sau rularea rezultă din uzarea colţurilor şi a muchiilor. După gradul de roptunjire litoclastele se împart în 4 clase: rotunjite ( cu coeficint de rotunjire de 100%), subrotunjite ( 66%), subangulare (33%) şi angulare (colţuroase) (0%). Litoclastele de dimensiuni mari sunt rulate mai uşor pe parcursul transportului, decât cele mici .

Lustruirea este patina pe care o au litoclastele şi rezultă în timpul transportului prin frecare , iar în domeniul deşertic rezultă prin evaporarea soluţiilor interstiţiale.

94

Striaţiile sunt zgârâieturi căpătate prin târâre pe substrat şi sunt specifice depunerilor glaciare.

Disimetria reflectă gradul de prelucrare (uzură)a sedimentelor.Natura petrografică a litoclastelor permite stabilirea ariilor sursă a materialului

terigen. Ele mai por arăta caracterul matur sau imatur al acumulărilor şi tipul de depozite (glaciare, fluviatile, marin – neritice ).

Mineralele alogene sunt prezente în fracţiunea ruditică, arenitică, siltică şi în liantul de tip matrice( ex. cuarţul, micele, mineralele grele, rar feldspaţii, amfibolii şi piroxenii).

Mineralele argiloase apar în fracţiunea siltică şi în cea pelitică, dar şi în liantul celor consolidate.

Mineralele autigene apar mai rar în rudite fiind prezente în cele consolidate depuse în mediul neritic( ex. glauconitul ). Mai apar şi în liant, fiind reprezentate prin calcit, oxizi şi hidroxizi de Fe, fosfaţi, pirită, gips.

Materia organică poate fi prezentă prin migrare.Liantul este specific ruditelor consolidate şi de obicei este o matrice, mai rar un

ciment de natură carbonatată sau silicioasă.În concluzie, pricipalii componenţi ai rocilor clastice ruditice sunt litoclastele.

Sistematica ruditelorExistă mai multe criterii de clasificare a ruditelor:a. după gradul de rulare:1. rudite colţuroase (nerulate)2. rudite rorunjite (rulate)

b. după starea materialului :1. rudite mobile 2. rudite consolidatec. după natura litoclastelor:1. rudite oligomictice (monogenetice) – sunt cele care

conţin litoclaste asemănătoare sau puţin variate după natura petrografică ( provin din acelaşi tip de roci)

2. rudite polimictice( poligenetice) – sunt formate din litoclaste diferite petrografic

d. după raportul liant / litoclaste:1. ortorudite (predomină fragmentele )

2. pararudite ( predomină liantul )e. după granulometrie:1. microrudite (φ = 2 ÷ 4 mm)2. rudite (φ > 4mm )3. megarudite ( φ > 200 mm )f. după geneză:1. rudite marine2. rudite deşertice3. rudite fluviatile4. rudite glaciare5. rudite continentale

95

a. Rudite cu litoclaste colţuroase

Grupează ruditele la care majoritatea litoclastelor sunt colţuroase. După natura materialului ,pot fi :

∗ rudite colţuroase mobile;∗ rudite colţuroase consolidate;

Rudite colţuroase mobile

Se formează în general pe uscat, dar şi în bazine lacustre şi marine în zona litorală. Caracterul colţuros denotă lipsa transportului sau existenţa unui transport scurt. După modul de formare sunt mai multe tipuri:

1. GROHOTIŞURI se formează pe uscat la baza unor stâncării prin dezagregarea rocilor. sunt frecvente în zonele alpine lipsite de vegetaţie. apar şi în zonele deşertice la baza unor stânci. Sunt depuneri comune şi acumularea lor este sub formă de lentile.

2. RUDITE COLŢUROASE ALUVIONARE rezultă prin eroziunea produsă de arterele hidrografice. Transportul fragmentelor este redus şi drept urmare apar acumulări în conurile unor torenţi şi pe cursul superior al pâraielor şi râurilor.

3. RUDITE COLŢUROASE MORENAICE rezultă prin eroziunea produsă de gheţari în deplasarea lor şi au o trăsătură distinctă. Litoclastele prezintă striaţii pe suprafaţă.

4. RUDITE COLŢUROASE DE ALUNECARE apar în urma unor precipitaţii abundente sau a unor seisme însoţite de alunecări de teren, uneori de amploare mare. Deplasarea materialului se produce pe zeci, sute sau mii de metri. În timpul alunecării materialul se poate fragmenta şi rămâne în totalitate colţuros.

5. RUDITE COLŢUROASE DE ABRAZIUNE se formează în zona litorală prin acţiunea valurilor asupra ţărmurilor. Acumularea lor are loc rapid, în caz contrat, prin abraziunea produsă de valuri se pot rula.

Ruditele colţuroase mobile se mai pot împărţi şi după natura litoclastelor ( oligomictice – care apar la baza unor masive calcaroase şi polimictice atunci când apar şi amestecuri de dolomite.).

Rudite colţuroase consolidate ( Brecii ) Consolidarea se realizează printr-un liant, de obicei o matrice. Acest liant poate fi

un ciment în cazul grohotişurilor carbonatate.Sistematica lor este făcută după mai multe criterii :• după dimensiunea fragmentelor :- microbrecii ;- brecii propriu-zise;- megabrecii;• după raportul litoclaste / liant :- ortobrecii oligomictice şi polimictice ;- parabrecii oligomictice şi polimictice ;

96

• după geneză :- BRECII DE GROHOTIŞ provenite prin consolidarea grohotişurilor.- BRECII ALIVIONARE rezultate prin consolidarea litoclastelor aluvionare

puţin transportate, apar în terasele fluviatile, în conurile de dejecţie, etc.• BRECII LITORALE DE ABRAZIUNE se recunosc prin prezenţa bioclastelor care permit şi stabilirea vârstei.• BRECII TECTINICE ( MILONITE ) se formează la baza pânzelor de şariaj pe planul de alunecare al pânzei. Prezenţa lor permite precizarea unor plane de şariaj, iar litoclastele prezintă oglinzi de fricţiune.• BRECII DE OASE apar ca depuneri continantale şi rezultă în perioadele de secetă accentuată câns unele lacuri dispar prin evaporaţia. În faza când mai există puţină apă vin grupuri mari de animale care mor îngropate în mâl. Materia organică de la aceste animale dispare prin putrefacţie şi se conservă doar scheletele. În acest mod au rezultat şi depunerile de fosfaţi. Fenomenul se poate produce şi în domeniul marin la interferenţa unor curenţi marini unde mor bancuri mari de peşti care formează acumulări groase şi pe extindere de sute de metri.

Importanţă economicăPrezintă importanţă redusă unele brecii calcaroase care prin şlefuire capătă aspect plăcut fiind folosite ca piatră ornamentală în construcţii.

b. Rudite cu litoclaste rulate

La acestea litoclastele sunt în majoritate rulate, ceea ce denotă un transport îndelungat. După structura materialului se pot împărţi în :∗ rudite rulate mobile;∗ rudite rulate consolidate; Rudite rulate mobile

Din această categorie fac parte pietrişurile şi bolovănişurile.PIETRIŞURILE sunt rudite mobile cu litoclaste având φ < 5 ÷ 10 cm .BOLOVĂNIŞURILE au litoclaste cu φ > 10 cm.Din punct de vedere petrografic sunt alcătuite din litoclaste , minerale alogene ,

minerale argiloase, ± minerale autigene, ± bioclaste, ± materie organică ca impurităţi.Ruditele rulate se găsesc de regulă în lungul arterelor hidrografice, în albiile

râurilor, fluviilor , în terasele fluviatile, în conurile de dejecţie, în deltele fluviatile actuale sau fosile, ca depuneri de molasă, morene glaciare, depuneri neritico – litorale.

Pietrişurile şi bolovănişurile au importanţă economică fiind utilizate la prepararea betoanelor.

Rudite rulate consolidate (CONGLOMERATELE)

97

La aceste roci consolidarea are loc prin intermediul unui liant care de obicei este o matrice ± ciment, mai rar ciment pur.

Granulometric în conglomerate predomină ( > 50 % )material ruditic reprezentat prin litoclaste , minerale alogene, ± bioclaste, material arenitic, siltic, pelitic în proporţii variabile.

Sistematică

∗ după mărimea litoclastelor ( galeţilor ) se împart în :- microconglomerate;- conglomerate propriu-zise;- megaconglomerate;∗ după raportul dintre liant şi litoclaste se împart în :- ortoconglomerate- paraconglomerate

ORTOCONGLOMERATELE

Sunt conglomerate la care predomină litoclastele faţă de liant. Pot exista varietăţi oligomictice şi polimictice.

1. ORTOCONGLOMERATE OLIGOMICTICESunt conglomerate la care litoclastele sunt formate din 1 – 2 tipuri petrografice. Au sortare şi rulare avansată şi în general litoclastele provin din roci dure. Se întâlnesc ca depozite pe unităţile de platformă unde au grosimi mici (câţiva metri ), iar în zonele de orogen au grosimi foarte mari. Marchează transgresiuni marine, cum sunt de exemplu ortoconglomeratele de la baza Triasicului din Carpaţii Orientali, Meridionali şi Apuseni. Apar asociate cu gresii cuarţoase. Varietăţi: PUDDING = varietate de conglomerate la care galeţii sunt din silicolite bine rulate.

2. ORTOCONGLOMERATE POLIMICTICEAu litoclaste foarte variate petrografic. Rotunjurea şi rularea litoclastelor sunt moderate , iar sortarea este redusă. Apar frecvent atât pe unităţile de platformă cât şi în orogen, unde pot forma depuneri pe grosimi mari. Se presupune că acumularea lor s-a realizat pe seama unui relief în edificare ( formarea printr-o eroziune intensă). Varietăţi: FANGLOMERATELE= conglomerate formate prin consolidarea pietrişurilor aluvionare şi SERNIFITELE = conglomerate slab metamorfizate.În categoria otoconglomeratelor polimictice pot fi exemplificate: Conglomeratele de Cândeşti ( Q ), Conglomeratele de Ceahlău ( Cr ), Conglomeratele de Bucegi ( Cr ), Conglomeratele de pleşu – Pietricica ( Burdig ).Conglomeratele de Bucegi au o grosime de aproximativ 2 000 m şi sunt formate

din litoclaste foarte variate şi se consideră că au rezultat dintr-o eriziune foarte activă a unui uscat , aduse de reţeaua hidrografică şi acumulate marin la nivelul Albianului.

Conglomeratele de Ceahlău – Zăganu au o grosime > 1 500 m. Litoclastele predominante sunt din roci cristaline şi calcare jurasice.

98

Ortoconglomeratele polimictice se găsesc şi ca polistrate de turbidite în secvenţele bazale.

PARACONGLOMERATELE

Sunt conglomerate în care predomină matricea faţă de litoclaste. Această matrice este alcătuită din material arenitic, siltic sau pelitic. Prezintă sortare slabă sau lipseşte sortarea. Ele reprezintă o acumulare masivă ca urmare a unei eroziuni intense. Se întâlnesc în depozitele de wildflish. În flişul oligocen şi miocen inferior din Pânza Vrancei se găsesc în cantităţi semnificative şi conţin galeţi de roci verzi.

Ca depuneri morenaice se numesc TILLITE , acestea fiind depuneri formate dintr-un amestec de material arenito – siltic ce constituie matricea în care sunt prinşi galeţi cu striaţii. aceştia nu au o orientare sau uneori capătă o tendinţă de dispunere a axelor lungi paralel cu direcţia de deplasare a gheţarului.

OLISTOLITELE ( din grecescul olisteiro = a aluneca) (Fig.2.31a,b)Sunt blocuri ( litoclaste) de dimensiuni variabile cuprnse într-o formaţiune silto –

pelitică. Aceste blocuri sunt total diferite de roca gazdă. Au un caracter exotic. Italienii le numesc klippe. Se formează prin ruperea dintr-o faleză sau din fruntea unei pânze a unor bucăţi şi alunecarea lor gravitaţională în bazinul de acumulare unde se depun roci pelito- siltice. În procesul de alunecare aceste blocuri capătă oglinzi de fricţiune, cutări. Când se depun din fruntea unei pânze de şariaj ele preced şariajul. În acest mod se poate explica prezenţa klippelor de tip transilvan în masa de wildflish a Pânzei Bucovinice. Dacă

99

blocurile desprinse sunt foarte abumdente şi alunecă unul după altul rezultă o îngrămădire. Acumularea lor formează o mică pânză de şariaj de decolare care se numeşte OLISTOSTROMĂ ( Fig.2.31 c,d)

Atât ca vârstă cât şi ca litologie olististromele sunt total diferite de depozitele în care sunt încorporate . La noi în ţară apar în Orogenul Carpatic şi s-au identificat în depozitele oligocene ( menilitele ).

Importanţă economicăConglomeratele pot fi utilizate ca piatră brută în terasamentele de cale ferată sau ca

piatră de construcţie.

A R E N I T E ( PSAMITE)

Sunt roci epiclastice alcătuite din componenţi arenitici (φ = 2 ÷ 0,063 mm ). Pe lângă acesti componenţi mai apar şi constituienţi siltici, pelitici şi ruditici. După starea de agregare sunt de două tipuri : arenite mobile (nisipuri) şi arenite consolidate ( gresii).

N I S I P U R I L E

Reprezintă acumulări de material arenitic neconsolidat. Ele se întâlnesc atât ca sedimente cât şi ca roci.

Granulometric sunt alcătuite în principal din fracţiunea arenitică, dar pot conţine şi componenţi pelitici sau chiar ruditici.

Petrografie Nisipurile sunt alcătuite din minerale alogene, litoclaste, minerale argiloase, minerale autigene, ± bioclaste, ± oolite, ± materie organică.

Mineralele alogene şi litoclastele sunt componenţii de bază. Cele mai importante minerale alogene sunt : cuarţul, feldspaţii, micele, cloritele, piroxenii, amfibolii, feldspatoizii, mineralele grele.

Curţul este principalul component al nisipurilor . Este un indicator al maturităţii nisipurilor , în sensul că un nisip cu cu cât are mai mult cuarţ, cu atât este mai matur.

Feldspaţii sunt prezenţi în cantităţi variabile , iar prezenţa lor arată, în general, că nisipul a suferit un transpot scurtşi o acumulare rapidă.

Mineralele grele reprezentate prin rutil, zircon, granaţi, magnetit, ilmenit, etc. Acestea apar , în general, în cantităţi mici ( < 1 %), rar depăşesc 3 %. În aaceastă situaţie nisipurile prezintă importanţi economică.

Micele şi cloritele apar în cantităţi reduse sau lipsesc. În nisipuri se întâlnesc şi elemente native : Au, Ag, Pt. Nisipurile care conţin astfel de elemente se numesc placesuri şi prezintă importasnţă economică.

Litoclastele arenitice sunt prezente în cantitate mare şi au un aspect de granule. Reprezină fragmente mici de roci, în general foarte dure ( granite, gnaise, slilicolite,etc.) Pe lângă litoclastele arenitice există şi litoclaste ruditice, dar în proporţii subordonate.

100

Oolitele sunt prezente numai în nisipurile marine de şelf şi sunt de natură carbonatată sau feruginoasă.

Bioclastele apar în nisipurile marine, lacustre, fluviatile. Lipsesc în nisipurile glaciare sau eoliene. În nisipurile marine bioclastele sunt variate : foraminifere, ostracode, moluşte, etc.

Pelotele apar mai rar şi doar în nisipurile marine.Mineralele autigene apar fie sindepoziţional , cum ar fi carbonaţii, oxizii de Fe,

sulfurile de Fe, sau postdepoziţional , cum sunt carbonaţii, cuarţul, sulfaţii.Mineralele argiloase apar în nisipurile marine ( glauconitul ).

Caracterele granulelor de nisip

Granulele de nisip au aspecte variate concretizate prin dimensiune, formă ( morfometrie ), aspectul suprafeţei ( morfoscopie ).

Dimensiunea ( granulometria ) este un caracter important atât din punc de vedere practic în vederea stabilirii domeniilor de utilizare a nisipurilor în industrie, cât şi teoretic în descifrarea condiţiilor de sedimentare.

Măsurarea dimensiunilor granulelor se poate face prin sitare sau prin măsurare directă cu ajutorul ocularului micrometric al unui microscop.

Rezultatele obţinute prin sitare se pot grupa pe clase granulometrice. Valoarea cantitativă a diferitelor clase, în grame, poate fi transformată în reprezentări grafice lineare (histograme, poligoane de frecvenţă) sau în curbe ( curbe cumulative, curbe de frecvenţă)

Dimensiunea granulelor se poate exprima în scară zecimală astfel : 1 mm ; 0,1; 0,01; etc. 2 mm ; 0,2; 0,02; etc.sau în scară logaritmică în baza 2 : 1 mm = 20

1/2 mm = 2 – 1

1/4 mm = 2 − 2

Pentru evitarea valorilor negative , Krumbein a luat inversul acestor valori : φ = − log 2 (diam. mm)Din datele granulometrice se determină o serie de parametri statistici şi grafici,ca:

modulul (M0) ; mediana (Md) ; media grafică (Mz); coeficient de asimetrie (Sk), deviaţia standard (σ i).

Granulometria are şi importanţă practică pentru stabilirea domeniilor de utilizare industrială a nisipurilor.

Forma granulelor( morfometria )Acest caracter se raportează la două forme : rotunjirea şi sfericitatea.Examenul morfometric se face sub lupă. Rotunjirea reflectă gradul de rulare. După

acest aspect granulele pot fi : angulare, rotunjite, subrotunjite şi subangulare.Rulajul este mai accentuat în mediul marin decât în cel fluvial. Granulele rulate,

subrutunjite şi rotunjite denotă untransport îndelungat şi o reciclare.Sfericitatea se referă la aspectul mai mult sau mai puţin sferic al granulelor . Există

un paralelism între rulare şi sfericitate. Forma granulelor prezintă importanţă practică. De ex. nisipurile cuarţoase folosite în metalurgie trebuie să fie angulare sau subangulare.

101

Morfoscopia se referă la aspectul suprafeţei si se examinează la microscopul electronic. Studiul se face numai pe granule de cuarţ deoarece este componentul cel mai stabil. S-au observat deferite excavaţii, eflorescenţe, prezenţa unor frustule de diatomee care denotă evoluţia sedimentologică a granulelor de nisip.

Chimismul nisipurilor

Depinde de natutra petrografică a nisipului. La nisipurile cuarţoase predomină SiO2 care poate atinge 98 – 99 %. În cantităţi reduse mai apar şi Al2O3; Fe2 O3 ; FeO; MgO,etc. Nisipurile litice au o compoziţie mai variată.

Sistematica nisipurilor

Există mai multe criterii de clasificare a nisipurilor :• după granulometrie nisipurile pot fi : - nisipuri grăunţoase cu φ = 1mm ÷ 2 mm

- nisipuri grosiere cu φ = 1,0 mm ÷ 0,5 mm - nisipuri mijlocii cu φ = 0,5 mm ÷ 0,25 mm - nisipuri fine cu φ = 0,25 mm ÷ 0,100 mm - nisipuri foarte fine cu φ = 0,100÷ 0,063mm

• după conţinutul şi tipul componenţilor :Cuarţul fiind un component de bază, funcţie de conţinutul în cuarţ nisipurile pot fi :

- nisipuri monominerale, cu Q > 95 %;- nisipuri oligomictice , cu Q = 75 . 95 %;- nisipuri polimictice , cu Q < 75 %;Se mai pot clasifica şi după conţinutul în alţi componenţi minerali sau petrogarfici :- nisipuri glauconitice;- nisipuri cu minerale grele;- nisipuri oolitice;- nisipuri cu bioclasate; • după petrografie:Scilari şi Lille separă mai multe grupe de nisipuri după componentul principal:- nisipuri cuarţoase , cu Q > 90%- nisipuri cuarţo-litice, cu Q =75 – 90%; L + F < 25 %; L > F- nisipuri cuarţo-feldspatice, cu Q = 75 – 90 %; L + F < 25 %; L< F- nisipuri feldspatice(arcoziene),cu Q < 75 % ; F + L >25 %; F >L- nisipuri litice, cu Q < 75 %; F + L >25%; L > F- nisipuri feldspato – litice- nisipuri lito – felspatice • după amestecul cu fracţia argiloasă şi aleuritică, Shepard (1973 ) separă următoarele clase : ( Fig.215 a )

102

• după geneză:- nisipuri marine- nisipuri lacustre- nisipuri fluviatile - nisipuri eoliene- nisipuri glaciare- nisipuri eluviale

Nisipurile marine se acumulează pe şelf , iar prin curenţii de rurbiditate pot ajunge şi pe taluz sau chiar pe piemont. Conţin bioclaste marine şi sunt formate dintr-un amestec de granule detritice terigene cu minerale autigene specifice domeniului marin.

Nisipurile de şelf prezintă o sortare bună, la fel şi rularea. Prezintă dizolvări pe suprsfaţa granulelor. Textura lor este oblică sau de tip ripple. Cu cât nisipul se găseşte mai spre largul zonei neritice, cu atât se adaugă mai mult material siltic, pelitic, glauconit şi bioclaste specifice, iar texturile oblice dispar.

Nisipurile fluviatile se formează şi se acumulează în lungul arterelor hidrografice, în albii, conuri de dejecţie şi terase. Sub aspect petrografic sunt eterogene. Pe lângă cuarţ conţin cantităţi mari de litoclaste şi feldspaţi. Au rulare redusă, iar sortarea este slabă. Conţin o cantitate mare de material siltic, pelitic şi ruditic. Lipsesc granulele de glauconit şi conţin bioclaste specifice. Texturile sunt oblice sau încrucişate.

Nisipurile eoliene sunt acumulate în zonele deşertice, pe unele plaje, în albiile râurilor, pe terasele fluviatile. Ele pot fi duse şi în bazinele marine de către vânt, unde se acumulează în amestec cu nisipuri marine. Prezintă sortare şi rulare foarte bune. Au în compoziţia lor mult material siltic. Din punct de vedere petrografic variază mult. Lipsesc bioclastele. texturile sunt de tip ripple şi oblice.

Nisipurile eluviale rezultă prin dezagregarea rocilor ,iar materialul rezultat rămâne pe loc, nefiind transportat. Granulele sunt colţuroase şi se formesză prein dezagregarea

103

granitelor, gnaiselor şi a altor roci. cele rezultate din granite şi gnaise ,pe lângă cuarţ, conţin şi feldspaţi în cantităţi mari şi se numesc grusuri.

Importanţă economică

Nisipurile au multe întrebuinţări în economie. Cele mai importante sunt nisipurile cuarţoase care furnizează materie primă pentru sticlă, faianţă, porţelan, materiale abrazive, pentru cărămizi speciale, în metalurgie şi la prepararea siliconilor.

Nisipurile pentru sticlă trebuie să îndeplinească următorii parametrii : SiO2 = 97 ÷ 99% ; Fe2O3= 0,03%;Al2O3=1÷ 3 %, iar granulaţia medie cuprinsă între 100 şo 500µ .

În metalurgie nisipurile sunt folosite în turnătorie pentru conturarea formelor pieselor. Trebuie să conţină > 90 % cuart şi o cantitate redusă de Na; K; Fe şi carbonaţi. La noi în ţară metalurgia consumă anual aproximativ 1,5 t de nisip.

Siliconii sunt compuşi organici în care carbonul este înlocuit cu siliciu. Se obţin din nisipuri cuarţoase, sare gemă, cocs şi metan. Sunt utilizaţi în fabricarea unor lacuri electroizolante, uleiuri lubrefiante şi a unor lichide speciale de importanţă deosebită ( impermeabile).

Nisipurile cu compoziţi variabilă sunt utilizate în construcţii ca agregate la obţinerea mortarelor şi mixurilor asfaltice.

Nisipurile pot constitui surse de minereuri: pentru minerale grele şi mai ales pentru zircon, rutil, granaţi. Există şi nisipuri diamantifere ( cu sefire). Un sfert din producţia mondială de aur provine din nisipuri aluvionare. Nisipurile ca depozite geologice pot constitui unexcelent rezervor pentru hidrocarburi.

Exemple de nisipuri din România

Nisipurile de Alba – Miorcani de vârstă badeniană superioară( Kossovian) sunt situate în partea de NE a Platformei Moldoveneşti. Sunt cele mai bune nisipuri din ţară. Grosimea zăcământului este cuprinsă între 1 şi 17 m, Rezervele sunt mari,iar în prezent se exploatează prin foraje cu pompaj la Alba( lângă Hudeşti ).

Nisipurile de Aghireşti – Corneşti ( Depresiunea Transilvaniei) Zăcământul are o suprafaţă de apoximativ 8 000 km2 şi este situat între Cluj – Jibou – Coruş. Are o grosime de 10 ÷ 23 m. Este un nisip cuarţo – limonitic cu caolin. Prin spălare se separă caolinul care este utilizat în alte scopuri. Acest nisip se utilizează în metalurgie. Este de vârstă eocenă.

Nisipurile de Sărăturile sunt situate În Delta Dunării. Sunt nisipuri cuarţoase cu conţinuturi de minerale grele ( zircon, rutil, granaţi).

G R E S I I L E

Sunt roci detritice terigene,consolidate , formate din granule minerale cu dimensiuni cuprinse între 2,00 şi 0,063 mm. Consolidarea lor se realizează prin intermediul unui liant.

Nomenclatură

104

În prezent există tendinţa de a diferenţia şi de a denumi diferit arenitele consolidate , fincţie de alcătuirea lor petrografică. Şi la gresii, ca şi în cazul nisipurilor, componenţii de bază sunt cuarţul (Q), feldspaţii (F) şi litoclastele(L).

Funcţie de aceşti componenţi există tendinţa de a denumi gresii numai arenitele care au > 75 % Q şi de a denumi arcoze arenitele care au < 75 % Q, iar litarenite cele cu > 15 % L.

Această diferenţiere este greoaie şi nu se poate observe direct în teren, ci numai prin analize la microscop. Ca atare, este preferabil să se menţină pentru toate rocile din această categorie denumirea de gresie cu adaosul adjectiv petrografic :gresie cuarţoasă, gresie arcoziene (feldspatice), gresii litice.

În cadrul gresiilor se mai fac diferenţieri şi funcţie de raportul dintre liant şi matrice, şi anume cele cu < 15 % liant sunt gresii , iar cele cu > 15% liant graywacke. Şi această separare este dificilă.

Alcătuire petrograficăGresiile au alcătuirea petrografică aproape similară cu a nisipurilor, în plus având şi

liant.Componenţii lor por fi împărţiţi în 2 categorii:- componenţi granulari;- componenţi de consolidare ( liant);Mineralele aalogene cele mai frecvente sunt cuarţul, feldspaţii, micele, mineralele

grele. Cuarţul este un indicator de maturitate. Prezenţa feldspaţilor în cantităţi mai mari denotă că transportul materialului terigen a fost scurt , iar acumularea a fost rapidă.

Litoclastele participă în proporţii veriabile şi sunt componenţi de bază. Pe lângă litoclastele arenitice mai apar şi cele ruditice. Natura lor dă indicaţii asupra ariei sursă de material terigen.

Oolitele se întâlnesc în unele gresii, provenind din nisipuri neritice. Pot fi de natură carbonatată sau feruginoasă.

Bioclastele sunt prezente în gresiile marine, lacustre, fluviatile. Lipsesc în gresiile de pustiu.

Mineralele argiloase pot fi sindepoziţionale (glauconitul ) sau postdepoziţionale produse în timpul diagenezei.

Mineralele autigene sunt prezente şi reprezentate prin carbonaţi, oxizi de Fe,cuarţ pirită, sulfaţi.

Materia organică poate fi prezentă în cantităţi mici şi reprezentată prin bitumine, fragmente cşrbunoase, rar chihlimbar. Poate proveni şi prin migrare.

Liantul din gresii poate fi o matrice sau un ciment. Cimentul poate fi bazal, de pori, pelicular, de contact, de supracreştere. Din punct de vedere mineralogic poate fi carbonatic, silicios, din oxizi,fosfaţi.etc.

Chimismul gresiilor

Acesta este dependent de alcătuirea petrografică. Gresiile cuarţoase au în general mult SiO2 , cele feldspatice au mai mult Al, K, Na, Fe. La fel şi cele litice.

105

Culoarea gresiilor este variabilă. În general gresiile cuarţoase au culoare albă sau gălbuie. Culoarea cenuşie, verzuie este dată de natura liantului, iar culoarea gălbuie sau cea roşacată este dată de prezenţa oxizilor de Fe.

Sistematica gresiilor

Gresiile se împart după mai multe criterii: granulometrice, petrografice, genetice.∗ după granulometrie avem : gresii grosiere; gresii mijlocii; gresii fine; gresii foarte fine;∗ după geneză , gresiile pot fi:- gresii marine formate prin acumularea unor nisipuri marine. Por proveni şi din

consolidarea unor nisipuri transportate prin curenţii de turbiditate. Prezintă fenomene de granoclasare şi au heroglife pe talpă. Sunt caracteristice pentru ele texturile curbicorticale.

- gresiile eoliene provin prin cimentarea nisipurilor eoliene foarte biune sortate, lipsite de bioclaste şi cu texturi specifice.

- gresiile fluviatile apar în terase, sunt heterogene, cu texturi specifice.- gresiile glaciare provin din nisipuri morenaice. sunt nesortate şi nu conţin

bioclaste.- gresiile eluviale provin din cimentarea unor grusuri.∗ după petrografie:Clasificarea gresiilor după alcătuirea petrografică este cea mai corectă şi în acelaşi

timp cea mai modernă. După acest criteriu se iau în considerare componenţii principali :cuart (Q), feldspaţii (F),litoclastele (L), iar unii autori ţin cont şi de liant(l). Există numeroase modele de clasificare:

A. Modelul Pettijohn-Siever (1973). Aceşti autori iau în considerare drept criteriu de clasificare conţinutul în Q, F, L şi liant. După raportul dintre Q, F,L,pe de o parte şi liant pe de altă parte, arenitele sunt separate în două grupe:

a. Arenite = gresii cu < 15% liant;b. graywacke,cu > 15% liant;Arenitele. La acestea liantul , mai ales cimentul este sub 15%. După componenţii principali se împart în următoarele clase:1. Arenite (gresii) cuarţoase , cu : > 95% Q;2. Arenite arciziene (arcoze), cu: Q = 75%; F + L > 25%; F>L;3. Arenite ( gresii )litice, cu: Q = 75%; F + L > 25%; L>F;4. Subarcoze,cu: Q = 75 –90%; F + L = 5 – 25%; F>L;5. Sublitarenite ,cu:Q = 75- 90%; F + L = 5 – 25%; L>F;Graywackele au > 15% liant.După raportul componenţilor Q,F,L, şi ele pot fi de mai multe tipuri:1. Cuarţgraywacke2. Graywacke feldspatice3. Graywacke litice4. Graywacke lito-feldspatice

106

5. Graywacke feldspato-liticeAcest model a lui Pettoijohn-Potter-Siever este utilizat frecvent.B. Modelul lui Scolari şi Lille(1973) Se ia în considerare numai conţinutul în Q , F, L. În concepţia lor graywackele

reprezintă un caz aparte în categoria gresiilor litice. Este un model simplu şi uşor de înţeles încât îl utilizăm şi noi. Diferenţa faţă de autorii modelului priveşte nomenclatura, prin menţinerea denumirii de gresie. Autorii separă după conţinutul în cei trei componenţi rocile arenitice în trei grupe mari: gresii cu > 75% Q ; arcoze cu < 75% Q Şi F +L > 25% ,dar F>L ; şi litarenite cu < 75% Q; F + L > 25%,iar L>F.

Diferenţa constă în menţinerea noţiunii de gresie pentru toate cele trei categorii, respectiv: gresii cuarţoase, gresii feldspatiece şi gresii litice. Clasele de gresii care se pot separa prin modelul Scolari şi Lille sunt următoarele :

1. Grupa gresiilor cuarţoase ,cu:a. gresii cuarţoase propriu-zise; Q>90%. b. gresii cuarţo-felspatice,cu:Q = 75÷ 90%; F+L=10÷ 25% c. gresii cuarţo-litice,cu:Q = 75÷ 90%; F+L=10÷ 25%2. Grupa gresiilor feldspatice,cu: a. gresii arcoziene (feldspatice) propriu-zise cu:Q< 75%;F+L>25%;F>L

b. gresii feldspato-litice cu:Q < 75%; F+L>25%;L>10%

3. Grupa gresiilor litice,cu: a. gresii litice propriu-zise,cu:Q>75%; F+L>25%;F<10%

b.gresii lito-feldspatice, cu :Q<75%;

F+L>25%;F>10%

4. Grupa graywackelor

1. GRESII CUARŢOASE

În acest model cuprinde gresiile cuarţoase, cuarţo - feldspatice şi cuarţo – litice. Toate cele trei tipuri au peste 75% Q, pe lângă care în proporţii variabile se mai găsesc feldspaţi şi litoclaste, minerale grele, minerale autigene, minerale argiloase, ± bioclaste. În alcătuirea lor există şi alte tipuri de minerale alogene în afară de Q şi F, cum ar fi mice, amfiboli, piroxeni. La gresiile în care Q > 90% se presupune că granulele de Q au fost prelucrate în mai multe cicluri de sedimentare în ariile deşertice şi neritico – litorale.

Prelucrarea policiclică a dus la distrugerea celorlalţi componenţi şi la păstrarea cuarţului. Gresiile de acest tip au o sortare bună şi granulele sunt rotunjite sau subrotunjite.

La gresiile în care Q = 75÷ 90% , pe lângă Q se mai găsesc F, L, mice, minerale autigene( calcit, oxizi de Fe), minerale argiloase(glauconit), bioclaste.

107

Liantul în cazul gresiilor cu > 90% Q este un ciment silicios format din cuarţ, calcedonie sau opal. În cele cu Q = 75÷ 90% liantul este tot un ciment, dar mai variat: silicios,carbonatat, feruginos..În unele cazuri cimentul carbonatat rezultă prin diageneză prin substituirea silicei.

Textura depinde de mediul de acumulare. Obişnuit există texturi oblice, încrucişate, paralele. Pe talpa stratelor apar mecanoglife de dragare şi turboglife. Culoarea gresiilor cuarţoase obişnuit este albă – gălbuie.. Gresiile cuarţoase se întâlnesc pe unităţile de platformă unde au grosimi mici, dar şi în orogen cu grosimi mai mari.

Gresiile cuarţoase au importanţă economică deosebită fiind utilizate în construcţii ca piatră de ornament, ca materie primă pentru industria sticlei, a emailurilor şi în metalurgie.

Exemple din România: Gresia de Kliwa apare în Carpaţii Orientali, în Pânzele de Tarcău şi de Vrancea,având vârstă oligocenă. Are o grosime de 400 ÷ 2 000m. Este o gresie cuarţoasă propriu – zisă formată din Q> 90 ÷ 97%, F< 1÷ 2 %(microclin), L provenind din roci verzi, minerale grele( zircon, rutil,granaţi), glauconit, pirită care poate limonitiza şi imprima rocii dungi gălbui până la roşietic, bioclaste( spiculi de spongieri, diatomee,radiolari). Liantul este un ciment silicios( opal, calcedonie). Sub aspect granulometric este o gresie de mărime mijlocie spre fină. Originea acestei gresii este mult discutată. Se presupune că provine din nisipuri eoliene deşertice resedimentate. Se exploatează pentru construcţii şi ca materie prrimă pentru sticlă ( Văleni de Prahova, Pătârlagele).

2 GRESII FELDSPATICE ( ARCOZE )

Grupează gresiile feldspatice propriu-zise şi feldspato-litice. Sunt gresii care au Q< 75% şi în rest F şi L. Dintre feldspaţi sunt prezenţi microclinul care predomină, iar mai rar felspaţii plagioclazi. Mai apar mice şi minerale grele. În general mineralele autigene(calcit, oxizi de Fe) apar ca zone de supracreştere pe granulele de cuarţ sau de feldspat. Apar şi menerale argiloase fie sindepoziţional, fie postdepoziţional, rezultate prin alterarea feldspaţilor. Pot conţine şi bioclaste.

Liantul poate fi un ciment de natură carbonatată, silicios, sau o matrice argilo- siltică. Pot apare şi combinaţii între ciment şi matrice. Gresiile feldspatice apar ca strate cu grosimi variabile, cu texturi masive, oblice, gradate. Culorile sunt variabile: roşii, cenuşii, verzui, negricioase. Se întâlnesc pe unităţile de platformă şi în zonele de orogen.

Prezenţa în aceste gresii a feldspaţilor într-o cantitate mai mare ridică problema genezei lor, a modului de acumulare. Pornind de la faptul că feldspaţii sunt minerale alterabile se consideră că era nevoie de un uscat alcătuit preponderent din roci granitice sau gnaisice. În acelaşi timp, era nevoie de o climă excesivă, fie aridă, fie foarte rece. În acest mod rezultă nisipuri feldspatice care sunt apoi transportate în bazinele de acumulare. transportul este în general scurt şi acumularea masivă. Ex Gresia de Torridon.

Există şi gresii feldspatice care s-au format într-un climat cald şi umed în care procesul de alterare a fost destul de avansat, feldspaţii trecând în minerale argiloase. Climatul cald şi uned este atestat de prezenţa unei flore specifice. Într-un astfel de regim au putut rezulta nisipuri feldspatice printr-o eroziune intensă,un transport scurt şi o acumulare masivă.

Astfel de condiţii sunt realizate în cazul în care apar reliefuri noi.

108

Ex. de gresii feldspatice: În România ,se întâlnesc gresii feldspatice în Formaţiunea de Audia din Carpaţii Orientali, ca strate subţiri. Se mai găsesc în Liasicul de la Codlea şi în depozitele liasice din Banat. Varietăţi de gresii feldspatice se întâlnesc şi în cadrul Formaţiunii de Fusaru şi de Tarcău din Flişul carpatic.

Importanţă Gresiile feldspatice sunt utilizate numai ca piatră brută pentru drumuri şi terasamente de cale ferată. Nu sunt bune pentru construcţii deoarece feldspaţii se alterează uşor ducând la fărămiţarea rocii.

3. GRESII LITICE

Grupează gresiile litice, gresiile lito-feldspatice şi graywackele. La toate aceste tipuri de gresii Q < 75%, L + F > 25%,cu dominarea litoclastelor.

Ca minerale alogene, pe lângă Q şi F se mai întâlnesc mice ( muscovit, biotit),piroxeni, amfiboli, minerale grele. Mineralele alogene sunt colţuroase, până la rotunjite. Litoclastele sunt componenţii caracteristici. Ele predomină faţă de feldspaţi. Rar pot ajunge la 50%. Provin din roci magmatice, metamorfice şi sedimentare.

Ca minerale autigene , există zone de supracreştere pe granulele de cuarţ, calcit, pirită, oxizi de Fe. Mineralele argiloase pot fi sindepoziţionale ( glauconit) ,dar mai frecvent postdepoziţionale rezultate prin alterarea feldspaţilor.

Bioclastele sunt aproape întotdeauna prezente. Liantul rar este un ciment, obişnuit calcaros, mai frecvent apare o matrice silto-pelitică, sau mixt matrice + ciment.

Aceste gresii apar în strate de grosime variabilă cu texturi specifice funcţie de bazinul de sedimentare. Cele provenite din sedimente turbiditice au sortare gradată şi mecanoglife pe talpă. Culoarea în mod obişnuit este cenuşie. Se întâlnesc pe unităţile de platformă şi în orogen unde sunt mai abundente în faciesurile de fliş.

Ex: Varietăţi de gresii litice şi lito-feldspatice se întâlnesc în cadrul Formaţiunii de Tarcău sub formă de strate decimetrice, până la 2 – 3 m, de culoare cenuşie, cu sortare gradată şi cu mecanoglife. Totdeauna aceste gresii litice conţin mice.Varietăţi de gresii litice şi lito-.feldspatice se găsesc şi în Formaţiunea de Fusaru ( Oligocen). Faţă de gresia de Tarcău acestea sunt mai friabile. În general cuarţul nu depăşeşte 60%. Litoclastele pot ajunge până la 60%, iar feldspaţii 25%. Gresiile litice pot fi utilizate ca piatră brută pentru drumuri.

3. GRAYWACKELE

Scolari şi Lille le încadrează în categoria gresiilor litice, în timp ce Pettijohn, Potter şi Siever le consideră o grupă aparte. Scolari şi Lille le încadrează în grupa gresiilor litice bazându-se pe definiţia lor dată de către Huckenholz(1963). Sunt roci sărace în cuarţ, cu litoclaste colţuroase mai abundente decât feldspaţii. Matricea este abundentă şi închisă la culoare.

Ca alcătuire petroghrafică ele conţin > 15% matrice. Ca minerale alogene predomină Q ( > 50%), F, mice ( muscovit, biotit), minerale grele. Litoclastele sunt abundente provenind din roci magmatice, metamorfice şi sedimentare. Bioclastele sunt deseori prezente. Mineralele autigene apar ca zone de supracreştere pe granulele minerale alogene, sau ca minerale sindepoziţionale ( calcit), pirită, oxizi de Fe, sau

109

postdepoziţionale. Mineralele argiloase sunt prezente întotdeauna sindepoziţional şi postdepoziţional.

Graywackele apar întotdeauna în strate de grosimi variabile , de culoare închisă, cenuşii, sunt friabile şi prezintă o pseudoşistuozitate. Acumulări frecvente apar în orogen, în faciesurile de fliş şi de molasă.. Varietăţile de graywacke apar în Formaţiunile de Tarcău şi de Fusaru. Se pot utuliza ca piatră brută în construcţii de drumuri.

110

S I L T I T E (Aleurite–)

Sunt roci epiclastice care au dimensiunea particulelor cuprinsă între 0,063 şi 0,02 mm. În aceste roci fracţiunea siltica predomină. Granulometric în componenţa lor se găseşte aproape întotdeauna şi fracţiune pelitică, arenitică şi rar fragmente ruditice. Granulometric siltitele sunt roci interm±ediare între gresii şi argile. Se aseamănă mai mult cu argilele de care se deosebesc greu.

Alcătuire petrografică

Sunt formate din minerale alogene, minerale argiloase, minerale autigene, ± bioclaste, ± materie organică , ± pelote. Ca minerele alogene apar : cuarţ, feldspati, mice , minerale grele. Cuarţul este dominant . În general mineralele alogene apar în fracţia siltică şi în cea arenitică.

Mineralele argiloase sunt prezente în fracţiunea pelitică şi mai puţin în cea siltică. cele mai comune sunt: illitul, glauconitul, montmorillonitul.

Mineralşele autigene sunt reptrezentate prin carbonaţi ( calcit, dolomit ), oxizi de fier, pirită , opal, calcedonie, rar cuarţ, gips, sulfaţi.

Bioclastelesunt prezente aproape întotdeauna întregi sau fragmentare. Se întâlnesc nanofosile, microfosile şi macrofosile.

Materia organică este prezentă în cantiţi variabile.Consolidarea siltitelor se realizează numai prin compactare. Nu se poate vorbi de

un liant. Prin consolidare rezultă unităţi litologice elementare ( lamine, strate, etc.)Siltitele apar şi ca secvenţe în cadrul turbiditelor. Textura siltitelor depinde de

mediul de acumulare. Obişnuit este masivă. dar pot exista şi texturi oblice sau încrucişate în cadrul depozitelor neritice sau fluviatile. Texturile cu noduli sunt în siltitele care apar în alternanţă cu arenitele.

Chimismul

În siltite predomină silicea (între 58 – 80% ) ; Al2 O3 , Fe2 O3 , FeO, MnO, MgO, CaO, K2O, etc.

Cantitatea de carbonaţi poate fi variabilă. Culoarea este imprimată de prezenţa oxizilor de Fe care pot da o coloraţie roşie, cărămizie, verzuie. Oxizii de Mn şi materia organică imprimă coloraţie cenuşie, negricioasă.

Sistematica

Clasificarea siltitelor are la bază criteriul granulometric, mineralogic şi genetic. Granulometric ele se clasifică după raportul dintre fracţiunea siltică, pelitică şi cea arenitică. Dupăacest raport, Picard ( 1971) a separat 4 clkase de siltite :

1. Siltite, cu < 40 % fracţie nisipoasă; silt/silt + argilă > 75 %;

111

2. Siltite argiloase: < 10 % fracţiune nisiloasă; S / S + A = 50 – 75 % ;3. Siltite nisipoase : <10 % fracţiune nisioasă ; S/ S + A > 75 % ;4. Siltite nisipo – argiloase : > 10 % fracţiune nisipoasă ; S /S + A între 50 – S

+ A între 50 – 75 % ;

Nisipuri: 1.nisip curat; 2.nisip argilos; 3. nisip argilo- siltic; 4. nisip siltic;

Siltite: 1 a. siltite; 2 a. siltite argiloase; 3 a. siltite nisipoase; 4 a.siltite nisipo- argiloase;

Argile: 1 b. argile; 2 b.argile-siltice; 3 b.argile nisipoase; 4 b. argile nisipo-siltice;

Clasificarea mineralogică

Sititele se pot clasifica şi după mineralele argiloase dominante în :- siltite illitice;- siltite cloritice;- siltite caolinitice;- siltite montmorillonitice;

După geneză (bazinele de acumulare) :1. Siltite reziduale;2. Siltite de tip loess;3. Siltite lacustre;4. Siltite marine;5. Siltite glaciare;

112

LOESSUL

Este o rocă siltică foarte răspândită. S-a acumulat numai pe uscat în timpul Cuaternarului. Aspectul

acestor roci este de rocă fină, de culoare gălbuie, uşoară, poroasă, slab cimentată, fără stratificaţie,are

canalicule verticale şi permeabilitate ridicată. Canaliculele sunt considerate ca reprezentând nişte goluri

provenite din plante pe care s-a acumulat ptaful.

Granulometric predomină partea siltică şi cea pelitică.

Petrografie

În loess domină mineralele alogene iar dintre ele cuarţul poate atinge 70%; feldspaţi, mice,

minerale grele. Acestea din urmă permit caracterizarea unor loessuri şi stabilesc sursa terigenă.

Mineralele argiloase sunt prezente mai ales prin clorite.

Mineralele autigene rezultate în timpul diagenezei provin din mineralele alogene. Cele mai

comune sunt oxizii de Fe şi calcita care datorită apelor vadoase se dizolvă şi precipită la baza

depozitelor de loess sub formă de concreţiuni numite " păpuşi de loess" .

Bioclastele sunt prezente , cele mai comune fiind cochiliile de gasteropode terestre. În loess se

găsesc şi oase şi dinţi de vertebrate , mai ales de Proboscidieni.

Vârstă şi răspândire

Loessul reprezintă un depozit de vârstă cuaternară fiind răspândit în Europa de Nord, Asia şi

America de Nord. În Europa are o grosime de 80 m , în China de 600 m. La noi în ţară depuneti de

loess sunt în Dobrigea şi în Câmpia Română, în partea de sud a Moldovei.

Loessurile sunt grupate în 3 tipuri:

1. Loess primar este un depozit eolian de praf siltic şi pelitic. Dovezi în acest sens sunt

depunerile pe reliefuri variate, câmpii şi dealuri, în munţi. Prezintă bioclaste terestre şi

canalicule verticale. Sursa prafului , a materialului terigen o reprezintă morenele glaciare.

Tot ca loess primar sunt considerate şi aluviunile fluviatile din România şi cele acumulările

deşertice ( loessul ) din China.

2. Loessulk secundar provine din alterarea profundă a unor roco argilo-nisipoase.. Materialul

alterat poate rămâne pe loc sau este transportat la baza unor pante de pe versanţi formând

coluvii . Procesul de alterare poate afecta şi materialul din terase.

3. Roci loessoide provin prin resedimentarea loessului primar care este preluat de reţeaua

hidrografică şi resedimentat în lacuri şi în lungul unor văii. Prin transport se amestecă cu

material arenitic şi ruditic. Prin acumulare în apă el devine compact.

113

Importanţă economică

Loessul constituie materia primă pentru obţinerea ceramicii brute.

A R G I L E L E

Argilele reprezintă o grupă de roci foarte importantă. Majoritatea petrologilor consideră că ele

fac parte din rocile epiclastice reprezentând rocile cu fracţiunea cea mai fină ( pelitică ) dintre rocile

epiclastice. Există şi păreri după care argilele ar trebui separate ca o grupă aparte. Noi le considerăm ca

făcând parte din rocile epiclastice şi ar reprezenta rocile cu diametrul particulelor < 0,0200mm şi

formate predominant din minerale argiloase.

Pe lângă fracţia pelitică în componenţa lor mai intră şi fracţie siltică, arenitică şi accidental

ruditică.

Argilele se aseamănă foarte mult cu siltitele ( cu excepţuia loessului ). Petrografic argilele sunt

alcătuite din minerale argiloase, minerale alogene, minerale autigene, ± bioclaste,± pelote, materie

organică, ± material piroclastic.

Mineralele argiloase sunt mineralele principale care predomină în argile,ceea ce a determinat

şi denumirea rocilor ca atare. Argilele sunt rar monominerale, de obicei sunt polimictice.

Mineralele alogene sunt, de regulă, prezente prin fracţia siltică şi arenitică, mai rar în fracţia

pelitică. Dintre aceste predomină cuarţul (30 %), feldspaţii (5 - 7 %), micele şi mineralele grele.

Mineralele autigene pot fi sindepoziţionale sau postdepoziţionale. Mai importante sunt

carbonaţii ( apar aproape în toate argilele), cum ar fi calcita şi aragonitul. Dacă argilele conţin > 33%

carbonaţi, rocile sunt numite marne.

Silicea este reprezentată prin opal, calcedonie, rar cuarţ. Silicea poate fi difuză dar se poate

concentra şi sub formă de noduli sau lentile.

Sulfurile apar în argile mai ales pirita care formează cristale izolate sau agregate.

Sulfaţii sunt reprezentaţi prin gips sub formă de cristale sau agregate cristaline.

Oxizii şi hidroxizii de Fe sunt prezenţi şi imprimă culori specifice argilelor.

Materia organică este prezentă întotdeauna, dar cantitatea de materie organică depinde de

mediul de acumulare. În medii oxidante apare în cantităţi reduse, iar în medii reducătoare este

abundentă.

Bioclastele de regulă sunt prezente şi sunt specifice mediului de acumulare. Pot fi nanofosile,

micro şi macrofosile.

Pelotele apar doar în anumite argile.

114

Materialul piroclastic apare sub formăî de sticlă vulcanică sau cristale relicte şi apare în

arghilele bentonitice.

Cosolidarea argilelor se realizează prin compactare şi prin expulzarea apei. Prezenţa

carbonaţilor ajută la consolidarea argilelor. Argilele apar ca unităţi litologice cu grosimi variabile şi ca

secvenţe în cadrul polistratelor turbuditice.

Textura argilelor depinde de mediul de acumulare şi poate fi compactă, oblică, cu noduli.

Structura este uniformă, de tip pelitic. Când arguilele conţin şi material piroclastic, în

bentonite, apar structuri specifice în care ies în evidenţă relicte.

Culoarea poate fi influenţată de mai mulţi factori. Fierul influenţează frecvent culoarea. Când

fierul apare ca Fe3+

imprimă culoare brun-roşcată, iar Fe2+ culori verzui . Culoarea verde este dată şi de prezenţa cloritelor. Argilele care conţin mult caolin au culoare albă. Bituminele dau culori cenuşii – calenii – negricioase. Manganul dă culoare neagră.

Chimismul. Compoziţia chimică medie, exprimată în oxizi, a argilelor este următoarea:

SiO2 – 50 – 52 %Al2O3 – 15 – 18 %FeO - 1,5 –3,4 %Fe2O3 – 4,0 – 4,2 %MgO, CaO, Na2O, K2O, H2O, etc. Sistematica argilelorExistă mai multe modele de clasificare a argilelor. Criteriul granulometric,

chimic, genetic, tehnic, mineralogic.1. Granulometric. Clasificarea se face după proporţia dintre fracţia pelitică,

siltică şi arenitică : - argile;- argile siltice;- argile nisipoase;argile silto –nisipoase¸2. Clasificarea chimică este foarte importantă în special din punct de vedere

economic. Un rol important îl au carbonaţii ( calcitul şi aragonitul ). Creşterea conţinutului în carbonaţi duce la apariţia marnelor ( roci intermediare între calcare şi argile ). Ca limită între argile şi marne se ia 25 – 33 % Ca CO3 .

minerale argiloase 90 –100 % 66 – 90 % 33 – 66 % 10 – 33 % 0 – 10 %roci argile argile

carbonatateMARNE calcare

argiloasecalcare

carbonaţi 0 – 10 % 10 – 33 % 33 – 66 % 66 – 90 % 90 – 100%

sau:

115

minerale argiloase 95 –

100 %85 – 95 %

66 – 85 %

33 – 66 %

15 – 33 %

5 – 15 % 0 – 15 %

roci argile argile slab carbonatate

argile carbonatate

MARNEcalcare argiloase

calcare slab argiloase

calcare

carbonaţi 0 – 5 % 5 – 15 % 15 -33 % 33-66 % 66- 85% 85-95 % 95-100%

3 .Clasificarea genetică ţine cont de modul de acumulare. Se pot separa următoarele tipuri de argile:

-argile marine , materialul rezultat prin procese de alterare pe uscat este transportat în bazine marine. Acumularea se face în zona neritică, în cea batială şi abisală.

-argile lacustre , se pot acumula în toate tipurile de lacuri, însă în cele glaciare argilele au o stratificaţie foarte fină şi se numesc varve . Acumulările sunt dependente de anotimp.

-argile reziduale , se formează pe uscat, nu sunt transportate.-argele glaciare , se formează din material morenaic transportat de către gheţari.- argile fluviatile , apar în depozitele de terasă fiind transportate şi depuse de

reţeaua hidrografică.

4 . Clasificarea tehnicăSe face în funcţie de calităţilr tehnice ale argilelor şi de domeniile de utilizare.După plasticitate argilele pot fi :-argile ordinare cu plasticitate redusă;-argile plastice cu plasticitate ridicată;-argile extraplastice cu plasticitate foarte mare;După refractaritate pot fi :-argile greu fuzibile;-argile uşor fuzibile;După calitatea mineralelor dominante:-argile grase cu o cantitate mare de minerale argiloase ( sunt unsuroase la pipăit);-argile slabe, cu o cantitate redusă de minerale argiloase / sunt aspre la pipăit );4. Clasificarea mineralogicăRuhin separă argilele după mineralele argiloase dominante în trei clase:a. argile caolinitice;b. argile montmorillonitice;c. argilr illitice Argilele caolinitice În aceste argile predomină mineralele argiloase din grupa caolinit, dickit,nacrit, pe

lângă care pot exista şi alte minetale argiloase. Mai pot participa şi alţi componenţi, ca : litoclaste, minerale alogene, minerale autigene, bioclaste.

Funcţie de predominarea mineralelor argiloase se deosebesc:

116

-argile caolinitice oligomictice alcătuite aproape în exclusivitate din caolin, dickit, nacrit. Au culoare albă, iar prezenţa materiei organice le poate imprima culori închise. Sunt unsuroase la pipăit şi au refractaritate ridicată.

- argile polimictice în care intră alte minerale argiloase. Au culoare de la alb la vânăt-negricios, sunt unsuroase la pipăit şi prezintă refractaritate ridicată.

Argilele caolinitice provin din transformarea profundă în climat tropical şi subtropical a unor roci magmatice sau metamorfice bogate în alumosilicaţi.

Materialul alterat poate rămâne pe loc şi prin consolidarea lui rezultă argile caolinitice primare. Acestea sunt de fapt roci reziduale , iar dacă materialul alterat este transportat în lacuri, prin cosolidarea lui rezultă caolinuri secundare. Acestea conţin şi material epiclastic. Argilele caolinitice se cunosc din Cambrian până în Cuaternar. Sunt importante economic, constituid materia primă pentru fabricarea faianţei, porţelanului, a sticlei, a linoleumului, muşamalelor, insecticidelor şi în industria pielăriei.

La noi în ţară se găsesc la Parva, în Harghita, acestea provenind din alterarea unor andezite. Se mai găsesc în m-ţii Măcinului la Cheia, Viţelaru. În Dobrogea de Sud, la Medgidia, Mircea Vodă se exploatează argile caolinitice de vârstă apţiană.

Argile montmotillonitice

În alcătuirea lor participă mai ales mineralele din grupa montmorillonitului : beydelit, nontronit. Por exusta şi alte minetale argiloase, minerale alogene,minerale autigene, ± bioclaste,±materie organică. Se deosebesc argile montmorillonitice oligonictice şi polimintice.

Au o plasticitate foarte ridicată şi o marer capacitate de adsorbţie a apei şi de schimb ionic. Culoarea este variabilă.

Argilele montmorillonitice provin din alterarea profundă pe uscat sau în apă a unor tufuri vulcanice şi mai rar a rocilor bazice.. Ca urmare, funcţie de gradul de alterare, în aceste argile se păstrează şi componenţi piroclastici sub formă de cristale şi sticlă. Argilele montmorillonitice oligomictice formate cu precădere din montmorillonit provin din alterarea unor tufuri vulcanice se numesc bentonite. Sunt roci foarte fine cu plasticitate extrem de ridicată, cu putere de adsorbţie mare ceea ce conduce la mărirea volumului de aproximativ 18 ori. Popular li se spune şi " săpun de pământ".

Argilele montmorillonitice la care participă şi alte minerale argiloase şi chiar şi componenţi epiclastici se numesc argile subbentonitice. Acestea provin din alterarea unui material tufdaceu acumulat în apă, amestecat cu puţin material epiclastic. Astfel de argile se gasesc la Mitoc ( jud. Botoşani ) şi au vârstă bugloviană. Argile montmorillonitice pot rezulta şi în timp geologic prin transformarea argilelor illitice. Argilele montmorillonitice sunt răspândite din Merzozoiv până în Cuaternar.

Importanţă Sunt deosebit de importante economic, fdiind utilizate la rafinarea petrolului, la limpezirea lichidelor alimentare, în industria cauciucului, industria textilă, industria medicamentelor, la fabricarea cimentului alb, a noroaielor de foraj, ca amendamente în agricultură, în turnătorie.

La noi în ţară argile bentonitice se găsesc la sud de Baia Mare, la Valea Chioarului, la Răzoare, Darabani – Mitoc.

Argile illitice

117

În alcătuirea acestor argile apar componenţi argiloaşi. Sunt argile oligomictice şi polimictice. La alcătuirea lor participă illitul, cloritele, la care se mai adaugă caolinit, montmorillonit, componenţi epiclastici, minerale alogene, litoclaste, minerale autigene, bioclaste, materie organică. Plasticitatea lor este variabilă, sunt uşor fizibile,au culoare verzuie, cenuşie, cărămizie,roşie datorită fierului. Rezultă prin alterarea rocilor în climat rece şi temperat, materialul fiind transportat spre bazine marine şi lacistre. Sunt răspândite din Proterizoic şi până în Cuaternar. Ca importanţă economică, se folosesc în ceramica brută, în industria cimentului

Proprietăţile argilelor

1. Plasticitatea este proprietatea unor argile de a-şi modifica forma când sunt umede şi de a-şi menţine această formă după uscare-

2. Adsorbţia( capacitatea de adsorbţie şi de schimb ionic)Cantitatea maximă de apă pe care o poate adsorbi o argilă exprimată în % faţă de

greutatea părţii solide se numeşte capacitate de adsorbţie. Ea depinde de potenţialul electronic al ionilor liberi. Pot fi reţinute şi gazele. Particulele argiloase au la suprafaţă sarcini electrice negative (anioni), încât ele vor capta cationi care vor constitui complexul de adsorbţie. Cationii din acest complex pot fi înlocuiţi la rândul lor de alţi cationi din soluţiile apoase. Această înlocuire reprezintă capacitatea de schimb ionic care poate fi mărită prin tratarea electrică a argilelor.

3. Absorbţia reprezintă cantitatea de apă reţinută prin tensiuni superficiale şi capilare (este apa liberă). Are importanţă în plasticitate.

4. Gonflarea este creşterea volumului unor argile prin adsorbţie de apă. De ex. montmorillonitul reţine apă mărindu-şi volumul de 18 ori.

5. Tixotropia este lichefierea argilelor în apă prin agitare şi resolidificare în stare de repaus. Este o coagulare reversibilă. Apare în specia la bentonite.

6. Refractaritatea este o noţiune legată de temperatura de topire a argilelor şi variază ( depinde ) de materialul argilos. Argilele refractare se topesc între1580 – 1770 0C

Această proprietate o au argilele caolinitice. Cele illitice se topesc sub 13800C.

R O C I P I R O C L A S T I C E

Sunt roci sedimentare reprezentate prin produsele activităţii vulcanice explozive, depuse sub acţiunea gravitaţiei în diverse medii de sedimentare.

Aceste materiale sunt reprezentate prin fragmente de lavă de mărimi variabile, din bombe vulcanice, lapilii şi cenuşe vulcanică care poate fi formată din sticlă vulcanică şi cristale.

Acest material se poate acumula pe uscat, în bazine lacustre sau bazine marine. Pe uscat poate rămâne pe loc sau poate fi transportat în bazine lacustre sau marine.

Acumularea materialului în bazine de acumulare şi procesul de transport duce la un amestec cu material epiclastic sub formă de minerale alogene, bioclaste, materie organică. În timp materialul piroclastic suferă procese de diageneză profundă, ducând la apariţia unor minerale noi autigene.

Materialul piroclastic neconsolidat se numeşte tephra .

118

Consolidarea se realizează prin tasare şi prin expulzarea apei.

S I S T E M A T I C A

Rocile piroclastice , ca şi cele epiclastice , se clasifică după dimensiunea particulelor, astfel:

1. Aglomerate şi brecii vulcanice, care au φ > 32 mm( 64 mm );

2. Tufuri lapilice ,care au fragmente cu φ = 4 - 32 mm ( 64 mm ); sau 2 mm – 64 mm;

3. Tufuri vulcanice ( Cinerite ) , cu φ < 2 ( 4 ) mm ;

1. Aglomerate şi brecii vulcanice

În componenţa lor intră > 50% material piroclastic fragmentar cu dimensiunea fragmentelor > 32 mm ( 64 mm ). În rest mai conţin material lapilic şi cenuşe, iar dacă acumularea s-a facut în apă se adaugă minerale alogene, litoclaste, minerale autigene, minerale argiloase, ± bioclaste.

În general , aglomeratele şi breciile vulcanice se găsesc acumulate în apropierea aparatului de erupţie. Tocmai prezenţa lor arată apropierea aparatului. La noi în ţară există aglomerate şi brecii vulcanice legate de eruptivul neogen din Carpaţi.

2. Tufuti lapilice

Conţin > 50 % material lapilic reprezentat fie de fragmente de lavă mai mici sau rezultă din acreţia nămolurilor şi a cenuşei care se formează după erupţie pe flancurile vulcanilor. De obicei tufurile lapiluice sunt asociate cu aglomeratele şi cu breciile vulcanice. Au aspect de microconglomerate.

3. Tufuri vulcanice (Cinerite )

Sunt roci piroclastice fine, consolidate, formate din elemente de natură vulcanică cu θ < 4 mm ( 2 mm ).

Clasificarea tufurilor se face pe baza raportului dintre constituienţi.( fig. 2.25)

119

Clasificarea se mai face şi după natura magmelor din care provin cenuşele. Astfel, se cunosc : tufuri andezitice; tufuri riolitice; tufuri dacitice; tufuri trahitice; tufuri bazaltice, tufuri fonolitice.

A. TUFURI VITROCLASTICE

Au sticlă vulcanică > 50%. Mai conţin cristale piroclaclastice (cuarţ, feldspaţi), compuşi nepiroclastici ( minerale alogene ), litoclaste, ± bioclaste, minerale autigene sin sau postdepoziţionale, minerale argiloase. Sticla are structuri variate, cele mai comune fiind tufurile acide şi intermediare. La cele acide sticla este vâscoasă, cu multe bule de gaze. Acest tip de cenuşe este foarte uşoară putând fi transportată pe distanţe mari. Tufurile vitroclastice acide şi intermediare pot suferi procese de diageneză profundă. Sticla se poate devitrifica şi cristalizează trecând în opal, calcedonie, feldspaţi sau cuarţ. Devitrificarea duce la apariţia mineralelor argiloase , cum at fi :beydelit, montmorillonit, zeoliţi. Când trecerea striclei se face spre opal şi calcedonie are loc o silicifiere, tuful devenind compact şi dur, iar când este puternic silicifiat se numeşte porcelanit. (Fig. 2.26).

120

Ignimbritele sunt tufuri riolitice care provin din norii arzători de cenuşe sau din curgeri de lave incandescente. Datorită caldurii sticlele sunt moi şi se orientează după o direcţie, apoi prin presiune se sudează rezultând tufuri sudate. În ţara noastră se găsesc la Oraşul Nou ( la vest de Baia Mare ). Unele varietăţi se numesc sideromelane.

B. TUFURI CRISTALOCLASTICE

Au peste 50% cristale, pe lângă care mai apar şi alţi componenţi :sticlă, componenţi epiclastici ( minerale alogene, minerale argiloase, minerale autigene, litoclaste, bioclaste, minerale argiloase, materie organică). Cristalele, care predomină, sunt reprezentative pentru tipul de lavă. Dintre acestea predomină cuarţul, feldspaţii, piroxenii şi amfibolii. Şi aceste tufuri suferă transformări, din ele apărând minerale autigene, de ex. din feldspaţi rezultă carbonati, minerale argiloase, clorite (Fig. 2.27.)

c. TUFURI LITOCLASTICE

Au peste 50% litoclaste care pot fi de origini diferite(vulcanice sau epiclastice ). Astfel ele provin din fragmente mici de lavă din aparatul vulcanic, din substratul vulcanic, sau de pe uscat. În alcătuirea lor apar şi alţi componenţi: cristale, sticlă. minerale alogene. Aceste tufuri de găsesc frecvent în acumulări din bazine lacustre sau marine.

TUFITELE

Sunt roci la care materialul piroclastic este în proporţie de 10 – 50%. Se formează în bazine marine sau lacustre cu aport mare de material epiclastic, sau prin resedimentarea unor tufuri de pe uscat, prin transport în bazine marine sau lacustre

ROCI TUFOGENE

121

Sun roci de tranziţie în care materialul piroclastic este < 10% . Se cunosc astfe:argile tufogene, siltite tufogene, gresii tufitice, mai rar calcare tufogene.

Exemple de tufuri din România

1.Tuful de Dej de vârstă badeniană, apare în Bazinul Transilvaniei. Are o grosime de 150 m.Este un tuf riodacitic cu varietăţi vitroclastice, cristaloclastice. Prezintă culori verzui datorită prezenţei celadonitului care se formează prin alterarea sticlei vulcanice în mediu marin.

2.Tuful de Slănic este similar celui de Dej, are vârsta badeniană şi apare în Zona de Molasă a Carpaţilor Orientali.

3.Tuful de Nuţasca – Ruseni de vârstă meoţiană apare în partea de sud a Platformei Moldoveneşti Şi pe Platforma Bârladului. Are o grosime de10 – 20 m şi este un tuf andezitic.

4. Tuful de Hudeşti de vârstă bugloviană, apare în partea de nord – est a Platformei Moldoveneşti, are o grosime de 1,8 m şi este un tuf dacitic. Prin alterarea acestuia au rezultat argilele bentinitice de Darabani - Mitoc.

Importanţă economică

Tufurile obişnuite se utilizează ca piatră de construcţie,piatră decorativă şi ca materie primă în industria cimentului.

TUFURI ZEOLITICE

Zeoliţii sunt alumosilicaţi hidrataţi ai elementelor alcaline şi alcalino- pământoase( Na, K, Ca, Mg ). Ca minerale zeolitice avemşhilbit, phillipsit, analcim,erionit ş.a.

Aceste tufuri rezultă din reacţiile sticlei vulcanice în anumite condiţii de temperatură , presiune şi ph. Tufurile zeolitice sunt puternic alterate. Ele au importanţă economică deosebită. Se folosesc la epurarea apelor rezidualeşi la îmbunătăţirea calităţii apelor potabile. Se mai folosesc şi ca adiţionali la furaje în hrana animalelor.

122

R O C I D E P R E C I P I T A Ţ I E I O N I C Ă

Sunt roci care provin din precipitarea soluţiilor, fenomenul producându-se pe cale chimică sau biochimică.

Conţinutul în ioni a apelor curgătoare şi în lacuri este variabil, în medie salinitatea fiind de 0,34‰ , iar în mări ea este constantă, de 34,5 ‰. În unele bazine marine închise sau semiînchise şi în unele lacuri cantitatea de săruri poate varia fie scăzând ( ape salmastre) fie crescând. În anumite condiţii sărurile din soluţii pot precipita.

Fenomenul de precipitare este de regulă invers cu solubilitatea . Cu cât o sare este mai solubilă cu atât ea precipită mai greu. Precipitarea se poate face chimic, iar factorii care reglează precipitarea sunt : presiunea, temperatura, suprasaturaţia, pH-ul.

Precipitarea se face şi pe cale biochimică, prin intermediul organismelor animale sau vegetale care extrag din soluţii ionii necesari construcţiei scheletelor de susţinere sau a învelişurilor de protecţie. Mineralele cele mai frecvente care precipită pe cale biochimică sunt : calcitul, aragonitul, opalul şi calcedonia.

Rocile de precipiaţie ionică se clasifică în 7 clase:B. Roci carbonatateC. Roci silicioaseD. Roci feruginoaseE. Roci manganoaseF. Roci aluminoase G. Roci fosfaticeH. Roci evaporitice ( saline )

A. R O C I C A R B O N A T A T E

Sunt roci care conţin > 50% CaCO3 ( calcarele ) sau > 50% CaMg(CO3) (dolomitele).

Între cele două categorii sunt şi roci de tranziţie .Rocile carbonatate reprezintă aproximativ 20% din volumul rocilor sedimentare.

Specific pentru aceste roci este prezenţa mineralelor carbonatate care pot apare sub formă de cristale sau sub formă de corpusculi calcaroşi, bioclaste, pelote, oolite,etc., care la rândul lor sunt formate din cristale de calcit ,aragonit sau dolomit. Mineralele carbonatate sunt reprezentate prin : calcit care este foarte răspândit, dar în stare pură este foarte rar. În mod obişnuit se prezintă ca amestecuri izomorfe cu ioni de Mg ( < 4% ).

Calcitul magnezian este un calcit la care cantitatea de Mg este între 4 şi 20%. Poate precipita chimic sau biochimic în ape puţin adânci , lacuri sau chiar pe uscat.

Aragonitul se diferenţiază de calcit prin sistemul de cristalizare (rombic). Este puţin răspândit fiind metastabil. Poate precipita chimic şi biochimic.

Dolomitul este carbonatul dublu de Ca şi Mg cristalizat în sistemul romboedric. Rezultă prin precipitare chimică şi mai ales prin procese de diageneză. Precipitarea chimică este influenţată de următorii factori:

∗Presiunea. cantitatea de minerale carbonatate dizolvate este dependentă de presiune în sensul ca această cantitate creşte odată cu creşterea presiunii. De aceea apele de

123

adâncime au un conţinut mai ridicat de carbonaţi, iar în momentul câns se schimbă presiunea carbonaţii precipită.

∗Temperatura. Influenţează precipitarea carbonaţilor în sensul că apele reci au un conţinut mai mare de carbonaţi decât apele calde. Încălzirea apelor duce la precipitarea carbonaţilor.

∗Rezerva alcalină. Reprezintă relaţia dintre conţinutul în carbonaţi şi totalitatea celorlalte săruri dizolvate. Creşterea rezervei alcaline conduce la precipitarea carbonaţilor .Carbonaţii sunt în general mai puţin solubili , ca atare ei precipită printre primii. Apele puţin sărate dizolvă o cantitate mai mare de carbonaţi.

Evaporaţia şi îngheţul (pierderea apei) duce la precipitarea ionilor de Ca şi Mg. În bazinele marin – oceanice care sunt cele mai mari rezervoare cu soluţii, inclusiv de CaCO3

s-a constatat ca datorită ,în special presiunii şi temperaturii, carbonaţii nu precipită la adâncimi mai mari de 4 000 – 5 000 m. Această adâncime care este neuniformă, mai mare la ecuator şi mai mică în zonele reci se numeşte limită de compensare a carbonaţilor ( CCD ).

Precipitarea biochimică se face de către organismele vegetale şi animale care folosesc carbonaţii pentru a-şi construi schelete de susţinere sau învelişuri de protecţie. Carbonaţii pot fi folosiţi şi în activitatea biotică , prin reţinerea CO2 din bicarbonaţi , în procesul de asimilare a plantelor autotrofe. Prin această reţinere bicarbonaţii trec în carbonaţi care precipită. Şi activitatea unor bacterii duce la precipitarea carbonaţilor.

C A L C A R E L E

Calcarele sunt roci carbonatate care conţin peste 50% Ca CO3. În funcţie de creşterea proporţiei de Mg CO3 prezintă treceri spre dolomite. Calcarele prezintă treceri şi spre alte roci necarbonatate. Cele mai importante serii de tranziţie sunt:

1. cu mineralele argiloase - calcare slab argiloase

- calcare argiloase - marne - argile carbonatate - argile

2. cu dolomitul- calcare- calcare magneziene- calcare dolomitice- dolomite calcaroase- dolomite

3. cu silicea - calcare slab silicioase - calcare silicioase 4. cu gresiile- calcare slab grezoase

124

- calcare grezoase

Calcarele formează unităţi litologice elementare sub formă de strate cu grosimi variabile , lentile-strat şi lentile. Lentilele sunt de obicei date de organismele constructoare de recifi ( coralii ).

Culoarea calcarelor în mod obişnuit este albă, dar prezenţa altor componenţi necarbonataţi , cum ar fi mineralele argiloase, oxizii de Fe,materia organică, imprimă culor varite calcarelor : cenuşii, verzui, negricioase, cărămizii, roşcate.

Alcătuire petrografică

Componenţii calcarelor pot fi grupaţi în două tipuri:1. componenţi carbonataţi;2. componenţi necarbonataţi;Componenţii carbonataţi sunt dominanţi şi sunt reprezentaţi prin cristale micritice

sau sparitice , sau de cristale ce îmbracă forma unor corpusculi (oolite, pelote, bioclaste, oncoide, construcţii recifale ).

Componenţii necarbonataţi apar în proporţii variabile şi sunt reprezentaţi prin minerale argiloase , minerale autigene ( în special opal, calcedonie, cuarţ, pirită, fosfaţi, sulfaţi ), minerale alogene ( cuarţ, feldspaţi, mice ), litoclaste necarbonatate, materie organică.

Modulde formare a rocilor calcaroase

Calcarele se pot forma prin trei moduri :- prin precipitare chimică;- prin precipitare biochimică;- prin acumulare de litoclaste calcaroase;Precipitarea chimică. Are loc din soluţii în condiţiile menţionate de temperatură, presiune, rezervă alcalină, pH. În procesul de precipitare rezultă ;- micrite formate din cripto şi microcristale ( < 4µ ). S-a constatat că în afară de

micritul primar rezultat prin precipitare, mai apare şi micrit rezultat prin dezagregarea mecanică a unor bioclaste sau litoclaste calcaroase ,sau prin acumularea unor teste de nanoorganisme( cocolite ).

- sparit care poate fi mezo şi macrocristalin (> 4µ ). De regulă sparitul se realizează postdepoziţional prin creşterea cristalelor care sunt mai mici.

- ooide (oolite ) sunt corpusculi sferici sau ovoidali.- pisolite sunt corpusculi sferici sau ovoidali fără nucleu genetic.Precipitarea biochimică şi activitatea bioticăPrin acest proces rezultă următorii corpusculi calcaroşi;- bioclaste care reprezintă schelete şi învelişuri de protecţie;- oncoide ( oncolite ) sunt corpusculi carbonataţi de construcţie şi acreţie algală

cu structură laminată concentrică;- pelote ( pelete ) reprezintă corpusculi rezultaţi din materia fecală a unor

organisme limnivore, altele se formează prin acreţia mâlurilor calcaroase. Când mâlurile sunt algale rezultă pelote algale;

125

- bioconstrucţii realizate de organismele constructoare : corali, viermi, briozoare, etc.;

- activitatea bitică a unor organisme autotrofe;- activitatea bacteriană ( sulfobacteriile pot precipita carbonaţii) Acumularea de litoclaste calcaroasePrin distrugerea rocilor calcaroase pe uscat sau intrabazinal se formează claste .Prin

acumularea acestora pot rezulta calcare. Pentru a fi diferenţiate de litoclastele necalcaroase Folk denumeşte litoclastele calcaroase de pe uscat extraclaste , iar pe cele calcaroase bazinale intraclaste care reprezintă sedimente în curs de consolidare.

Gruparea componenţilor rocilor calcaroase

Pornind de la modul cum se prezintă mineralele carbonatate sub formă de cristale , corpusculi sau fragmente, Folk a grupat componenţii în două categorii:

1. Alocheme sau elemente figurative; care grupează corpusculii calcaroşi ( litoclaste,oolite pisolite, pelote, oncoide algale, lumpuri )

2. Ortocheme care cuprind exclusiv cristalele micritice sau sparitice care constituie liantul calcarelor.

Atât alochemele cât şi ortochemele pot forma roci în exclusivitate sau în combinaţii. Astfel ortochemele pot forma calcare micritice sau sparitice, dar de regulă formează liantul calcarelor alcătuite din alocheme.

Consolidarea sau litificarea în cazul precipitării chimice sub formă de ortocheme micritice sau sparitice se realizează direct prin atingerea cristalelor. De regulă , în timp, micritul trece în sparit. Alochemele care se acumulează pe fundul bazinelor treptat se consolidează printr-un liant ( ciment micritic sau sparitic ). Acest ciment poate fi reprezentat printr-un detritus foarte fin calcaros sau din testuri de nanoorganisme. Îngroparea alochemelor cunduce la tasarea, expulzarea apei şi la cimentarea rocii.

Textura şi structura rocilor calcaroase

Fiind roci poligene calcarele au aspecte textutrale şi structurale foarte variate, care corespund caracterelor esenţiale ale proceselor de formare.

Noţiunea de structură cuprinde acele caractere care sunt determinate de dimensiune, formă, grad de cristalinitate şi rolul pe care îl au diferitele componente. În literatură se menţionează clasele dimensionale după diferiţi autori. Astfel, unii propun pentru structurile cristalin granulare următoarele clase :

- structura grosier granulară,granule cu θ > 0,5 mm;- structura cu granulaţie mijlocie, granule cu θ cuprins între 0,5 şi 0,1 mm;- structură fin granulară, granule cu θ între 0,1 şi 0,05 mm;- structură foarte fin granulară, cu diametrul de 0,05 – 0,01 mm;- structura microgranulară (pelitomorfă sau criptocristalină ) cu granule < de 0,01

mm;Calcarele ortochemice prezintă structuri caracteruzate prin diferite grade de

cristalizare şi prin trăsături specifice rezultate din modul de dispunere a cristalelor sau a corpusculilor calcaroşi. Uneori structurile cristaline pot fi masive sau compacte.

126

Noţiunea de textură cuprinde aspectele cele mai generale ale unei roci ,observabile macroscopic dar şi microscopic , care se referaă la aranjamentul în spaţiu a componenţilor unei roci.

Principalele tipuri de texturi sunt :- texturi mecanice reprezentate prin variate tipuri de stratificaţii şi aspecte ale

suprafeţelor de strat ( ripple- marksuri , mecanoglife, etc. );- texturi organogene ( biogene ) cu aspecte variate determinate de natura

organismelor , ca:texturi recifale, texturi algale, coraligene,cu bioclaste, etc.;- texturi chimice rezultate prin procese de precipitaţie şi cristalizare care au loc

sin sau postdepoziţional ca urmare a transformărilor chimice suferite de sedimente;

Sistematica rocilor calcaroase

În decursul timpului , în ultimele patru decenii ,s-au elaborat numeroase modele de clasificare şi implicit de denumire a rocilor carbonatate , atât a calcarelor cât şi a dolomitelor . Dintre aceste modele ne vom referi la trei exemple:

A. Modelul lui Carozzi (1960 ) , influenţat de Pettijohn, care împarte calcarele în următoarele tipuri :

1 Calcare autohtone a.Calcare de bioconstrucţieb . b. Calcare de bioacumulare c. Calcare fin granulare ( de precipitaţie )2.Calcare alohtone ( detritice )a. calcirudite ( θ > 2 mm )- biocalcirudite ( cu fragmente de cochilii )- litocalcirudite ( cu fragmente de roci calcaroase )b. calcarenite- biocalcarenite- litocalcarenite- calcarenite oolitice - calcarenite pisolitice

c.calcilutitec. alte forme de precipitare : travertin, stalactite, sintere calcaroase, etc.

Clasificarea lui Carozzi este bună şi destul de utilizată.B. Modelul lui Dunham (1962 )Acest model are la bază criteriul genetic şi depoziţional. Rocile calcaroase sunt

grupate în două categorii :1. Roci calcaroase la care se recunoaşte structura depoziţională. Subdiviziunile

acestei categorii se fac după mărimea componenţilor.a.. Mudsdtone : calcar cu fond mâlos ( cripto şi microcristalin ) cu participare mai mică de 10 %;

b. Wackstone : calcar cu fond mâlos ( cripto şi microcristalin ) cu participare mai mare de 10 %; În acestea particulele nu se spijină unele pe altele ci plutesc în fondul mâlos.

127

c. Packestone : sunt roci calcaroase în care granulele se susţin unele pe altele formând un schelet granular: Spaţiul dintre ele fiind ocupat de mâl calcaros şi ciment diagenetic.

d. Boundstone : sunt roci calcaroase de bioconstrucţie 2. Roci calcaroase la care nu se recunosc structurile depoziţionale. În acest caz

rocile sunt cristaline şi se numesc marmure.C. Modelul Folk ( 1959 + 1973 ). Acest model a fost îmbunătăţit de Scolari şi

Lille.Folk ia în consideraţie natura şi proporţia dintre alocheme şi ortocheme, separând

mai multe tipuri de roci carbonatate. Scolari şi Lille păstrează aceleaşi principii dar schimbă nomenclatura. Astfel, rocile calcaroase pot fi grupate în două grupe :

1. Roci calcaroase clastice2. Roci calcaroase bioconstruiteRocile calcaroase clastice sunt cele mai numeroase. În geneza lor natura

alochemelor şi transportul au un rol important. În zona neritico – litorală alochemele sunt transportate şi supuse acţiunii valurilor fiind parţial rulate. În zona batială şi în cea abisală se acumulează mâluri calcaroase pe seama cocolitelor şi a foraminiferelor planctonice.

Rocile calcaroase clastice se pot împărţi în :a . Roci calcaroase alochemice (> 10 % alocheme );b. Roci calcaroase ortochemice (1 – 10 % alocheme );

Roci calcaroase alochemiceFuncţie de tipul cimentului acestea se împart în:- roci calcaroase alochemice sparitice, cu ciment sparitic;- roci calcaroase alochemice micritice, cu ciment micritic;După natura alochemelor fiecare tip cuprinde mai multe varităţi de calcare.

Proporţia alochemelor Roci calcaroase alochemice sparitice

Roci calcaroase alochemice micritice

>25 % litoclaste calcare litosparitice(intrasparite)

calacre litomictitice (intramicrite )

> 25 % oolite calcare oosparitice calcare oomicritice> 25 % bioclaste calcare biosparitice calcare biomicritice> 25 % pelote calcare pelsparitice calcare pelmicritice> 25 % pelote + bioclaste calcare biopelsparitice calcare biopelmicrite

Când predomină bioclastele ( 80 – 100 % ) mai ales de bivalve şi gasteropode calcarele se numesc lumaşele.

Calcare litosparitice şi litomicritice ( intramicrite şi intrasparite)Acestea se formează în mod obişnuit în zona neritico – litorală prin transportul

litoclastelor , iar prin curenţii de turbiditate pot ajunge şi în zona batială. Cele din zona neritico – litorală au texturi oblice, iar cele care intră în componenţa turbiditelor au texturi gradate. În alcătuirea lor intră şi bioclaste specifice, minerale autigene,minerale alogene, litoclaste . Pot fi comparate cu nişte conglomerate calcaroase sau cu nişte gresii calcaroase.( Fig.2.36 )

128

Calcare oosparitice şi oomicritice ( calcare oolitice)În prezent sde formează în medii marine cu salinitate normală, în medii hipersaline,

salmastre sau dulcicole ( lacustre ).În formarea lor salinitatea nu joacă un rol important. Indiferent de salinitate ele se

formează în ape calde suprasaturate în Ca CO3 ,agitate şi la adâncimi mici de câţiva metri. În apele dulci precipită calcitul, iar în apele marine aragonitul. Iniţial oolitele sunt

plastice încât se pot deforma prin aglomerare. În procesul de precipitare a oolitelor se pare că intervine şi un aport biochimic adus de unele alge sau de bacterii. În componenţa oolitelor se găsesc bioclaste specifice, minerale alogene, minerale autigene, litoclaste necarbonatate.

Oolitele pot forma strate cu grosimi variabile . La noi în ţară se găsesc oolite în Meoţian, frecvent în Sarmaţian şi în depozitele mai vechi ( jurasice şi cretacice ).( Fig.2.37)

Calcare biosparitice şi biomicriticeSe formează prin acumularea bioclastelor. Formarea lor poate avea loc în zona

neritico – litorală a bazinelor marine. În această zonă s-au format calcare cu bivalve şi gasteropode, calcare cu echinide, calcare cu brachiopode, calcare cu foraminifere ( numuliţi, globigerine , etc. ). Pot forma strate cu grosimi variabile putând depăşi câţiva metri. Formarea lor se explică printr-o rată de acumulare a bioclastelor net superioară aportului de material terigen. Când aceste calcare se formează exclusiv din bivalve şi gasteropode se numesc lumaşele.

Cimentarea este de obicei sparitică deoarece spaţiile goale dintre bioclaste sunt mari. Bioclastele pot fi deplasate de curenţii de turbiditate şi în zona batială formând secvenţe în turbidite. În zonele batiale şi abisale până la CCD se acumulează calcare fine pe baza testurilor de foraminifere planctonice ( globigerine ), a nanoplanctonului calcaros şi a pteropodelor. După moartea acestor organisme bioclastele lor cad la fundul bazinului ca o veritabilă ploaie şi prin acumularea lor rezultă mâluri cu globigerine, cu nanoplancton, etc.

S-a constatat că în prezent în Pacific se acumulează pe an aproximativ 5 – 20 mm mâl calcaros. Procesul de diageneză transformă aceste mâluri astfel încât bioclastele nu se mai pot recunoaşte. (Fig. 2.39 )

129

CRETAEste un biomicrit friabil format în principal din testuri de cocolitiforide şi din

foraminifere planctonice ( globigerine ), la care se adaugă o cantitate mică de minerale alogene ( cuarţ ), minerale autigene ( silice, fosfaţi ) şi minerale argiloase.

Silicea primară este fin dispersată în masa rocii, iar în timpul procesului de diageneză se concentrează sub formă de concreţiuni.

Cimentul este micritic, mai rar sparitic. Prezenţa unor macrofosile de inocerami, echinide , briozoare, denotă că această rocă reprezintă un depozit format pe precontinent la partea inferioară a sa. În timpul Cretacicului s-au acumulat depuneri mari de cretă. În România depozite de cretă se găsesc în Dobrogea de Sud ( Senonian ) la Murfatlar.

Calcare pelmicritice şi pelspariticeSunt roci care rezultă din mâluri peletale. Pelotele sunt prinse într-un ciment

micritic sau sapritic. Mai conţin în cantităţi reduse oolite, bioclaste , litoclaste, materie organică. Dacă creşte cantitatea de bioclaste rezultă biopelmicrite sau biopelsparite. La prima vedere se pot confunda cu oomicritele sau cu oosparitele. se formează pe şelf în ape liniştite. Forma pelotelor este foarte diversă, uneori sferică, ovoidală sau neregulată, cu texturi microcristaline grăunţoase şi acreţionare. ( Fig.2.38 )

Roci calcaroase ortochemice

Calcare micritice ( Micrite )Sunt calcare formate din calcit microcristalin în proporţie de 90 – 100 %. Sunt roci

omogene, compacte, dure. În timpul diagenezei se produc recristalizări parţiale materializate printr-o creştere a cristalelor rezultînd dismicrite .

Micritele se formează prin precipitarea chimică a Ca CO3 în bazine marine sau lacustre. Fenomenul se poate produce pe şelf, dar şi în zona batială şi abisală , însă numai până la CCD.

Micritele se formează şi din fragmente foarte fine ( pulbere ) provenite din bioclaste planctonice ( foraminifere, cocolite ). Sunt unii geologi care consideră că toste micritele ar

130

putea proveni pe această cale. Precipitarea chimică nu poate fi totuşi contestată fiind un fenomen real.

În micrite lipsesc de regulă bioclastele. un exemplu de micrit este Calcarul de Doamna de vârstă eocenă din zona flişului carpatic.( Fig.2.33 )

Calcare sparitice ( Sparite )Sunt calcare formate din cristale mari sparitice. Exemple de astfel de calcare sunt :

travertinul,stalactitele şi stalagmitele.Travertinul ( tuf calcaros ) este un calcar de trecipitaţie chimică care se formează

pe continent în jurul unor izvoare care au un conţinut ridicat de CO2 sau în jutârul unor izvoare termale. Se formează prin curgerea apei pe unele suprafeţe şi evaporarea parţială a acesteia. Ca CO3 precipită sub formă de cruste. În unele cazuri aceste cruste precipită pe resturile vegetale ( frunze, ramuri, muşchi ) , iar apoi prin putrezirea materiei vegetale rămân goluri şi impresiuni. De aceea travertinul este o rocă poroasă. În timpul diagenezei golurile se pot umple cu calcit, roca devenind compactă. Prin depuneri succesive se pot forma acumulări apreciabile groase de mai mulţi metri. La noi în ţară se găsesc la Borsec, Sângeorz. Se utilizează ca piatră de construcţie.( Fig.2.34 )

Sinterele, stalactitele, stalagmiteleSunt calcare sparitice care se formează în peşteri de natură calcaroasă. Apa vadoasă

care circulă prin fisurile calcarelor se găseşte în general sub presiune având dizolvată o cantitate mai mare de Ca CO3. Când ajunge în golurile din peşteri ( pe tavan ) presiunea se schimbă iar apa pierde din CO2, iar ionii de Ca precipită sub formă de cristale radiare. Se formează astfel stalactitele care prezintă un canal central. O parte din apă , sub formă de picături , cade pe podeaua peşterii ; datorită acestui fenomen se mai pierde CO2, iar Ca CO3

rămas liber precipită sub formă de pelicule concentrice rezultând stalagmitele.Viteza de creştere a stalactitelor şi stalagmitelor este de aproximativ 2 mm /100 ani.

În grotele artificiale ( mine, tunele )viteza de creştere este mai mare, de 8 – 10 mm pe an.

Calcare de bioconstrucţie În această categorie sunt grupate calcarele rezultate prin procese de bioconstrucţie şi

nu prin bioacumulare.

131

Bioconstrucţia se face de către organisme specializate : corali, alge calcaroase, spongieri calcaroşi, briozoare, viermi tubicoli.

În denumirea rocii se specifică şi organismele care au construit reciful. În acest tip de calcare se pot deosebi scheletele organismelor constructoare, la care se mai adaugă un detritus rezultat din acţiunea valurilor asupra scheletelor constructoare cât şi din scheletele altor organisme care trăiesc în biotopul respectiv. În procesul de diageneză are loc fenomenul de recristalizare, încât construcţiile recifale devin compacte şi în unele cazuri cu greu se mai pot observa organismele constructoare.

Bioconstrucţia , în general, a fost foarte lentă, dar pot avea loc şi sub formă de bariere lungi de sute de km.

Rocile bioconstruite sunt destul de frecvente şi se formează exvlusiv pe şelf sau pe unele insule vulcanice a căror vârf se găseşte sub nivelul apei. Corpurile de roci care prezintă formă de lentilă se numesc bioherme.

Folk denumeşte aceste calcare calcare bioconstruite sau biolitite. Bioconstrucţiile coraligene sunt calcare formate din construcţii recifale coraligene. Sunt cele mai frecvente ca depozite geologice. Din urmărirea construcţiilor coraligene actuale se poat deduce că şi în trecutul geologic procesul de formare a fost similar. În prezent toate construcţiile coraligene se găsesc în ape calde cu salinitate normală, adâncime redusă, puternic oxigenate, limpezi şi fără aport de material terigen. Scheletele coraligelne propriu-zise reprezintă apoximativ 30 % , la care se mai adaugă taluri de alge calcaroase, testuri de foraminifere planctonice ,diferite bioclaste de moluşte. La periferia recifului , sub acţiunea valurilor rezultă sfărâmături variate ca mărtime ajungând de la grosiere până la foarte fine.

Calcarele coraligene vechi datorită diagenezei profunde devin compacte, dure. Coralii se pot observa fie în secţiune longitudinală ,fie transversală. La noi în ţară

au existat recifi coraligeni la nivelul Jurasicului. ( Fig.2.43)

Bioconstrucţii algale au forme conice, sferice, tubulare, cu mărimi centimetrice sau chiar metrice. S-au format din alge albastre. Se cunosc din Proterizoic până în actual. cele mai numeroase au fost în Proterozoic şi Paleozoic purtând numele de stromatolite ( Fig.2.44)

Bioherme de viermi tubicoli au forme de lentile lungi până la 2 km, cu o lăţime de 100 – 200 m.şi cu grosimi de 60 – 100 m.

Pe lângă viermi apar şi briozare , alge calcaroase, bivalve, gasteropode, foraminifere bentonice. prin diageneză devin compacte şi dure. se formează până la

132

adâncimi de 20 m. La noi în ţară apar în Buglovianul Platformei Moldoveneşti. (carcarele cu Serpula de la Ripiceni, Liveni, Ştefăneşti )

Importanţa economică a calcarelor

Calcarele sunt roci cu importanţă economică foarte mare. Ele reprezintă materia primă pentru fabricarea cimentului şi a varului. Calcarele sunt utile ca material de construcţie sub formă de blocuri sau ca piatră brută pentru pietruirea drumurilor şi la terasamentele de cale ferată. Se mai utilizează în industria chimică la prepararea sodei , a carburii de calciu ( carbit ), a vopselurilor, etc. În industria textilă ca apret, industria celulozei şi hârtiei, industria alimentară, industria farmaceutică, industrai zahărului, în siderurgie şi ca adaus în hrana animalelor şi ca amendamente în agricultură.

C. D O L O M I T E L E

Sunt roci carbonatate care au peste 50 % dolomit – CaMg(CO3)2.Dolomitele spre deosebire de calcrenu fac efervescenţă cu HCl la rece, ci numai în

pulbere şi la cald. dolomitele sunt alcătuite din minerale carbonatate ( dolomit ), calcit masgnezian şi minerale necarbonatate.

Dolomitele apar sub formă de strate de grosimi variabile şi prezintă culori variate ( în mod obişnuit sunt alb – vineţii ). Apar frecvent ca depozite vechi precambriene şi paleozoice. dar şi în Mezozoic, foarte rar în Neozoic. Prin modul de formare sunt roci poligenetice. Există 4 moduri de formare a dolomitelor:

1.prin precipitarea chimică rezultând dolomite micritice şi sparitice;2.prin precipitare biochimică; se cunosc o serie de organisme care au capacitatea de

a precipita dolomitul sub formă de cochilii sau în schelete. Din acumularea acestor bioclaste rezultă dolobiosparite şi dolobiomicrite. Organismele care pot precipita dolomitul sunt rare :unele alge, unele foraminifere şi unele crinoidee.

3.acumularea de litoclaste (fragmente de dolomite) mai vechi. Fragmentele pot fi aduse de pe uscat ( extraclaste ) sau din interiorul bazinului ( intraclaste ). Rocile rezultate se numesc dololitosparite sau dololitomicrite.

4.dolomitizarea calcarelor;După modul de formare dolomitele mai pot fi grupate şi în două grupe:a.Dolomite primare, formate prin precipitarea chimică sau biochimică sau prin

acumularea bioclastelor sau a litoclastelor.b.Dolomite secundare formate prin procese de dolomitizare a calcarelor.

Dolomitele primare (Fig.2.49 )Clasificarea şi nomenclatura acestor dolomite poate fi aplicată ca şi în cazul

calcarelor, după Folk., separându-se:1. Dolomite alochemice2. Dolomite ortochemice1. Dolomitele alochemice conţin peste 10 % alocheme. Funcţie de tipul cimentului

ele pot fi sparitice sau micritice, iar după tipul alochemei sunt următoarele varietăţi :

133

a.Dololitosparite şi dololitomicrite rezultă prin acumularea de litoclaste dolomitice care pot fi de tip extraclaste sau intraclaste provenite din bazinul de acumulare. Cimentul este micritic sau sparitic. Sunt roci rare şi pot fi comparate cu nişte conglomerate sau gresii grosiere.

b.Dolobiosparite şi dolobiomicrite. Există unele organisme care pot precipita MgCO3 . Posibilitatea formării primsare a unor roci de acest tip rămâne îndoielnică. Îmbogăţirea în Mg a unor biosparite şi biomicrite este secundară , prin procese de dolomitizare.

c.Dolopelsparite şi dolopelmicrite rezultă prin acumularea unor mâluri dolomitice populate cu organisme limnivore. Apar foarte rar.

d.Dolooosparite şi dolooomicrite rezultă prin acumularea unor oolite dolomitice. Acest fenomen este foarte rar, dar posibil.

2.Dolomite ortochemice. Acestea precipită direct şi pot fi dolomicrite şi dolosparite. Precipitarea directă presupune un conţinut ridicat de Mg în apă şi o concentraţie mare a CO2 în atmosferă.În prezent astfel de roci se formează în ape hipersaline la adâncimi mici, de ex. în

G. Persic, G. Kara- Bugaz,etc.Rocile astfel formate apar sub formă de strate sunţiri şi alternează cu roci saline.

Precipitarea de poate realiza şi în ape adânci , dar în condiţii speciale prin creşterea concentraţiei în săruri. Mai întâi precipităî dolomitul, urmat de sărurile de K, Mg, Na.

Accidental s-a observat precipitarea dolomitului şi în zonele deltaice. Geologul rus Strahov a presupus că la nivelul Pcm şi în Pz inf. şi med. precipitarea dolomitelor a fost mai accentuată deoarece atmosfera conţinea o cantitate mai mare de CO2 , realizîndu-se astfel condiţii optime de precipitare . În Carbonifer s-a dezvoltat o floră lixuriantă care a dus la fixarea CO2 în plante şi cărbuni. Ca urmare s- a diminuat până la dispariţie formarea dolomitelor.

Dolomite secundare (Fig 2.50)Acestea sunt dolomite care rezultă prin procese de dolomitizare a calcarelor.

Procesul este real, dovedit cxoncret în natură. Într-un recif coraligen din insula Fidji a fost săpat un foraj şi până la adâncimea de 194 m conţinutul în Mg CO3 era de 6 %, iar sub această adâncime conţinutul creştea la 40%. Fenomenul s-a observat şi în alte calcare

134

biosparitice,sau în calcare algale. Dolomitizarea nu este pe deplin lămurită, existând 2 ipoteze :

∗ se consideră ca Ca CO3 are o solubilitate mai mare decât dolomitul încât se dizolvă în apă şi este îndepărtat treptat, rămânând în rocă o concentraţie mai mare de dolomit;

∗ creşterea conţinutului s-ar datora unei reacţii produse între ionii de Mg dizolvaţi în apă şi Ca CO3 din calcar. În această interpretare Mg este introdus din mediu fără îndepărtarea calcitului. În afara acestor interpretări s-a observat şi fenomenul de dolomitizare a unor calcare prin aport de soluţii magneziene de origine juvenilă sau prin dizolvarea unor zăcăminte cu săruri de Mg. Acest proces are loc pe uscat. Dolomitizarea dare loc pe uscat şi se produce pe fisuri rezultând calcare dolomitice. La noi în ţată dolomite de vârstă Pz sunt în Poiana Ruscă, la Hunedoara , în Devonianul Platformei Valahe şi de vârstă triasică în Carpaţi.

Importanţă economică Sunt roci importante fiind utilizate în construcţii ca elemente de fundaţie sau ca

elemente decorative. Pentru prepararea macadamului sau ca piatră brută. Sunt utilizate în industrie pentru obţinerea produselor refractare, în siderurgie, metalurgie, industria hârtiei, celulozei cauciucului, etc.

135

M A R N E L E

Marnele sunt rocile care fac trecerea între rocile carbonatice şi cele argiloase, conţinând 20-70% minerale argiloase. În cazul unui conţinut mai redus de particule argiloase, marnele trec spre calcare argiloase, calcare dolomitice sau dolomite. Marnele tipice conţin mai puţin de 5 % dolomit (1,1 % MgO) şi de la 20 la 40 % minerale argiloase. Prin creşterea conţinutului în dolomit până la 20 % (4,4 % MgO) ele trec în marne slab dolomitice, apoi în moderat dolomitice (20-50 % dolomit sau > 10,9 % MgO).

Marnele propriu-zise (care au < 5 % dolomit) se împart în 2 grupe:- marne cu conţinut de m.a. de la 20 la 40 % şi- marne argiloase în care m.a. sunt de la 40-70 %.Calcarele argiloase fin granulare cu un conţinut de 5-20 % m.a. sunt denumite

marne calcaroase. Marnele se subîmpart în grupe şi mai detaliate. Astfel, varietăţile care conţin 75-

80% CaCO3 şi 20-25% particule fine de silicaţi se pot folosi fără alte adausuri la fabricarea cimentului Portalnd şi din această cauză se numesc marne pentru ciment sau marne cretoase care fac trecerea spre cretă şi conţin până la 80-90% CaCO3 sunt crete argiloase.

Marnele obişnuite prezintă în precipitatul insolubil un conţinut de siliciu care depăşeşte suma celorlalţi oxizi de 4 ori. marnele care au raportul SiO2 : R2O3 > 4 şi fac parte din grupa marnelornisipoase.

Marnele tipice pentru roci omogene în privinţa structurii sunt fin granulare, alcătuite dintr-un amestec de particule argiloase şi carbonatate şi care prin umezire capătă o oarecare plasticitate.

De regulă marnele sunt colorate în nuanţe deschise, însă se întâlnesc şi varietăţi colorate în roşu, violet, vierzui etc.

Marnele nu au de obicei, o stratificaţie fină tipică, însă multe dintre ele apar sub formă de strate subţiri. Unele marne alternează ritmic cu intercalaţii subţiri, argiloase şi grezoase în depozite de fliş. Unele se fisurează repede sub acţiunea factorilor externi. Această fisurare se datorează prezenţei particulelor argiloase minerale din grupa montmorillonitului care au propietatea de a-şi mări volumul.

Sub aspect petrografic marnele mai conţin resturi organice, granule detritice de Q şi alte minerale, sufaţi, oxizi de Fe, glauconit etc.

La microscop se observă structuri aleuritice sau, mai rar, psamopelitice proprii unor argile şi care se caracterizează prin prezenţa de particule nisipoase şi aleuritice într-o masă fin granulară, constituită dintr-un amestec de particule argiloase şi granule de carbonaţi cu dimensiuni până la 0,01 mm.

Geneza şi răspândirea geologicăMarnele se formează în zonele de depunere concomitentă a materialului argilos şi

carbonatat fiind întâlnite de regulă mai aproape de zona de denudaţie decât rocile pur carbonatate.

Adeseori se întâlnesc printre depunerile continentale (mai ales printre cele lacustre). Există de asemenea varietăţi lagunare şi marne. Epocile de formare a marnelor coincid cu epocile de formare a altor roci carbonatate.

136

Marnele apar sub formă de strate cu grosimi variabile de la câţiva mm la m. Sunt roci răspândite atât pe unităţile de platformă cât şi în orogen. Există şi marne cu un conţinut remanent de bitumine considerate ca roci generatoare de hidrocarburi. Acestea s-au format în bazine de tip euxinic. Ex. marnele bituminoase oligocene din flişul extern carpatic.

ÎntrebuinţăriMarnele au o largă utilizare în industria cimentului. Pentru obţinerea cimentului

Portland, cele mai bune sunt marnele naturale care se pot introduce direct în cuptoare, fără a se amesteca în prealabil cu calcare sau argile.

Compoziţia chimică a marnelor naturale trebuie să corespundă aceloraşi cerinţe ca şi amestecul de calcar şi argile.

Pentru obţinerea altor tipuri de ciment se pot folosi şi marne mai sărace în CaO sau roci uşor dolomitizate.

La noi în ţară se folosesc marnele cu fucoide de vârstă senoniană din flişul intern şi marnele verzi şi roşii cretacice din zona Comarnic.

137

B. R O C I S I L I C I O A S E ( Silicolite )

Sunt roci de precipitaţie ionică (chimică şi biochimică) la care componentul principal este silicea.

Petrograful Cayeux include în silicolite şi gresiile cuarţoase, dar acest lucru nu este corect deoarece gresiile sunt roci clastice.

Silicolitele reprezintă aproximativ 1% din rocile sedimentare. Componentul principal îl reprezintă silicea sub formă de opal, calcedonie şi rar cuarţ.

Precipitarea siliceiÎn bazinele lacustre sau marin – oceanice silicea poate precipita chimic ( direct ) sau

biochimic prin intermediul unor organisme care-şi construiesc din silice un schewlet sau un înveliş de protecţie.

1. Precipitarea chimicăSolubilitatea şi precipitarea chimică a silicei este influenţată de T0 ,P, pH. Atât apele

din reţeaua hidrografică cât şi cele marin - oceanice sau lacustre sunt nesaturate în silice. Pentru a atinge concentraţia care să permită precipitarea chimică şi care este de aproximativ 120 p.p.m. este necesară o evaporaţie foarte intensă sau o concentraţie mare în ioni de Ca 2 +

sau de CO2 care favoruzează solubilitatea silicei ducând la precipitarea acesteia.Silicolitele apar abundent începând din Precambrian deoarece la acest nivel nu

existau organisme silicioase, iar formarea silicolitelor se poate explica doar printr – un proces chimic. Silicolite formatre prin procese chimice au apărut şi după Precambrian, până în Actual, dar în cantităţi mai reduse.

În prezent s-a constatat că silicea poate să precipite şi sub formă de geluri în tunelurile de aducţiune a apei pentru hidrocentrale sau în tunelurilr rutiere , precum şi în jurul gheizerelor.

2. Precipitarea biochimicăExistă unele organisme inferioare care au capacitatea de a precipita silicea din ape

pentru a-şi construi schelete de susţinere sau învelişuri de protecţie.După moartea acestor organisme resturile lor cad pe fundul bazinelor şi prin

acumularea lor rezultă sedimente silicioase, iar apoi silicolite.Organismele care pot precipita silicea sunt :∗ radiolarii ; sunt protozoare marine cu test silicios , au apărut în Cambrian;∗ spongierii silicioşi ;au schelete formate din spiculi silicioşi . Apar în Paleozoic;∗ diatomeele ; au o frustulă forată din opal. Apar în Cretacic şi trăiesc în ape

dulci, dar şi în ape marine şi lacustre;∗ silicoflagelatele ; sunt exclusiv marine şi auun schelket tabular intern format din

opal; Apar în Mezozoic;Toate aceste organisme fixează silicea sub formă de opal amorf. După acumularea

acestor resturi ,în timpul diagenezei opalul amorf trece în calcedonie , iar apoi în cuarţ.

138

Sistematica silicolitelor

Silicolitele se prezintă ca roci sub două forme: 1. Sub formă de strate ( stratiforme ),având grosimi variabile;2. Sub forma de concreţiuni ( accidentale );

1. Silicolitele stratiformeAcestea apar sub formă de strate cu grosimi variabile. Geometric ele pot proveni

prin chimică dar mai ales biochimică. Din această categorie fac parte următoarele tipuri de roci :

a. RADIOLARITELE sunt silicolite care au > 50% testuri de radiolari, la care se mai adaugă spiculi de spongieri silicioşi, minerale alogene ( cuarţ, feldspaţi ), minerale argiloase, minerale autigene , materie organică.

Radiolaritele sunt roci colorate în roşu, galben, verde, negru ; culoarea fiind dată de oxizii de fier şi de mineralele argiloase. Radiolaritele sunt frecvet asociate cu rocile bazice (ofiolitele). Erupţiile ofiolitice submarine provoacă o imbogăţire a apelor în silice, iar prezenţa silicei determină apariţia radiolarilor. În radiolarite uneori silicea poate fi sibstituită diagenetic cu calcit.(Fig.2.53 – b )

b. SPONGOLITELE sunt silicolite la care spiculii de spongieri silicioşi depăşesc 50%. Pe lângă aceştia mai apar minerale alogene, minerale argiloase, minerale autigene, materie organică. Sunt roci destul de rare. Coloraţia lor este variabilă, de la albă la roşie – negricioasă. Frecvent apar spiculi silicioşi substituiţi parţial sau total de calcit.( Fig.2.53 – c )

În România apar în Flişul Carpatic, î, Formaţiunea de Audia. în Formaţiunea de Straja şi de Jgheabu Mare, precum şi în Cenomanianul de pe Plarforma Moldovenească.

c. DIATOMITELE (Kieselgur = făină de piatră ) sunt roci formate din > 50 % frustule de diatomee, la care se mai adaugă spiculi , minerale autigene, minerale alogene, materie organică.( Fig. 2.53 – a )

Sunt roci foarte uşoare, poaroase, sfărâmicioase, slab consolidate, de culoare albă până la brun – roşcat. Apar în depozite lacustre, de apă dulce, salmastre sau marine. În România apar în Sarmaţianul Dobrogei de Sud, Sarmaţianul Depresiunii Zarandului.

139

Se urilizează ca materie primă în construcţii fiind foarte uşoare şi în industria chimică la prepararea explozibililor, de asemenea în industria cauciucului, a vopselelor, electronică şi în insustria alimentară.

d. MENILITELE sunt silicolite care apar sub formă de strate cu grosimi variabile ( 5 – 10 cm ) de culori brun – negricioase. Sunt formate din opal, calcedonie, minerale alogene (cuarţ), minerale argiloase, glauconit, minerale autigene (oxizi de fier), materie organică.Menilitele apar ca intercalaţii între depozitele oligocene şi miocene inferioare din pânzele de Tarcău şi de Vrancea.După Miltiade Filipescu silicea provine din frustule de diatomee şi spicului de spongieri dizolvaţi în apa marină şi precipită sub forma unui gelsilicios. O confirmare a acestei ipoteze este prezenţa unor diatomee în menilite.

e. JASPURILE sunt silicolite formate din calcedonie , opal, cuarţ, minerale alogene (cuarţ) , minerale argiloase, materie organică, ± material piroclastic. Sunt roci compacte, foarte dure, colorate variat( roşu, verde, brun, negre, roşcat, galben ).( Fig.2.54 )

Originea lor. Prezenţa unor teste de radiolari denotă că provin din radiolarite prin diageneză avansată. Se pare că în formatea lor, cel puţin a unora, joacă un rol şi materialul piraoclastic. Jaspurile sunt asociate ci opalitele. La noi în ţară apar în Triasic şi Jurasic în Carpaţi. Lidienele sunt varietăţi de jaspuri ce conţin o cantitate mare de minerale argiloase. Au culoare neagră, sunt dure, compacte. Apar în Formaţiunea de Audia.

f. GEYSERITELE ( sinterele silicioase ) sunt silicolite care se formează în jurul izvoarelor fierbinţi , silicea precipitând ca un gel afânat. Pot fi albe sau roşii datorită prezenţei Fe 3+.

g. GAIZELE sunt roci mixte între silicolite şi arenite.Ele sunt formate din silice amorfă, spiculi de spongieri, diatomee şi minerale alogene ( cuarţ, feldspaţi, mice ) la care se adaugă minerale argiloase (glauconit ) , minerale autigene(feldspaţi, calcit), ± bioclaste şi materie organică. După natura lor pot fi de diferite tipuri : gaize spongolitice, gaize diatomitice, gaize radiolaritice. La noi în ţară se găsesc în Cenomanianul de pe Plarforma Moldovenească.

140

h. TUFODIATOMITELE sunt roci mixte , situate între tufurile vulcanice şi radiolarite şi sunt formate din material piroclastic şi frustile de diatomee, minerale alogemne şi minerale argiloase.

2. Silicolite concreţionare ( accidentale)Sunt roci care apar sub forma unor concreţiuni sferice, lenticulare sau neregulate,

cantonate în alte roci ( calcare, marne, mai rar argile, gresii sau evaporite). Au dimensiuni mici ( cm, dcm.)

Geneza lor. Se presupune că silicea din concreţiuni a fost iniţial disiminată în sedimente sau în roca gazdă sub formă de spiculi de spongieri, frustule de diatomee, testuri de radiloari. Nu se exclude nici prezenţa silicei precipitate chimic. Concentrarea în concreţiuni se poate face contemporal cu sedimentarea sau postdepoziţional în timpul diagenezei. Se pare că această concentrare are loc în jurul unor centre de atracţie reprezentate prin materia organică. În unele cazuri este posibil ca silicea să fie introdusă în roca gazdă din soluţii din alte roci.

Tipuri de silicolite sconcreţionare:a. SILEXURILE sunt concreţiuni rotunde sau neregulate care pot avea şi unele

prelungiri. Apar obişnuit în calcare , mai ales în crete. Ele sunt detaşabile din roca gazdă. Sunt formate din opal şi calcedonie. Au culoare gălbuie – cenuşie spre neagră –

vânătă, cu o peliculă de alterare la suprafaţă.Geneză: Silicea a fost iniţial disiminată şi provine din spiculi de spongieri, testuri

de radiloari şi se grupează în jurul unor centre de concentrare. Silexurile sferice se numesc flinturi. Sunt utilizate ca sursă de silice, ca bile în morile cu bile. În trecut au fost utilizate la confecţionarea uneltelor preistirice ( topoare , săgeţi , racluoare ,etc. ). La noi în ţară se găsesc în creta senoniană din Dobrogea de Sud şi în Cenomanianul Platformei Moldoveneşti unde apar remaniate şi în Badenian.

b. CHAILL – URI sunt roci concreţionare silicioase nedataşabile dinroca gazdă. Apar în marne şi calcare , mai rar în gresii. Contactul dintre silicolit şi gazdă nu este tranşant. Este format din opal, calcedonie şi granule de cuarţ. Sunt frecvente în Calcarele de Doamna şi în marnele bituminoase.

c. SILEXITELE sunt chaill-uri de formă lenticulară care apar în calcare şi sunt amplasate orientat în lungul planului de stratificaţie.

d. NECTINITELE sunt concreţiuni silicioase care apar în gipsuri ca nodului şi sunt formate din opal şi calcedonie.

C. R O C I F E R U G I N O S E (FERILITE)

141

Termenul ferilit defineşte depozitele sedimentare care au un conţinut de Fe2O3> 15%. În ciuda conţinutului ridicat pe care îl au unele depozite din scoarţa terestră şi a posibilităţilor de a se fixa sub diverse forme minerale , geneza unor unităţi ferifere este destul de rară. Unitatea unor astfel de depozite este mai mult de ordin chimic reflectând , de fapt, comportarea Fe2+ şi Fe3+ la partea superioară a scoarţei terestre precum şi diferitele medii sedimentare.

Fierul este foarte răspândit în roci intrând în componenţa multor minerale.Mineralele cu fier care intră în alcătuirea depozitelor sedimentare se grupează în

patru clase sau “ faciesuri” care reflectă totodată şi caracteristicile genetice:1. Clasa (faciesul) oxidică, cu : goethit FeO .OH magnetit Fe2 O3 .FeO

hematit Fe2 O3

2. Clasa (faciesul)carbonatată , cu: siderit Fe2 CO3 ankerit Fe(Ca,Mg) (CO3)2

3. Clasa (faciesul) silicaţi, cu: chamosit (Fe,Mg)3 (AL,Fe)3 (Si,Al)8 O10 OH16

thuringit (Fe2+,Fe3+)12(Si,Al)O12 OH16

greenalit (Fe2+,Fe3+)12 Si8 O20; OH16

stilpnomelan minnesotait4. Clasa (faciesul) sulfuri, cu: pirita Fe S2

marcasita FeS2

hidrotroilit Fe S.n H2 S milmikovit makinawit greigit

Compoziţia chimică a depozitelor sedimentare reflectă întotdeauna faciesul mineralogic dominant şi tipul petrografic în care este cantonat.

Depozitele de oxizi şi hidroxizi au un caracter primar sau pot prezenta îmbogăţiri secundare. Ele au un conţinut mai ridicat de fier şi constituie ca urmare cele mai bogate acumulări.

Se asociază cu calcarele , gresiile cuarţoase, fosforitele şi apar sub formă stratiformă sau concreţionară.

În cazul depozitelor reziduale de laterite feruginoase acestee depozite formează mase poroase, impure, uneori silicifiate.

Depozitele de carbonaţi apar asociate cu argilele, iar sideritul este concreţionar, masiv; fibro-radiar sau criptocristalin. Uneori apar termenii izomorfi ai seriei ankeritice, iar rocile respective sunt cele mai sărace în fier. Depozitele de sulfuri apar în mod excepţional şi sunt stratiforme. Destul de frecvent sulfurile apar disiminate în masa rocii.

Depozitele de silicaţi apar sub formă de oolite stratiforme fiind frecvent asociate cu oxizi şi hidroxizi , mai rar cu carbonaţi.

Forma sub care se găseşte fierul depinde de mediul geochimic de acumulare. În medii oxidante vor apare oxizii, în medii reducătoare carbonaţii, iar în medii puternic reducătoare sulfurile.

Sursa fierului o reprezintă scoarţa terestră supusă alterării.

142

Totodată fierul provine şi din magmele efuzive. În procesele de alterare a scoarţei cantitatea de fier eliberată depinde de climă şi de drenaj. Astfel,în zonele temperate se eliberează mai puţin fier,iar în zonele tropicale mai mult. În zonele tropicale lipsite de drenaj, în urma alterării, va rezulta o crustă sau o scoarţă bogată în Fe, Mn, Al. În zonele temperate se concentrează mai ales în soluri ( orizontul B) unde se fixează de mineralelew argiloase şi prin concentrare poate forma concreţiuni.

În procesul de eliberare a fierului din scheletul mineral şi în fixarea lui în scoarţă şi în soluri, un rol important îl joacă şi factorul biotic reprezentat prin activitatea bacteriană.

În regiunile cu drenaj fierul apare sub formă de coloizi sau soluţii ionice şi este transportat ajungând în lacuri şi mări unde poate precipita sub diferite forme funcţie de mediul respectiv( oxidant sau reducător ).

Marile zăcăminte de fier din lume (S.U.A., Ukraina, Rusia, Australia, Brazilia, India) sunt sub formă de oolite. În zonele slab oxigenate din lacuri şi mări precipită carbonaţii de fier sub formă de concreţiuni. În zonele mai adânci în facies euxinic, puternic reducător , bogate în H2 S , se formează sulfuri ( pirită, marcasită).

Pe lângă aceste clase de minerale feruginoase, care intră în alcătuirea ferilitelor , mai apar şi alţi componenţi, ca : minerale alogene (cuarţ, mice ), minerale argiloase(glauconit), minerale autigene ( calcit, cuarţ),± biclaste specifice.

Sistematuica rocilor feruginoase

Clasificarea rocilor feruginoase se face după mineralul feruginos predominant :

1 Roci feruginoase cu oxizi;2 Roci feruginoase cu carbonaţi;3 Roci feruginoase cu silicaţi;4 Roci feruginoase cu sulfuri;

3. Roci feruginoase cu oxiziPrincipalele minerale feruginoase sunt : goethitul, hematitul, magnetitul, limonitul.

La acestea se mai adaugă minerale alogene(cuarţ), minerale autigene ( cuarţ, opal, calcit), minerale argiloase ( glauconit),± bioclaste. Aceste roci au o culoare brun – cărămizie sau roşie. Prezintă cel mai ridicat conţinut în Fe.

Varietăţi: Taconitele (cuarţite feruginoase ). În acestea fierul este intim legat de silice. Au un conţinut de 25 – 45 % Fe şi 30 – 55 % SiO2. Se presupune că s-au format din soluţii coloidale cu Fe şi SiO2. Există zăcăminte foarte mari în Canada, S.U.A., Ukraina, Rusia, Australia, au vârstă Precambriană şi de regulă au fost metamorfozate.

Minettele . În aceste roci Fe apare sub formă de oolite. Sunt formate din oxizi de Fe( goethit, hematit, limonit ), silicaţi (chamozit ) şi mai rar din carbonaţi. Oolitele feruginoase se formează ca şi cele calcaroase pe şelf, în ape puţin adânci, agitate, în jurul unoe nuclee detritice. În alcătuirea lor intră minerale alogene (cuarţ), minerale autigene, minerale argiloase (glauconit ), bioclaste specifice şelfului.

În România se găsesc minette feruginoase în parte de NV a Depresiunii Transilvaniei, la Căpuşul Mic, de vârstă eocenă., dar zăcământul este exploatat aproape în întregime. Minette feruginoase sunt abundente în Ordovician, Silurian, Devonian, Jurasic.

143

Laterite feruginoase sunt depozite de alteraţie în climat umed şi cald şi în lipsa drenajului. Apar sub forma unei scoarţe sau cruste de alteraţie care poate avea grosimi di la câţiva zei de cm la zeci de metri( 30 – 60 m). Această scoarţă de alterare pe lângă Fe mai conţine şi Al şi Mn. Sunt roci poroase şi uneori silicioase.

Terra rosa sunt laterite formate prin alterarea calcarelor. Ca CO3 este dizolvat şi îndepărtat , rămânând pe loc un reziduu bogat în Fe şi minerale argiloase, aluminoase şi manganoase. Nu prezintă importanţă economică.

2 Roci feruginoase cu carbonaţi (sideritice)

Sunt alcătuite din siderit,sulfuri de Fe , minerale argiloase, minerale alogene, minerale autigene. Apar sub formă de strate lentile sau concreţionar intercalate între marne, argile, silicolite.

Concreţiunile sideritice când au forme aproximativ sferice şi dimensiuni decimetrice se numesc sferosiderite. Ele sunt compacte, cenuşii – albăstrui în spărtură proaspătă sau roţietice – cărămizii la exterior datorită trecerii carbonaţilor în oxizi şi silicaţi.

Sferosideritele se găsesc la noi în ţară în depizotele liasice din Banat (Anina), apoi în Formaţiunea de Audia .de vârstă Cretacicş, din zona fluişului Carpaţilor Orientali. Conţinutul în Fe a acestor sferosiderite poate ajunge până la 43 – 45 %. Nu prezintă interes economic deoarece sunt disiminate în roca gazdă.

3 Roci feruginoase cu sulfuri

Aceste roci au minerale cu Fe reprezentate prin pirită şi marcasită. Apar foarte rar sub formă de strate centimetrice.

Sulfurile apar sub formă de cristale izolate sau agregate cristaline , disiminate în roca gazdă, cum ar fi argile, roci bituminoase, disodile, rar gresii. Frecvent sulfurile apar cu habitus cubic şi sunt oxidate la suprafaţă.

3. Roci feruginoase cu silicaţi (chamisitice )

În aceste roci principalul mineral cu Fe este chamositul. Apar extrem de rar , iar în mod obişnuit silicaţii sunt asociaţi cu oxizii sau chiar cu carbonaţii de Fe. Prezintă culoare verde – neagră şi pot fi uşor confundate cu rocile cu glauconit.

Estimarea rezervelor de Fe de origine sedimentară din unele mari zăcăminte de pe Glob( S.U.A., Rusia, Ukraina, etc.) de vârstă Precambriană atestă că sursele presupuse de Fe de pe uscat nu au fost capabile să alimenteze o rată de acumulare atât de mare .

Ca atare , s-a emis ipoteza că cel puţin pentru aceste zăcăminte (Pcm) sursa Fe ar fi extraterestră, în sensul că la anumite intervale mari de timp ( cca. 200 mil. ani) Pământul ar fi trecut prin nişte nori stelari încărcaţi cu pulbere de Fe. Ultima dată fenimenul s-ar fi petrecut cu apriximativ 800 mil.ani în urmă. Această ipoteză este destul de îndrăzneaţă, dar probabil sursa Fe este tot terestră, iar acumulările din Cambrian s-au produs în condiţii speciale , greu de imaginat astăzi, condiţii care s.au repetat , dar la o scară mai redusă şi la nivelul Permo – Triasicului şi în Dacian.

144

D. R O C I M A N G A N O A S E (MANGANOLITE)

Sunt roci sedimentare în care concentraţia de Mn este mai mare de 15%.În domeniul sedimentar MN se concentrează în condiţii foarte diferite şi adesea în

cantităţi exploatabile ce conferă depozitelor respective caracter de zăcământ.

Mineralogia manganolitelorÎn ciuda diversităţii condiţiilor de mediu în care se formează depozitele

manganoase sedimentare, compoziţia lor mineralogică este aproximativ uniformă şi exprimă stabilitatea Mn în raport cu Fe în prezenţa O2 şi legarea acestuia sub formă de oxizi, hidroxizi şi carbonaţi. Ceilalţi compuşi cu Mn ( silicaţii, sulfurile ) nu sunt specifici domeniului sedimentar.

Compuşii cu Mn sunt insoţiţi de oxizi şi hidroxizi de Fe ( goethit,hematit ), de zeoliţi ( phyllipsit ) , de minerale argiloase ( montmorillonit ) şi uneori de silice criptocristalină şi de fosfaţi.

Mn prezintă afinităţi genetice cu Fe astfel încât rocile cu Fe şi cele cu Mn prezintă similitudini genetice. Fe este întotdeauna prezent în manganolite şi invers.

Principalele minerale cu Mn sunt reprezentate prin două clase:∗ clasa oxizi şi hidroxizi : pirolusit β Mn O2

braunit Mn2 O2

manganit γ Mn2 O2. OH vernadit Mn O2. H2O psilomelan Mn2O16(O,OH)(Ba,K,Mn,CO)2

∗ clasa carbonaţi rodocrozit Mn CO3

Sursa de Mn o reprezintă crusta terestră supusă alterării. Ionii de Mn trec în soluţie şi sunt transportaţi sub formă de bicarbonataţi, mai puţin ca sulfaţi sau fosfaţi , către bazinele de acumulare unde Mn precipită chimic sau biochimic.

Precipitarea chimică se produce la un pH ridicat şi într-un mediu oxigenat şi se realizează prin pierderea CO2 din bicarbonaţi ,rezultând MnCO3 sau prin hidroliză şi oxidare când se depun oxizii de Mn.

Precipitarea biochimică este cu precădere favorizată de bacterii , iar fenomenul are loc în special în soluri, mlaştini, lacuri , sau bazine marine. La alcătuirea manganolitelor, pe lângă mineralele cu Mn mai participă şi minerale argiloase, minerale cu Fe, minerale alogene,± bioclaste, minerale autigene.

Sistematica manganolitelor

Manganolitele se clasifică după tipul bazinului de acumulare, în :lite marine ;1. Manganolite marine;

2. Manganolite lacustre şi paludale; 3. Manganolite reziduale;

145

1. Manganolitele marine

Acestea formează principalele acumulări.Astfel de depozite apar în zona Nicopol şi Ciatura ( M. Neagră). Caracterul marin

este atestat de prezenţa unor bioclaste specifice ( moluşte, dinţi de rechini, etc.) . Au vârstă oligocenă. Rocile apar ca unităţi litologice elementare (strate) de 1 – 2 m grosime , au culoare neagră sau cenuşie, având un conţinut de 28 % Mn; 2 – 3 % Fe ; şi 30% Si.

Există şi varietăţi psilomelano – pirolusitice, pirolusito – cuarţoase, carbonatato – manganoase.

Nodulii manganiferi În Oceanul Pacific şi în Oceanul Atlantic, la adâncimi peste 4 000 – 6 000 m apar

câmpuri cu noduli manganiferi.Au o formă sferică, sunt poroşi şi prezintă o structură concentrică depusă în jurul

unui nucleu genetic reprezentat printr-un fragment clastic sau un bioclast. Americanul Greenslate consideră că în formarea nodulilor manganiferi un rol important îl joacă microorganismele. Aceşti noduli au o culoare neagră sau cafenie şi mărimi variabile , de la câteve grame la 800 – 1 000 Kg. ( Fig.11.3 )

Fig. 11.3 Diferite forme de noduli

Copoziţia lor chimică este : Mn = 7,4 – 50% Fe < 15 % Ni = 0,16 – 2,0% Cu = 0,03 - 1,6% Co = 0,01 – 2,3% Mo, Ag, Au, cantităţi foarte mici

Interesul crescând care se acordă nodulilor din sedimentele marine actuale vizează şi conţinutul lor în microelemente, foarte variate ( Co, Ni, Cu, Pb, etc.) şi de multe ori

146

apreciabil din punct de vedere calitativ . De aceea poate mai corect ar trebui numiţi noduli polimetalici.

Mai mult decât atât, studiile recente au sesizat conţinuturi mai ridicate de Co şi Pb , dar şi de Ni şi Cu, sau în nodulii din sedimentele marine de apă adâncă conţinuturi mai semnificative în pământuri rare ( Th, Tl ), precum şi carbon organic prezent în nodulii din apele puţin adânci. S-a constatat o corelaţie evidentă între conţinuturile în Fe şi cele în Mn care este diferită de la un bazin oceanic la altul ( Fig.4.87)

Rezervele cele mai mari se găsesc în Pacific într-o zonă cuprinsă între ins. Hawai, California şi ins. Marchize. Nodulii reprezintă mari rezerve de minereu.

Prin prisma posibilităţilor actuale pentru a putea fi eficientă exploatarea lor la adâncimi mari , aceştia trebuie să aibă un conţinut de Ni + Cu > 25 %, iar densitatea lor să fie între 7 – 10 Kg/ m2.

Cercetările mai recente au arătat că nodulii de mangan există şi în M. Baltică, precum şi în unele lacuri , cum ar fi L.Baikal sau L.Ontario.

Zăcăminte de Mn vulcanogen - sedimentare

În cadrul şisturilor cristaline ( din Grupul de Tulgheş ) din Carpaţii Orientali se găsesc minereuri de Mn formate din carbonaţi şi la exterior din oxizi de Mn. Minereurile apar sub formă de strate (lentile).

Originea acestor minereuri se consideră că a fost iniţial marin – sedimentară de natură vulcanogen – sedimentară. Sursa de Mn a constituit-o erupţiile vulcanice submarine care au condus la îmbogăţirea apelor în Mn şi apoi la precipiterea acestuia. Forma de lentile apare ca o concentrare ulterioară . Aceste minereuri mixte au fost apoi metamorfozate.

2. Depozite lacustre şi paludale

În aceste depozite Mn apare în mineralele oxidice care formează concreţiuni. Este prezent şi Fe. Se formează în regiunile umede, ex. Nevada din S.U.A. Au un conţinut de ≅ 65% Mn , iar vârsta lor este Pleistocenă.

147

3. Depozite reziduale

Acestea iau naştere pe un substrat format din roci eruptive bazice sau din roci metamorfice sau din calcare ca urmare a proceselor de alterare într-un climat cald şi uned.

La aceste depozite Fe şi Mn apar asociate astfel încât depozitele respective se concentrează în special în golurile din roci.

148

R O C I A L U M I N O A S E(ALITE)

Sunt roci sedimentare care au un conţinut ridicat de oxizi liberi de Al (cei care formează alumina). Acest conţinut în Al trebuie să depăşească 10-15%. Alitele sunt depozite în care raportul Al2O3/SiO2 > 2,3 % şi care sub aspect petrografic corespund lateritelor şi bauxitelor (termenul de bauxit a fost introdus de Berthier în 1821, pentru a desemna rocile bogate în Al din jurul localităţii Les Baux din Franţa.

Bauxitele reprezintă aproximativ 0,001 % din totalul rocilor sedimentare, iar genetic sunt produse sedimentare cu poziţia aparte. Ele marchează trecerea unei zone printr-un regim de “zonă continentaşă exondată” şi plasarea ei într-un regim tropical şi umed. Sunt depozite reziduale cu semnificaţie paleoclimatică.

Mineralogie

Alitele sunt depozite poliminerale constituite predominant din oxizi şi hidroxizi de Al, Fe şi Ti, iar subordonat din silicaţi.

Minerale alitice Minerale de titanBoehmit ϒ AlO . OH Anatas TiO2

Diaspor α AlO . OH Rutil TiO2

Gibbsit Al (OH)3 Ilmenit FeTiO3

Corindon Al2O3

Minerale feritice Minerale argiloaseHematit α Fe2O3 Candite: caolinit, halloyritGoethit α FeO . OH Hidromice: Illit

Lepidocrocit ϒ FeO . OH Smectite: montmorillonitMagnetit Fe2O3 . FeO Clorite: chamosite, thuringit

Mineralele cu Fe sunt prezente, fiind reprezentate prin magnetit, biotit. Mai apar minerale argiloase (caolin, illit). Dintre mineralele alogene (cuarţ, feldspaţi, minerale grele), minerale autigene (pirită, calcit, gips), litoclaste, materie organică.

Illitele sunt reprezentate prin bauxite. Sunt roci compacte (poroase), colorate în alb, galben, roşu, brun, verde, cenuşiu, negru. Formează corpuri lenticulare stratiforme sau pungi.

În explicarea originii bauxitelor are importanţă modul de zăcământ şi relaţiile cu rocile subadiacente (din pat) şi gazdă.

1. Bauxitele care sunt asociate cu rocile magmatice şi metamorfice în substrat (roci alumosilicatate) cum ar fi: granite, sienite, gnaise, originea este uşor de dedus. S-a constatat că la acestea conţinutul în aluminiu scade cu adâncimea şi în parta inferioară

149

apar minerale relicte din roca subadiacentă. Deci rezultă că ele s-au format prin procese de alterare profundă a rocilor respective, într-o etapă continentală de uscat, într-un climat tropical şi umed. Deci sunt nişte roci care au fost iniţial laterite, rezultate prin procese de alterare profundă.

Lateritele se formează şi în prezent şi au aspect de zgură roşie. Dacă timpul permite şi procesele sunt active crusta aceasta de alteraraţie poate atinge 30 m.

Din laterite prin procese de diageneză se formează bauxite.

2. Există şi bauzite asociate cu roci calcaroase. În acest caz ele apar sub formă de leutite (pungi), mai ales în calcarele dolomitice, dar şi în rocile clastice. Conţinutul în Al din roca gazdă, nu justifică concentraţia din bauxite. De aici concluzia că ele nu provin prin alteraţia rocii gazdă, ci au fost transportate în mediul continental sau acvatic.

La noi în ţară astfel de bauxite sunt în M-ţii Pădurea Craiului. Mai apar în Serbia, Gracia, S.U.A., Rusia.

3. Bauxite de precipitaţie chimică: apar intercalate între rocile sedimentare. Îmbogăţirea în Al şi precipitarea s-a produs prin aport din izvoare bogate în AlCl3 şi transportat în reţeaua hidrografică în bazinele de acumulare unde Al precipită.

Importanţa economicăBauxitele sunt utilizate la extragerea Al, la precipitarea unor cimenturi.

R O C I F O S F O R I T I C E

Sunt roci sedimentare în care P2O5 depăşeşte 5-6 %.Pentru a fi exploatabile se cere minim 8-10 %. Dacă acest conţinut este mai mic

de 5 %, rocile se numesc fosfatice (exemplu calcare fosfatice, gresii fosfatice, argile fosfatice etc.).

Sunt alcătuite din minerale fosfatice, minerale alogene, litoclaste, pelote, bioclaste.

Mineralele fosfatice cele mai comune sunt varietăţile de fosfat de Ca:1. Fluorapatit2. Clorapatit3. Hidroxiapatit

Mineralele fosfatice pot apare amorfe când se numesc colofan, sau sub formă cristalină când se numesc francolit sau podalit (sau kurkit). Mineralele fosfatice au şi afinităţi pentru mineralele radioactive a U, Th, Cs, La, încât rocile fosfatice sunt uşor radioactive. Mineralele fosfatice pot fi amorfe, cristaline şi sub formă de corpusculi (ooide şi pelote).

Ooidele au un nucleu de natură clastică, iar cortexul este fosforitic.Pelotele fosforitice sunt de origine fecală. Fosforitele apar sub formă de strate sau

sub formă de concreţiuni până la 15-20 cm, localizate în calcare, agile şi gresii.

150

Există şi roci fosforitice care la origine provin din acumularea de bioclaste reprezentate prin oase şi dinţi de vertebrate. Se numesc brecii de oase. Diageneza poate afecta profund aceste roci, încât în final nu mai pot fi recunoscute.

Mai sunt şi acumulări de fosforite sub formă de guano, cât şi din acumulările de litoclaste fosfatice, rezultate din distrugerea unor roci mai vechi.

În prezent se acumulează sedimente fosfatice pe uscat sub formă de guano, cât şi în bazinele marine şi în zona neritică. Sursa primară a fosforului o reprezintă rocile magmatice (mai ales cele bogate în apatit). Prin alterarea acestor roci, fosforul trece în soluţie şi prin intermediul reţelei hidrografice ajunge în bazinele marine, unde poate precipita chimic şi biochimic.

Fosforul este precipitat şi pe uscat, mai ales de organismele cu schelet osos şi în materie organică propriu-zisă.

Precipitarea chimicăAsocierea unor fosforite cu rocile marine (argile, gresii, calcare), cât şi prezenţa

glauconitului, sunt dovezi ale acumulării lor prin precipitarea chimică. Fenomenul are loc în zona neritico-litorală, unde procesele de oxidare sunt mai accentuate, dar sub zona de fotosinteză (50-80 m). Se formează strate cu grosimi de cm - m, sau concreţiuni. În stratele centimetrice fosforul apare sub formă granulară, oolite sau concreţiuni. Se pare că cel concreţionar provine prin concentrarea din diageneză, el iniţial fiind dispersat în roca gazdă.

Precipitarea biochimicăSe produce pe uscat şi în apă prin sintetizarea în cochilii şi mai ales în scheletele

osoase şi materia organică.Moartea în masă a unor mari populaţii de animale (peşti în special) în timpul

schimbărilor bruşte a condiţiilor de mediu, se concretizează printr-o acumulare a cantităţilor uriaşe de material organic.

Din schelete şi materia organică rezultă depozite de fosfaţi. Acestea se mai pot forma şi din acumularea pelotelor fecale ale unor organisme în bazinele marine. Pe unele insule populate de un număr mare de păsări, sau în peşterile populate de lilieci, prin descompunerea resturilor organice (dejecţii, ouă, cadavre de pui sau adulţi) se formează aşa numitele depozite de guano, foarte bogate în fosfaţi cu graosimi de m sau zeci de m.

SistematicaFosforitele se împart după geneză în:

1. Fosforite primare: a. marine; b. continentale.

2. Fosforite secundare: a. metasomatice; b. detritice.

1. Fosforite primarea. Fosforite marine sunt cele acumulate în mediul marin.

151

Ele pot fi:- Fosforite arenacee. Mineralele fosfatice sunt asociate cu material arenitic.

Mineralele cu fosfaţi pot alcătui cimentul unor gresii, sau apar ca o peliculă în jurul unor granule arenitice, sau apar sub formă de granule independente. Astfel de fosforite apar sub formă de strate.

- Fosforite oolitice au nucleu detritic în jurul căruia se dezvoltă pelicule de colofan. Aceste pelicule pot alterna şi cu pelicule de calcit.

- Sunt şi fosforite în amestec cu minerale alogene (cuarţ, feldspaţi), minerale autigene, argiloase, bioclaste. Mineralele argiloase sunt reprezentate prin glauconit. În unele cazuri cantitatea de glauconit creşte foarte mult, încât rezultă fosforite glauconitice ce formează strate.

- Crete fosfatice. Există crete care au o cantitate mare de fosfaţi sub formă de granule fine. S-a constatat că texturile de foraminifere din crete sunt umplute cu fosfaţi.

- Fosforite pelitoide, sunt formate prinacumularea de pelote. Aceste pelote au în alcătuirea lor minerale cu fosfaţi, mai ales colofan şi francolit.

- Fosforite concreţionare. Concreţiunile fosfatice de mărimi mm, cm, apar în calcare, gresii, nisipuri, argile. Concreţiunile sunt asociate cu minerale argiloase, cu materie organică, ceea ce le dă o coloraţie cenuşie. Când sunt lipsite de aceste impurităţi culoarea lor este albă. Concreţiunile au o structură fibroasă radiară, fibrele fiind formate din cristale mici. Se acumulează în zona neritică.

- Fosforite bioclastice provin din acumularea masivă a unor schelete de peşti prin moartea lor în masă. Procesul de diageneză anulează aspectul iniţial bioclastic.

b. Fosforite continentale- Guano se acumulează pe insule şi în peşteri. Conţin fosfaţi de Ca, NH4, oxalaţi

de Ca, NH4, acid noric, substanţă organică. În procesul de diageneză devin compacte, atingând grosimi de peste 10 m.

- Fosforite de oase provin primar prin acumularea oaselor de vertebrate în malştini,în lacuri, guri de secare, după moartea în masă a unor vertebrate ierbivore. Şi în acest caz diageneza anulează aspectul primar.

2. Fosforite secundarea. Fosforite metasomatice se formează prin fosfatizarea substratului pe care stau

depozitele de fosfaţi. În acest substrat poate fi şi o rocă variată (calcar, gresii, roci magmatice) în care pătrund soluţii cu fosfaţi, ducând la fosfatizarea acesteia.

b. Fosforite detritice rezultă prin acumularea litoclastelor, provenite din rocile fosforitice, care are loc în bazine lacustre sau marine. Sunt asociate cu minerale alogene, autigene, argiloase, bioclaste.

152

EVAPORITE

Evaporitele sunt roci sedimentare rezultate prin precipitarea din soluţii. Ele sunt roci saline reprezentate prin sulfaţi şi cloruri.

Se cunosc aproximativ 40 minerale care apar în rocile evaporitice, dar numai câteva dintre ele formează acumulări importante, de obicei monominale. Dintre acestea avem cloruri: halit (NaCl), Silvină (KCl), Carnalit (MgCl · KCl · 6H2O), bischofit (MgCl2 · 6H2O); sulfaţi: anhidrit (CaSO4), gips (CaSO4 · 2H2O), mirabilit (Na2SO4 · 10H2O), kiesenit (MgSO4 · H2O), glauberit (Na2SO4 · CaSO4), celestină (SrSO4), polihalit (2CaSO4 · MgSO4 · K2SO4 · 2H2O) şi combinaţii, de ex. cloruri cu sulfaţi: kainit (KCl · MgSO4 · 3H2O).

Pe lângă mineralele evaporitice în componenţa evaporitelor mai apar în cantităţi variabile minerale argiloase, minerale alogene. rar bitumine, sulf, minerale autigene.

Rocile evaporitice apar sub formă de strate, lentile sau aglomerări diapirice (stâlpi, coloane). Culoarea lor este variată, dar mai frecvent sunt culori albe, cenuşii. Uneori mineralele argiloase dau culori roşietice datorită fierului.

Cele mai răspândite minerale sunt sulfaţii şi clorurile.

SULFAŢIIAnhidritul este sulfatul de Ca, de culoare albastră, rar alb-roşietic.Gipsul este sulfatul hidratat de Ca, de culoare albă, gălbuie, roz. Ambele minerale

pot conţine şi impurităţi de minerale argiloase, minerale alogene, minerale autigene (pirită, sulf, carbonaţi) şi materie organică.

Când cantitatea de minerale argiloase creşte rezultă roci mixte. Gipsul şi anhidritul formează acumulări sub formă de strate, lentile, cuiburi. Ele mai apar obişnuit în argile, în marne şi sub formă de cristale izolate sau agregate cristaline.

Pot umple şi diaclazele unor roci. În procesul de precipitare a gipsului şi anhidritului, prin mărirea concentraţiei soluţiilor, aceste minerale precipită primele fiind mai puţin solubile.

În cadrul depozitelor sedimentare pot avea loc substituiri ale gipsului cu anhidrit sau invers.

H2Ogips ------> anhidrit

<-------H2O

În România acumulări de gips şi anhidrit s-au produs în Triasic (Platforma Valahă), în Berriasianul inf. din Dobrogea de Sud şi Platforma Valahă, în Eocen (Depresiunea Transilvaniei), Burdigalian (Molasa Carpaţilor Orientali), în Badenian (Platforma Moldovenească, Molasa şi Depresiunea Transilvaniei).

Importanţa economică. Sunt utilizate în fabricarea lianţilor (ipsos) pentru construcţii.

153

- în industria hârtiei, chimică, agricultură, medicină;- în obţinerea H2SO4;

CELESTINA (SrSO4)Sursa de Sr o constituie rocile magmatice (sienitele) care prin alterare trece în sol,

apoi ajung în bazinele de acumulare unde poate precipita. Ionii de Sr sunt înglobaţi în aragonit. Când aragonitul trece în calcit ei sunt puşi în libertate şi migrează în SrO4. Ionii de Sr mai pot proveni şi din transformarea anhidritului în gips. Celestina formează depozite de grosimi variate asociate cu dolomitele, calcarele, gipsurile. Este utilizată în pirotehnie (focuri de artificii), în industria chimică, industria sticlei, industria zahărului, ceramică, hârtie, vopsele.

La noi în ţară există zăcăminte de celestină în Depresiunea Transilvaniei, lângă Turda (Copăceni) unde formează un strat până la 50 cm grosime, între gipsuri şi calcare.

ROCI FORMATE DIN CLORURIHalit (NaCl) este obişnuit o rocă monominerală alcătuită din NaCl; conţine

cantităţi variate de minerale argiloase, minerale alogene, materie organică, sulfaţi, alte cloruri. În stare pură este incoloră iar ceilalţi componenţi o colorează în alb, vânăt, galben, roşu.

Sarea prezintă o solubilitate ridicată, conductibilitate termică foarte mare. Este higroscopică. Ca depozite sedimentare apare sub formă cristalină şi ca varietăţi microcristaline mezo şi macrocristaline. În cristalele mezo şi macro pot apare şi incluziuni lichide şi gazoase a căror studiu a arătat că temperatura de precipitate a sării a fost între 30-40 ºC.

Depozite de sare apar sub formă de strate bine delimitate de suprafeţe plane sub formă de lentile sau aglomerări diapire uneori ca nişte stâlpi şi coloane având o grosime maximă de sute de metri sau mii de metri.

Concentrarea diapiră este posterioară depunerii şi se datorează plasticităţii sării, iar aceste coloane străpung depozitele din acoperiş putând ajunge la suprafaţă (ex. la Sovata).

Sarea prezintă uneori o textură rubanată cu dungi vineţii; fenomenul este datorat prezenţei mineralelor argiloase.

În ţara noastră acumulări de sare se găsesc în Triasicul mediu, Burdigalian (zona de Molasă), Badenianul sup. (Cele mai mari acumulări din zona de Molasă) şi Depresiunea Transilvaniei.

154

Importanţa economică. Se utilizează în alimentaţie, industria chimică, pentru obţinerea Cl2, HCl, sodei caustice, insecticide, săpun, lacuri, rafinarea petrolului.

Din sare gemă se obţin peste 10000 de produse chimice iar din cele 140 produse chimice 80 au la bază sare gemă.

ROCI POTASO-MAGNEZIENE = SĂRURI DELICVESCENTESunt formate prin acumularea de silvină, carnalit, polihalit, kainit, rar formează

roci monominerale.De regulă sunt însoţite de sare gemă, gips, anhidrit la care se adaugă minerale

argiloase. Sunt uşor solubile, deci precipită ultimile, după sarea gemă.Caracterul delicvescent constă în faptul că se dizolvă prin absorbţie higroscopică

a vaporilor de apă din atmosferă.SILVINITUL este o rocă la care silvina apare în proporţie de 15-40 %. În rest mai

conţine halit, carnalit, minerale argiloase. Are culoare alb-roşcată, gust sărat-înţepător. Culoarea roşie este dată de Fe.

CARNALITUL este o rocă în care mineralul carnalitul se găseşte între 40-80 %, la care se adaugă halit, anhidrit, gips, minerale argiloase. Frecvent are incluziuni de gaz metan şi hidrogen.

KAINIT este format în principal din kainit la care se adaugă minerale argiloase şi halit.

La noi în ţară roci saline potaso-magneziene au precipitat în cantităţi foarte mici în Burdigalianul inferior în cadrul aşa numitei formaţiuni inferioare de Fusaru. Se găsesc în Molasa Carpaţilor Orientali în zona Tg. Ocna, Tazlău, dar rezervele sunt mici.

Se utilizează la fabricarea îngrăşămintelor agricole.

GENEZA ROCILOR EVAPORITICERocile evaporitice se formează prin precipitare şi cristalizare din soluţii, fenomen

care se produce în bazine marine, pe uscat în unele lacuri şi în zonele de interferenţă între uscat şi mare.

Atingerea gradului de precipitare se realizează prin:

1. Evaporarea apei care conduce la concentrarea sărurilor din soluţii şi atingerea punctului critic de precipitare. Sărurile precipită în ordine inversă solubilităţii: mai întâi cele puţin solubile (gipsul) apoi solubile (sarea) şi la urmă cele foarte solubile (sărurile potaso-magneziene). S-a calculat experimental că într-o coloană de 1 m de apă marină precipitarea are loc astfel: când apa ajunge la 53 cm precipită Fe2O3 CaCO3

- la 19 cm - gips;- la 10 cm - sare gemă;- 0 cm - sărurile de K şi Mg;2. Contactul a două soluţii nesaturate, chimic diferite. Fenomenul se realizează

în bazine la interferenţa a două mase de apă cu concentraţii diferite (ex. în Marea Moartă)3. Scăderea temperaturii cand rezultă săruri criogene (mirabilit)4. Creşterea temperaturii rezultă săruri termogene.5. Prin absorbţia preferenţială a apei dintr-o soluţie de către membranele unor

organisme, rezultă săruri osmogene.

155

În natură au loc toate aceste procese de precipitare, însă cea mai importantă rămâne evaporarea şi contactul dintre două mase de apă.

În explicarea genezei evaporitelor se au în vedere:1. sursa de Na şi K;2. Conţinutul în săruri a bazinului marin oceanic actual;3. Depozitele geologice de roci evaporitice şi modul lor de prezentare

(stratificaţie, lentiliforme etc.). Alternanţele ritmice sare-gips, exclusiv sare, exclusiv gips.Modul actual de formare (principiul actualităţii).

1. Sursa de Na şi KAcesta este în mineralele rocilor preexistente, mai ales în silicaţi. Prin alterarea

rocilor pe uscat, ionii de Na+ trec în coluţii prin care ajung în bazinele marin-oceanice sau lacustre. K+ are altă sursă. În bazinele marin-oceanice ajunge în cantităţi foarte mici, încât raportul K/Na este de aproximativ 1/40.

Avându-se în vedere marea cantitate de Na, K şi Cl existentă stocată în de depozitele geologice şi în bazinele marin oceanice se presupune că aceste elemente ar avea surse, cum ar fi gazele şi vaporii care înconjurau Pământul în primele stadii de evoluţie. Temperatura scăzând la ??? , NaCl ar fi precipitat cu pulbere, rezultând o pătură groasă de 150 m. Mai târziu, când temperatura a ajuns la 370 ºC a început condensarea vaporilor de apă care au dizolvat sarea, rezultând mările şi oceanele (ipoteza lui Rittmann).

2. Conţinutul în săruri a bazinelor marin-oceanice4 actuale nu poate explica cantitatea de roci evaporitice formate în decursul timpului. S-a calculat că un strat de sare gros de 100 m, acoperit de 4,8 m gips şi 0,4 m calcit rezultă din evaporarea unei coloane de apă de mare de 8500 m grosime, iar raportul sare/gips este 50:1.

3. Depozitele geologice de roci evaporiticeÎn trecutul Pământului au fost puţine etape de precipitare a rocilor saline (în

Cambrian, Silurian, Pero-trias foarte mult, Eocen, Burdigalian, Badenian, Messian). În numeroase depozite saline nu este respectat raportul de 50/1, existând situaţii diferite. În zăcământul Delaware din Texas, care are 400 m grosime, raportul este de 1/1. Există zăcăminte formate din sare sau zăcăminte stratificate cu suprafeţele plane evidente şi în care sarea alternează ritmic cu gipsul.

Grosimea mare a unor depozite arată rapiditatea precipitării ca urmare a atingerii stadiului critic din „criza de salinitate”.

4. Modele actualeBazinele evaporitice actuale sunt mici şi ele coincid cu zonele calde şi aride;

astfel are loc în lacuri închise, în lagune marginale cu legături temporar sau permanente cu marea (în mări sau porţiuni de mări din zonele calde şi aride) (M. Roşie), pe uscaturile aride din zonele de interferenţă cu marea.

În general, evaporarea este foarte redusă în prezent, natura nefiind favorabilă precipitării sărurilor.

MODELE DE GENEZĂ

156

Mult timp s-a considerat că sarea s-a format exclusiv în lagune, fiind un depozit lagunar. Prin depunerea lagunară, nu se explică majoritatea depozitelor de sare. Ca urmare se consideră că sarea s-a putut forma în mai multe moduri:

1. Lagune marginaleAvându-se în vedere situaţiile prezente şi considerându-se că ele au existat şi în

trecut. Lagunele se formează în lungul unor ţărmuri plate, separate de mare prin cordoane de nisip prin care poate exista comunicaţii cu marea. Ex. Lacul Ratelm.

Dacă laguna este într-o zonă aridă cu evaporare intensă, creşte concentraţia de sare, putându-se ajunge la precipitarea acesteia. Alimentarea permanentă cu apă de mare aduce noi cantităţi de sare. În aceste situaţii pot lua naştere depozite foarte subţiri.

2. Modelul depozitelor ritmice gips-sareExistă depozite stratificate ritmic sare/gips. Ex. zăcământul Delaware, unde există

26.000 ritmuri pe verticală, pe o suprafaţă de sute km2.Precipitarea s-a făcut ciclic sub controlul chimic şi termic. Există şi modele

actuale la o mare de dimensiuni reduse. Ex. Golful Kara - Bugaz din Marea Caspică unde precipitarea se face sezonier.

Probabil în cazul zăcământului Delaware fenomenul a fost la o scară mult mai mare.

3. Modelul de mare deschisăÎn nordul Africii există depozite foarte mari de roci evaporitice cu o grosime de

cca 1000 m şi pe o suprafaţă de 600.000 km2, de vârstă Triasic sup. - Lias. Formarea acestor depozite nu poate fi explicată prin sistemul lagună. S-a imaginat modelul mării deschise.

157

O porţiune din şelf dintr-o zonă aridă, cu evaporaţie intensă este separată parţial printr-o barieră de restul mării. Apele depăşesc bariera alimentând permanent porţiunea separată.

În porţiunea separată de şelf (bazinul evaporitic) datorită evaporaţiei intense se ajunge la precipitarea sării şi a anhidritului. Atât pe uscat cât şi spre larg, se acumulează calcare, dolomite, marne, iar în apropierea pragului argile de alteraţie roşii. Dincolo de prag precipită calcare şi marne cu faună tipică. Grosimea foarte mare se explică prin subsidenţă.

Tot în cadrul mării deschise există şi un alt tip de situaţie.Zăcămintele de sare de formă circulară din S.U.A., Canada de vârstă Silurian,

Devonian sunt cuprinse în depozite calcaroase.Se consideră că pe şelf s-a format o depresiune printr-o scufundare a chiuvetei,

pe fundul căreia salinitatea creşte până când se ajunge la punctul de precipitare a sării.

4. Modelul mediteraneanPe fundul M. Mediterane forajele au arătat că în Messinian sub Pliocen, se găsesc

depozite de sare de grosime de 700 - 2000 m localizate în unele chiuvete. Se consideră că în Messinian, Mediterana s-a izolat de Oceanul Atlantic şi prin evaporaţie intensă s-a ajuns la punctul critic de precipitare a rocilor evaporitice (gips, sare).

Heinemann (1978) a calculat că volumul de apă din Mediterana nu justifică grosimea sării şi gipsului şi consideră că au existat legături cu Atlanticul care a alimentat permanent M. Mediterană.

5. Modelul SabkhaA fost dedus din situaţii actuale. Există lacuri temporare în zonele aride în care

prin evaporare se poate ajunge la precipitarea sării. Ex. Marea Moartă (cu salinitate de 280 ‰), Marele Lac Sărat (203 ‰). Acestea în viitor se pot transforma în aparate evaporitice (domenii saline).

158

Tot în Sistemul Sabkha sunt şi zonele de interferenţă uscat-mare. Ex. Ţărmurile Golfului Persic unde datorită fenomenelor mareice precipită gipsul, dolumotul, sarea, care treptat pătrund în substrat.

III. Roci BIOLITICE (Biolite) = caustobioliteSunt roci sedimentare provenite din diageneza materiei organice. Principalele

tipuri de roci sunt:1. Hidrocarburile

- Petrolul- Gazele naturale (Geologia zăcămintelor de hidrocarburi)

2. Cărbunii (Geologia zăcămintelor de cărbuni)3. Chihlimbarul (Geologie răşină fosilă, amorfă de culori variate)4. Ozocherita5. Bitumolitele (=şisturi bituminoase)

3. Ozocherita sau ceara minerală este o rocă de culoare galben-ruginie, galben-verzuie sau brună. Este constituită dintr-un amestec de hidrocarburi solide din seria parafinică, cu unele adaosuri de hidrocarburi lichide şi gazoase. Are un miros specific. Temperatura de topire a ozocheritei variază intre 52-85 ºC. În aflorimente ozocherita are aspectul unei paste.

4. Bitumolitele (= şisturile bituminoase)Sunt roci argilo-marnoase sau calcaroase bituminoase, care se aprind uşor şi ard

cu flacără şi fum.Ele sunt formaţiuni sapropelice cu multă cenuşă.După origine şi importanţă economică, piroşisturile se împart în şisturi de origine

marin - lagunară şi şisturi de apă dulce, lacustră. Cele marine au importanţă economică. Şisturile bituminoase sunt considerate ca mari bogăţii potenţiale pentru obţinerea hidrocarburilor. Bituminele din ele conţin 60-80 % C, 8-10 % H şi 3-31 % gudron primar.

În ţara noastră în ultimile decenii au început să intre în preocuparea cercetătorilor studiul şisturilor bituminoase.

Astfel de şisturi bituminoase în România, au răspândire în depozitele siluriene (Platforma Moldovenească, Platforma Valahă), devoniene (Platforma Valahă), triasică (Platforma Valahă şi M-ţii Apuseni), Liasică mediu (Banat - Anina), Dogger (Platforma Valahă), cretacică (Carpaţii Orientali) şi cele mai răspândite în Oligocen (şisturi disodilice), în Carpaţii Orientali şi Bazinul Transilvaniei.

Cantitatea minimă de ulei de şist necesară pentru industrializare este de 50 l/t.Bitumolitele sunt roci generatoare de hidrocarburi formate în bazineeuxinice din

care hidrocarburile au migrat şi în ele au rămas numai hidrocarburile grele remaniate (Kerogenul).

Deci, ele sunt constituite dintr-un substrat anorganic mineral şi o cantitate de materie organică sub formă de bitumine grele.

Bitumolitele se împart în:1. Bitumine A (grele) solubile care pot fi obţinute prin extragere cu cloroform;2. Bitumine C, prinse în reţelele cristaline ale carbonaţilor;3. Uleiurile de şist ce se pot obţine prin distilare în retorta Fischer la 500 ºC.

159