Post on 05-Feb-2016
description
BASARAB-PETRU DRAGOMIR ANCA ANDROHOVICI
....,
GEOLOGIE FIZICA
LUCRĂRI PRACTICE
EDITURA UNIVERSITĂŢIIDINBUCUREŞTI
20()1
'" '"CUVANT INAINTE
Nevoia de instruire a studenţilor într-un domeniu atât de complex ca Geologia face ca
niciodată să nu fie suficiente lucrările pe care aceştia să le aibă la îndemână. Cu atât mai mult cu cât,
deşi literatura de specialitate cuprinde liste nesfârşite de lucrări şi tratate, unele devenite clasice,
altele foarte noi, puţine dintre acestea sunt accesibile, fiind fie epuizate, fie într~un număr prea mic
de exemplare pentru a putea fi cu adevărat utilizate de studenţi.
Iată motivaţia pentru care încercăm să oferim celor interesaţi un instrument elementar de
studiu, mai ales în condiţiile unor cunoştinţe extrem de precare dobândite anterior.
Primul contact al începătorului cu lumea atât de complexă a Geologiei este, cel mai adesea,
extrem de dificil. Deşi Geologia este puternic legată de marea majoritate a activităţilor umane şia
atins nivele superioare de cunoştere, dispune de un număr destul de redus de specialişti. Problemele
sunt complicate de mediatizarea, adesea exagerată, mai ales a unor aspecte izolate, îlubrăcate într-o/
aură "romantică", aspecte care sunt departe de a cuprinde esenţa acestei ştiinţe, care rămâne în afara
percepţiei nespecialiştilor. În consecinţă, Geologia pare multora a fi o ştiintâ teoretică, bazată pe un
limbaj criptic, de neînţeles, şi pe înmagazinarea unui volum imens de informaţii care se cer
memorate.
Ceea ce scapă atenţiei nespecialistului sau începătorului în ale Geologiei este însuşi
esenţialul, şi anume că gradul ridicat de abstractizare şi teoretizare se poate atinge numai printr~o
activitate susţinută de observare şi asimilare a fenomenelor, a proceselor şi a consecinţelor directe
ale acestora, numai prin interpretarea informaţiilor concrete putându-se obţine interpretarea
sintetică a realităţii.
Tocmai pentru înţelegerea acestor situaţii, a fost gândită lucrarea de faţă, revăzută şi
completată faţă de lucrările anterioare, ca ghid de instruire al studenţilor geologi şi geofizicieni
începători, la primul contact cu Geologia.
Componentă complementară sine qua non a Geologiei, în general, şi a Geologiei fizice mai
ales, activitatea practică de laborator are menirea de a iniţia studenţii în logica şi în metodologia de
observare şi de interpretare a realităţilor geologice, punând bazele studiilor mai amănunţite, abordate
de disciplinele geologice specializate.
Lucrarea îşi propune să inducă observarea concretă a componentelor ce alcătuiesc scoarţa
Pământului, iar pe baza'interpretării observaţiilor, să-i deprindă pe studenţi să construiască conexiuni
logice prin care să reconstituie procesele geologice în desfăşurarea lor temporală şi spaţială, cu toate
implicaţiilece derivă din ele.
Fără să se substituie disciplinelor geologice specializate (Mineralogie, Petrologie, Geologie
structurală, Cartografie geologică, etc), lucrarea de faţă face apel la informaţii şi metode specifice
acestor discipline, de la care preia elementele absolut necesare pentru iniţierea viitorilor specialişti, în
general, în concordanţă cu sistemul specific prin care, la fiecare specialitate, sunt detaliate
problemele. Acolo unde între cercetători se manifestă puncte de vedere diferite, lucrarea încearcă saadopte o linie sintetică unitară, de la care, prin aprofundare, la disciplinele de specialitate, să se
poată construi opinia fundamentată a fiecărui specialist.
Punând accentul mai mult pe înţelegerea noţiunilor şi pe formarea capacităţii de observare
decât pe volumul de informaţie, lucrarea se doreşte un îndrumător practic şi nu un determinator
exhaustiv de minerale şi roci, cu atât mai mult cu cât, la nivelul Geologiei fizice, observaţia directă
macroscopică nu este susţinută de tehnici avansate de analiză de laborator (problemele de amănunt
urmând să fie reluate şi detaliate ulterior, la disciplinele 'de specialitate).
Deşi este destinată lucrărilor practice, lucrarea oferă o serie de noţiuni teoretice, uneori mai
amănunţite, necesare însă pentru crearea unei baze de informaţii esenţiale în activitatea practică a
începătorilor.
Figuraţia cuprinsă în lucrare este, fie realizată de autori, fie preluată din literatura de
specialitate. În acest caz, sursa este menţionată la explicaţia figurii, prin numărul de la Bibliografie al
lucrării utilizate.
Lucrarea, inclusiv figuraţia pe care o cuprinde, a fost tehnoredactată computerizat în cadrul
Catedrei de Geologie şi Paleontologie. Mulţumim, pe acestă cale, conducerii Catedrei şi colegilor
care ne-au sprijinit în demersul propus.
AUTORII
C'UPRINS
O~SERVATII MACROSCOPICE CU PRIVIRE LA,ALCĂTUIREA SCOARŢEI TERESTRE 9
DATE GENI~RAI-lE 9
MINERALELJ2 ' 12
PROPRlETĂŢ1LE MACROSCOPICE ALE MINERALELOR 12
PROPRIETĂŢILE MORFOLOGICE. ,.12
Starea fizică 13Habitusul. 16Trachtul 17Forme de concreştere 20Made (conâeşterisimetrice) 21Izomorlismul si polimorlismul.. , 22
PROPRIETĂŢILEGATE DE COEZIUNE .23
Duritatea 23Clivajul ' 24Spărtura 24Elastidtatea si plasticitatea 25Greutatea specifică 25
PROPRIETĂŢI OPTICE , 25
Culoarea (macroscopică) 26Culoarea urmei.. 27Transparenţa 27.Luciu 27Birefringenţa 28
ALTEPROPRIETĂŢI ,; 28
PREZENTAREA SISTEMATICĂA PRINCIPALELORMINERALE PE. BAZA PROPRIETĂŢILOR
MACROSCOPICE , ..30ELEMENTE NATIVE 30SULFURI ŞI SULFOSĂRURI 31OXIZI ŞI HIDROXIZI '" , 33HALOGENURI , 34CARBONAŢI. : 34SUL-FAŢI '" ., 36
7
FOS.FAŢI. , , , ,, , , .. , , , .. , """", ,.36SILICAŢI"" ,. ,., ,.. "~O ", , •• "" ,. , •• ,,' "." ••• ,., ••• ,.,' , •• ,. ",., ••• , •••••• 36
ROCILE., .. , , , , ,.. ,.. ,." ,.. ' ,., " , .,., ",., ..47
ROCILE MAGMATICE." ".. , ,.. " " .. ,, , ,.',", .. ', .. ,.. ,. ,48
COMPOZIŢIA MINERALOGICĂA ROCILOR MAGMATICE 49
STRUCTURILE ROCILOR MAGMATICE , , , 51
TEXTURILE ROCIIJOR MAGMATICE , , 52
CONDIŢIIDE FORMARE A ROCILOR MAGMATICE '" 55
CLASIFICAREA ROCILOR MAGMATICE. 58
ROCILE METAMORFICE 61
COMPOZITIA MINERALOGICĂA ROCILOR METAMORFICE 62,
STRUCTURILE ROCILORMETAMORFICE. , 63
TEXTURILE ROCILOR METAMORFICE. .. " '" '" .. 67
CONDIŢII DE FORMARE A ROCILOR METAMORFICE 69
NOMENCLATURA ŞI SISTEMATICA ROCIL0R METAMORFICE. .. 71
ROCILE SEDIMENTARE , ,., 75
COMPOZIŢIA ŞI STRUCTURILE ROCILOR SEDIMENTARE 76
Componentele reziduale '" '" '" '" , , 76
Componentele aHogene " 77
Componentele biogene (organogene) , 79
Componentele autigene " 80
TEXTURILE ROCILOR SEDIMENTARE.. ; , 81
SISTEMATICA ROCILOR SEDIMENTARE ,., 89
Rodle reziduale ,.. ' , 90
Rodle allogene = elastice = detritice , , , 92
Rodle biogene = organogene , , ' 96
Rodle autigene , , , .. ,',., 106
Roci cu geneză mixtă " , , 114
ADDENDA , , ,.. , " 118
BIBLIOGRAFIE ,', .. , 127
OBSERVATII MACROSCOPICE,CU PRIVIRE LA ALCĂTUIREA
SCOARTEITERESTRE,
DATE GENERALE
Parte a Universului în calitatea lui de corp cosmic, Pământul se supune legilor generale ale
lumii, atât din punctul de vedere al alcătuirii materiale, cât şi din acela al evoluţiei spaţiale şi
temporale.
Fiecare moment din evoluţia Pamântului corespunde unei stări de echilibru 'optim,
concretizat printr-o compoziţie specifică şi printr-o structură spaţială adecvată stabilă.
Pământul, în ansamblu, are o structură concentrică, determinată de factorii dinamici care
condiţionează comportarea materiei. Fiecare zonă prezintă caracteristici diferite în funcţie de
compoziţia materiei, de repartiţie şi de starea acesteia. Cea mai mare parte a planetei este
inaccesibila analizei prin metode directe, de aceea cunoaşterea structurii interne se bazează pe criterii
deductive, pornind de la datele reale cunoscute.
În afara învelişului gazos reprezentat de Atmosferă şi de cel lichid, alcătuind Hidrosfera,
numai partea superficială a Pământului poate fi accesibilă observaţiilor directe. Această parte
superficială reprezintă SCOARŢATERESTRĂ sau CRUSTA TERESTRĂ.
Încercând o analiză detaliată a alcătuirii scoarţei terestre, se poate spune că aceasta cuprinde
toate elementele naturale (din sistemul periodic al lui Mendeleev), în marea lor majoritate prezente
sub forma unor compuşi mai simpli sau mai complecşi, cu diferite grade de organizare într-o reţea
cristalina ordonată. Aceşti compuşi naturali, numiţi MINERALE, sunt grupaţi, după legi precise, în
ROCI.
9
GEOLOGIE FIZICĂ Lucrări practiye
Deşi în scoarţa terestră sunt prezente toate elementele naturale, răspândirea lor este puternic
disproporţionată. Din cele 105 elemente (95 naturale şi 1°artificiale), numai 15 însumează cantităţi
ce ating 99,59 % din total, iar dintre acestea, numai 8 elemente deţin procente semnificative
(însumând 97,13 %), în realizarea edificiului mineralogic complex, celelalte 7 (cumulând 2,46 %)
contribuind numai la stabilizarea şi definitivarea acestui edificiu.
Este necesară precizarea că existenţa a foarte multe elemente în procente extrem de mici, în
raport cu ansamblul scoarţei terestre, nu împiedică acumularea lor în concentrări naturale, cu
implicaţii majore asupra proceselor geodinamice, ca să nu discutăm de importanţa lor economică.
Tabelul 1. Repartiţia procentuală a principalelor elemente în scoarţa terestrii.
,..------------------...----------------0=49,13% H= 1,00%
I------'-~~----------f__-----...........-'----:.....-.----------Si = 26,00 % Ti = 0,61 %-_._---1
Al = 7,45 % C = 0,35 %
Fe = 4,~() % CI =.0,20 %
Ca= 3,25 %-
Na= 2,40 %
K=2,35%
Mg=2,35 %
P == 0,12 %
S = 0,10 %
F=0,08%
Total = 97,13 % Total = 2,46 %
TOTAL GENERAL = 99,59 %
Exceptând câteva elemente, care pot fi găsite în natură în stare mai mult sau mai puţin pură
(numite elemente native), majoritatea elementelor alcătuiesc combinaţii mai simple sau mai
complexe, reprezentând mineralele.
Mineralele sunt substanţe anorganice omogene din punct de vedere fizic şi chimic,
formate natural în Iitosferă, in condiţii de geneză foarte diferite, controlate de procese
geologice complicate.
În general, în mod convenţional, sunt considerate minerale numai substanţele anorganice
solide, excepţie făcând MERCURUL NATIV şi APA, socotite minerale lichide.
În acelaşi timp, fără să se înscrie în definiţia noţiunii de mineral, pot fi analizate şi asimilate
termenului, o serie de substanţe organice naturale de tipul răşiniIor, a hidrocarburilor şi al
maceralelor din cărbuni, care reprezintă aşa numiţii mineraloÎzi1
1 Mineraloid = asemanator cu un mineral. (Fonemul "OID" adaugat unei notiuni îi confera acesteia întelesul de"ASEMANATOR CU ... )
10
Numărul mineralelor cuhoscute este fomie mare (circa 2500) însă, şi în acest caz, distribQtia. ,
10I procentuală este puternic dezechilibrată. Numai un număr de circa 100 de minerale au o
răspândire cantitativă reală, toate celelalte apărând sporadic, în cantităţi infime.
O concentrare specială de minerale din care se pot extrage, în condiţii avantajoase, diferite
elemente sau substanţe utile poartă numele de MINEREU. Mineralele utile dintr-un minereu SQnt
Întotdeauna însoţite de alte minerale, fără importanţă economică, care alcătuiesc STERILUL sau
GANGA « germ. Gang = filon, trecere, pasaj).
În natură, mineralele nu apar izolate, ci grupate în ansambluri denumite ROCI. Acestea, după
modul de geneza, pot fi ENDOGENE (derivat din gr. tv808EV [endothen] dinăuntru + gr. ycw;cm;;
[genesis] = geneză) care sunt formate prin procese de dinamică internă, cuprinzând rocile
MAGMATICE şi pe cele METAMO;RFICE, şi EXOGENE (derivat din gr. r,(ov [exon] = afară + gr.
YE:V[;(jlr:; [genesis]) care se formează prin procese de dinamică externă, grupând rocile
SEDIMENTARE.
Dacă ne referim la volumul total al litosferei, rocile endogene reprezintă 95% iar cele
exogene numai 5 %. Dacă ne raportăm la suprafaţa scoarţei terestre, accesibilă activităţii umane,
repartiţia procentuală se modifică, rocile exogene reprezentând 75 %, iar cele endogenenurnai
25 %. Această distribuţie aparentă este determinată de predominarea proceselor dinamice exogene,
în condiţii de suprafaţă.
Indiferent de modul de formare, rodle pot fi alcătuite dintr-un număr mai mare sau mai mic
de specii minerale. Din acest punct de vedere, cel mai frecvent întâlnite sunt rodle
POLIMINERALE (alcătuite dintr-un număr mare de specii minerale, termenul fiind compus cu
prefixul grec JrOAV [poly] = mult), urmate de rocile OLIGOMINERALE (alcătuite dintr-un număr
redus de specii minerale, termen derivat din grecescul OAlyOr:; [oligos] = puţin numeros, în număr
mic). Mult mai rar, pot apărea roci MONOMINERALE (formate aproape exclusiv dintr-o singură
specie minerala, termenul derivând din grecescul ;'1OVOr:; [monos] = singur, unic).
Evident, elucidarea problemelor legate de alcătuirea geologică a unei regiuni este o chestiune
extrem de complexă, care implică o cercetare amănunţită încă de pe teren şi care, aproape
întotdeauna, trebuie completată şi susţinută de studii numeroase de laborator, numai în acest mod
fiind posibilă o interpretare corectă a informaţiilor geologice. Dar, indiferent de numărul şi de
complexitatea studiilor şi analizelor de laborator, primul contact CU 1'o,cile, pe teren, este extrem de
impOliant. Este o condiţie esenţială ca geologul să poată face o estimare rapidă, cu ochiul liber sau
cu mijloace foalie simple a rocilor pe care le întâlneşte, a variaţiei lor în spaţiu, a conţinuturilor
observabile macroscopic şi a relaţiilor dintre ele. Această primă apreciere face posibilă continuarea
11
GEOLOGIE FIZICĂ Lucrări practice
cercetării în fazele de laborator, indicând ce anume eşantioane trebuie recoltate şi la ce tipuri de
analize trebuie supuse acestea pentru rezolvarea tematicii propuse.
De aceea se impune familiarizarea cu modalităţile de recunoaştere şi de diferenţiere a rocilor,
pe baza observaţiîlor macroscopice, bazate pe elementele de compoziţie şi pe proprietăţile evidente,
inclusiv în condiţii de teren. Este necesară recunoaşterea macroscopică a principalelor minerale din
alc~tuirea rocilor şi a caracteristicilor structurale şi texturale, pe baza cărora să poată fi trase
concluziile privitoare la tipul de rocă, la condiţiile de formare şi la implicaţiile geologice pe care le
induce.
MINERALELE
Mîneralele sunt substanţe omogene din punct qe vedere fizic şi chimic, formate natural în
scoarţa terestră. Ele se caracterizează printr-un complex de proprietăţi proprii naturii lor chimice şi
structurii interne. Compoziţia chimică conferă mineralelor o serie de proprietăţi, care sunt însă
substanţial influenţate de tipurile de legături chimice şi intermoleculare, şi, implicit, de organizarea
spaţială a particulelor componente.O parte dintre proprietăţile mineralelor pot fi puse în evidenţă
prin procedee analitice de laborator, altele, însă,pot fi apreciate macroscopic, oferind posibilitatea
unei identificări primare rapide.
PROPRIETĂTILE MACROSCOPICE•ALE MINERALELOR
Considerăm proprietăţimacroscopice acele proprietăţi ale mineralelor care pot fi determinate
cu ochiul liber sau prin procedee de testare simple, accesibile direct în condiţii de teren. Încercând o
sistematizare a acestor proprietăţi (predominant fizice) putem menţiona: proprietăţi morfologice,
proprietăţi legate de coeziune, densitate/greutate specifică, proprietăţi optice; la acestea se pot
adăuga o serie de proprietăţi speciale, caracteristice numai anumitor minerale, absente la celelalte.
PROPRIETĂTI MORFOLOGICE,
În categoria proprietăţilor morfologice sunt grupate proprietăţile legate de starea fizică a
minqralului, de modul de prezentare exteriOară, ca şi de modul specific de agregare sau de asociere a
indivizilor.
12
GEOLOGIE FIZICĂ
STAREA FIZICĂ
Lucrări practic~
În natură, aşa cum s-a arătat deja, cu excepţia mercumlui, a apei şi a unor hidrocarburi,
care apar lichide, toate mineralele sunt în stare solidă. De asemenea, se remarcă faptul că, în
condiţii normale, materia minerală îmbracă starea cristalină, care presupune distribuţia ordonată a
componentelor în reţele spaţiale, după reguli de simetrie foarte precise.
Numai în condiţii speciale (viteză mare de formare, solidificare din stare de gel, formare
organogenă, etc.) componentele mineralelor se pot dispune haotic, generând starea amorm sau
vitroasă. Se remarcă însă că, în timp, materia amorm tinde să se restmctureze în reţele cristaline
ordonate, printr-un proces de devitrificare.
Reţelele cristaline presupun repetarea periodică a componentelor elementare ale
mineralelor (componente ce pot fi: atom, ion monoatomic, grupare ionică, moleculă neutră
electric, identice sau diferite) în şimri reticulare, în plane reticulare şi, în final, în celule reticulare
spaţiale. Celulele reticulare şi, implicit, întreaga reţea cristalină se stmcturează în parametri
dimensionali fermi, sub unghiuri caracteristice, în baza unor foarte stricte relaţii de simetrie, în
lungul celor trei direcţii fundamentale ale spaţiului: x, y, z.. Repetarea simetrică a celulelor
reticulare se poate realiza prin rotire (în jurul unui ax de simetrie), prin oglindire (faţă de un plan
de simetrie), prin inversiune (în raport cu un centm de simetrie) şi, cel mai adesea, prin asocierea
mai multor elemente de simetrie pentm realizarea reţelei. În lumea minerală, din însumarea mai
simplă sau mai complexă a elementelor de simetrie, se separă 32 de clase de simetrie, gmpate în 7
sisteme de simetrie (sau sisteme cristalografice). Patametriidefinitoriiai celulelor elementare sunt
dimensiunile relative a, b, c ( ± d) ale celulelor în lungul celor 3 axe ale spaţiului (x, y, z) şi
unghiurile (u, ~, y) deschise între aceste axe.
+z
-x
Fig. 1. Axele de coordonare şi unghiurile
care le separă în definirea
unui corp în spaţiu
-Y.-
··,,,··,-<>--+\......,.:~~:::::....c+--:bO---r---~ +y
i +x~ .........
Astfel, pentru fiecare sistem cristalografic, celulele elementare au parametri constanţi.
-SISTEMUL CUBIC (cu cel mai mare număr de elemente de simetrie) are următorii
parametri: a b =c; a=~=y = 90°
z
-az
x
Fig.2. Axele de simetrie in sistemul cubic (13)
- SISTEMUL TETRAGONAL (PĂTRATIC)îşi modifică parametrii liniari: a = b ::f c,
iar a=~=y = 90°
z
Fig.3.Axele de referinţă in sistemul tetragonal (13)
-c
Diferenţierea celor două sisteme este legată de nivelul axului de simetrie "c" de ordinul 3 la
sistemul trigonal, de ordinul 6 la cel hexagonal.
Z+C
Fig. 4. Axele de referinţă in sistemele trigonal şi
hexagonal (13)
14
La SISTEMUL ROMBIC a f. b f. c, a=p,=y = 900
Z+C
Fig.5. Axele de referinţă în sistemul rombic (13)-b
)(
În cadrul SISTEMULUI MONOCLINIC a f. b f. c, a= 'Y = 90° f. P
Fig. 6. Axele de referinţă în sistemul monoclinic (13)
-b
x
La SISTEMUL TRICLINIC af. b f. c, a f. pf. 'Y f. 90°
z
Z+c
+b Y
Fig. 7. Axele dereferinţă în sistemul triclinic (13)
-t
Este necesară menţiunea că, dacă organizarea reţelei cristaline într··unul sau în altul din
sistemele de cristalizare conferă mineralelor o serie de proprietăţi caracteristice, independente de
compoziţia chimicăl
, sunt destul de rare cazurile in care celula elementară a reţelei cristaline se
concretizează in aspectul exterior al cristalelor. Din acest punct de vedere cristalele pot fi:
Exemplul cel mai concludent este oferit de CARBONUL NATIV. Acesta poate apărea cristalizat în sistemul cubic. (DIAMANT) sau În
sistemul hexagonal (GRAFIT). Deşi formula chimică este aceeaşi, proprietăţile sunt flagrant diferite. Di,\n~antul este transparent, incolor, ~ău conducător
de electricitate şi cel mai dur mineral cunoscut, pe când grafitul este opac, cenuşiu negricios, cu luciu senllmetalic, bUI1 conducător de electricitate şi cu
duritate foarte scăzutik'i.
15
IDIOMORFE (EUHEDRALE), când forma exterioară a cristalului are feţe plane, simetrie ordonată,
etc; XENOMORFE (ANHEDRALE), când forma exterioară a cristalului este întâmplătoare, fără să
reflecte simetria internă; HIPIDIOMORFE (HEMlHEDRALE), când exterioml cristalului este
parţial limitat de feţe plane, parţial de suprafeţe neregulate.
In acelaşi timp, este necesarăprecîzarea că organizarea simetrică a reţelelor cristaline conferă
mineralelor (cu excepţia celor cristalizate în sistemul cubic) o serie de proprietăţi cu caracter
vectorial (dependente de direcţia şi de sensul de aplicare a proprietăţii, în raport cu dezvoltarea
cristalului), cu alte cuvinte un grad mai mult sau mai puţin avansat de ANIZOTROPIE1.
Fig. 8. Tipuri de cristale dupăforma conturului: a)
idiomorfe;
b) hipidiomorfe; c) xenomorfe (34)b)1)lidA,
a)c)
HABITUSUL
Habitusul este proprietatea morfologicăcare se referă la modul de dezvoltare spaţială a unui
corp (cristal în acest caz) în raport cu cele trei direcţii ale spaţiului. Termenul derivă din limba latină
unde habitus = tipar, stare.
Din acest punct de vedere se disting următoarele cazuri:
- Habitus IZOMETRIC, în cazul dezvoltării relativ egale în cele trei direcţii ale spaţiului (din
gr. UJO~ [isos] = egal şi IUoTpOV {metron} = masura).
Habitus PRISMATIC (din gr. llpiall<X [prisma] = prismă), în cazul dezvoltării
preferenţiale într-o direcţie în raport cu celelalte două. Cazul poate prezenta variante în funcţie de
gradul de alungire. Astfel se individualizează: habitus PRISMATIC (în sens strict), habitus
COLUMNAR (cu aspect de coloană, din lat. columen = coloană), habitus ACICULAR (cu alungire
exagerată şi habitus FIBROS (cu alungire extremă).
Habitus TABULAR (din lat. tabula = masă, tăblie), în cazul dezvoltării preferenţiale pe
două direcţii, în dauna celei de a treia. Şi aici pot apărea variante ca: habitus TABULAR (în
sens strict), habitus LAMELAR (cu grad accentuat de aplatizare) şi habitus FOIOS(cu aplatizare
exagerată).
Terlllchlli ANIZOTROP (derivat din gr.uv [an] = fiiră; /(JOC; [isos] = egal; ,ponll [lropi] = modificare, transformare, cotitură) semnifică
variaţia unor prol'rÎetăţi în funcţie de direcţiaşiunghilll deabbrdare.
16
z(c)
........... Fibros
. Acicular
........................ Prismatic·- Cilindric
F'ig. 9. Tipuri de habitus în
raport cu direcţiile
spaţiale x, y, z
( 5 - simplificat)
....................... Columnar
................ Izometric - Sferic
y (b)0'0 Foios
····Lamelar
.................. Tabular - Discoidal
'" \
1.
Leme/ar solzos Tabu/ur !lome/ric Prisma/le Acicv/o/'-clJ/vmnor
Fig. 10. Tipuri de habitus exemjJlificate pe dţferite cristale (39)
Este necesară precizarea, că identificarea habitusului nu necesită existenţa formelor
cristalografice exterioare, habitusul putând fi identificat şi pe cristale xenomorfe sau pe granule
rulate.
TRACHTUL
Trachtul (termenul derivă din limba germană, Tracht =, veşmânt) se referă la modul de
COlllbinare a feţelor de cristal în policdrii ordonaţi, conform simetriei exterioare. Trachtul este o
17
PLANŞA 1TIPURI DE TRACIIT (A)
Cub
Tetraedru
Dodecaedrupentagonal
Scalenoedru
Cub piramidat
Octaedru
Dodecaedruromboidal
Trapezoedru
Cub - tetraedru
Romboedru izometric
Dodecaedrutrapezoidal
Hexakisoctaedru
Cub - octaedru
Romboedru aplatizat
Dodecaedru deltoidal
Plagiedru
18
PLANŞA 1TIPURI DE TRACHT (B)
..-~
...... L--'
1-----------.-+---------+-----'"----+-------Prismă trigonaIă Prismă tetragonaIă Prismă hexagonaIă Prismă dihexagonaIă
PiramidătrigonaIă Piramidă ditrigonaIă PiramidătetragonaIă PiramidăhexagonaIă
BipiramidătrigonaIăBipiramidă
ditrigonaIă
Bipiramidă
tetragonală
Bipiramidă
hexagonală
Poliedru triclinicpinaeoidaI
'Prismă monocIi11ică
complexaPrismă monodinică
Prismă hexagonală
..2ip.~ramidat!. "_,....... ....L... .....t..._~ J..----.l:-~..;".:;...:~:.;......-_I
19
proprietate morfologică aplicabilă numai cristalelor idiomorfe, sau, într-o oarecare măsură, celor
hipidiomorfe a căror integritate poate fi estimată.
In numeroase cazuri, mineralele prezintă tracht caracteristic, fapt care poate reprezenta un
indiciu de diagnostic macroscopic.
Proprietatea rezidă din combinaţii de feţe, mai simple sau mai complexe, întrunite în
poliedrii regulaţi de tipul CUB, OCTAEDRU, TETRAEDRU, DODECAEDRU, PRISMĂ (de
diferite simetrii), PIRAMIDĂ, BIPIRAMlDĂ, PRISMĂ PIRAMIDATĂ, TRAPEZOEDRU,
ROMBOEDRU, SCALENOEDRU, HEXAKISOCTAEDRU, etc (Planşa 1).
FORME DE CONCREŞTERE
Cristalele apar sub forma unor edificii complexe, rezultate din asocierea unoi: indivizi
aparţinând aceleiaşi specii minerale sau unor specii diferite. Ultima situaţie reprezintă o
caracteristică structurală şi texturală a rocilor, deci nu va fi discutată aici.
In cazul asocierii de indivizi apaIţinând aceleiaşi specii minerale pot apărea:
- CONCREŞTERI PARALELE, formate din indivizi astfel dispuşi încât elementele
geometrice (feţe, muchii) sau elementele de simetrie (axele) să aibă o orientare paralelă.
a) b)
:Fig. 11. Concreşteriparalele: a) cristale de cuarţ (15); b) cristale de baritină (39).
- CONCREŞTERI SCHELETICE, reprezentând asocieri de cristale în forme
arborescente, dantelate, stelate, formate, de obicei, din indivizi cu dezvoltare incompletă. Un caz
particular îl reprezintă DENDRlTELE (din grecescul 8Gv5po~ [dendros] = arbore) .
.Fig. 12. Concreşteri scheletice: dendrite de aur(15)
20
Fig. 13. Concreşteri scheletice: dendrite de oxizi de mangan
(prelucrat electronic după eşantion)
- CONCRBŞTERI RADIARE formate din asocierea de cristale aciculare sau :l1broase în
jurul unui centru comun. Un caz particular îl reprezintă SFERULITELE, concreşteri radiare
limitate la exterior de suprafeţe specifice.
Fig. 14. Concreşteriradiare: sferulit de calcedonie (43)
- CONCREŞTERI NEREGULATE, reprezentând aSOCIefl aleatorii de cristale, fără
respectarea unor reguli precise.
Fig. 15. Concreşteri neregulate la cuarţ (desen după fotografie)
CONCREŞTERI SIMETRICE (MACLE)l
Un caz aparte al concreşterilor de minerale din aceeaşi specie îl reprezintă MACLELE.
Acestea sunt concreşteri simetrice de două sau mai multe cristale. In urma procesului de maclare,
edificiul cristalin realizat ajunge la un grad de simetrie superior faţă de fiecare individ izolat.
Procesul se poate realiza fie prin JUXTAPUNERE, când indivizii se lipesc printr-un plan de
Termenul provine din franceză, MA eLE = tip de blazon heraldic.
21
maclă comun, fie paralel, fie în urma uneI rotaţii, fie prin PENETRAŢIE
(ÎNTREPĂTRUNDERE), când maclarea se realizează prin întrepătrunderea reţelelor cristaline,
rezultat~l oferind adesea aparenţa unui cristal unic.
Sunt frecvente cazurile în care procesul de maclare implică un număr mare de indivizi
cristalini simetriei unul faţă de altul, când se realizează madele POLISINTETICE (din gr. 7COAV
[poly] = mult; (Jvv{)Drl1Wr; [sinthetikos] = sintetic).
a) b) c)
Fig. J6. 1Ypuri de macle: a) maclă de juxtapunere (macla coadă de rândunică a gipsului).
(13 simpli.ficat);b) maclă de penetraţie (macla diamantului) (39 simplificat);
c) macle polisintetice (lafeldspaţi calco-sodici) (77)
Trebuie făcută precizarea că, deşi procesul de mac1are este relativ frecvent, poate fi
destul de rar sesizat macroscopic, fiind însă bine evidenţiat prin analiza microscopică.
IZlOMORFISMUL ŞI POLIMORFISMUL
Prin izomorfism se înţelege posibilitatea ca minerale diferite să poată prezenta forme
cristalografice asemănătoare sau identice (termenul derivă din gr. t(jO~ [isos] = egal; ~oPCPll
[morphi] = formă) şi, implicit, o serie de proprietăţi comune. Prezenţa acestei proprietăţi
conduce la formarea unor cristale mixte, prin cristalizare simultană. Astfel, conceptul de
izomorfism implică posibilitatea de substituţie reciprocă a elementelor constitutive între două
substanţe cristaline capabile să formeze soluţii solide.
Prin polimorfism se înţelege posibilitatea unui mineral de a forma structuri reticulare
diferite, cu proprietăţi diferite, pentru o compoziţie chimică identică (termenul derivă din gr. nOA:u
[poly] 0= mult; ~OPCPll [morphi] = formă). Fenomenul apare ca un rezultat al faptului că structura
cristalelor este determinată de modul de aranjare a ionilor în reţea şi de tipul de legătură dintre ei
şi nu numai de compoziţia chimică.
22
PROPRIETĂTI LEGATE DE COEZIUNE,
Proprietăţile din această categorie, numite de o serie de autori şi proprietăţi MECANICE,
se referă la comportamentul minerale10r la acţiunea unor forţe mecanice. Răspunsul oferit la
acţilmea mecanică este determinat de relaţiile de coeziune dintre componentele reţelei cristaline
saU ale mediului mineral, în general.
Proprietăţile legate de coeziune au, în general, caracter vectorial, anizotrop, variind, de
multe ori, substanţial, în funcţie de direcţia şi sensul de aplicare a forţei mecanice.
DURITATEA
Prin duritate se înţelege gradul de rezistenţă opus uneI acţiuni mecamce exterioare.
Noţiunea are sensuri diferite, în funcţie de tipul de forţă aplicată, de direcţia acesteia şi de
reacţiunea obţinută. Astfel se poate vorbi de DURITATEA DE PENETRAŢIE (rezistenţa la
înţel'are sub presiune), DURITATEA DE SFREDELIRE (rezistenţa la găurire prin rotire),
DURITATEA LAŞLEFUIRE (rezistenţa la şlefuire cu abraziv) sau DURITATEA LA
ZGÂRIERE (reacţia la zgâriere cu ajutorul unor martori etalon). La nivelul identificării
minerale1or, unde nu este necesară o precizie deosebită, cel mai frecvent se utilizeaza. duritatea la
zgâriere, estimată pe baza unei scări comparative, cu 10 trepte, întocmită de F. Mohs (1912).
Menţionăm că treptele de duritate ale scării lui Mohs sunt arbitrare, neexistând o creştere
uniformă de la o treaptă la alta. In mod curent, pentru aprecierea durităţii se utilizează şi
etaloane de comparaţie comune, la îndemână (unghia, ac de oţel, sticlă), care pot indica, în
suficientă măsură (de cele mai multe ori) ordinul de mărime al durităţii.
Tabelul 2. Scara comparativăa durităţilor după Mohs.
Treapta de CUI H<1.lC:
-Mineralul etalon Alte repere de apreciere
1 TALC Se zgârie cu2 GIPS3 CALCIT
-FLUORINĂ4 Se zgârie cu ac de oţel, nu zgârie sticla
5 APATIT-
ORTOZĂ----
6 Zgârie sticla,7 CUARŢ fără săo taie
'---8 TOPAZ9
"-Taie sticla, la lovire produce scânteiCORINDON
10 DIAMANT-~
Se impune precizarea că aprecierea durităţii se face pe cristale izolate; în cazul agregatelor
de cristale se obţin valori mai mici, putându-se acţiona pe spaţiile intercristaline, cu coeziune mai
redusă.
In multe cazuri, duritatea este diferită în funcţie de direcţia şi/sau sensul de atac.
CLIVA.JULClivajul este proprietatea prin care mineralele se pot fi-agmenta, după suprafeţe mai mult
sau mai puţin plane, la solicitarea prin presiune sau prin lovire. Clivajul se realizează întotdeauna
după planele de minimă coeziune ale reţelei cristaline, şi este o proprietate discontinuă. După
uşurinţa cu care se realizează şi după calitatea feţelor obţinute, divajul poate fi:
.. CLIVAJ PERFECT - realizat uşor obţinându-se foi subţiri, cu feţe perfect netede;
CLIVAJ FOARTE BUN- cu desfacere relativ uşoară, cu feţe netede;
I?ig.17. Exemplu de clivciffoarte bun la calcit (59)
- CLIVAI BUN - cu desfacere mai dificilă, cu feţe mai aspre sau discontinui;
- CLIVAl SLAB - cu desfacere la efort, după feţe de obicei în trepte sau curbe;
- CLIVAI AB SENT - fără posibilitate de divaj.
De la caz la caz, mineralele pot avea una sau mai multe direcţii de divaj, de aceeaşi
valoare sau de valoare diferită, în funcţie de tipul planelor reticuiare şi a coeziunii interne
specifice. In practică se consideră valoarea cea mai ridicată a divajului, dacă nu se cere
precizarea eventualelor diferenţieri după direcţiile de atac.
La unele minerale, cunoaşterea unghiului dintre planele de divaj este definitorie pentru
separarea speciilor aselnănătoare.
SPĂRTURA
Spărtura este proprietatea care reflectă llJperea la lovire a unui mineral în afara planelor
de divaj. Pot fi deosebite:
- Spărtură GEOMETRICĂ (REGULATĂ), caracteristică mineralelor cu divaj perfect şi
foarte bun, la Care orice şoc determină separarea pe feţe de divaj;
- Spărtură NER.EGULATĂ, reprezentată prin apariţia de suprafeţe întâmplătoare;
24
- Spărtură CONCOIDALĂ din lat. conca = cochilie), reprezentată pnn apariţia de
stlprafeţe curbe cu aspect de cochilie şi luciu gras;
- Spărtură FIBROASĂ, reprezentată prin suprafeţe striate, mai mult sau mai puţin paralel
sau radial';
- Spărtură AŞCHIOASĂ, reprezentată prin suprafeţe mărginite de muchii ascuţite.
ELASTICITATEA ŞI PLASTICITATEA
Materia solidă, deci şi mineralele, prezintă formă proprie şi volum constant. Când asupra
mineralelor acţionează forţe exterioare, în anumite limite, ele pot suferi deformări. Deformările
reversibile la încetarea acţiunii exterioare, constituie deformări elastice, deformările ireversibile,
care se păstrează şi după încetarea acţiunii exterioare, reprezintă deformări plastice. Şi
proprietăţile elastice şi cele plastice se manifestă limitat; dacă acţiunea forţei aplicate depăşeşte
coeziunea internă a reţelei, se ajunge la rupere. În funcţie de gradul de elasticitate şi de cel de
plasticitate, mineralele pot fi mai mult sau mai puţîn casante sau, în· unele cazuri, .maleabile sau
ductile.
GREUTATEA SPECIFICĂ
Greutatea specifică reprezintă greutatea raportată la unitatea de volum şi se exprimă în
g/cm3. Este o proprietate dependentă, pe de o parte de compoziţia chimică, pe de altă parte, de
modul de structurare a reţelei cristaline, mai a.les de densitatea reticulara. Determinarea greutaţii
specifice se poate realiza prin mai multe metode precise de laborator, însa în mod curent se face o
apreciere subiectiva.
Considerând o greutate specifică medie de 2,5-2,85 g/cm3, mineralele se pot împărţi în
MINERALE UŞOARE, cu greutate specifică mai mică decât media şi MINERALE GRELE, cu
valori peste medie. De obicei, subiectiv, se evidenţiază acele minerale care au valori exagerate de
greutate specifică (fie foarte mici, fie foarte mari). Evident, pentru studii detaliate, se fac
determinări exacte de laborator.
PROPRIETĂŢIOPTICE
Proprietăţile optice rezultă din impactul luminii cu materia minerală, fiind determinate de
fenomene fizice cum ar fi REFLEXIA, REFRACŢIA, ABSORBŢIA, DISPERSIA şi
INTERFERENŢA.
25
In analiza macroscopică a proprietăţilor optice, sunt semnificative: CULOAREA,
CULOAREA URI\IlEI, TRANSPARENŢA şi LUCIUL.
CULOAREA (macroscopicâ)
Culoarea reprezintă efectul absorbţiei selective a radiaţiilor luminoase monocromatice din
spectrul general al luminii albe. Culoarea mineralelor este determinată pe de o parte de
compoziţie, pe de altă parte de tipul de reţea cristalină, dar şi de alţi factori (nu toţi explicabili
prin mijloace fizice). Din acest punct de vedere se pot deosebi:
- CULORI IDIOCROMATICE (din gr. tDWC; [idios] = propriu; XP<D!l<l [hroma]
culoare), atunci când culoarea este determinată de caracteristici proprii mineralului;
- CULORI ALLOCROMATICE (dingr. uJ)"OC; [allos] = alt, altfel; XP<D!lU [hroma]
culoetre), când culoarea este dată de prezenţa în structura internă a unor componente străine,
adesea în cantităţi extrem de mici, nedetectabile, dar care modifică absorbţia luminii. Aceste
componente, numite şi "cromofori" (purtători de culoare)(din gr. XP<D!lu [hroma] = culoare;
<popelv [phorein] = a purta), pot fi ioni sau atomi metalici, cantităţi infime din alt mineral sau pur
şi simplu unele impurităţi. Fenomenul este specific mai aks mineralelor incolore, care prin
cromofori pot dobândi culori diferite. Ca exemplu putem menţiona varietăţile de cuarţ (mineral
incolor) care în funcţie de cromofori pot deveni violete (ametist), galbene (citrin), fumurii
(morion), roşu (aventurin), verde (prasen) etc.
Cei mai frecvenţi cromofori sunt: Fe2+ (verde), Fe3
+ (roz-roşu), Cr3+ (roşu), Mn2
+ (violet),
Ti3+ (albastru) sau substanţe organice (negru).
Aprecierea culorii prezintă un anumit grad de subiectivitate, fiind adesea necesare
precizări de nuanţă, cu referiri comparative.
La nivel cu totul general, se obişnuieşte gruparea culorilor în două categorii largi,
CULORI LEUCOCRATE (de la gr. MKOC; [leykos] = alb; Kp<l'tW [krato] = a purta) care
grupează culorile şi nuanţele deschise (specifice mineralelor conţinând metale uşoare de tip Na,
K, Al) şi CULORI TvlELANQCRATE (de la gr. !lcAav6c;[melanos] = vânat, întunecat; KpaX<D
[krato] = a purta) care grupează culorile şi nuanţele întunecate (specifice mineralelor conţinând
metale mai grele, de tip Fe, Mg, Cr, Mn, etc). Această împărţire, chiar dacă poate oferi indicaţii
asupra conţinutului unui rnineral, are un grad de subiectivism accentuat.
26
CULOAREA URMEI
Prin culoarea urmei se înţelege culoarea unui mineral în stare de pulbere. Denumirea
derivă din aceea. că prin frecarea de o suprafaţă rugoasă a unei plăci de ceramică, majoritatea
mineralelor lasă o urmă de material fin sfărâmat.
In unele cazuri, culoarea urmei coincide cu cea a mineralului (exemplu: cinabru - roşu;
mala..chit - verde etc.). Alteori însă, se constată o diferenţă netă între culoarea mineralului şi cea a
urmei (exemplu: hematit - cenuşiu, urmă roşie sângerie; pirită - galben-auriu, urmă neagră). S-a
constatat că, dacă culoarea mineralului poate suferi variaţii legate de gradul de puritate, de
dimensiunea granulelor sau de prezenţa unor cromofori variaţi, culoarea urmei este întotdeauna
constantă, reprezentând o caracteristică invariabilă.
Este necesară meţiunea că mineralele transparente sau semitransparente, chiar dacă sunt
colorate, nu lasă urmă, iar în cazul mineralelor foarte dure (mai dure decât ceramica) testul de
urmă devine ineficient.
TRANSPARENTA•
Transparenţa este o proprietate legată de capacitatea de transmitere prin mineral a
radiaţiilor luminoase, Proprietatea depinde de natura chimică, de structura reticulară, dar şi de
grosimea masei cristaline şi de prezenţa accidentelor de parcurs (plane de clivaj, impurităţi, de
numărul suprafeţelorde reflexie şi de refracţie, etc).
Din acest punct de vedere, mineralele pot fi:
- TRANSPARENTE, cu un coeficient redus de absorbţie şi dispersie, lăsând să treacă
lumina şi transmiţând imaginea prin mineral;
- TRANSLUCIDE, care deşi lasă lumina să treacă, prin dispersie împiedică tran~miterea
llnagmn;
- OPACE, care prin absorbţie, dispersie şi reflexie, împiedică transn.iiterea luminii şi
implicit a imaginii.
LUCIUL
Luciul este o caracteristică a suprafeţelor determittatăde luminii. Este
dependent de tipul reţelei cristaline, de unghiul de inţj.denţ~ar~ţlia.ţi~J9Lh.UrlinQas(;,cl@P\.lţţt('J~de
absorbţie şi de indicele de refraţie (în special la mineralele transparente), dar şi de netezimea
suprafeţei reflectante. Din acest punct de vedere, mineralele pot prezenta:
- LUCIU METALIC, caracteristic mineralelor opace, cu reflexie puternică de tip oglindă
şi mare putere de absorbţie;
- LUCIU SEMIMETALIC, caracteristic unor minerale translucide sa.u chiar transparente
cu reflexie puternică;
27
- LUCIU ADAMANTIN (DIAMANTIN), specific mineralelor transparente sau
translucide cu indice de refracţie foarte mare, care conferă senzaţia de luminare interioară
(comparabilă cu luciul diamantului);
- LUCIU STICLOS, specific mineralelor transparente sau translucide cu indice de
refracţie mic (comparabil cu luciul unui geam);
- LUCIU MĂTĂSOS, specific agregatelor fibroase;
- LUCIU SIDEFOS, specific mineralelor fin lamelare sau cu c1ivaj foarte bun, consecinţă
a interferenţei razelor reflectate de numeroasele suprafeţe interne, în contact cu aerul;
..: LUCIU GRAS, caracteristic suprafeţelor cu spărtură rugoasă sau concoidală, care
disperseazărazele reflectate;
- LUCIU MAT, de fapt absenţa luciului, specific, în general, pulberilor sau agregatelor
pulverulente care împiedică reflexia luminii.
Tipurile de luciu menţionate se referă, în general, la suprafeţele de cristal netede şi
lustruite sau la planele de clivaj ale indivizilor separaţi. În cazul agregateior policristaline, tipul de
luciu este cel mai adesea modificat.
BIREFRINGENTA,
Birefringenţa (dubla refracţie) este proprietatea cristalelor de a descompune razele de
lumină incidente în două retractate care se propagă cu viteze diferite, ceea ce face ca imaginea
transmisă prin transparenţă să apară dublată de o imagine similară deviată faţă de prima.
Birefringenţa care poate fi observată macroscopc numai în cazuri speciale (cristalele
romboedrice perfect transparent.e de calcit numite "Spat de Islanda"), duce însă la polarizarea
luminii ordinare, proprietate utilizată în construcţia şi utilizarea microscoapelor mineralogice.. .
Fig. 18. Birefringenţă observabilă
macroscopic 'la calcit (76)
ALTE PROPRIETĂTI•
În afara proprietăţilor mecanice şi optice pe care le-am prezentat, caracteristice tuturor
mineralelor, unele dintre acestea mai pot prezenta o serie de proprietăţi specifice, care le
individualizează uşor de alte minerale.
28
. ----~--~~-~---Lucrări practice
Sunt minerale grele, cu reţele cristaline cu simetrie ridicată. In majoritate sunt minerale
melanocrate, opace, cu luciu metalic. Pot forma serii izomorfe şi, uneori, soluţii solide cu alte
salfuri sau, în anumite situaţii, cu metale native (Tabelul 4).
OXIZI ŞI lIIDROXIZI
Clasa cuprinde totalitatea oxizilor simpli, a oxizilor hidrataţi şi a hidroxizilor metalici şi
nemetalici din natură, cu excepţia Si02, care datorită reţelei cristaline specifice se încadrează în
el asa silicaţilor. Grupează combinaţii cu circa 40 de elemente chimice, în majoritate metalice, cea
mai mare frecvenţă având~o oxizii şi hidroxizii de fier. Ca şi sulfurile, oxizii şi hidroxizii sunt, in
m.ajoritate minerale grele, me1anocrate, cu luciu metalic sau semimetalic, cu durităţi mari şi cu
stabilitate chimică ridicată. Formează frecvent oxizi dubli cu cationi de valente diferite. Prezenta~ - - ,.
ionului oxidril sau a apei moleculare poate determina modificarea coeziunii reţelei cristaline. De
asemenea, prezenţa apei poate duce la formarea de mase criptocristaline, coloidale sau chiar
amorfe, cu aspect pulverulent (Tabelul 5).
Tabelul 5. Oxizi şi hidroxizi
Proprietăţi
Formulachimică
Sistem decristalizare
Habitus
DuritateClivqj
Spărtură
Culoare
Culoarea
MAGNETIT1 "-HEMATIT GOETHIT I PSILOME- COR1NDON3
LIMONIT2 LANFej04 Fe20j FeO(OH)1 MnO. nH20 AhOj
(FeO.Fe2Oj) Fe2Oj.nH2O[C] [3] [R]/[amoIi] [M]/[amoIi] [3]
prismatic, agregate subizometric,izometric tabular tabulară! pulverulente prismatic
pulverulent sau dendritice5,5 - 6,5 5-6 5-5,512,7~4,3 5 - 6 9
bun absent perfecti absent absent absentneregulată neregulată neregulată neregulată concoidală
negru negru, cenuşIU brun, negrul negru incolor sauocru, galben allocromatic
negru roşu-vişiniu brun, gaJben negru incolorurmei
P-------------+------,~---+---------+--'___~--._~------------\------,----Luciu metalic metalic,semi- adamantin! mat adamantin
-,-__~+-__n2:1e:..::ta:::l:.::.:ic=___+_s::..::e..:.:m.:=i::.:l11=a:::;t,'__=m.:.::=a,t:.._ i----.----------l--~------Transparenţa opac opac opac ~ transparent1 Este feromagnetic şi deviază acul magnetic. I
2 De obicei se asociază varietăţi diferit hidratate, În mase colomorfe, pămîntoase, cu tentă ocru, numitegeneric "limonit".
3 Prezintă varietăţi colorate allocromatic cu calităţi de piatră preţioasă: lubin (roşu), safir (albastru),smarald oriental (verde), topaz oriental (galben), ametist oriental (violet) etc. Varietatea comună impură senumeşte SMIRGHEL.
33
HALOGENURI
Clasa cuprinde minerale reprezentînd sărurile acizilor halogenaţi (HF, HCI, HBr, HI), de
obicei în combinaţie cu cationi metalici din stânga sistemului periodic al elementelor (metale
alcaline şi ca1co-a1caline).
In general sunt minerale uşoare, incolore sau cu culori allocromatice, cu duritate mică şi
solubilitate relativ ridicată (cu excepţia fluorurilor)(Tabelul 6).
Tabelul 6. Halogenuri
Proprietăţi. +-__~H,A~,T::::,T~Tl_._---t__~S~I~L~V~Ic:.:N~Ă~l -I-'"_-C-_Fl!::!::.~I~«)~1iIl~'I~Nr~Ă.~2 -1Formula chimică NaCI KCI CaF2._----+---
Sistem de [C] [C] [C]crisţalizare
llabituş izometric izometric izometricI--~--====----~+--~:.:::.::==-~--+~~---.:.===--~t----==::.:.::.:-=--_ ..-
Duritate 2 2 4Cliva} perfect perfect perfect
Culoarea urmeiLuciu
Transparenţă
sticlos sticlos-gras sticlos-adamantintransparent, transparent, transparent,translucid translucid translucid
2Minerale solubile şi cu gust specific.Fluorescent în spectm ultraviolet.
CARBONATI,Clasa cuprinde mineralele reprezentând săru.rile acidului carbonic (H2C03), în general cu
cationi mono- sau bivalenţi. In general sunt solubili în ape agresive şi reacţionează relativ uşor cu
acizii determinând înlocuirea anionului [Co3t sau a celui [HC03r cu anioni mai tari (Cr, [N03r
[S04t), cu degajare de CO2 în efervescenţă.
Sunt minerale cu duritate medie (3 - 5), în majoritate incolore sau cu culori allocromatice.
Carbonaţii de Fe, Mn şi Cu apar coloraţi idiocromatic în culori specifice.
Pot forma compuşi dubli sau soluţii solide în serii izomorfe. Frecvent prezintă
polimorfism.
In general au divaj bun până Ia perfect (Tabelul 7).
O serie de cercetători încadrează în această clasă şimineralele aparţinând altor săruri
oxigenate bazate .pe anioni trioxigenaţi de tip [X03]", [Xo3t, [X03]4., respectiv AZOTAŢI,
BORAŢI. IODAŢI, care, în anumite limite, au proprietăţi asemănătoare cu cele ale carbonaţilor.
- GUSTUL, proprietate specifică unor minerale solubile (în special din grupul sărurilor
halogenate) care pot fi deosebite, astfel, unele de altele. Unele minerale pot avea gust sărat
(halit), salciu (silvină), amar (kisseritul - MgS04 . HlO), dulceag (unii boraţi), astringent
(alaunii), alcalin (unii carbonaţi bazici) etc.
- MIROSUL, proprietate de recunoaştere a unor minerale, mai ales stimulate prin lovire.
Pl'oprietatea este legată de capacitatea de a emite substanţe volatile. Astfel poate fi identificată
prezenţa hidrocarburilor, a hidrogenului sulfurat, a sulfului, a arsenului (cu miros de usturoi), sau
prin mirosul specific de noroi, emis Ia umezire, a mineralelor argiloase.
":REACŢIA CU HCI. Unele minerale (carbonaţii) pot fi uşor diferenţiate de altele cu care
ar putea fi confundate, printr-un test de atac cu o soluţie 2 % de HCI. Reacţia se bazează pe
înlocuirea de către acid a radicalului [Co3t şi eliberarea H l C03, care spontan se descompune în
apă şi COl, sub formă de bule care produce efervescenţă. Astfel, caIehul (CaC03 ~. trigonal) şi
aragonitul (CaC03 - rombic) dau reacţie de efervescenţă violentă la rece, dolornitul
[CaMg(C03)l] reacţionează cu HeI numai la cald, sideritul (FeC03) reacţionează în pulbere la
cald, iar magnezitul (MgC03) nu reacţionează.
- PROPRIETĂŢI MAGNETICE. Magnetismul este o proprietate comună tuturor
mineralelor, care din punct de vedere al susceptibiIităţii magnetice pot fi:
- paramagnetiee (mineraleatrase de câmpul magnetic în zonele de maximă
densitate a liniilor de forţă);
- diamagnetice (substanţele respinse de câmpul magnetic, în zonele de densitate
minimă a liniilor de forţă);
- feromaguetice (substanţe atrase de câmpul magnetic, cu capacitate de
amplificare şi redirecţionare a acestuia); o parte dintre mineralele feromagnetice îşi păstrează
caracterul magnetizat şi după îndepărtarea câmpului magnetic inductor, astfel că pot deregla
orientarea unui ac magnetic (busolă). Exemple clasice sunt pirotina şi magnetitul.
PROl>RIETĂŢI TERMIC~ŞI PROPRJETĂ'fIELECTRICE. Greu de testat în afara
condiţiilor de laborator, proprietăţile termice şi cele electrice pot, uneori, particulariza anumite
minerale, mai ales în privinţa conductibilităţii termice (senzaţie de rece pentru substanţele bune
conducătoare)şi electrice.
PREZENTAREA SISTEMATICĂA
PRINCIPALEI.JOR MINERALE PE BAZA
PROPRIETĂTILOR MACROSCOPICE,
Clasificarea mineralelor reprezintă o problemă relativ dificilă, fiind greu de luat în
considerare toate criteriile posibile de discriminare şi/sau de grupare. In mod obişnuit, în
momentul de faţă se recurge la o sistematică bazată pe compoziţia chimică, în strânsă corelare cu
modul de organizare a materiei în reţeaua cristalină (cu alte cuvinte cu sistemul de cristalizare).
Astfel, se separă opt clase de minerale (pe baza compoziţiei chimice), în cadrul cărora
subdiviziunile se bazează pe organizarea spaţială a reţelei. Ambele categorii de factori determină
quasitotalitatea proprietăţilor.
EIJEMENTE NATIVE
Aflate în număr redus în natură (circa 33), elementele native sunt majoritar în stare solidă.
De la început pot fi separate în două categorii: METALE şi NEMETALE, cu pr9prietăţi diferite
(Tabelul 3).
METALE NATIVE
Sunt, în general, minerale compacte, grele, cu bună conductibilitate termică şi electrică,
opace, cu luciu metalic, cu culori specifice. Majoritatea sunt, în general, maleabile şi ductile,
lipsite de clivaj. Formează frecvent soluţii solide (aliaje).
NEMETALENATIVE
Au proprietăţi mult mai puţin constante, datorită atât apartenenţei la grupe diferite ale
sistemului periodic cât şireţeJelor cristaline mult mai diversificate. Frecvent, pentru aceeaşi
compoziţie, pot apărea minerale diferite, prin organizarea de reţele cristaline diferite.
Intre cele două categorii se intercalează elemente numite SEMIMETALE, care mediază
proprietăţile celor două categorii extreme.
30
GEOLOGIE FIZICĂ/-
Tabelul 3. Elemente native
Lucrări practic~
~'-------,--- ,--,
Pl'oprietăţi Metale Nemetalef--' --
CUPRU PLUMB DIAMANT GRAli'IT SULF-~.
Formula Cu Pb C C S/S s
chimică"-c--' .. .- --
Sistem de lc] [C] [C] [6] [RJM/amorff
-'cristalizare} --_.. --
izometric tabular,
Habitus izometric deformat izometric lamelar subizometric,
'\ tubular pulverulentf--------- -
Duritate 2,5 - 3 1,5 10 1-2 1,5 -21----------
ClivaJ absent absent foarte bun perfect slab-Spărtllră aşchioasă aşchioasă concoidală regulată neregulată
Culoare roşu de cupru cenuşIU incolor cenuşiu-negru galben
Culoarea roşu-brun cenuşiu închis incolor negru alb-gălbui
urmei,~
Luciu metalic metalic adamantin metalic răşinos, gras,
adamantin
Transparenţă opac opac transparent, opac transparent,
translucid translucid
Pentru marcarea sistemului de cristalizare, în tabele se utilizează convenţional următoarele simboluri:
CUBIC == [e]; TETRAGONAL (pĂTRATIC) = [4]; HEXAGONAL = [6]; TRlGONAL (ROMBOEDRIC) = [3];
MONOCLINIC = [M); TRICLINIC = [T].2 Sulful nativ prezintă variante polimorfe legate de condiţiile de geneză.
SULFURI ŞI SULFOSĂRURI
În această clasă sunt grupate sărurile hidrogenului sulfurat (H2S) şi mineralele
reprezentând compuşi similari bazaţi pe anioni cu dimensiuni şi proprietăţi comparabile cu ale
anionului S2. (seleniuri, t~luI1lri, ars~niuri),ca şi compuşii cu anioni complecşi (sulfosăruri)
Clasa grupează un număr mare de minerale, în marea lor majoritate minereuri (pretându
se la extragerea unor metale). În majoritate mineralele acestei clase au cationi calcofili
(asemănători cu cuprul; gr. Xd.IvKO<; [cha1cos] = cupru ',1- cptMa {philia] = prieten), în general
reprezentând metale grele, ale căror proprietăţi sunt, în parte, transferate. şi mineralelor.
31
Proprietăţi I GALENĂ I BLENDĂ CINA- COV~LI-I PIROTI- PIRITĂ CALCOPI STIBINĂ I REAL- AURIPIG-BRU NA NĂl -RITĂ i GAR MENT
IFormula I PbS I ZnS I HgS CuS Fel"xS FeS2 CuFeS2
ISb2S3
IAsS AS2S3
chimică II
I Sistem de [C] [e]1
[3] [6] [6] [e] [4]
1
[RJ I [M] I [M]cristalizare I
tabular,Habi,tus I izometric izometric I lamelar lame1ar
Itabular . izometric sub- I acicular I prismatic I prismaticI I
I izometricDuritatea I 2,5 -2,73' 3,5 - 4 2- 2,5 1,5 - 2 3,5 - 4,5 6 - 6,5 3,5 - 4 Ţ 2 i 1,5 - 2 T 1,5 - 2
Clivaj I perfect perfeţt
Iperfect perfect slab, absent slab I perfect I bun I perfect
i absent ...
Spărtura I geomţtrică Ţ concoidală concoidală aşchioasă concoidală concoidală concoidală regulată Ţ concoidală Ţ regulată
Culoare I cenuşiu de i negru, roşu-brun albastru- galben de ,!. galben- galben de cenuşiu de! roşu I galbenplumb I brun, indigo bronz cenuşiu alamă plumb I portocaliu
galben i ICuloarea
Inegru I negru-brun roşu cenuşiu- negru negru negru- cenuşiu galben- \ galben
armei negru verZUI I portocaliu I deschisadamantin- metalic,
1răşinos- răşinos-
Lacia I metalic I răşinos adamantin serrume- metalic metalic metalic I metalic I adamantin adamantin,talie I semimat
. Transpa- I opac I opac, I opacI
opacI
opac opacI
opac .opac I translucid, translucid,I
\ rentă translucid I transparent transparent
1 Deviazăputemic acul magnetic.
Tabelul 4. Sulfuri şi sulfosăruri
i FormulaI chimicaI-I Sistem deI cristalizare
I
Proprietăţi
Habitus
II
ARAGONIT
CaC03
[R]
prismatic,acicular,
fibros
CALCIT
CaC03
[3J
izometric,prismatic,
tabulat
DOLOMIT
CaMg[C03]2
(3]
izometric,prismatic,
tabular
MAGNEZIT
MgC03
[3J
izometric,prismatic,
tabular
SIDERIT
FeC03
[3]
izometric,prismatic,
tabular
RODOCROZIT
MnC03
[3J
prismatic,tabular
MALACHIT
ICU2[C03](OHh
I [MJI
prismatic,fibros
I
AZURIT
CU3[C03h(OHh
[MJ
tabular,prismatic,
acicular
sticlos-sidefos I
DuritateCliva]
Spărtură
Culoare
CuloareaurmeiLuciu
Transparenţa
Alteproprietăţi
3,5 - 4bun
concoidală
incolor, albsau
allocromaticincolor
sticIos
transparent
efervescenţă
violentă cuHCI
3perfect
concoidală
incolor, albsau
allocromaticalb
sticlos-sidefos
transparent
efervescenţă
violentă cuHCI
3,5 - 4perfect
concoidală
incolor,cenuşiu, brun
incolor, alb
sticlos-sidefos
transparent
efervescenţă
slabă cuReI
3,75 - 4,25perfect
concoidală
incolor, alb,cenuşiu
alb
sticlos-sidefos
translucid
I
3,75- 4,25perfect
concoidală,
neregulată
galben, verde,brun
alb
stic1osmătăsos
translucid
3,5- 4perfect
concoidală,
neregulată
roz, roşu
alb
translucid
concreşteri
crustoase
I
3,5 - 4perfect
concoidală,
neregulată
verde intens
verde deschis
sticlos, mat
translucidopac
concreşteri
crustoasereniforme
3,5 - 4slab
concoidală
I albastru azuriu
albastru
sticlos
translucid
concreşteri
crustoasereniforme
Tabelul 7. Catbonaţi IIl'I~~lI~'
SULFATI,
Clasa grupează mineralele reprezentând sărurile oxigenate ale sulfului (cu anion [S04]2)
la care se pot adăuga şi săruri ale unor anioni cu structură similară (cromaţi anion [Cr04f-;
molibdaţi anion [M004]2-; wolframaţi - anion [W04f).
Reprezintăminerale cu duritate scăzută, cu clivaj bun, în general incolore şi transparente.
Greutatea specifică este legată de tipul de cation. Frecvent pot forma reţele hidratate sau anhidre,
în funcţie de condiţiile de geneză. Sunt minerale relativ uşor solubile, mai ales cele cu cationi
monovalenţi.Pot forma săruri complexe cu anioni suplimentari ([OHr, cr, [C03f)(Tabelul 8).
Tabelul 8. Sulfaţi şi iosiaţi
Proprietăti GIPS ANHIDRIT BARITINĂ1 APATIT
[6][R]
tabular, prismatic,fibros
Formula chimică CaS04.2H20 CaS041-.---------jf--------'-----"----1------~-'-
Sistem de [M] [R]cristalizare
-.--c-'-:..::.=:=.:..:'....:----+-----~-_ _4~~.,__~.,__~-+_~~----~-~_+-"-.,__--i- --___4
Habitus
DuritateCliva;
2perfect
3,5perfect
3 - 3,5foarte bun
5absent
Spărtură
Culoare
Culoarea urmei
neregulată
incolor, alb,gălbui,roz, etc
alb
lleregulată
incolor, albastru,violet, alb, etc
alb
neregulatincolor, alb, etc
alb
concoidală
incolor sau coloratdiferit
albLuciu sticlos, sidefos,
mătăsos
sticlos, sidefos sticlos, sidefos sticlos-adamantin
Transparenţa transparent transparent,translucid
transparent transparent,translucid
Mineral cu greutate specificăfoarte mare.
FOSFATI,
Clasa grupează sărurile acidului ortofosforic (I-hP04) şi săruri cu anioni comparabili cu
[P04f, respectiv arseniaţi (anion [As04t) şi vanadaţi (anion [V04f).Sunt dificil de identificat macroscopic, cu atât mai mult cu cât, adesea, mai ales în rocile
sedimentare, formează agregatecolomorfe împreună cu alţi fosfaţi, sau sunt diseminaţi.
SILICATII,
Silicaţii reprezintă cel mai mare grup de minerale, însumând circa o treime din numărul
total şi circa 75 % din greutatea scoarţei terestre.
Teoretic, silicaţii ar reprezenta săruri ale acidului silicic (H4Si04), acesta fiind însă o
substanţă virtuală, nefiind cunoscut decât sub formă de săruri (silicaţi).
36
Silicaţii, din punct de vedere chimic, se bazează pe un număr relativ mic de cationi. Cu
to aie acestea, se remarcă o imensă variabilitate, determinată, pe de o parte, de extinderea mare a
femmenului de izomorfism, complet sau parţial, pe de altă parte, de structura spaţială foarte
c0111plexă a reţelelor cristaline. De aici derivă variabilitatea imensă a proprietăţilor şi realizarea
U.i101- formule chimice adesea foarte complicate.
S-a constatat că reţelele cristaline ale silicaţilor se bazează pe un complex anionic [Si04tdezl'ultat spaţial sub forma unui tetraedru, cu ionul Si4
+ în centru şi având fiecare colţ ocupat de
ioni 0 2-. Legătura anionului [Si04t cu diverşi cationi se realizează exclusiv prin intermediul
colţurilor deci numai prin intermediul oxigenului.
0=02
= Si4+
Fig.19. Complexul anionÎc [Si04t- dezvoltat subformă de tetraedru.
Lucrurile se complică şi prin faptul că în reţelele silicaţilor există posibilitatea cuplării, în
diferite moduri, a tetraedrilor [Si04t prin punerea în comun a unor colţuri (a unor iom 0 2-) şi
realizarea de anioni complecşi ([Sh07t; [Si40 12t; etc).
Dacă se ţine seamă de similitudinile de rază ionică ale ionului Si4+ cu ionul AI3
+, care
permit înlocuirea parţială a siliciului cu aluminiul, se poate înţelege că posibilităţile de
diversificare ale silicaţilor, la care se adaugă astfel şi alumo-silicaţii, cresc exponenţiaL
Din aceste considerente, prezentarea sistematică a silicaţiIor trebuie să ţină seamă în mod
deosebit de criteriul structural. Se separă, astfel, o serie de subc1ase, pe baza modului structural
de asociere a tetraedrilor de [Si04t. Chiar dacă macroscopic nu poate fi remarcată structura
reticulară, proprietăţile fizice induse de reţeaua cristalină permit, într-o oarecare măsură,
încadrarea macroscopică în subclase.
NEZOSILICATI,
Sunt silicaţi cu grupări tetraedrice [Si04t izolate, legate în reţea numai prin intermediul
cationilor metalici.
Formează, în general, cornpuşicu cationi grei (Mg2+, Ca2+, Fe2+, Fe3+, Ti4+), adesea în serii
izomorfe. Prezintă simetrie medie până la avansată, constituind frecvent cristale idiomorfe. Sunt
minerale cu c1ivaj slab sau lipsite de divaj.
Fig. 20. Structura nezosilicaţilor (14)
Datorită izomorfismului, macroscopic sunt dificil de apreciat speciile minerale, ca atare,
fiind obişnuită prezentarea unor grupe de minerale cu proprietăţi comune. (grupa olivinei, grupa
granaţilor, grupa distenului)(Tabelul 9).
SOROSILICAŢI
Prin asocierea în reţea a doi tetraedrii [Si04t se realizează anioni de tipul [Si20 7t, în
legătură cu cationi de tip Ca2+, Fe2
+, Al3+.
Fig. 21. Structura sorosilieaţilor (14)[SiZ0 7] 6
---o
NEZO-SOROSILICAŢI
Nezo-sorosilicaţii sunt silicaţi cu o grupare anionică mixtă de tetraedm simplu cuplat cu
doi tetraedrii legaţi de tip [Si20 7. Si04t, în acelaşi timp permiţându-se adiţia de ioni [OHr sau
de molecule de apă (Tabelul 9).
Realizează cristale cu habitus prismatic, adesea grupate în agregate microgranulare, cu
aspect fals amorf.
CICLOSILICATI,
Sunt silicaţi Ia care gruparea anionica este formata prin asocierea în inele închise a 3,4,5,
sau 6 tetraedrii [Si04]. Formula standard a anibnului este [Sio0 30]2n-. Prin suprapunerea în reţea a
inelelor anionice rezultă, în general, cristale cu habituBpristll<l.tic până la acicular sau fibros, mai
rar izometric, cu clîvaj slab..potrivit (Tabelul 9).
38
[8;60"J 12_~!
Fig. 22. Structura ciclosilicaţilor (14)
Lucrări practi~
INOSILICATI,
Din asocierea tetraedrilor Si04 în lanţuri infinite, simple sau duble, rezultă două categorii
de inosilicaţi. ei cu structuri în lanţuri simple, cu grupare anionică ([Sh06t)n sunt numiţi
PIROXENI. Cationii, în general grei (Mg2+, Fe2
+, Mn2+, Fe3
+, Al3+), determină culori
melanocrate.
Fig. 23. Structura piroxenilor (13)
Frecvent formează serii izomorfe. Pot cristaliza fie în sistemul rotnbic, fie în cel
monoclinic conducând la serii izomorfe diferite.
În ansamblu, structura simplă a catenelor determină habitus scurt prismatic, adesea cu
cristale idiomorfe. Clivează bine, transversal pe direcţia de alungire.
Un grup particulat de inosilicaţi cu lanţuri simple îl constituie aşa numlţll
"PIROXENOIZI", În care, datorită legării de cationi bivalenţi cu rază mare, periodicitatea reţelei
anionice este mai mare decât 2. Gruparea anionică devine [Si30 9t sau [Sin0 3nt.[6' O ] 6
Fig. 24. Structura piroxenoizilor (wollastonit) (38) 13.9
Inosilicaţii cu lanţ\lri duble, prezintă gruparea aruonică ([Si40 11t)n, în care pot adiţiona
tOm suplimentari [OH)" sau F. In unele situaţii, Si4+ poate fi înlocuit cu A13
+ Mineralele cu
aceastăstructură sunt numite AMFIBOLI. Ca şi piroxenii, sunt minerale melanocrate, cuprinzând
aceiaşi cationi, şi cristalizează în aceleaşi sisteme, rombic şi m6rioclinic. Formează, de asemenea,
39
CICLOSILICAŢII NEZOSILICAŢI . NEZO-I SOROSILICAŢI
Proprietăţi Grupa Grupa GrupaI OLIVINEI GRANAŢILOR DISTENULUI CLORITOID EPIDOT TURMAI.lNĂ
II Borosilicatde Na,
Formula chimică (Mg,Feh[Si04] X32+Y23+rSi04hl Ah[Si04]O !FeAh[AhSi20 lO] Ca2FeAh(Si207] Ca, Mg, Fe, Mn,I I OH2 rSi041eOjOH) Al
I Sistem de 1 I [C] I \ [MIT] 1 (M] I [3]cristalizare
HabitusDuritate
CtivaiSpărtură
Culoare
Culoarea urmei
Transparenţă .
prismatic7
slabconcoidală
verde, galben,alb
incolorsticlos, grastransparent,translucid
izometric2
6,5 - 7,5absent
concoidală,
neregulată
variabilă: galben,roşu, verde, negru
alb, slab coloratstic1os, grastransparent,translucid
prismatic, tabular4 ~ 7,53
perfectgeometrică
cenuşiu.,albăstrui
albsticlos, sidefos
transparent,translucid I
foiosÎll fişicuri
6,5perfect
geometrică
negru-verzuI
incolor-verzuistic10sopac
prismatic6-7
foarte bunconcoidală
. verde
albstidos, sidefos
transparent
columnar7 -7,5absent
neregulată
negru-brun,albastru, roz,
galbenincolorsticlos
translucid - opac
2
3
4
In formula nrineralelor din grupa granaţilor, X2+ = Ca, l\1g, Fe, iar y2+ = Al, Fe, Cf.
Cel mai adesea se prezintă în cristale idiomorfe cu tracht dodecaedric (piatră senripreţioasă).
Duritatea flagrant yariabilă în funcţie de direcţia. de atac.Varietăţile pure, colorate şi translucide se utilizează ca piatră preţioasă.
Tabelul 9. Nezosilica,ti, nezo-sorosilica,ti, Ciclosilica,fi
serii izomorfe cu proprietăţi progresiv variabile. În general, habitusul este prismatic, până la
acdcular sau fibros. Clivează bine până la perfect, paralel cu feţele alungite de prismă.
Fig. 25. Structura a711fibolilor (13)
Tabelul 10. Inosilicaţi
PIROXENI PIROXENOIZI AMFIBOLI- --
Proprietăţi AUGIT WOLLASTO- RODONIT Gr. TREMO- Gr. HORN-NIT LITULUI BLENDELOR
(Ca, Fe,Mg,AI)2 Ca3[Sb09] CaMn[SisOls] Ca2(Mg,Fe)s (Ca,Na,K)2_3Formula [(Si, Al)206 [Si4OIlh(OH) (Mg,Fe,AI)schimicâ [(Si,AlhSi60 22]
(OB,FhSistem de [M] [T] [T] [M] [M]ctistalizareHabitus prismatic scurt, tabular, fibros tabular, prismatic lung, prismatic,
tabular izometric fibros columnarDuritate 5,5., 6 4,5 - 5 5,5 - 6,5 5-6 5-6
Clivaj bun foarte bun perfect perfect bun,Spărtură concoidală, geometrică concoidală, geometrică geometrică
neregulată neregulată..-
Culoare negru, verzUi alb-cenuşiu roz-roz cenuşiu alb, verde verde, brun,negru - brun negru
Culoarea negru alb alb alb alburmeiLuciu stidos sticlos, mătăsos stidos stidos, mătăsos stidos --
Transparenţa translucid, opac transparent, translucid translucid translucid, opactranslucid
FILOSILICAŢI
Cu un număr mare de specii minerale, filosilicaţii se bazează pe reţele plane infinite de
tetraedrii Si04, la care 3 din cei 4 ioni de oxigen sunt puşi în comun, anionul complex luând
forma ([Sb03]2")n sau ([Si40 10t)n. Cationii, fixaţi în reţea lateral faţă de reţeaua plană a anionului,
pot fi foarte diferiţi (K+, Na+, Ca+, Mg2+, A13+, Fe3+ etc), diversitate care conferă o largă varietate
de proprietăţi. Intotdeauna însă, structura reţelei cristaline conferă unhabitus tabular, foios sau
lamelar şi un c1ivaj perfect, paralel cu planele anionice infinite. Compoziţiile sunt complicate şi
prin posibilitatea de înlocuire a ionilor de Si cu cei de Al, ca şi de posibila prezenţă în reţea a
ionilor (OH}. Sistematicafiloslicaţiloreste foarte complexă, adesea determinarea mineralelor
41
fiind posibilă numai prin analize speciale de laborator. Macroscopic pot fi totuşi realizate grupări
empirice, suficiente într-o primă instanţă pentru o identificare rapidă în condiţii de teren (Tabelul
11).
Fig. 26. Structurafilosilicaţilor (39 simplificat)
- Grupul TALCULUI -minerale microcristaline în mase foioase, adesea în agregate
compacte, de culoare deschisă.
- Grupul SERPENTINELOR - formează agregate compacte de culori de la alb-cenuşiu la
verde-albăstrui închis. Prezintă varietăţi cu habitus diferit, lamelar la ANTIGORIT, fibros la
CRISOTIL. Habitusul fibros de Ia crisotiI este datorat rulării în jurul unui ax a reţelei plane
infinite de tip filosi]icat. Dimensiunile extrem de reduse ale cristalelor conduc Ia imposibilitatea de
observare macroscopică a c1ivajului.
~ Grupul MICELOR - grup complex, izomorf de alumo-silicaţi de K, Al, Mg şi Fe, cu
numeroase varietăţi cationice şi cu adaosuri anionice de tip OII. Habitusul este tabular-foios, cu
clivaj perfect până la foiţe extrem de elastice, apropiate de grosimea planului reticular.
- Grupul CLORITELOR - cu structuri asemănătoare micelor, dar cu compoziţie mai
complexă, care le face să se comporte plasfic la deformare.
- Grupul MINERALELOR ARGILOASE - din punct de vedere mineralogie, grupul este
heterogen, însumând filosilicaţi cu structuri şi compoziţii diferite. Prezintă, totuşi, căteva
caracteristici comune. Cristalele, cu habitus solzos, de dimensiuni submicronice (reţeaua cristalină
neputând fi detectată decât prin difracţie a razelor "X") sunt adesea grupate în agregate
pământoase. Au capacitatea de a reţine apă în reţea, urmată de gooflare, de creştere a plastidtaţii,
putând - Ia saturaţie - să treacă în stare de gel. La temperaturănormală, procesul este reversibiI.
42
Grupa MICELORProprietăţi
Formula chimică
Sistem decristalizare
Duritate
1
I GrupaTALCULUI
Mg6[Sig0 2o](OH)4 1
I[M] I
tabular, foios1
Grupa·SERPENTINEI
ANTIGORITICRISOTIL
Mg6[Si4()lo](OH)g
[M]
lamelar/fibros2,5- 3
MUSCOVITSERICIT1
K2Al4[AhSi6020](0H,F)4
[M]
tabular, foios2,5 - 4
BIOTIT
K2(Mg,Fe)64[Ah3Si 6_s020]00-iOH,F)4-2
[MI
tabular, foios2,5 - 3
GrupaCLORITELOR
(Mg,FebAl2
[(Al,Si)8020](OH)
[M]
tabular, foios2-3
GrupaMINERALELOR
ARGILOASE2
X2Y4-6[(Si,Al)g02o](OH)g-nH20
[MIT]
tabular, foios2-2,5
I~Ol'O
~'"rj>-<N>-<()
><
Culoare
Spărtură
b- .1! urmeiLuciu
perfectneregulată
I alb, cenuşiu~gălbui
albsidefos, mattranslucid
perfectconcoidală,
aşchioasă
negru-verzui/albcenuşiu
incolorrăşinos,:gras
semlOpac
perfectneregulată
incolor
incolorsticlos, sidefos
transparent
perfectneregulată
negru, brun, gălbui
incolorsticlos
transparent
perfectneregulată
verde, negru-verzui
alb-verde palsidefos
transparent
peffectneregulată
alb, alb-gălbui
albsidefos, mattranslucid
Sericituleste o varietate microcristalină,fin s(jlzoasă a muscovitului.
2 Infommla minera.lelor argiloase, X =Na, K,Ca, Mg, iar Y = Fe2+, Mg, Fe3+, Al. Suntdiscriminate prin metode fizice speciale (termice, colorimetrice etc).
Formează amestecuri, în. agregate pământoase, fals amorfe, colorate de cromofori sau impurităţi.
Tabelul Filosilicaţirc(")';PJ<:L';PJ~.....(")CP
TECTOSILICATI,
Din această subclasă fac parte silicaţi la care tetraedrii Si04 sunt asociaţi în reţele continue
trîdimensionale, prin legarea reciprocă a tuturor ionîlor de oxigen. Astfel, teoretic, nu mai rămân
ioni liberi de oxigen pentru adiţia de cationî. Frecvent însă, ionii de Si sunt înlocuiţi prin ioni de
Al, permiţând adiţia de cationi, de obicei cu raze mari (K+, Na+, Ca2+, Ba2+). Cationii metalelor
grele apar extrem de rar în reţelele tectosilieaţilor. Tectosilicaţii pot fi complicaţi prin asocierea de
ioni suplimentari (F, cr, [OHr, [S04f), iar în unele cazuri (la "zeoliţi") de molecule de apă slab
legate. In general sunt minerale leucocrate, cu duritate mare. Reţelele cristaline sunt larg
dezvoltate.
Fig. 27. Structura tectosilicaţilor (39 simplificat)
.5;00
Pe baza raportului de înlocuire Si/Al, marcat de o serie de proprietăţi specifice,
tectosilicaţii sunt împărţiţi în mai multe grupe.
Grupa FELDSPAŢILOR. Feldspaţii sunt alumosilicaţi saturaţi în silice, de K, Na sau/şi
Ca, cristaliza-ţi monoc1inic sau triclinic, formând frecvent serii izomorfe cu miseibilitate totală la
acelaşi tip de reţea cristalină.
In general speciile de feldspaţi pot fi clasificate pe diferite criterii, în funCţie de parametrii
chimici sau cristalografici. Astfel, se pot separa feldspaţi ALCALINI (potasici sau sodici) şi
feldspaţi CALCICI. Cum însă feldspaţii sodiei formează cu cei calcici o serie cu miscibilitate
continuă, se poate recutge la o divizare În feldspaţi POTASICI şi feldspaţi CALCO-SODICL
Prima categorie poate fOrma reţele cristaline monoclinice sau tric1inice,cea de a douaeristalizând
exclusiv tricIinic. Datorită reţelei cristaline, feldspaţii monQclinici au plane de cIivaj intersectate în
unghi drept, numindu-se şi ORTOCLAZI (din gr. OpeOi; [orthos] == drept + KAa68lY[kladein] == a
Încrucişa). Cei triclinici au plane1e de c1ivctj intersectate sub unghiuri diferite de 90°, numindu-se
PLAGIOCLAZI (din gr. 1tM)'lOi; [plagios] = oblic +KÂaosw[kladein] = a încrucişa).
44
Foarte bine reprezentaţi în aproape toate categoriile de roci, se recunosc relativ uşor după
aspectul idiomorf sau hipidiomorf, accentuat de spărtura ordonată şi de planele de divaj foartre
bun. Tot datorită planelor de divaj, indiferent de culoare, au adesea un luciu sidefos. O altă
caracteristică de recunoaştere este oferită de instabilitatea în condiţii exogene, având tendinţa de a
se itltera, putându-se acoperi de pulberi fine de minerale argiloase secundare.
Grupul FELDSPATOIZILOR. Sunt tectosilicaţi cu structuri similare feldspaţilor, însă
nesatuniţi în silice, raportul Si!Al crescând în avantajul acestuia din urmă. Formează serii cu
substituţie izomorfă. Prezintă simetrie superioară feldspaţilor şi divaj mai slab. Prezintă adesea
culori în nuanţe caracteristice (nefelin = cenuşiu de nor, din gr. vepeÂ11 [nepheli] = nor; sodalit =
albastru-cenuşiu, de la lazurit = albastru ca cerul).
Tabelul 12. Tectosilicaţi ~feldspaţi şifeldspatoizi
Proprietiiţi .n~PAŢI FELDSPATOIZI
SODALITNEFELINPOTASICI CALCO-SODICI---.'"-----.----+~---~----+--~~-~~---j--~---:--~-+-~-~-----1
Formula chimică K[AISh08] NaIAlSi30 8]- Na3K[Al4Si4016] Na8[Al6Si60 24] Ch
Ca[AISi30 8]
Sistem de
cristalizare
[M] (Ortoză);
[T] Microo1in
[T] [6] [C]
Jlabitus _ prismatic prismatic sub-izometric
prismatic
izometric
Duritate 6 - 6,5 6 - 6,5 5,5 - 6
Spărtură neregulată, neregulată,
concoidală concoidală
concoidală neregulată
alb sa~l roz,
Culoare roz deschis, roşu, galben, verde până gri-albăstrui albastru -lavandă
alb, gălbui la negru (de nor)---_.._-------------------+----------+----------+--------_..-
Culoarea urmei incolor alb incolor incolor1----~----4---------t__~--~·--·_+_-------it__-_:__:__----~
Luciu stic1os, sidefos sticlos, sidefos sticlos, gras stio1os, grast------'---~~~--1---~~~-.--f__'_'_------~---_'__1_----'-~~---+___---------
Transparenţă transparent, transparent, translucid translucid
translucid translucidL......_. . ~__'___ ~__L_
Grupa ZEOLIŢILOR. Sunt alumosilicaţi hidrataţi de Mg, Ca, Na, rar K, foarte
asemănători între ei, capabili de cedarea apei şi recuperarea ei fără distrugerea reţelei cristaline. In
45
acelaşi timp sunt capabili de înlocuirea unor cationi cu alţii, ceea ce le conferă proprietăţi
favorabile în utilizarea ca filtre schimbători de ioni.
Grupa SILICEI. Grupa este formată din reţele de tectosilicat compacte, alcătuite din
tetraedri [Si04t, fără substituţii ionice deci exclusiv din Si4+ şi 0 2
-. De aici rezultă o formulă
medie Si02, comparabilă cu a unui oxid. Tipul de reţea, specific silicaţiIor, încadrează grupa în
subclasa tectosilicaţilor, în proprietăţile căreia se înscrie. Grupa cuprinde minerale formate 1'n
condiţii de geneză diferite. Cele mai obişnuite sunt cuarţul, calcedonia şi opaluL Primele două
cristalizează în sistemul trigonal (romboedric), ultimul fiind amorf Cuarţul are habitus izometric
până Ia prismatic, de obicei cu tracht bipiramidat. Calcedonia reprezintă o varietate
criptocristalină, cu habitus fibros. Ambele sunt total lipsite de c1ivaj, cu duritate mare (7). In
general incolore, pot prezenta culori allocromatice care determină separarea unor varietăţi
semipreţioase. Opalul, amorf, conţine apă în proporţii variabile. Incolor sau colorat prin
impurităţi, are un habitus aleatoriu, adesea cu aspect concreţionar.
Tabelul 13. Tectosilicaţi grupa silicei
OPAL
[3]
CALCEDONIE
[3]
Proprietăţi CUARŢ
~----+-----~----+--------~+----~----~----
Formula cltimicti 8i02 8i02 5i02 - n H20
amorfSistem de cristalizare
Habitus izometric - prismatic fibros colomorf, reniform
Duritate 7 6 5,5 - 6,5
Clivaj absent absent absent
Spărtură concoidală concoidală concoidală
Culoare incolor,
colorat allocromatic l
incoloră sau vatiabilă2
variabilă
Culoarea urmei incolor incolor incolor
gras, sticlos
translucid
răşinos, gras
translucid
sticlos
transparent
Luciuf-------------- -+------------1-~~----~~-___l_~~-------.--.--
Transparenţă
L-----.-------~--.-'---.--_-_-_----_'__. _e_..l..----~-~-------'
Varietăţile colorate ale cuarţlJ1ui, pietre semipreţioase când sunt pure, sunt: cristalul de stflncă (incolor şi
transparent), cuarţul fumuriu (transparent, fU1l1uriu, cenuşiu, brun), ametistul (violet), morionul (negru), citrinul(galben), prasenul (verde), aventurinul (roşu).
2 După culoare şi aspect, calcedonia poană denulniri diferite şi anume: carneol (roşie), sardonix (brună sauroşie), agat (zone paralele de diferite culori), onix (agat cu benzi reg11late, concentrice), variantele estetice fiindutilizate ca piatră semipreţioasă.
46
ROCILE
În natură, mineralele se întâlnesc întotdeauna grupate în agregate mai simple sau mai
complexe denumite ROCI (din lat. roca == stâncă). Ramura geologiei care se ocupă cu studiul
rocilar se numeşte PETROLOGIE ( termen derivat din gr. rc8'Tpa [petra] = piatră; "A,eroe;
[log()s] ~ cuvânt, discurs, în sens de ştiinţă despre... ).
Ca definiţie, ROCA reprezintă un agregat de minerale, formate natural, în condiţii
specifice de geneză. Petrologia separă trei tipuri de procese petrogenetice fundamentale,
cărora le corespund trei categorii majore de roci: magmatice, metamomce şi sedimentare.
Pri111de două categorii se încadrează în sisteme de procese endogene, legate de caracteristicile
interioare ale pământului, cea de-a treia categorie fiind determinată de procese exogene,
legate de relaţiile cu învelişurile externe ale pământului (atmosfera, hidrosfera, biosfera).
Orice rocă, indiferent de modul de formare, este definită printr-o anumită cO"rnpoziţie
mineralogică şi printr-o anumită structură, prin aceasta înţelegându-se ansamblul
proprietăţilor care desemnează forma şi dimensiunea componentelor, precum şi prin textură,
noţiune care defineşte aranjarea spaţială a componentelor unei roci.
După compoziţia mineralogică, rocile pot fi monominerale (formate predominant
dintr-o singură specie minerală) sau poliminerale (alcătuite din specii minerale diferite).
Alcătuirea mineralogică, extrem de variată, este coordonată de procesele care generează roca,
fiecare categorie de roci având, în general, compoziţii specifice.
Dacă alcătuirea mineralogică reprezintă aspecte calitative ale unei toci, definirea
edificiului petrografic implică şi caracterizarea distributivă, conferită de atributele structural
texturale, care evidenţiază proprietăţile dimensionale (scalare) şi direcţionale (vectoriale) ale
componentelor.
În legătură cu caracterizarea distributivă, sunt necesare câteva precizări esenţiale,
legate de definirea termenilor.
Termenul STRUCTURĂ derivă din limba latină, din structura = clădire, fel de a zidi.
Termenul TEXTURĂ derivă din latinescul textura = ţesere, pânză, împletire. Ambele noţiuni
aveau în limba latină şi înţelesul figurativ de mod de alcătuire, de organizare, mod de
închegare.
În literatura geologică europeană (exceptând-o pe Cea britanică), termenii au fost
utilizaţi cu sensuri complementare, prin STRUCTURĂ înţelegându-se proprietăţile legate de
starea cristalină, de mărimea şi de forma componentelor, iar pnn TEXTURĂ, modul de
distribuţie spaţială a acestora. Specialiştii anglo-saxoni (cei britanici dar, mai ales, cei
americani) utilizează noţiunile respective În sens inversat (mai ales În analiza edificiilor
petrografice sedimentare).
Situaţia prezentată poate determina interpretări echivoce. Cu atât mai mult cu cât
analizarea unui edificiu petrOgrafic, în accepţiunea teoriei sistemelor, face ca, la diferite nivele
de detaliu, înţelesul noţiunilor să se schimbe.
Tendinţa actuală a specialiştilor este de a grupa noţiunile într-un termen unic, care să
întrunească totalitatea prOprietăţilor utilizate. Pentru evitarea confuziilor, s-a adoptat, ca
termen colectiv, cuvântul german "FAJ:3RIC", cu sensul iniţial de produs construit, de
arhitectură (ca rezultat final). Termenul se poate utiliza la diferite nivele de detaliere (de la
alcătuirea edificiului atomic până la nivel macrocosmic) respectându-se ordinul de mărime
corespunzător. Termenul "fabric" nu este însă unanim acceptat de specialişti, iar termenii
structură/textură sunt diferit utilizaţi, petrologii specializaţi în domeniul endogen preferând
accepţiunea clasică europeană, cei din domeniul exogen folosind sensul anglo-saxon.
Din motive didactice, lucrarea de faţă trebuie să prezinte noţiunile unitar, de aceea s-a
adoptat terminologia clasică europeană În prezentarea tuturOr categoriilor de roci, cu
specificarea posibilităţilor de interpretare diferită. În redactarea unor fişe de observaţie este
posibilă prezentarea proprietăţilor structural-texturale direct, fără menţionarea noţiunilor
generatoare de echivoc.
Este evident că, cu toată diversitatea petrOlogică existentă, nu pot fi trasate limite nete
între procesele generatoare de roci, nici în ceea Ce priveşte compoziţia, nici în ceea ce priveşte
caracterele structural-texturale, fiecare edificiu petrografic reprezentând un caz unic, posibil
de înscriş într-un ansamblu generalizator. Cu toate acestea, predominarea unora sau a altora
dintre factorii genetici determinanţi, face necesară prezentarea diferenţiată a celor trei mari
categorii deja manţionate, a rocilor magmatice, a celor metamomce şi a celor sedimentare.
.ROCILE MAGMATICE
Rocile magmatice sunt roci endogene formate pnn consolidarea (solidificarea)
magmelor. Magmele reprezintă topituri naturale de silicaţi şi oxizi, având în soluţie sau în
suspensie, în prOporţii diferite, cristale deja formate şi componente volatile (apă, CO2, H2S
etc). Consolidarea magmelor se poate realiza în condiţii diferite în funcţie de locul de
48
desfăşurare a procesului, fie în profunzime, în condiţii abisale, fie în apropierea suprafeţei, fie
cl1iar la suprafaţa pământului, dacă topiturile magmatice sunt expulzate la exterior prin
p I()CeSe vulcanice, numindu-se, în acest caz, lave.
Condiţiile de consolidare, pe lângă alcătuirea mineralogică datorată, în general,
cllOmpoziţiei iniţiale a topiturii, determină caracteristicile structurale şi texturale definitorii
p efltru diagnoza rocilor.
COMPOZITIA MINERALOGICĂ,
A ROCILOR MAGMATICE
Compoziţia mineralogică a rocilor magmatice este determinată, pe de o parte de
compoziţia iniţială a magmei, pe de altă parte de procesele evolutive de diferenţiere realizate
prin deplasarea topiturilor şi prin consolidarea pn;>gresivă.Pe seama unor compoziţii chimiee
si111ilare ale topiturilor magmatiee, prin condiţii de eonsoIidareparticuiare, se poate ajunge la
roci cu conţinuturi mineralogice diferite.
În general, în alcătuirea rocilor magmatice, pot fi separate două categorii de minerale:
minerale llrimare, legate strict de proceSul de consolidare a topiturilor, şi minerale
secundare, formate ulterior consolidării rocii, a căror prezenţă nu defineşte roca magmatică
în sine.
MINERALE PRIMARE
Mineralele primare sunt de două feluri: principale şi accesorii.
MINERALE PRINCIPALE
Acestea sunt minerale care, amestecate în diferite proporţii, conferă specificitate
rocilor care le conţin. Pentru facilitatea prezentării sistematizatea compoziţiilormineralogice
s-a convenit utilizarea unor simbQluri literale pentru mineralele principale. Acestea sunt:
Grupul mineraielor MAFICE (M), în general mela.nocrate, care cuprincte:
- Olivine (MOI)
- Piroxeni (Mpx)
- Amfiboli (MAtl1)
- Biotit (MBi)
Grupul mineralelor FELSICE, în generalleucocrate, format din:
- Feldspaţi alcalini (A)
- Feldspaţi plagioclazi (P)
- Silice (predominant cuarţ)(Q)
- Feldspatoizi (F)
- Muscovit (Mu)
MINERALE ACCESORII
Acestea sunt minerale primare, prezente în propOIţii reduse şi a căror prezenţă sau
absenţă nu împietează diagnosticul rocilor. Între acestea, mai frecvent întâlnite sunt:
turmaHua, zircouul, sfcuul, rotilul, grauaţii, maguctitul, cromitul, apatitul, sulfurile etc.
MINERALE SECUNDARE
Mineralele secundare nu sunt legate de procesele propnu-zIse de geneză a rocilor
magmatice, ci se formează ulterior consolidării acestora, pe seama mineralelor primare sau în
urma circulaţiei unor soluţii postmagmatice. Chiar dacă prezenţa lor este aleatorie, pot furniza
informaţii suplimentare despre compoziţia primară a roCÎi şi despre transformările pe care
aceasta le-a suferit.
În categoria mineralelor secundare cel mai frecvent se încadrează miueralele
argiIoase, oxizii şi hidroxizii de fier, serpentinele, doritele la care, prin depunere din geluri
sau soluţii, se adaugă silice, carbonaţi, suifaţi etc.
Se impune precizarea că stabilirea compoziţiei mineralogice se realizează prin analize
complexe de laborator. Cu toate acestea, şi la nivel macroscopic poate fi făcută o apreciere
generală a principalelor componente, apreciere, de obicei, suficientă pentru diagnoza primară
a rocii observate.
În ana.liza.rea compotiţiei mineraJogice este necesară ŞI estimarea cantitativă a
mineralelor conţinute, proporţiile sub care pajiicipa fiecare mineral la alcătuirea unei roci
fiind extrem de importante pentruclefihirea ei.
Pentru determinarea sistematică a grupelor de roCI magmatice, este suficientă.
cunoaşterea grupelor de minerale primare principale (MOb Mpx, A, Q, P etc). Pentru
precizarea varietăţii petrografice este, însă, necesară menţionarea speciilor minerale
nominalizate, cu atât mai mult cu cât unui simbol îi pot corespunde mai multe specii minerale
diferite.
STRUCTURILE IlOCILOR MAGMATICE
Proprietăţile structurale ale rocilor magmatice pot fi definite după mai multe criterii,
astfel:
A. După gradul de cristalinitate se disting structuri:
- HOLOCRISTALlNE (derivat din gr. X(jJÂO~ [holos] = întreg) (rocile sUnt integral
cristalizate;
- HIPOCRISTALINE (derivat din gr. ircno [hipo] = mai puţin, slab) sau
HEMICRISTALINE (din gr. TJ~icru<;; [hemisys] = jumătate)(componentele sunt în parte
cristalizate, în parte rămânând amorfe);
- VITROASE (din lat. vitrum = sticlă), HIALINE (din gr. xiaÂO~ [hialos] = sticlă) sau
AMORFE (din gr. a [a] = lipsit de, fără + ~6P<PTJ [morphi] = formă)(întreaga rocă este
formată dintr-o masă amom, necristalizată).
Fig. 28. Tipuri de structura dupa gradul de cristalizare: a) holocristalina; b)
hemicristalina; c) vitroasa (42)
a) b) c)
B. După dimensiunile absolute ale cristalelor structurile pot fi:
"' FANERITICE (din gr. <pauepo<;; [faneros] = evident), cu cristale cu diametrul mai
mare de 0,1 mm, vizibile macroscopic;
- AFANITICE , cu cristale cu diametrul mai mic de 0,1 mrn, invizibile cu ochiul liber
sau în stare criptocristalină (din gr. KpU7l:'ric; [kryptis] = ascuns), sau amorrn.
·C. După mărimea relativă a cristalului se pot distinge structuri:
ECHIGRANULARE, cu cristale încadrate în acelaşi ordin de mărime;
- lNECHIGRANULARE, cu componente net diferenţiate dimensional. Frecvent, în
acest tip de structură se separă două faze, una faneritică, reprezentată prin cristale de
dimensiuni mari, numite FENOCRISTALE, şi o a doua, fie faneritică microgranulară, fie
afanitică, constituind o MASĂ FUNDAMENTALĂ, MASA DE BAZĂ sau PASTĂ. Acest
tip de structură se numeştePORFIRICĂ.
A B cFig. 29. Tipuri de structuri după mărimea relativă a cristalelor:
A. Structură echigranulară;B. Structură inechigranulară porfirică cu pastă afanitică;
C. Structură inechigranulară porfirică cupastă microfaneritică (42)
Tot aici, s-ar putea încadra o serie de structuri legate de prezenţa unor cristale incluse
în masa altor cristale, sau legate de concreşteri între minerale diferite, dar acestea, în. general,
nu pot fi observate macroscopic.
D. După. forma exterioară a cristalelor, structurile pot fi:
- PAIDIOMORFE (din gr. na.u [pan] = toată lumea), cu toate cristalele idiomorfe;
- PANXENOMORFE, cu toate cristalele xenomorfe;
.. HIPIDIOMORFE, în care coexistă cristale idiomorfe şi xenomorfe.
TEXTURILE·ROGILOR MAGMATICE
În precIzarea caracteristicilor texturale care desemnează orgamzarea spaţială a
componentelor, în cazul rocilor magmatice se pot defini:
Fig. 30. Textură masivă (neorientată) (42)
B. TEXTURI ORIENTATE, în care, cel puţin unele dintre componente (mai ales cele
cu habitus alungit sau aplatizat) se orientează în direoţîf de obicei induse. în
s~nsul de curgere a magmei. Un caz particular îl reprezintă texturile FLUIDALE (de curgere).
Fig. 31. Textură orientată (texturăfluidală) (42)
Un alt aspect îl poate oferi gruparea preferenţială a unor CbmPonente'mineraleîn zone
diferite din masa rocii, grupări marcate, de obicei, prin diferenţierideeUloare. Astfel s.e pot
enumera:
TEXTURI VĂRGATE, în care componenţii se separă în betiZicu compoziţie
diferită;
- TEXTURI IN ŞLIRE, în care, în masa rocii, se separă îngrămădiri lenticulare cu
compoziţie diferită;
- TEXTURI ORBICULARE, în care se realizează sepa.rări mineralog;ice în pături
concentrice;
- TEXTURI GRAFICE, în care cristale ale unui mineral ./ t1!>nt":l1{'Pl
de c1ivaj în interiorul altor minerale (în mod obişnuit feldspat).
ocupă plane
Fig. 32. Textură grafică (42)
După gradul de umplere a spaţiului, se pot separa:
- TEXTURI COMPACTE, lipsite de spaţii goale;
- TEXTURAPOROASĂ, în care spaţiile goale au dimensiuni reduse;
Fig. 33. Textură poroasă
(figură prelucrată electronic după eşantion)
- TEXTURI VACUOLARE, la. care în masa rodi apar numeroase goluri, de mărimi şi
de forme diferite, Variante ale acestui tip textural le constituie TEXTURA SCORIACEE (din
lat. scoria = zgură) determinată de numeroase goluri de degazeificare în masa rocii, şi
TEXTURA AMIGDALOIDĂ,similară cu cea scoriacee, dar cu golurile umplute cu minerale,
de obicei secundare.
Fig. 34. A. - textură vacuolară;
B.- texturăamigdaloidă(59);
Fig 35. Textură scoriacee (figură prelucrată electronic
după eşanti<m)
o situaţie specială o reprezintă rodle vulcanice, în special cele piroclastice, care,
acumulându-se prin sedimentare, preiau caracteristicile structural-texturaJe ale rocilor
sedirllel1tare, ptezentând TEXTURI STRATIFICATE~
La unele sticle vulcanice, exfolierea după un sistem de suprafeţe concentrice
determină formarea TEXTURlI PERLITICE.
Fig. 36. Textură perlitică (42)
CONDITII FORMARE A•
ROCILOR MAGMATICE
Rocile magmatice pot lua naştere în condiţii extrem de diferite, intervenite de la
formarea primară a topiturii magmatice până la consolidarea ei definitivă. În deplasarea lor în
scoarţa terestră, topiturile pot ajunge la condiţii speciale de temperatură şi presiune, fiind
supuse unui proces mai lent sau mai rapid de răcire, care va determina, pe de o parte evoluţia
mineralogică,pe de altă parte, totalitatea proprietăţilor structurale şi texturale.
SUBVULCANIC:::: HIPOABISAL
PLUTONIC:::ABISAL=
Periferic
EFUSIV---fIUlE,
1NTRUSIV
Fig. 37. Localizarea
zonelor de consolidare
a Tocilor magmatice
Consolidarea se poate realiza INTRUSIV (în interiorul scoarţei terestre) sau EFUSIV
(prin revărsare sau explozie, în cazul erupţiilor vulcanice).
În cazul consolidării magmelor în zone fOaIte adânci, abisale sau plutonice,
reprezentând fie rezervoare magmatice iniţiale, fie a.cumulări echivalente, răcirea se face
extrem de lent, sub presiune şi, în general, cu deplasări (curgeri) nesemnificative ale topiturii.
În aceste condiţii se realizează structuri holocristaline, faneritice, pal{xenomorfe sau
hipidiomorfe. Răcirea lentă face ca toate componentele minerale, indiferent de specia
minerală să crească în acelaşi ritm, determinând implicit formarea de structuri echigranulare.
În ceea ce priveşte distribuţia spaţială, în rqajo.ritatea cazurilor, ~e realizează texturi
masive, cristalele ocupând spaţii aleatorii unele în raport cu altele. De asemenea, se formează
texturi compacte, creşterea concomitentă a cristalelor nepermiţând existenţa spaţiilor goale.
Împingerea sub presiune a topiturii din zonele periferice ale rezervorului magmatic
spre sistemele de fisuri care îl flanchează, determină apariţia unor roci filoniene, cu aspecte
particulare. Ele vor fi de asemenea holocristaline şi faneritice, dar cu o serie de aspecte
diferite faţă de rocileplutonice. Astfel, rocile filoniene consolidate în zone PROXIMALE (în
apropierea rezervorului primar), în condiţiile unui conţinut ridicat de componente volatile,
sunt caracterizate prin minerale ce ating dimensiuni foarte mari, uneori gigantice. În funcţie'
de compoziţia mineralogică, aceste roci sunt numite PEGMATITE, pentru compoziţii
predominant felsice şi LAMPROFIRE pentru cele predominant mafice.
În zonele DISTALE (distanţate faţă de rezervorul primar) ale sistemelor filomene,
după pierderea mai mult sau mai puţin totală a componentelor volatile şi o primă reducere a
temperaturilor, se formează structuri holocristaline faneritice, microcristaline, panxenomorfe
sau hipidiomorfe, nl.lmiteAPLITE, cu conţinut exclusiv sau predominant fel sic, mineralele
mafice, de temperatură ridicată, neputând ajunge în aceste zone.
În zonele periferice, la distanţă relativ mare de rezervorul iniţial de magmă,
temperaturile se reduc substanţial, prin cedare de căldură către rocile învecinate. Coborârea
temperaturilor sub valori care corespund punctului critic al apei permite formarea moleculelor
de apă. Solvent aproape ideal, apa sub presiune va antrena în soluţie diferite componente
minerale pe seama cărora se vor realiza depunerile HIDROTERMALE (caz particular al
sistemelor filoniene).
Depunerile hidrotermale alcătuiesc un ansamblu de minerale, în general larg
cristalizate, particularizate faţă de mineralele obişnuite ale sistemelor magmatice.
Deplasarea topiturilor spre suprafaţa pământului şi, deci, consolidarea în condiţii
subvulcanice, măreşte viteza de răcire, şi permite cristalizarea unei părţi din minerale,care
vor forma FENOCRISTALE, idiomorfe sau hipidiomorfe, pnnse într-o masă de bază
ar211itică. Structurile rezultate vor fi deci hemicristaline (hipocristaline), de obicei porfirice.
Masa de bază poate fi holocristalină afanitică sau vitroasă. Textutile sunt frecvent orientate,
fluidale şi/sau vacuolare. În cazul rocilor porfirice cu pastă amorfă, se poate considera că
procesul a avut loc relativ recent, permiţând utilizarea termenului de ROCĂ
NEOVULCANICĂ. Devitrificarea în timp a masei de bază presupune un proces de lungă
durată, determinând denumirea de ROCĂ PALEOVULCANICĂ. Asemăhătoare macroscopic
cu rocile neovulcanice, cele paleovulcanice au masa de bază criptocrlstalină, ceea ce conferă
rocilor un aspect mai robust şi o relaţie mai strânsă a fenocristalelor cu pasta.
Procesele vulcanice care determină revărsarea topiturilor, subaerian sau subacvatic, la
suprafaţa pământului (EFUSIV), duc, în general, la solidificarea bruscă a magmelor, numite
în acest caz LAVE, realizând structuri vitroase, cu sau fără centre de cristalizare dispersate în
masa amom. Texturile sunt majoritar orientate, adesea cu dispoziţii spaţiale particulare
Erupţiile vulcanice explozive, determină expulzarea în afara aparatului vulcanic, a
unor volume importante de material de origine magmatică, fie sub forma unor sfărâmături
solide de rocă, fie sub forma unor picături de lavă. Aceste produse alcătuiesc aşa numitele
PIROCLASTITE (din gr. rrup [pyr] = foc; KA.acrlla [klasma] = fragment). Dacă,genetic,
materialul piroc1asticare origine magmatică, şi componentele, fie sfărâmături de lavă, fie
picături de lavă, au în general caractere structurale comparabile cu cele ale lavelor (afanitice,
vitroase), modul lor de acumulare, gravitaţională, le conferă proprietăţi structural-texturale
specifice rocilor sedimentare. Dealtfel, mulţi specialişti includ rocile piroc1asticeîn grupul
rocilor sedimentare. În acest fel, din punct de vedere structural, primează forma şi
dimensiunile elementelor piroclastice, indiferent de gradul lor de cristalinitate. Se stabileşte o
nomenclatură specifică acestui tip de material vulcanic.
.------.--------.-~- r-'---'-~---'c:_:_-~'---r---c___:_-.-
Dimensiunea Depozite mobile Roci consolidate Roci sudateparticulelor termic
--:---.--~---:"?-~I-------.---'----'______-j __An~'_-,g""u_l_ar__e__,__R_o_t_u_n,,6,i_te_,-+__~__An_'·.·.;,2g:...u_la_re.:.._+_~R.:..o_t_u n,J,-·it,e_~
> 64 mm Blocuri Bombe Brecii Aglomerate_ (>32 mm) vulcanice piroclastice Ignimbrite
-----_--.-J,.-=--~~_-t-_"____ --64 - 2 Lapili Aglomerate lapilice
(32 - 4) mln Tufuri lapilice
< 2 < 4 mm _~i!Lerite (Qenuş~) __~"--_~_~T_u.:..fur.:..i~~_~--'---_~--_
Tabelul 14. NOJnenclatura rocilar piroclastice
a) b)
Fig.· 38. Material piroclastic psefitic: (a) bloc vulcanic; (b) bombă vulcanică (42)
'Q~
fO ~Q Fig. 39. Lapili (42)
În cazul în care materialul pirodastic este încă incandescent în momentul sedimentării,
particulele se pot suda, dând naştere la IGNIMBRlTE.
Situaţia se complică prin faptul că acumularea materialului piroclastic se face, cel mai
adesea, concomitent cu un material sedimentat ex()gen, realizându"-se roci mixte, vulcanogen
sedimentare. În cazul cineritelor în amestec cu material sedimentar, roca primeşte numele de
TUFIT.
Texturile rocilor piroclastice sunt predominant stratificate.
CLASIFICAREA llOCILOR MAGMATICE
În clasificarea rocilor magmatice se ţine seamă, pe de o parte de criteriul structural,
relevant pentru condiţiile de consolidare, şi, pe de altă parte, de criteriul mineralogie, prin care
se iau în consideraţie proporţiile mineralelor principale conţinute. În literatura mai veche se
utilizează pentru clasificare criteriul chimic al conţinutului de silice (Si02), apreciat ca
ACIDITATE, prin care rocile magmatice pot fI ACIDE (suprasaturate cu Si02, la care, după
STICLE v'ULCANICE, SCORII
TUFURI, BRECII, AGLOMERATE, IGNIMJ3RI1E(CENlJŞE, BLOCURI VULCANICE, BOMBE VULCANICE)
g2-<....:1
CL1
Oţ.. ,..~(f)--<0-<....:1U
NOTĂ. În cazul denumirilor colective(tuf, pegmatit etc) roca se defineşte prin
-------.---~-------------------~-----------------~~---~~--·~~-~~--~---------------------~~-----~-I adăugarea unui indicator de corelare cu rocile cucompoziţie echivalentă, din domeniul vulcanicpentru structurile afanitice, din domeniul plutonic
,: 1 pentr;u cele. faneritice . (exen:~lu: Tuf riolitic,~ u : TRAHIT FONO- I ANDE- BA- Scone bazaltlca, Pegmatlt gramtlc etc).>: Z RIOLIT: DACIT ALCA- TRAHIT LIT I ZIT ZALT . Pentru sticlele rioliticese utilizează curent~ ~ . i 1; LIN denumiri speciale, legate de conţinutul de apă şi
.... : de aspect (ex.: Obsidian, Pechstein, Perlit, Piatra~ ! O ponce).D P . RFIR MELA~
6~ PORFIR ALCA- PORFIR PORFIR PORFI- FIR::3. ~ CUARŢIFER LIN FOIDIC RIT (DIA-~ BAZ)
CL1 U(f) Z-<o <t:
~U
~:>
~IE-<
~ I~ ~ U
>-< >-<
~z-<
t'-' U(f) ....:1>-<~ :::JU >o o:lo... :::>>-< (f)
::c:
~u.....f-::2
~
~
~rrJ
::2uoc5~
FILO~ 1. MUTENVu~ P E G M
PLUTO~ 1. GRANIT GRANONIC -DIORIT
A T 1
SIENITALCA
LIN
T E
SIENIT SIENITFOIDIC
DIORIT
L A
GA- PLA-BBROU mo-
CLAZIT
M P
PERIDOTIT
R O FIR
DUNIT : PIROXENIT
E
HORNBLEN
DIT
M.tunMal : MPx
ULTRABAZICE<42%
ULTRA.MAFlTEBAZICE52-42%
P .(An>: P50%)
MGABBROIDE
P(An<50%)M±Q
INTERMEDIARE65 ~52 %
A,P A,F
SIENITOIDE
AP,Q,A±Mu±MB~Am
ACIDE>65%
P
GRANITOIDEFAMILIEACIDITATE
Continut în 8i02
Zona de A,STRUC- fotmare ±
TUR! Minerale ±MB~Am
definitorii
formarea silicaţilor, rămâne suficientă silice pentru a forma cuarţ), INTERMEDIARE
(saturate cu Si02, insuficient Însă pentru a forma cuarţ), BAZICE (subsaturate În silice) şi
ULTRABAZICE (sărace în silice).
Pe baza criteriului mineralogie, rocile magmatice sunt grupate în patru familii
(prezentate în tabelul 15). În cadrul fiecărei familii, În funcţie de criteriul structural, se separă
tipurile generalizate de roci. Pentru definirea detaliată a acestora este necesară prezentarea
completă a compoziţiei, a structurilor şi texturii, prin aceasta stabilindu-se varietăţile
jJetrografice.
Este necesară, de asemenea, menţionarea faptului că, dacă în cazul racilor faneritice,
macrascopic este posibilă estimarea, cu oarecare precizie, a compoziţiei mineralogice, în
cazul rocilor afanitice intervine un coeficient de incertitudine.
În general, se utilizează o nomenclatură specifică pentru racile neovulcanice faţă de
cele paleovulcanice. Încadrarea într-una sau în altadintte familii se face, în acest caz, prin
aprecieri subiective, legate de culoarea racii (mai deschisă - presupunând un conţinut mai
ridicat de minerale felsice, sau mai întunecată -presupunând predominarea mineralelor
mafice). Sunt şi unele cazuri speciale în care aspectele structural-texturale specifice, permit
aprecierea apartenenţei unei roci afanitice la o anumită familie. Este situaţia sticlelor
vulcaruce riolitice care, în funcţie de condiţiile de formare, pot îmbrăca aspecte diferite:
- OBSIDIAN, sticlă din silice compactă, anhidră, transparentă şi incoloră în strat
subţire, neagră în strat gras, cu spărtură concoidală.
- PECHSTEIN, sticlă riolitică hidratată, cu aspect opalescent, de culori variabile.
- PERLIT, sticle riolitice cu exfoliere în suprafeţe curbe, care determină separarea în
fragmente globulare (pedite).
- PIATRA PONCE, lavă riolitică vacuolară, cu greutate specifică foarte scăzută (din
cauza volumului foarte mare de pori).
În mod curent, pentru rocile cu structuri hipocristaline, se mai utilizează termeni ca
ROCI NEOVULCANICE (cu pastă vitroasă) şi ROCI PALEOVULCANICE (la care pasta,
în timp, trece progresiv la o stare microcristalină).
ROCILE METAMORlTICE
A doua mare categorie de roci determinata practic de procese endogene este
reprezentată de rocile metamomce. În urma proceselor endogene, starea de echilibru a
materiei se poate rupe, declanşându~se un ansamblu de procese de reformare şi restructurare,
care să asigure materiei restalJilireaechilibrului în noile condiţii. Totalitate,a fenomenelor de
transformare şi adaptare a materiei la condiţii noi, determinate de procese endogene,
reprezintă METAMORFISMUL.
Metamorfismul se produce, în general, prin transformari realizate în stare solidă, ale
unor roci preexistente, indiferent de modullâr imţialde formare.
Factorii determinanti ai metamomsmului sunt temperatura, presmnea litostatică,
stressul (presiunea orientată) şi acţiunea unor fluide asociate procesului.
TEMPERATURA poate creşte fie în urma relaţiilor spaţiale cu un rezervor magmatic,
fie prin îngropare la adâncimi mari, fie în urma transformării energiei cinetice în energie
calorică, în procesele tectomce.
PRESIUNEA LITQSTATICĂ este determinată de greutatea stivei de depozite
acoperitoare ale zonei afectate de metamorfism.
STRESSUL este dependent de forţele de fotfecare şi tangenţia.le induse de procesele
tectonice.
FLUIDELE asociate procesului de metamomsm pot ,determina schimburi de substanţă
între aCestea şi materia supusă metamomsmului.
Factorii de metamomsm pot funcţiona independent dar, în majoritatea cazurilor
acţionează simultan, cu pondere mai mare sau mai mică, în funcţie de condiţiile geologice de
desfăşurare a procesului. Pe acest criteriu se poate face o subdivizare a proceselor
metamorfice în câteva tipuri majore (metamorfism dinamic, metamorfism termic,
metamorfism dinamo- termic, etc).
Indiferent de tipul de metamorfism sau de dominarea unuia saua altuia dintre factorii
determinanţi, metamorfismul duce la formarea unor roci noi, cu o compoziţie mineralogică
(uneori şi chimică) şi cu caracteristici structural-texturale cel mai adesea complet diferite de
cele existente în roca initiala.
61
COMPOZITIA MINERALOGICĂ•
A ROCILOR METAMORFICE
Condiţiile extrem de variate de formare a rocilor metamorfice, pornind de la marea
diversitate a materialului preexistent până la acţiunea diferenţiată, de la caz la caz, a factorilor
de metamortism, fac ca numărul de specii minerale întîlnite, în acest caz, sa fie mult mai mare
decât în celelalte categorii de roci. Din acest punct de vedere, trebuie menţionat faptul că
unele minerale iniţiale rămân stabile în condiţiile metamorfismului şi, ca atare, se vor
conserva mai mult sau mai puţin nemodificate în noile roci, ca MINERALE RELICTE. Pe de
altă parte, procesele metamorfice pot determina formarea, în timpul procesului, a unor
minerale cu geneză posibilă şi în alte condiţii (magmatice sau sedimentare). Aceste două
grupe de minerale, reprezintă Împreună MINERALE COMUNE. Alte minerale se pot forma
exclusiv în urma metamorfismului, ele reprezentând MINERALE TIPOMORFE, şi pot fi
întâlnite în alte grupe de roci numai prin preluare din roci metamorfice.
Mineralele comune sunt numeroa.se, mai frecvent putând fi întâlnite:
- cuarţ
- feldspaţi (ortoză, mieroclin, plagioclazi)
- mice (museovit, biotit). .
- plroxem
- amtiboli (hornblende)
- earbonaţi (calcit, dolomit, magnezit, siderit, rodoerozit)
- oxizi (hematit, magnetit, eromit, eorindon)
- rodonit
Din multitudinea mineralelor tipomorfe, menţionăm:
- serieit
- clorit
- talc
- serpentine (antigorit, crysotil)
- amfiboli (tremolit)
- granaţi
- disten
- epidot
- wollastonit
- grafit
- cloritoid, etc
Se remarcă faptul că, în general, componentele minerale din rocile metamorfice au un
grad mai înalt de puritate. Chiar procesele de blasteză care le generează determină înlăturarea
impurităţilor, a structurilor zonale sau a incluziuniloL
Prin BLASTEZĂ se înţelege reorganizarea, în stare solidă, a materiei iniţiale, pnn
cumularea unbr procese de deformare mecanică a reţelelor cristaline, de difuziune a unor
componente şi prin reacţii chimice de tip solid-solid.
Termenul de blasteză derivă din limba greacă, din pA,(l(:noc; [blastos] = germen,
mugure, în sensul formării unor cristale, numite blaste, prin dezvoltarea in jurul unor nuclee,
germenig
de cristalizare.
STRUCTURILE ROCILOR
Datorită imensei diversităţi de procese car~ reprezintămetamorfistrnl1,a'eesta
determină, în afara modificărilor mineralogice, o foartecbm.pl~xă readaptare SţfliCtl.1T(j;Ili, a
materialului iniţial. Într-o primă instanţă, structurile rocilor metambtfice pot fi divizate în
două mari categorii: structuri relicte şi structuri tipomorfe.
STRUCTURILE RELICTE
Acestea reprezintă caracteristici structurale moştenite de la rocile iniţiale, neşterse
sau numai parţial şterse de metamorfism. Pentru definirea structurilor relicte se adaugă
prefixul "BLASTO" la termenul structural moştenit. Astfel se folosesc termenii de structură
BLASTOPORFIRICĂ, BLASTOPSAMITICĂ, etc, care precizează antrenarea în
metamorfism a structurilor iniţiale menţionate.
STRUCTURILE
funcţie de
fi: structuri
reaJlzate în acelaşi
Structurile tipomorfe sunt structuri specifice procesultii d~m!~tamcldi,sm..
dominarea unuia sau a altuia dintre factorii de metamorfŢşfiî, acestea
cristaloblastice, structuri cataclastice şi structuri metasomatiee, adeseori
timp.
63
STRUCTURILE CRISTALOBLASTICE
Cu cea mai largă răspândire în domeniul rocilor metamorfice, structurile
cristaloblastice presupun restructurarea integrală a materiei prin blasteză, rezultatul fiind
întotdeauna ° rocă integral cristalizată. Procesul, de cele mai multe ori însoţeşte şi celelalte
tipuri de structuri tipomorfe.
La nivel macroscopic, caracteristicile structurilor cristaloblastice pot fi analizate pe
baza câtorva etiterii importante.
Pe criteriul dimensiunilor absolute a cristalelor (numite blaste), se disting:
- structuri MICRUBLASTICE, cu blaste ele dimensiuni microscopice;
- structuri MEGABLASTICE, cu blaste vizibile cu ochiul liber.
Fig. 40. Tipuri de structuri după
dimensiunile absolute ale cristalelor:
a) structură l11icroblastică;
b) structură megablastică (35)
Pe baza dimensiunilor relative a blastelor putem diferenţia:
- Sttucturi HOMEOBLASTICE (ECHIBLASTICE) (din gr. Y\0llo{a [homoia] = la
fel), cu blastele de acelaşi ordin de mărime;
- Structuri HETEROBLASTICE (INECHIBLASTICE) (din gr. e'repot; [heteros] =
diferit), cu blaste evident de mărimi diferite. Un caz patiicular îl reprezintă structurile
PORFIROBLASTICE, la care cristale de dimensiuni mari, numite PORFIROBLASTE, sunt
înglobate într-o masă fundamentală de blaste de dimensiuni mai mici.
Fig. 41. Structură porfiroblastică (42)
64
După aspectul geometric exterior al blastelor se disting:
- Structuri IDIOBLASTICE, cu cristale predominant idiomorfe;
- Structuri SUBIDIOBLASTICE, cupredominarea cristalelor hipidiomorfe;
- Structuri XENOBLASTICE, în care predomină cristalele xenomorfe.
Este de menţionat că., în rocile metamorfice, cazul cel mai frecvent este cel al
structurilor xenoblastice, care răspund cel mai bine la procesul de blasteză şi la ocuparea
omogenă a spaţiului.
Dacă se ia în considerare forma dominantă a cristalelor, se pot separa:
- StructuriGRANOBLASTICE (din lat. granum = grăunţă) în care sunt preponderente
cristalele izometrice sau subizornetrlpe;
- Structuri LEPIDOBLASTICE (din gr. Azni<; [lepis] = solz sau lepida = lamă) în
care predomină cristalele fabulă-te sau,mai frecvent, cele foioase;
- Structuri NEMATO.BLASTICE (din gr.u€!llX[nema] ;'=o. fir) în care .predomină
cristale1e alungite (sfructuraFIl3ROBLASrICĂ reprezintă un cazpartic111ar în care alungirea
cristalelor este excesivă).
a.
c.
b.
Fig. 42. Tipurile de structuri după forma
dominantăa blastelor:
a) structură granoblastică;
b) structură lepidoblastică;
c) structură nematoblastică (27)
Frecvent, în rocile metamorfice pot apărea structuri mixte, de tip LEPIDO
GRANOBLASTIC sau GRANO-LEPIDO-NEMATOBLASTIC, dacă participarea blaste10r
corespunzătoare este mai mult sau mai puţin echilibrată.
STRUCTURILE CATACLASTICE
Structurile cataclastice sunt produse de factori metamomci predominant mecamCI,
procesele de blastezăfiind subordonate sau chiar absente. Constau în fisurarea omogenă sau
neomogenă a cristalelor preexistente, urmată de sra.râmarea marginală progresivă ŞI de
reducerea dimensiunilor componentelor rezultate. De aş(;lmenea, pot apărea deformări şi
translaţii ale reţelelor cristaline.
În majoritatea cazurilor, structurile cataclastice sunt complicate de procese deblasteză,
mat accentuate în porţiunile de legătură ale componentelor c1astice, generâncl structuri
complexe de tip PORFIROCLASTIC, în care componente clasticemaimari sunt înglobate
într-o matrice cristaloblastică (de obicei micro-sau mezoblastică).
Fig. 43. StrUC(W(J cCitCic1astică (27)
STRUCTURILE METASOMATICE
Aproape imposibil de definit macroscoplC, structurile reprezintă
rezultatul unui proces de blasteză însoţit de schimbul de cu
soluţiile care însoţesc procesul. Efectul este comparabil cu menţiunea
că, adesea, pot fi generate cristale idioblastice cu caracterpot.f1tqblf;lstÎc într-() masă de bază
cu structură oarecare. În acelaşi timp pot fi realizate pseudQn1ow()ze a.1e ininetalelor nou
formate după mineralele preexistente. Analiza corectă a acestdrstmctuI'Î se poate realiza
numai prin analize microscopice.
Fig. 44. Structură metas()matică:
adularul (negru) înlocuieşte un cristal de
plagioclaz într-o rocă andezitică (36)
TEXTURILE ROCILOR METAMORFICE
Problemele ridicate de analiza texturală a rocilor metamorfice sunt mai complexe
decât în cazul altor categorii de roci, datorită faptului că distribuţia spaţială a componentelor
este diiijată .direct de procesele genetice, şi este determinată integral deaspectelesttucturale
ale componentelor.
Din acest. motiv, în literatura modernă, s-a renunţat, pentru rocile metamorfice; la
noţiunea independentă de textură, caracteristicile corespunzătoare texturii înaccepţiuhea
primară fiind prezentate ca aspecte structurale de distribuţie şi orientare a comppnenţ\(lor.
Din motive didactice, pentru prezentarea similară a propriefăţilpf tuturorca,teg~riilor
de roci, în lucrarea de faţă se Va utiliza totuşi noţiunea de textură (cu atât mal cU cât
poate fi frecvent întâlnită în literatura mai veche).
Din punctul de vedere al distribuţiei şi orientării componentelor, rocile metamorfice
pot prezenta două tipuri majore de texturi,. cea neorÎentata (masivă) şi cea orientată (şiştoasă).
- Texturile Inasive (neorientate). La această categorie, dispunerea mineralelor .se face
aleatoriu, fără orientarea preferenţială a componentelor nongranoblastice.
- Texturile şistoase. În această categorie sunt grupate rocile la care cristaloblastele
nonizometrice (lepidoblastele şi nematoblastele) sed]spun gtientat cu
planele determinate de stress, în primul caz,
caz.
Tot în categoria caracteristicilor texturale, pot fi încadrate o serie de
mineralogice, particularizate spaţial, frecvent observabile în rocile metamorfice.
a. b.
Fig. 45. Tipuri de texturi alerocilor metamorfice: a) textură şistoasă,' b) textură masivă (60)
Astfel se pot distinge:
- Texturi rubanate. În acest caz, indiferent de textura majoră (masivă sau şistoasă) a
rocl1, se realizează o segregaţie mineralogică, fără întreruperea coeziunii, din care rezultă o
alternanţă de benzi înguste, nelimitate direcţional, cu compoziţie mineralogică diferita. Cel
mai frecvent, aceste benzi (rubane) se evidenţiază după culoare, având conţinuturi flagrant
diferite·de componentele mafice.
Fig. 46. Textură rubanată (42)
- Texturile oculare. Şi în acest caz asistăm Ia o segregare mineralogică în masa rocii,
manifestată prin prezenţa unor zone închise, limitate spaţial, cu compoziţii diferite, de obicei
de culori diferite.
Fig. 47. Textură oeru/ară (27)
În ambele cazuri,. se, constată tendinţa ca unele din benzile alternante sau ochiurile
închişe din masa rocii sa fie mai mult sau mai puţin monominerale, faţă de restul rocii care
prezintă o compoziţie mirteralogică mai complexă.
CONDITII DE FORMARE A,
ROCILOR METAMORFICE
Ansamblul extrem de vast al proceselor metamorfice, pornind de la imensa varietate a
rocilor preexistente antrenate în acţiunea diferenţiată şi divers combinată a factorilor de
metamorfism, face difIcilă aprecierea condiţiilor de geneză numai prin observarea rezultatului
final al procesului, care este roca metamorfică. Şi aceasta, mai ales, pentru că se constată
posibilitatea formării de roci metamorfiee diferite pe sţama unui acelaşi tip de material iniţial,
în anumite condiţii, sau a formătii de roci metamorfice asetnăn~toare din material iniţial
diferit. Deaceea, în interpretarea. eqndiţiilor de formare, ali, fost abordate mai multe criterii,
fiecare făcând apel la anumite elemente.
Un prim criteriu îl reprezintă cel al TIPULUI DE METAMORFISM, bazat pe
participarea predominanţă a unui factor sau a un4i eupll1, de factori de metamorfism.
Din acest punct de vedere, se separă un metamorfism DINAMIC, un metamorfism DE
CONTACT magmatie şi un metamorfism DINAMO-l'ERMIC.
Metamorfismul DINAMIC. sau CATACLAŞTIC, este rezultatul acţiunii dominante a
factorilor mecanici de metamorfism, respectiva stressului. Rezultă .structuri cataelastice, cu
sau fără procese de blasteză mecanică, şi texturi mai mult sau mai puţin şistoase.
Metamorfismul DE CONTACT magmatic este rezultatul creşterilor de temperatură
determinate de relaţia Cu un corp magmatic. Procesll1 poate evolua în două direcţii, fie ca efect
exclusiv termic, rezultând un proces IZOCHIMIC, cu modificări mineralogice fără schimb de
substanţă, fie prin c()lubinarea efectului termic cu un schimb de substanţă cu soluţiile ce
însoţesc procesul, într-o relaţie METASOMATICĂ. Rezultatul este formarea unor texturi în
general masive, cu structuri foarte variate, cristaloblastice în primul caz, metasomatice în cel
de-al doilea.
Metamorfismul DINAMO-TERMIC (numit şi REGIONAL datorită largii extinderi
areale în toate zonele litosferei), este rezultat din acţiunea cumulată a temperaturii
(predominant de îngropare), a presiunii litostatice şi a stressului, în prezenţa unor fluide cu
acţiune metasomatică sau, cel puţin, catalizatoare. Rezultatul este întotdeauna un ansamblu de
structuri cristaloblastice în general ordonate în texturi şistoase.
Un alt criteriu de apreciere a condiţiilor de metamorfism îl constituie GRADUL DE
METAMORFISM, criteriu bazat pe intensitatea proceselor metamorfice. Conceptul se
bazează pe observaţia modului de restructurare a materiei tninerale iniţiale unice, în trepte
progresive, dependente de amploarea proceselor, metamorfismul fiind, în general, un proces
cumulativ.
Criteriul a fost asimilat, într-o oarecare măsură, cu conceptul de ZONĂ DE
METAMORFISM, aplicat în special metamorfismului regional, în care iniţial a fost remarcat
un grad progresiv de metamorfism în funcţie de adâncimea de producere a procesului, în
raport cu suprafaţa. Pe acest criteriu s-au separat o EPIZONĂ (o zonă superficială de
metamorfism)(din gr. E1ru [epi] = peste, deasupra), o MEZOZONĂ (din gr. IlECJll [mesi] =
mijloc) şi o KATAZONĂ (gr. KU1:ill [kato] = de jos, deci o zonă adâncă de metamornsm).
Astăzi s-a constatat că zonarea este în mică măsură dependentă de adâncime, şi mai mult de
amploarea factorilor de temperatură, presiune litostatică şi stress. De aceea, termenii au fost
înlocuiţi prin EPIMETAMORFISM, MEZOMETAMORFISM şi KATAMErAMORFISM,
care nu mai implică o anumită zonalitate spaţială ci amploarea transfornlarilor metamornce.
Accentuarea până: la paroxism a acţiunii factorilor de metamornsm poate face posibilă
trecerea rocilor într-o stare parţial sau totallichidă. Produsl1l, comparabil în parte cu topiturile
magmatice, a fost numit MIGMĂ, iar rocile rezultate din consolidare MIGMATIrE. Se
utilizează frecvent termenul de ULTRAMETAMORFISM (din lat. ultra = mai mult, peste),
Care permite încadrarea lui în seria celorlalte procese metamomce, chiar dacă contrazice
definiţia metamorfismului de transformare în stare solidă.
Tabelul 16. Variaţia acţiuniifactorilor de metamorfism, infuncţie
de zona de metamorfism (pentru metamorfismul regional)
Gradul de
metamorfism TEMPERATURA
PRESIDNE
IJTOSTATICĂ STRESS
Mediu
I------~-----'"--,---j--------~~.-+-~-------'"-~---------_._-----
EPIMETAMORFISM Redusă Redusă Excesiv..._._------_.._---+--_._-------
MEZOMETAMORFISM Medie Medie--KAl'A-M-E-t-A-M--O'--R-F'--I--:-S~M"-.~Ţ----'-M-a-r-e,c--~-~'----~M-a--r-e-~---~ ~---Sc-ăz-u-t-
AbsentFoarte mare
-' ....--,------- r--.~--.--.--..--~__+"--_. -~-----~-+-- --.-----Foarte mare (> decât
ULTRAMETAMORFISM temperatura de topire)'. .i
Rezultatul extrem de divers al proceselor metamorfice urmărite pe baza criteriilor
menţionate anterior, a necesitat crearea unor noţiuni care să ofere o caracterizare generală a
procesului, plecând de la rezultatul final, reprezentând o asociaţie mineralogică specifică unui
ansamblu de factori de metamorfism. Astfel, a apărut noţiunea de FACIES METAMORFIC,
care presupune suma rodlor născute din materiale iniţiale de orice fel, la. anumite il1tensităţi
ale factorilor metamorfozanţî. Faciesul metamomc este o noţiune descriptivă, legată de
asociaţia de minerale care se formează în anumite condiţii, indiferent de relaţiile structural
texturale.
Este necesară precizarea că interpretarea condiţiilor de formare a focilormetamomce
poate deveni extrem de dificilă, dacă se ţine seama de existenţa POLlMETAMOR
FISMULUI. Acesta presupune suprapunerea succesivă, cumulativă, a mai multor procese
metamorfice asupra aceluiaşi material. Polimetamorfismul poate acţiona progresiv, prin
suprapunerea unor procese din ce în ce mai puternice, sau regresiv, (RETROMORFISM),
constând din suprapunerea unui metamomsm mai slab peste rezultatele unui metamorfism de
grad mai avansat.
Polimetamomsmul şterge, în general,tră.săturile fazelor anterioare, dE,trpăstrează
întotdeauna elemente martor care să demonstreze caracterul multiplu al transforma-filor. În
general, acestea nu pot fi observate decât prin analizerriicroscopice.
În sfârşit, de cele mai· multe ori, pentru înţelegerea ansamblului de procese geologice
care determină metamorfismul, este nePesarăaprecierea cât mai exactă a rocii
premetamorfice. Uneori (destul de rar) S.epoate recunoaşte întreaga tranziţie dela roca
neafectată la cea metamorfozată. Alteori insă, nu este p.osibi1ă nici deterrninareacategoriei
rocii iniţiale (magmatică, sedimentară). De cele mai multe ori, realitatea se înscrie într-o
situaţie medie, cunoaşterea caracteristicilor rnineralogice şi stfljcturale permiţând :0 apreciere
relativ corectă a procesului.
NOMENCLATURA ŞI SISTEMATICA
ROCILOR METAMORFICE
Nomenclatura rocilor metamomce reprezintă o problemă clificilă, existând puncte de
vedere divergente cu privire la semnificaţia noţiunilor sau a denumiriloL
Un prim termen utilizat a fost cel de ŞIŞTURl CRIŞTAliINE, introdus de en. Lyel1,
în 1833 pentru rocile recristalizate sub influenţa căldurii interne a Păţrtârttului. Chiar clacă
sintagma presupune textura şistoasă, în timp înţelesul s-a extins asupra tuturor recilor
metamorfice, inclusiv asupra celor cu textură neşistoasă.
Pe de altă parte, nevoia de individualizare a varietăţi cristaline a
determinat introducerea sau preluarea unor termeni cu Semnificaţie particulară.
Astfel, În petrologia rocUor metamomce se utilizează termeni ca:
- A,mfiboJit, rocă moderat şistoasă, formată din amfiboli şi plagioclazi;
- Ardezie, rocă slab metamorfozată, puternic şistoasă, formată din minerale argiloase
complet deshidratate, parţial transformate În sericit;
- Brecie catadastică, reprezentând o rocă sfărâmată mecamc, cu componentele
anguJare nemetamorfozate sau metamorfozate numai marginal, prinse într-o matrice fin
granulară rezultată prin măcinare, puţin sau deloc recristalizată;
- Cipolin, cu Înţelesul de marmură Îmbogăţită În muscovit care Îi conferă o textură
slab şistoasă;
- Corneană, semnificând iniţial o rocă metaJ110rfică cu aspect cOrnos, cu textură
masivă, neorientată, rezultată În urma unui proces de contact izochimic;
- Edogit, rocă neşistoasă, formatăpreferenţialdin piroxeni şi granaţi;
- Filit, rocă puternic şistoasă, formată esential din sericit cu sau fără clorit sau grafit şi
cu granule extrem de fine de cuarţ, imposibil de sesizat macroscopic;
- Gneiss, reprezentând rocicuarţo~feldspaticede metamomsmavansat, cu şistozitate
slabă determinată de prezenţaunor minerale orientabile (mice, amfibo1i);
- Gramdit, cu semnificaţia de rocă metamorfică cu textură masivă sau slabşistoasă,
cu compoziţie predominant feldspatică, cu adaus de minerale mafioe, caracteristică unui
metamorfism extrem de avansat;
- Marmură, cu înţelesul de rocă metamomcă, mai mult sau mai puţin monominerală,
formată din carbonaţi (calcit, dolomit), de obicei cu textură masivă;
- Micaşist, rocă şistoasă formată esenţial din mice (muscovit, biotit, flogopit)şi cuarţ;
- Milonit, rocă cataclastică cu porfiroclaste prinse Într,:o matrice micro- sau
criptocristalină cu şistozitate accentuată;
- Sk}lnl, semnificând o rocă produsă pe un substrat iniţial carbonatic pnn
metamoi'fism de contact metasomatic;
- Şistud verzi, reprezentând roci cu şistozitate pregnantă, cu compoziţie feldspatică cu
adaus bogat de minerale mafice verzi (c1orit,actihot, epidot, serpentină);
O altă setie de roci metamornce sunt numite pe criterii mineralogice. Aici sunt gruPClţe
roci rnonominerale sau oIigominerale de tipul cuarţitelor, amfibolitelbr, serpentinite1or, etc.
În sfârşit, marea majoritate a rocilor metamorfice sunt numite pe criterii structural
mineralogice, prin forrnarea unor denumiri compozitede tipul şist sericitos-doritos cu
elorit6id, nikaşist hiotitic cu şisîcuarţo-fehlspatic, etc.
D e o r igi n e e nd oge n ă
(ORTOROCI)
P RE M E TAM O RFIC
D e o r ig i ne s li(CPARAROCI)
MAT E RIAL
GRADULDEMETAMORFISM f----::c---,==-=---.--c-MINE-="...,=.=-RAL7
•.••"""E=""'.~MI---··':7"NE'::::·=RAL---.·-=-··=Ec-r-~~~---"'I ~~~-r-::-SUB==S==T::+--=G=RA-'-·•. ·-::-NI=T=O::-::ID==E---'-.-G=AB-:-:=B=R=-=O=-----'-<---=UL=.=TRA=:-:.--~
ARGILOASE MAFICE F'ELDSPAŢl I CUARŢ o~~~-I SIENlTOIDE I IDE I MAFlTE
DEMETAMORFISM
E-<u:l,.....0~u
~.~~E-<
~E-<P:,4u:lu:lth
AMFIBOLIT : METAULTRAMAFIT
,,
ŞISTVERDE :
GRANlJLIT
GNEISS
PORFIROID
r:F:r
u:l1-<
f.t.<
~
r:x:::
d
u:l
1-<
oE-<
.E-<
~
E-<-
E-<
p:::
~
~
u
GNEISS
,ouE-<.I-<
~~~fjjuoE-<....:l~~r:F:r
GRANULIT
AMFIBOLIT
MICAŞIST
GNEISS
ARDEZIEFILIT
ŞIST : CLORITOSSERICITOS :
ŞIST SElUCITOS.CLORITOS
u
z1-<
....:lOp.,>-<
r:x:::
~
::g
)~EPIMETAMORFISM
MEZO-META- l::g
I MORFISM I
1 ",,,1',,- 1:META·
MORFISM
DINAMO-TERMIC(REGIONAL)
ECLOGIT
"\:-·JfnnT:'TC'l1\-1f
'E-< .META~ Z u SOMATIC~ 8~ I~O;,
DINA1'VlIC L SLABIPU
C
M 1 G M A T 1 T E
K A R 1'J E
O R N E E N E ( 1 N S E N S C L A S 1 C
B R E C 1 E C A T A C L A S T 1 C AM 1 L O N 1 T
17. Sistematica schematizată a rocilormetamorfice (pe criterii genetice)
În urma evoluţiei informaţiilor legate de procesele metamorfice, o parte din denumirile
"clasice" ale rocilor şi-au lărgit înţelesul, devenind mai cuprinzătoare. Astfel, termenul
CORNEA.NĂ, a ajuns să aibă înţelesul de rocă metamorfică neşistoasă, indiferent de procesul
genetic, grupând în; această categorie o multitudine de roci (skarne, eclogite, corneene în sens
clasic, marmure, cuarţite, etc).
Dacă se ţine seamă de faptul că, uneori, este esenţială recunoaşterea materialului
premetamorfic s-a convenit utilizarea, înaintea termenului, a unor prefixe indicatoare:
"PARA", pentru materialul iniţial exogen, "ORTO" pentru materialul iniţial endogen
(exemplu: paragneiss, pentru un gneiss format dintr-un material iniţial sedimentar, ortogneiss,
pentru o rocă de provenienţă magmatică).
Având în vedere că, uneori, mai ales în metamorfozarea unor roci magmatice
plutonice, din proces rezultă roci foarte asemănătoare cu cele iniţiale, se utilizează prefixul
convenţional "META" adăugat în faţa denumirii, pentru identificarea caracterului metamomc
(exemplu: metaperidotit, semnificând un peridotit metamorfozat).
În orice caz, pentru caracterizarea cât mai completă a unei roci metamomce, astăzi
este necesară o denumire complexă cu conotaţie structural-mineralogică detaliată, care să
confere un maxim de informare.
Sistematica rocilor metamomce este extrem de dificilă, nici unul din criteriile posibile
de clasificareneoferind un răspuns exhaustiv. S-a apelat la criteriul mineralogic, dar procesele
metamorfice pot determina compoziţii mineralogice similare în condiţii extrem de diferite.
Criteriul structural, din ce în ce mai mult utilizat a~ţăzi., determină separarea a numai
două grupe de roci, cele şistoase şi cele neşistoase, în cadrutfiecărei grupe. putând fi incluse o
infinitate de variante.
Multă vreme s-a utilizat un criteriu genetic de sistematizare, pOrnind de la materialul
.iniţial supus procesului, de la tipul de metamorfism şi gradul de metamomsm. Acest mod de
abordare duce la o serie de fepetări, de suprapuneri de termeni şi nu răspunde tuturor
cerinţelor unui studiu modern.
În lucrarea de faţă, abordăm totuşi o clci$ificare genetică, pentru avantajul de a
permite, pe de o parte, ierarhizarea unor tipuri de roci majore, pe baza UnOr observaţii
macroscopice sumare, pe de altă parte pentru că permite înţelegerea transformării progresive a
materialului iniţial.
ROCILE SEDIMENTARE
Cea de a treia categorie majoră de roci din alcătuirea Pământului este reprezentată de
rocile sedimentare. Deşi, la nivelul general al scoatţei terestre acestea constituie numai 5 %
din total, formarea lor în condiţii exogene, prin· interacţiunea litosferei cu Învenşurileexterne
ale Pământului, face ca, la suprafaţa acestuia, procentul rocilorsedimentaresa la
75%, alcătuind o pătură subţire cvasicontinuă care îmbraca planetâ,la exterior.
Rocile sedimentare sunt rezultatUl unui J1.\.irnărextrem de mare de factori de natură
exogenă, de la prbcesele de alterare saU dezagregare aUI10r roci preeki~tente şi transportiil sub
acţiunea unei largi serii de agenţi şi acumulareaînbâZîne sau zone de sec1irtientare suH f6rrnă
de sediment, până la procesele de litificare (transforma'te în roCa) sau dia,gerieZă,carele
conferă stabilitate şi caracteristicile petrografice definitive. De aici chiar termenul de rocă
sedimentară, semnificând orice roca rezultafă .printr-u.n proces desedirnentare.
Geneza în condiţii exogene, conferă rocilor sedimentare, cu toată extrem de larga
variabilitate posibilă, o serie de caracteristici specifice, .net diferite de . cele ale rocHar
endogene.
În primul rând se remarcă fOfl11.are.a la picsiuru şi de temperaturi considerate normale
pentru partea superioara a litosferei. În această situaţie crează condiţiifavorabiIe vieţii,deci
existenţei în mediul de sedimentarc a unor· organisrne şi posibilitatea conservărifîn rocile
sedimeJitare a unor resturi de organisme sub forma de fosile. Dealtfel, rocile sedirnentare sunt
singurele roci care, în mod obişnuit pot conţine resturi fosile sau pot păstra mărturii ale
proceselor fiziologice ale unor organisme.
Principalele procese care duc la formarea rocilor sedjmentare sunt:
- Alterarea fizică, chimică şi biochirhică a rocilor preexistente;
- Dezagregarea Il1ecanică atocilor preexistente;
- Transportul materialului rezultat) prin deplasare gravitaţională sau sub foima· de
suspensii sau soluţii;
- Acumulare în bazine de sedimentare;
~ Precipitare chirnică şi/sau biochimică, în condiţii specific exogene;
- Acţiunea mecanică şi biochirnica, directă sau indirectă a organismelor;
- Diageneza sedirnentelor (transformareasedi11lentelor în roci sedimentare).
Infinita posibilitate de combinare şi de interferare a proceselor formative determină o
extrem de largă plajă de diversificare a rocilor sedimentare, atât în ceea ce priveşte
compoziţia, cât şi în privinţa aspectelor structurale şi texturale.
COMPOZIŢIA ŞI STRUCTURILE1
ROCILOR SEDIMENTARE
Foarte variata posibilitate de participare ·a proceselor genetice ale sedimentelor şi,
implicit, a rodlor sedimentare, pornind de Ia ruperea echilibrului materialului preexistent până
Ia realizarea unui nou echilibru în condiţii exogene, face ca, în alcătuirea rocilor sedimentare,
să fie întâlnite componente diferite, atât din punct de vedere mineralogic, cât şi structural. Pot
fi,astfe1, separate patru tipuri de componente majore, în funcţie de factorii genetici
determinanţi, şi anume: componente reziduale, componente ~lIlogene, componente biogene
şi cOlllPonente autigene. Fiecare tip se înscrie într-o anumită plajă de alcătuire mineralogică
şi într-o anumită organizare structurală.
COMPONENTELE REZIDUALE
În urma proceselor de alterare a rocilor preexistente, în special (dar nu numai) în
condiţii subaeriene, se realizează o modificare mineralogică, în aceeaşi măsură calitativă şi
cantitativă, a rnaterialului iniţial. Procesul du.ce la transformarea fizică şi chimică a unor
minţrale instabile .sau metastabiIe, urmată sau nu de îndepărtarea prin dizolvare şi/sau prin
levigare (spălare) a componentelor rezultate. Procesul nu afectea.z;ă integral materialul iniţial,
mineralele stabile rămânând nemodificate sub forma. unor minerale sau fragmente de roci
rămase întotdeauna pe loc (in situ), şi reprezentând componente reziduale (din lat. residuum=
rămăşiţă).
Din punct de vedere mineralogie, în acest tip de componente se înscriu relativ puţine
specii minerale, numai acelea care rămân stabile în condiţiile unor modificări substanţiale ale
factorilor de mediu. Cel mai fi'ecvent apar cu caracter rezidual,cUţlrţlJ1, o serie de silicaţi,
cad.>onaţi şi oxizi, la care se pot adăuga eh~mepte litice, reprezen(ânci fragmente
multigranulare de diferite dimensiuni din rodle preexistente.
Din punct de vedere structural, componentele rezidualepreîau structura iniţială privind
gradul de cristalinitate, dar cu modificarea progresivă a forInei şi dimensiunilor partiQulelor.
Componentele reziduale supt întotcieauna însoţite, în rodle sedimentare, de
componente de neoformaţiyne (autigene), rezultate din însllşi procesul de alterare.
1În accepţiuneaeuropeană clasică, discutatăanterior.
COMPONENTELE ALLOGENE
Termenul "allogen" derivă din limba greacă, din cuvântul u%ÎvOv [al/ou] = altundeva, în
altă parte, şi rtU8Gl<; [genesis] == naştere, geneză, şi presupune componente formate într-altă
parte şi aduse în locul de sedimentare printr-un transport oarecare.
Ca şi componentele reziduale, componentele allogene provin din dezagregarea
mecanică a unor roci preexistente, numai că implică obligatoriu un proces de deplasare. Pentru
acest tip de componente se mai utilizează şi termenul de "ciaste" (din gr. K%UG/.!<X [klasma] =
fragment) sau de componente "detritice" (dinlat.detritus = sfărâmat, ·zdrobit).
.Alcătuirea mineralogică a componentelorallogene. este conţrqlată Sever dţ·durata şi
distanţa transportului din aria sursă până la locul de acumulare. Evident, cel mai adesea sunt
reprezentate prin specii minerale stabile, rezistente atacului fizic şi chimic din timpul
transportului. Astfel, cel mai frecventrnineral este cuarţul, prezent cvasiunanim în materialul
elastic. În ordine, urmează muscovitul şi fragmentele litice. Acestea sunt mai variate si mai
complexe în zone mai apropiate desţlrsăunde, de altfel, au şi dirhens.iuni mai mari - din ce în
ce mai simple odată cu creşterea distanţei care determină in acelaşi timp reducerea
dimensională şi o separare meca,l1ică afiiineraJe~br componente (o$ortare calitativă). Mai pot
apărea allogen minerale grele (gran~ţi, zircon., turmalină,magnetit, metale native),
carbonaţi, dar şi feldspaţisau şilic~ţ!Îl1afi(.;i (d~oătrqnsportyleste syficieht de rapid pentru a
evita alterarea lor totală).
Din punct de vedere structural, cornponentele allogene ridică probleme mai complexe
faţă de alte tipuri de componente.
Desigur, gradul de cristaliliitate este moştenit de la materialul iniţial, atât pentru
componentele litice cât şi pentru 11lineralele cOJpplet separate. Intervine însă, în plus, aspectul
dimensional, cel al formei elementelor şi, nu în ultimul rând, un proces complex de sortare şi
concentrare diferenţiată.
Din punct de vedere dimensional s-a încercat separarea materialului allogen în câteva
ordine de mărime. Chiar dacă, în accepţiunea diverşilor autori, valorile absolute ale
dimensiunilor variază, în aria aceluiaşi ordin de mărime au putut fi stabilite patru tipuri
dimensiQnale de structuri: psefitice (ruditice), psamitice (arenitice), al.euritice (silţice) şi pelitice
(l1.1titice) .
Termenul de psefit (din gr. \jftlq>o~[psephos] piatr~,galet) sau rodit (din 1.21t. rudus ~
bolovan, brut, neptelucrat) indică elemBliteallQgene de dimen&ţunÎ n)ş-imari de 2 mm.Termenul de psarpit (din gr. \.jI0'<Xf1W)~ [psamrnos].= nisjp)sa,1J,.arenit (din lat. arena. =7
nisip) grwpeazăelementeallogene cu dimensiuni Ollprinse între 2 rnmsiQ,Q63 mm (2 -°105
după alţi autori)
Termenul de aleurit (din gr. uAzupi [aleuri] == făină) sau de silt (denumit după insula
Sylt, din Marea Nordului, bogată în roci siltice), presupune particule cuprinse între 0,063 şi
0,02 mm (între 0,05 si 0,01 rhm - după alţi autori).
Pelitele (din gr. 1t11/vo<; [pelos] = mâl) sau lutitele (din. lat. lutum = noroi) au
componente de dimensiuni sub 0,02 mm (sub 0,01 mm - după alţi autori).
O altă caracteristică structurală, specifică componentelor clastice este gradul de
. rotunjire. În general, procesul de transport al materialului de la sursă la locul de acumulare
presupune o şlefuire a elementelor, prin estomparea parţială sau totală a colţurilor şi a
muchiilor. Din acest punct de vedere, componentele al10gene pot fi:
- Angulare - cu toată suprafaţa colţuroasă;
- Subangulare - cu l/3din suprafaţărotunjită;
- Subrotunjite - cu 2/3 din suprafaţă rotunjită;
- Rotunjite - cu suprafaţa integral rotunjită
Fig. 48. Gradul de rotunjire al granulelor elastice: a) angulare;
b) subangulare; c) subrdtunjite; d) rotunjite
În legătură cu procesuldeşlefuire al componentelor se pot face referiri şi la gradul de
alungire/aplatizare al acestora, în funcţie dedezvpltarea în cele trei direcţii ale spaţiului.
Astfel se pot distinge claste izometrice (sferice sau subsferice), claste lamelare (aplatizate)şi
claste priSJl1a'tÎce (cilindrice saUsub6ilindrice).
Diferenţierea dimensionâlă şideforJl1ă. este frecventcompIicâ.tă de amestecul mai
multor fracţiuni granuloJl1ettice: În tirhpUFftahsportului poate realiza sau nU uhproces de
sortare dÎ111et1sională(granoclasare), cu atât mai avansat cu cât dimensiUneaeleI11eriteloreste
mai mică.
.Fig. 49. Diferite grade de sortare CI materialului elastic (~)
A) foarte bine sortat; B) bine sortat; C) moderat sortat;D) slab sortat; E) foarte slab sortat
COMPONENTELE DIOGENE (ORGANOGENE)
Datorită condiţiilor favorabile vieţii în care s-au format, rocile sedimentare conţin
frecvent componente de natura biogenă sau organogehă. Acestea pot fi grupate, de la început,
în două categorii: componentebiogene de natură mil'lerală şi componentebiogene organice.
Componentele biogene minerale se pot forma prin două procese genetice, fie prin
precipitarea biochimică de substanţă minerală în interiorul sau in afara organismului,' în" urma
unor procese fiziologice, fie prin conservarea ca atare a resturilor scheletiee. Resturile
scheletiee sunt, de obicei, fragmentate, smrâmate În procesul de sedi.l11entate, fiind, de a.eeea,
numite BIOCljASTI~ (termen format din cuvântul dast prin adăugarea prefixului BIO, cu
înţelesul final de fragment de organisl"n). Priri extensie, termenul de bioc1ast este adesea utilizat
şi pentru resturile sche1etice păstrateîntregi.
Din punct de vedere mineralogie, bioclaste1e se înscriu într-o plajă restrânsă de specii
minerale, limitată de natura însăşi a tipurilor de organisme.
Cel mai frecvent bioclastele sunt de naturăcarbonatică, formate din caldt, aragonit şi,
mai rar, dolomit sau caldt magnezian. Alte organisme utllizeazăpentru construcţia
scheletului un amestec biogen de fosfaţi de calciu. Subordonat cantitativ, bioclastele sunt de
natură silicioasă, formate din opal. Cu caracter excepţional, unele organisme pot futriiza.
bioclaste de altă natură (din celestină [SrS04), din hemam sau limonit etc).
În general, biocIastele au struCtură cristalină (mai rar macrocristalină, mai frecvent
microcristalină sau criptocristalină). Excepţiefacbioclaste1ea.lcătuite din minerale alTIoffe prin
definiţie (opal, limonit, unii fosfaţi).
Dimensional, structurile bioclastelor pot varia în limite largi, corespondente
dimensiunilor claste10r allogene.
Structurile biogene sunt relativ uşor de recunoscut, păstrând de obicei caracteristici
morfologice ale scheletelor din care provin. Cu excepţia unui nivel avansat de triturare,
componentele bioclastioe pot fi atribuite, un~6ti chiafcu Un grad avatlsafOe detalill(lanivel de
specie), organisn1el6r care le-aU generat (alge, fOfaminifere, btachiopode, gasttop6de, oase de
vertebrate, etc),
Este necesară menţiunea că, de cele mai multe ori, bioclastele au suferit o serie de
transformări care le măresc stabilitatea în timpul sedimentării şi, mai ales, în timpul
diagenezeî.
Componentele biogene organice, datorită instabiliţăţii chimice, se întâlnesc,în rocile
sedimentare, în diferite stadii de transformare, fie prin catbonificare,fie prin bituminizare. În
primul caz, pot păstra sau nu caracteristicile structurale ale materialului iniţial (conservarea
unor structuri vegetale), în cel de-al doilea caz alcătuind o masă amorfă de hidrocarburi, mai
mult sau mai puţin amestecată cu componente de altă natură. În mod excepţional, unele răşini
se pot păstra aproape nemodificate.
COMPONENTELE AUTIGENE
Termenul, derivat din prefixul grecesc au1:O [auto] = singur, prin forţe proprii şi
)'c1)ccriS [g~nesisJ = geneză, sugerează formarea componentelor în însuşi procesul de
sedimentare.
Componentele autigene sunt prezente în absolut toate rocile sedimentare, indiferent de
tipul genetic. Ele rezultă dintr-o multitudine de reacţii chimice şi procese fizice cu rol de
restabilire a unui echilibru în condiţii exogene. Pot reprezenta rezultatele unor procese de
alterare, pe seama unor componente preexistente, se pot forma prin precipitare chimică sau
fizicp-chimică din· soluţii, sau pot fi produsul unor procese de degelificare a unor soluţii
coloidale. Frecvent, componentele autigene apar prin recristalizarea unor minerale iniţiale.
COIpponentele autigene mai pot apăr~a prin procese de dezamestec ale unor soluţii solide
metastabile, ca şi prin procese de sublimare (cu trecere directă de la faza gazoasă la faza
solidă).
Formarea componentelor autigene urmează, în timp, întreg ansamblul proceselor
sedimentare, putând apărea singenetic (derivat cu prefixul crV1) [synJ = împreună cu) (odată cu
acumularea depozitului sedimentar), diagenetic (derivat cu Dia [dia] = gradare, trecere)(în
timpul transformării sedimentului în roQă sedimentară) dar şi epigenetic (derivat cu prefixul
mi [epi] = peste)(în timpul unor transformări ale rocilor după Iitificare). Geneza
componentelor autigene poate fi stimulată, în afara factorilor fizici şi chimici, de reacţiile
biochimice legate de activitatea fiziologică a unor organisme (fără ca prin aqeasta să
repre;dnte un produs bipgen).
Din punct de vedere mineralogic, componentele autigene cuprind o plajă foarte largă
de specii minerale:
- siJice: op~l,calcedonie, cuarţ (subordonat);
- carbon~ţi:cakit, M'agollit, dolo.m.it, sidcl'it;
- silicaţi: ulinerale argHQase (prezente şi sub formă aJI()genă), dorite, glauconit,
zeoliţi, accidental feldspaţi;
80
- haIogenuri: halit, siIvină, carnalit, rar ioduri;
- sulfaţi: anhidrit, gips, celestină;
- sulfuri: pirită, marcasităi
- oxiii şi hidroxizi: hematit, limonit, oxizi ŞI hidroxizi de aluminiu, oxizi de
maflgan;
- elemente native: sulf, carbon, metale native (fier, mangan);
- fosfaţi, azotaţi.
Din punct de vedere structural, componentele· autigene pot îmbrăca oricare din
aspectele materiei solide. În majoritatea cazurilor au structuri cristaline (macrocristaline,
microcristaline, criptocristaline), mai rar apărând amorfe.
Sunt frecvente situaţiile în care dispunerea cristalelor sau a materiei amorfe îmbracă
aspecte strucwraleparticulare. Astfel, cristalizarea unor minerale autigene (în majoritatea
cazurilor de natură carbonatică) concentric în jurul unor nuclee de cristalizare, determină
apariţia structurilor OOLITICE (când au dimensiuni psamitice) sau PISOLITICE (din lat.
pisum = mazăre)(când au dimensiuni psefitice). În alte situaţii, compuşîi autigeniîfubracă
forma unor noduli nestructuraţi concentric, numiţiPELE'rE. Aparent aceste struCturi pot
sugera componente allogene, de care însă se diferenţiază nefdin punct de vedere genetic.
Depunerea unor componente criptocristaline în agregate fibroradiaredetennină
structuri SFERULITIC'E, iar formarea de aglomerăti' izolate sau grupate, cu aspect reniÎ6rm
de substanţă amom, crează structuri COLOMORFE.
Cel mai adesea, akătu.irearoCilOr sedimentare se bazeâză pe participai"ea în
proporţii diferite a maimuUor sau a tuturor tipurilor de componente, atât din punct de
vedere mineralogie cât şi structural.
TEXTURILE2 ROCILORSEDIMENTARE
Procesele genetice ale sedimentelor prima,re şi, m(1m~ct,
sedimentare, foarte diferite prin mUlltI1:udinE~a
serie de caracteristici tp,,·t111-'"
suptafaţ~~Iiţr1it~tăd efţt~e \mâÎ
Dacă dezvoltarea în ""r\h:I1-",tii a unui strat este în general de dimensiuni extinse, uneori
cu caracter regional, grosimea unUl strat variază între limite mai uşor de apreciat, de la'\
2În accepţiunea europeană clasică.
dimensiuni milimetrice până la dimensiuni metrice. Adesea, pentru precizarea grosimii
stratelor se utilizeaza denumirea de "ŞISTURl" (preluată din domeniul metamor:fic) cu
accepţiunea de strate cu grosimi milimetrice, sau cea de BANCURI, pentru stratele cu grosimi
submetrice sau metrice. Termenul de banc mai este folosit şi în alte accepţiuni, ca cea de stivă
de straturi cu aceleaşi coordonate petrografice sau cea de acumulare masivă a unor
componente (clastice sau biogene) care conferă depozitului anumite caracteristici. Este
preferabil ca, pentru evitarea echivocului, să se renunţe la termenii "ŞIST" sau BANC,
recurgându-se la. calificative dimensionale obişnuite.
Originea stratificaţiei nu este pe deplin elucidată. Dacă formarea suprafeţelor de
stratificaţie (a planelor de separare) într-o succesiune de strate diferite din punct de vedere
petrografic este relativ uşor de explicat, în caz1l1 succesiunilor de strate omogene, similare
petrografic, explicaţia este mai complexă. Principala cauză a stratificaţiei constă în variaţia
conci~ţiilor de mediu, legate de oscilaţiile regimului climatic, de variaţiile sezoniere, de
diferenţele de aport de material şi, uneori, de variaţii de chimism minore, dar care se pot
înregistra în masa depoz:itului.
În afara stratificaţiilor majore, în .. careap(ir strate diferite petrografic sau similare, dar
separate mai mult sau mai puţin net prin suprafeţe de stratificaţie, în rocile sedimentare pot
apărea diferenţiE!ri texturale în însăşi masa stratlllui, diferenţieri care reprE!zintă
MICRQSTRATIFICAŢIAsau LAM.INAŢIA. ACE!asta, fără a implica difE!renţieri petrografice
sau discontinuităţi în rocă, constă în variaţii de culoare SilU, mai rar, de nivel decristalinit(ite,
dependentecie variaţii minore ale regimullli de sedimentare, dar care, raportate la timpul de
sedimentare şi1a rata sedimentării, se înregistrează în. masa stratului major.
Masa unui strat poate fi omogenă pe toată grosim~Cl;sau, îl1 Cl;numite condiţii, POCl;te
prezenta GRANOCLASARE (stratificaţie gradată) manifestată prin scăderea sau creşterea
treptată a dimensiunil()r componentelor, de ·la b~a str(itului spre partea lui superioară, o
singură dată pe toată grosimea stratnlui sau în cicluri repetate.
a. b.
Ii'ig. 50. Depozite elastice granoclasate:a) granoclasare normală intr-un singur ciclu;
b) granoclasare in cicluri repetate (76)
După raporturile de pozIţie ale suprafeţelor de stratificaţie cu ... sqp.rafaţeţ suport a
bazinului de sedimentare, stratificaţia poate fi:
- paralelă (normală), caracterizată printr-o oriz;ohtalitate ihiţială evidentă pe areale
largi;
- inclinată (oblică), specifică unei sedimentări pe suprafeţeînclinate sau bUO rata de
sedimentare accentuată, in raport cu un suport reper oriZOntal;
- incrucişată, constând din variabilitatea direcţiei, înclinătii şigrosimii stratt:;lor,
datorită frecventei modificări a regimului de sedimentare.
;fi4~:~~~i~*~ry·<'~~::..~ ::~:·:-,.C·~·~·~'; ::.~
.. .. ':.:.:. :.')':"'.:
a)
]1'ig. de stratificaţie: a) stnltV'lCClţle nal'ah'!ir
h) stra!titic?atie~ obl'ică; c) s'tratz!lC~aţrz .incl"ucz,şate
Aspectele text)Jr~lt:; se~~~ăsesc atât la~ivelul~ttatiflcaţieiimajore cât şi la
cel al laminaţiei (atunci . când aCeasta există). Laminaţia poate repeta caracterul textural al
stratificaţiei majore sau poate avea aspecte independente de stratificaţia majoră.
În analiza rocilor sedimentare, in afara observării texturii masei stratului, este
importantă analiza texturală a suprafeţei de strat.
. Din acest punct de vedere, suprafeţele de strat pot .fi PLANE, dezvoltate monoton pe
suprafeţe mari, sau CONVOLlJTE (CUREHCORTICALE), cu aspect ondulat, cu amplitudini
mai mici sau mai mari (şi în această situaţie procesul se poate regăsi, similar. sau diferit, atât la
nivelul stratificaţiei majore cât şi la cel allaminaţiei).
:Fig. 52. Suprafeţe de strat
convolute (61)
Anumite aspecte ale.tegirnului de sedimentare pot determina ca pe suprafeţele de
stratificaţie să apară forme texturale deosebite, specifice fie stiPfi:tfeţei bazale, fie suprafeţei
superioare a stratelor. Aceste fOf'me texturale sUnt specifice rocilQr allogene cu structuri
psamitice şi aleuritice, care le pot conserva.
Astfel, la baza stratelor(şi·numai aici) serot ·forma texturi HIEROGLIFIC.E.
Hieroglifele sunt neregularităţi cu relief pozitiv, rezultate dintrî~Jl1rea prinsedirnent (în
generalallogen, psammitic)a unor accidente depresionare de pe fundul bazinului. Denumirea
este legată de grafice ale scrierii antice egiptene. FOf'marea
hieroglifelor unor depresiuni de>.origine mecanică numite
mecanoglţfe tipuri, după modul de formare: reoglife - urme
de curgere; etc) sau biogel1ă numite bioglife
(generate de a unor orf~a);)"isn-le).
a.
Fig. 53. Tex.turi mecanice (mecanoglife) ale suprcţfeţelor inferioare ale stratelor:
a). Caneluri de eroziune; b). Urme de eroziune generqte de obiecte tran6portate de curent (5)
Prezenţa texturii hieroglifice permite apreCierea poziţiei nonnale sau răsturnate a
stratelor, care pot fi dislocate tectonic din postura il1iţială.
Fig. 54. Texturi biogene
(hioglife) ale suprafeţelor I-----~--.,
injerioare ale stratelor (61)
Suprafaţa exterioară a unui strat poate .prezenta de asemenea osetie de aspecte
textutale specifice, astfel:
- urme de valuri, microreliefuri cutate, determinate de mişcarea oscilatorie a valurilor.
Se mai numesc şi "Ripple marks". Se pot fomia şi prin acţiunea curenţilor şi maree16r;
Fig. 55. Urme de valurî
(texturi ale suprafeţelor
superioare ale stratelor):
a) creste ascuţite, lal11ine
conforme;
b)creste atenUate, lamine
discontinue;
c) creste rotunjite,
lamine încrucişate (5)
Fig. 56. !Htjir'm'ff în plan
orizontal a 1"1'''>('1)5,
lor de valuri (a, b, c) şi
a celei de curent (<<J(24)
a b c d
- crăpături de uscare, constând din separaţii poligonale, realizate prin contractarea la
uscare a sedimentelor fine, fixate prin sediment de aceeaşi sau de altă natură, depus ulterior;
Fig. 57. Texturi ale suprafeţelor superioare
ale stratelor: crăpături de uscare (prelucrare
electronicădupă fotografie)
~ urme de presiune, reprezentate prin
- impreshmi de paşi de organisme, imprimate la deplasarea acestora pe
suprafaţamoale a unui depozit şi cOriservate ca atare;
- urme de odihnă temporarăa unor organisme;
Tot ca urme de presiune se pot menţiona:
- urme de picături de ploaie, formate pe suprafeţele. de strat, în condiţii de
climflt arid, prin conservarea amprentelor de picături,accidentale,insuficiente pefltru spălarea
integrală a stratului, ca şi urmele lăsate prin târârea mecanică a unor corpuri p.e suprafaţa
sedimentelor.
U.nne de păsări
i palmipede.. " ".......... ·ci,··· .
Urme de paşi
. .' . . . . . de mamifere
c.
Ii'ig. 58. Urme de presiune pe suprafeţelesupel'ioare ale stratelor: a) impresiuni de paşi (46);
b) urme de odihnă temporară (24); c) urme de picături de ploaie (5)
Adesea, pe suprafeţele destratificaţie, mai des în depozitele de fliş, pot apărea o serie
de urme a căror formare este incertă. Datorită aspectului aparent ordonat, au fost iniţial
apreciate ca urme organogene, dar o analiză mai atentă a demonstrat că sunt lipsite de
componente biogene. Fiind însă frecvente este necesară menţionarea lor:
- Palaeodictyon, reprezintă amprente reliefate, dispuse în reţele hexagonale, mai mult
sau mai puţin ordonate;
- Fucoide, reprezintă trasee ramificate, aplatizate, peliculare, sugerâl1d taluri de alge;
Chondrites, impresiuni simîlare cu fucoidele dar cu ramificaţiifiliforme.
a.
c..
Fig.59. Tex.turi ale suprajeţelor de strat cu geneză inqertă:
a) Palaeodictyon: b) Fucoide; c) Chondrites (Prelucrate electronic după eşantio~me)
Procesele diagenetice care asigură transformarea sedimentelor în rocă sedimentară pot,
în anumite situaţii, să determine apariţia unor texturi specifice de natură chimică. Cel mai
frecvent apar texturile CONCREŢIONARE, determinate de concentrarea preferenţială a
componentelor autigene în masa rocii. Acestea pot rezulta fie prin cimentarea diferenţiată a
componentelor allogene, fie prin precipitarea diferenţiată de compuşi autigeni, fie prin
separare din stare de gel, fie prin dezamestec diagenetic de cornponenţi incompatibili.
Concreţiunile formate pot avea aspecte concentrice, lenticulare, nodulare, reniforme sau, mai
rar, stratiforme.
În rocile argilo-carbonatice, suprafeţele de strat pot avea aspectul unor conun
imbricate (băgate unul în altul), formate din pelicule succesive de cristalite de carbonat şi
minerale argiloase. Texturile de acest tip sunt numite CON - ÎN - CON. Originea lor nu este
pe deplineIQcigi;ltă, diagenetic de natură chimică.
Îrr;rbcile uşor procese
stratului) să ia un
Aceste suprafeţe stilolite, fiind uneori evi1denlţia1te
filme ultrafine de minerale insolubile, marcând ceea ce
a. b.
60. Texturi de natură chimilcă: a) texturi con-În-con (5); b) texturi Sll.lOI.7l1(~e
Este necesară precizarea că aspectele texturale ale rodlor sedimentare se definitivează
pe întreaga dorată de formare a depozitului, atât singenetic (concomitent cu acumularea
sedimentului) cât şi diagenetic(la transformarea sedirnentului în rocă) şi, uneori, epigenetic
(după litificare).
SISTEMATICA ROCILOR SEDIMENTARE
Varietatea şi complexitatea condiţiilor exogene care determină formarea depozitelor
sedimentare şi care controlează transformarea lor În roci implică un număr cvasiinfinit de
entităţi petrologice rezultante. Din acest motiv stabilirea unor criterii de clasificare cu cât mai
mare grad de generalizare şi cu caracter unitar reprezintă o problemă dificilă şi controversată.
Fiecare criteriu ales trebuie să fie aplicabil unui .numărcâtmaimare de cazuri, dar nici
unul din criteriile posibile nu acoperă întregul spectru al rocilor sedimentare, cel .. mai adesea
fiind necesară asocierea lor Într~o anumită ordine. În general se apelează la parametrii.genetici,
mineralogici, chimici şi structural-texturali. Numai că separarea la un anumit nivel sistematic pe
baza unui criteriu poate fi detaliată diferenţiat, de la sUbdiviziune la sUbdiviziune, prin aplicarea
în· grade diferite de importanţăa celorlalte criterii.
Caracteful p01Îgenetic al rocilor sedimentare, caie poate duce la formarea pe căi .foarte
diferite a unor roci similare, face ca criteriul fenomenologic; genetici să poată fi utilizatpel mult
pentru separarea unor categorii majore (roci detritice, roci de precipitaţie anorganică, roci
orgatlOgene).
Criteriul mineralogie: şi cel chimic, permit o.apreciere calitativă a compoziţiei rocilor
sedimentare, iridifereritdemodullor de formare;
Criteriulstructural-textural poateifacilita discriminarea în şpita(fOcilorseditnel1tare, dar
varietatea aspectelor stfucturale obligă la o analiză diferenţiată, de la situaţie la situaţie. Într-un
fel trebuie analizată structura unor roci elastice, în care suntdeterminante dimensiul1ea şi forma
componentelor, ca şi prezenţa saU absenţa unui liant, şi altfel trebuie analizat2ţ structura. unor
roci de precipitaţie, hi care esteil11pOliant gradul de cristalizare, sau .. a unor roci organogene,În
care este esenţială dezvoltarea spaţială şi dispunerea componentelor biogene.
Observarea macroscopică a rocilor sedimentare face mai evidente caracteristicile
genetic-c6rnpoziţionale, deaceea, în lucrarea· de faţă, optaJpentru CI sistematica majoră
bazată pe acest criteriu, pentrU fiecare categorie separată, apelâl1du..se, .C1.1 ponc;leri dife.riteşi;.}a
celela.lte criterii. Astfel, pe baza ponderii cU care principalele componente participă la. alc;ătuirea
rocilor, pondere deter11linată de condiţiile de geneză, rocile sedimentare au fost Î11lp2ţ1ţitţ în
roci reziduale, rod :allogel1e, toci.iautigene şi.J"ooib.ÎQgene, patGgorii la pot
adăuga rodle cu geneză mixtă, la alcătuirea cărora participă relativ echilibrate mai multe
tipuri de componente.
ROCILE REZIDUALE
Termenul (derivat din lat. resideo = a rămâne, sau din lat. residuum = rămăşiţă)
sugerează formarea rocilor din această categorie pe seama unui material preexistent,
transformat prin procese de alterare, rămaS întotdeauna "in situ" (pe loc), fără implicarea unor
acţiuni de transport.
Din punct de vedere al compoziţiei, în alcătuirea rocilor reziduale se diferenţiază o
componentă rezidualăşi una autigenă.
Componenta reziduală este dependentă de alcătuirea materialului parental, fiind
reprezentată predominant prin elemente litice, reguse progresiv, odată cu micşorarea
dimensiunilor, la elemente minerale din specii rezisţente la procesul de alterare (cuarţ,
cai'bona.ţi, mite, mÎtlctale argiloase).
Componenta autigenă este reprezentată prin produse rezultate din alterare, după
îndepărtarea totală sau parţială, prin dizolvare sau levigare a unor termeni mai mobili. Cel mai
frecvent, componentele autigene sunt: minerale argHoase, ()xizi şi hidroxizi de fier, oxizi şi
hidroxizi de aluminiu şi geluri silicioase (opal), la care Se adaugă substanţelunnice,
formate pe seama materiei organice furnizate de organisme.
Uneori rodle reziduale pot cuprinde şi componente allogene, acumulate în urma unui
transport local, din afară spre zona de alterare,. însă fără ca prezenţa acestora să modifi.ce
caracterul rezidual. De asemenea, pot fi prezente, în condiţii speciale, componente biogene.
Acestea apar numai accidental, fiind mult mai puţin rezistente la procesele de alterare.
Din punct de vedere structural, rocile reziduale moştenesc, în general, structurile
materia:Iului parental, la care, pe de o patteseremarcătreceri progresive de la roca neafectată
la rnaterialulde neof0r111aţiune, pe de altă parte se adaugă stljUcturile autigene, în acest caz
predominant criptocristaline sau, uneori, amorfe. Componenteleautigene fac adesea corp
comUn cU elementele reziduale pe seama cărora se formează, fiind mai abundente .la Periferi(:l.
acestora. şipefisuri.
'Fe:xtura rotilor rczidualeeste masivă, pro.cesulgenetic llefiinţllegat d.eoacumulare
gravitaţională formatoare de stratificaţie. Pot apărea însă texturi "pseudostratificate",
dependente de trecerea progresivă de la materialul parental neafectat de alterare, la rbca
reziduala finală. Astfel, se poate realiza o zonalitate marcată de schimbarea calitativă şi
procentuală a compoziţiei, de la un nivel la altul.
Datorită faptului că producerea rocilor reziduale este determinată de factori extrem de
diferiţi, începând de la varietatea materialului parental şisfârşind cu diversitatea de procese de
alterare (legate de factori gebmorfologici, climatici, biologici etc) nu pot fi stabilite criterii
unitare de clasificare. Petrologia sedimentară preferă utilizarea criteriului mineralogic care, în
acest caz, nu evidenţiază aspectul genetic rezidual. Din acest motiv, pentru rocile reziduale am
recurs laprezentarea cu caracter descriptiv a principalelor tipuri cunoscute (soiuri, terra rosa,
lehmuri, laterite şi bauxite).
SOLURILK Termenul provine iniţial din latinescul c~()lurri temelie, sprijin, evoluat
chiar în latină spre sensul actual, ca loc de fixare al planteloL
SoIurile sunt roci reziduale cu cea mai largă răspandire, formandu-se pe orice substrat
şi în orice cQJ:)Qiţii,evid13ntcuriiultitudil1e denJ.ivdr(fi. ali1a.liiate aici, studiul
solurilor făcand obiectul" pedologiei. Caracteristice pentru soIuri sunt conţinutul relativ ridicat
de humus (totalitatea substanţei organicţ\ indiferent .de gradJJI de t~(lnsformare), porozitatea şi
permeabilitatea, care le conferă fertilitate.
În general, FJJ eXF~pţia lucrărilorsp~cifl.le de. pedoIQgi~, studiile geologice neglijează
soIurile.
T~RRA RQSA (dinital. = ,pământroşJJ) reprezintă rocirez;iQuale cu CQmpoz;iţie
predominantă de minerale argiloase, îmbogăţiteîn o)\lzi şihidrQx1zi d~ fier,rezu1tate, în
condiţiile unui climatoald" fie prin alterarea rocilor silicatate, prinargiliz(lre, mddare şi
hidratare, fie, uneori, '. pril) concentrarea. şi oxidarea, compC)I1entelor argilQase dintr-un materia.l
parental solubil.
LEHMURILE (termen de Qflgme germal1ă, lehm = IJJt) sunt depozite reziduale
formate prin dec(llqifierea. Unor roci poroase, pringiz;olvar.e(l şi leyigare(l cornponentelor
solubile în urma circulaţiei apelor de precipit(lţie( şi prin qlpilaritate, şi acum\.llarea
componenţeI 01' reziduale.
Procesul e.ste stimulat de prezenţa în substrat a unor nivele impel'lUeahilG (cel mal
adesea soIuri fosile) careperm;t()prirea şi acumularea componentelor reziduale insolubile,în
general alcătuite din minerale argiloase şi cuarţ.
LATJPRITE:LE (qi(111Cj.t. later = ci:irămidi:i) SJJ1)t rocirez;iquale dezvoltCj.te de
climat tfopical umed,pe seamCj.un()r rOGi bogfl.ţe în all,.lmosilicaţL Procesul
implică descompunerea alumosilicaţilor în oxizi şi hidroxizi de aluminiu şi silice, la care se
adaugă în cantităţi însemnate oxizi şi hidroxizi de fier (care dau culoarea cărămizie).
Componenta reziduală este, cel mai adesea, redusă la cuarţ şi, uneori, la minerale argiloase
primare.
BAUXITELE (denumire legată de localitatea Les Baux din Franţa) au o geneză
comparabilă cu cea a lateritelor, putând fi considerate un produ& final al lateritizării. Sunt
extrem de bogate în oxizi de aluminiu (reprezintă singurul minereu de aluminiu utilizabil
industrial). Conţinutul în oxizişi hidroxizi de fier este variabil, iar componentele reziduale sunt
în cantităţi mai mici decât în l(lterite.
Problemele genezei bauxitelor sunt mai complexe, acceptându..se, în unele cazun,
vari(lnte de formare nereziduală(metasomatică sau prin precipitarea unor gelurialuminoase în
condiţii subacvatice).
ROCILE ALLOGENE =::: CLASTICE =DETRITICE
Denumirea se datoreşte predominării componentelor al1ogene, numite şi clastc sau
detritus. Sunt roci formate obligatoriu pe seama unui material transportat. Procesul de
transport este, în acest caz, esenţial, determinând aproape în totalitate caracteristicile majore
(atât compoziţia mineralogică, cât, mai ales, proprietăţile structurale). În cazul rocilor allogene
(elastice), fără ca natura mineralogică a componentelor să-şi piarOă importanţa, dimensiunile
particulelor, forma şi distribuţia acestora, ca şi caracterul mobil sau consolidat devin definitorii.
Alcătuirea mineralogică, impl~că două faze: una reprezentată de componentele
allogene, mire se înscriu în seria milleralelor menţionate deja anterior (stabile: cuarţ, mice,
dorite, minerale grele, minerale argiloase; metastabile: feldspaţi, piroxeni,amfiboli;
elemente litice complexe), alta reprezentată de liant, format pred6mina.htdin componente
autigelle (calcit, dolomit, cuarţ,caicedoJiie, opal, sulfaţi, fosfaţi, mhlerale argiJoase
autigehe) cu sau fărăadau'sâecomponente allogene.
Fiecare faza necesită o analiză separată. În cazul componentelor allogel1e, nurl1ănil mai
mare sau mai mic de specii minerale confera rocilor elastice un caracter polimictic (din gr.
nOt-:u [pol;y] =" mult +j1il('ro~ [mikto§l = amestecat) sau Oligomictk (din gr. oAiyoţ [oligos] =
puţin + [miktosJ).
caZul liantUlui, devine esenţiâlăstfuctura a.cestUIa, in.diferehide natura mineralogică.
Astfel, liahtul poâie fi CIMENT, format exclU.siv din coniponente autîgene, sau MATRICE
(din lat. matrix = matrice), cu alcatuire complexa, din componente allogene tu dimensiuni cu
cel puţin un ordin de marime mai mici decât ale componentelor pe care le leagă, şi un ciment
autigen al matricei. Altfel spus, matricea ar putea fi definită ea însăşi ca o rocă detritică, cu rol
de liant al componentelor allogene de dimensiuni mai mari.
l f ig. 61. Liant de tip autigen (CIMENT):
a) componenţe allogene; b) (:iment lqrg
cristalizat; c) ciment micro-criptocristalin
Fig. 62. Liant de tip matricial (lvlATRlCE):
a) componente allogene m{ljQre;
b) cQmponentele (lilogene ale matricei;
c) cimentul autigen al matricei.
c)
Şi compoziţional se remarcă diferenţieri după tipul de l.Jş..flic Cimentul este, lP general,
monomineral, indiferent de modul de legare a componentelor spaţiul pe care îl ocupă în
rocă. Matricea prin chiar cuprinderea unui material de origine oferă o plajă mai largă de
specii minerale. Şi într-un caz şi în altul, liantul reprezinta, din punct de vedeî'e mineralogie un
element definitoriu al rocilor sedimentare, diagnoza acestora implicând obligatoriu menţionarea
tipului şi naturii liantului.
În a.fara conţinutului de componente allo,gene Şl atitigelle, adesea rotile elastice
înglobează în proporţii mai mari sau mai mici comp6neT1te biogene care, fără să modifice
aspectul general alIogen, pot conferi rocilor ca.racteristici definitorii suplimentare.
Aspectele structurale cele mai evidente sunt cele legate de dimensiunea, de forma şi de
gradul de rulare al componentelor allogene, aspecte pe care se bazează şi clasificarea generală
a rodor c1astice,
Din punct de vedere textural, rocile elastice sunt aproape în totalitate stratificate, chiar
dacă în cazul celor cu elemente de dimensiuni mari, suprafeţele de stratificaţie sunt mai puţin
evidente,
Se pot întâlni atât stratificaţii paralele, cât şi oblice sau încrucişate, Se pot individualiza
procese de granoc1asare, iar acestea sunt mai pregnante în cazul elementelor de dimensiuni mai
man,
La granulaţii psammitice, aleuritice şi pelitiCe, sunt frecvente texturile 1amirlitice,
Structurile psammitice şi aleuritice evidenţiază frecvent texturi specifice suprafeţelor de strat
Astfel, apar texturi curbicorticale sau planare, texturi hieroglifice (de toate tipurile) sau
suprafeţe cu urme de valuri, cu urme de presiune etc,
Frecvent, mai ales în cazul rocilor allogene cu elaste psammitice, cimentarea
diferenţiată poate produce aspecte specifice, Astfel, pot apărea cimentări diferenţiate, conforme
cu stratificaţia, care confera rocii, în zonele de eroziune, aspectul unor trepte, mai reliefate
pentru zonele mai puternic cimentate, retrase pentru zonele mai puţin consolidate,
De asemenea, în masa pS<lmmitelor mobile pot apărea formaţiuni concreţionare, sferice
.sau sferoidale, izolate sau îngemanate, puternic cimentate numite TROVANŢI, relativ uşor de
detaşat prin eroziune saU gravitaţibnal, din masa de rocă, mai puţin cimentată,
Fig. 63. Gresie cu textură concreţionară (trovant). (67)
Sistematica rocilor elastice se bazează pe criteriul structural, legat de dimensiunea şi
forma componentelor şi de prezenţa saU absenţa liantului. ,În geperal, se utili:z;ează onomenclatură devenită tradiţională care poate fi sintetizată într-un tabel schematic (Tabelul 18).
Tabelul 18. Sistematica generali:i arocilar allogene.
CONGLOMERAT
Claste11llate
~----'-.--
BRECIE
Clasterulate
PIETRIŞ
BOLOVĂNIŞ
Clastean Iare
BLOCURI<1»20 cm(RUDITE)
STRUCTURA
1 Exclusiv în sedimente active.
Este necesarăpreciiareacă diagnoza unei roci dâstice nU este suficientă l1umaipfin
încadrarea Într-una saU alta dIn deÎmmirile tradiţibnale,flil1d 6bligatotiecompletarea denumirii
cu referiri la aspecte st11lcturale şi mineralogice suplimentare, privind atât clastele liântul.
De altfel, în petto16gia- r6~ilor sedimentare, se mâl utilizează şi termel1ideveniti ei înşişi
tnidiţionali, .câte aducdetalieri fuineralogice şi structurale. Astfel, din marele grup al gresiilor
care, în general, sunt toci psal11mitice consolidate,sesepară grupulGRAYWACKE
(GRAUWAKE), care grupează gresiile consolidate prin l11atrice (faţă de cele cU ciment,
socotite gresii în sel1S strict). Tot din grupul gresiilor se desprind ARC0ZELE, gresii cu
conţinut ridicat dedâste feldspatlce, CALCARENITELE, gresit cu componenfe· âllogene
predominant calcaroase, şi MICROCONGLOMERAtELE, gresii formate predominant din
componente litice de dimensiuni psammitice, în raport cU gresiile obişnuite forfuate
predominant din cuarţ.
Se mai observă că, dacă pentru structurile psefitice şi psammitice, diferenţierea în roci
mobile sau consolidate este o realitate, în cazul structUrilor aleuritice şi mai ales în al celor
pelitice, această diferenţiere devine forlllală. Prezenţaacul11ulăt'ilor foarte nnemobile este
posibilă în cazUl sedimentelor înformare, active,procesulde diagenezăducândoBligatoriula
stabilizare (consolidare), în primul rând prin compaetare, urfu'atâ saU nu de· chnentate. Vom
putea deci îl1tâlniprafsau mâl în sedifuel1tea6tive, dar numai IOess satlatgile ~ ca rdCi stabile.
ROCILE BIOGENE (ORGANOGENE)
o a treia categorie genetică de roci sedimentare, rocile biogene, sunt produse prin
activitatea directă sau indirectă a organismelor (vegetale sau animale). În alcătuirea lor,
componentele biogene joacă un rol determinant, chiar dacă, intotdeauna, sunt insoţite de un
volum mai mare sau mai mic de componente allogene şi autigene.
Prin insăşi alcătuirea lor, organismele furnizează sedimentelor două tipuri de substanţă.
În primul rând substanţă organică, reprezentând celulele, ţesuturile şi compuşii metabolici
organici legaţi de orice organism viu, şi - in al doilea. rând - substanţă minerală, repI;ez~ntând
rezultatul unor diferite procese fiziologice care deterrrlină concentrarea unor minerale îri afara
organismului sau în interiorul acestuia, sub formă de schelet.
Substanţa organică, prin gradul ridicat de instabilitate, se păstrează în sedimente numai
în condiţii speciale, în urma unor procese complexe de tr~nsformare singenetică şi diag~netică.
M.area majoritate a sedimentelor şi, implicit, a radlor Qrganqgene se bazează pe componente
biog~,ne minerale,
Pe acest criteri1,l, rocile organogene au fost divizate în doua grupe şi anume: rOCI
organogene ACAUSTOBIOLIIE (din gr, a, [a) =; fără; Ka,v.crnKo~ [kquşticos)= care arde;~w~
[bigs) = viaţă; Ât80G [lithos] = piatră) cu înţelesul de roci care nu ard, adică formate din
COI1Jponente minerale, şi roci organogene CAlJSTOBIOLITE, cu conţinut ridicat de subsţapţă
organică, deci care~rd.
Această îl11păl1ire are lJl1 cara((ter artificiiţl cu ~tât mai mult cu cât substanţa organică de
origine biogenă poate migra din locul de fOfIl1ary .şi se poaţe acurp.ula în roci rezervor de orice
altă origine, fără legătură cu. procesele biogene.
Vom păstra totuşi această împărţire din motive didactice.
JlOCI BIQGENE ACAUSTO;BIOLITE. -, - _. ., .....
Rocile organogene necombustibilesunţ fqqnate predominant 9in compuşi biogeni
anorg~nisi 41l1inerlfli). Îl} ~lc~ţlJirea lor? pe lângă materilflulbiogen,poţparticipa, în cantităţi
subordonate, componente allogene şi auţigţne.
Din punct de v~dere mineralogie, rocile biqgypeseîneadrează î11tr-o gam~ re9usă de
specii minerale, legate de natura fiecărui grup de organisme generatoare. Mineralele dominante
în lumea vie sunt aragonitul şi cakitul, urmate la mare distanţă, de dolomit (sau cakit
magnezian), de fosHlţi de calciu, de op~l şi, în cazuri excepţionale, de sulfaţi (de stronţiu).
Interesant este că, în general, şi componentele autigene aparţin aceloraşi specii
minerale, astfel încât, de obicei, rocile biogene sunt mai mult sau mai puţin roci monominerale.
Din punct de vedere structural, există o largă varietate de posibilităţi, legate - pe de o
parte - de structura iniţială a materialului biogen, care poate :fi cristalizat (microcristalin,
criptocristalin, mai rar macrocristalin) sau amorf Componentele autigerte joacă, de obicei, rol
de liant al componentelor biogene, în majoritatea cazurilor fiind micro- sau criptocristaline.
Ca mod de formare, rocile biogene pot apărea în urma a trei tipuri de procese:
~ioprecipitare, bioacumulare şi bioconstruire, evident de cele mai multe ori cumulate.
Rodle biopredpitate
Procesul de bioprecipitare este propriu tuturor organismelor va, constând din
catalizarea metabolică a precipitării unor componente minerale în afara organiS1TIuluL Din
punct de vedere petrogenetic însă, procesul este important nmnaiîn cazul unor orgarusl11.e
primitive(bacterii, cyanophyte == alge albastre), care/atI o rată de precipitare mai ridicată.
Prin bioprecipitare se formează, în general, roci carbona'tice, construitedincaleit,mult
mai rar producându-se precipitate limonitice sau fOsfatice.
CALCARELE BIOPRECIPI'fATE. ProdtIse prin procesele fiziologice .ale algelor
albastre, sunt alcătuite din caleit cript6ciistalin cu un conţinut osdllantde minerale argiloase
allogene şi de calcit autigen. Prezintă texturi laminitice dispuse fie paralel, plan sau ondulat, pe
un substrat de:fixare, când se numesC STROMATOLITE, fie mai mult sau mai puţin
concehtric în jurul unor centre de cristalizare, când numesc ONCOLITE. Frecvent pot fi
pigmentate de conţinuturi variabile de substanţă orgarticăoxidată SaU de oxizi de fier care
evidenţiază texturile laminitice.
Fig. 64. Structuri specifice
calcarelor biDprecipitate:
A) Structuri lamin/tice
stromatolitice;
B)Oncolite (3)
A B
În afara caIcarelor bioprecipitate mai apar FOSFORITE BIOPRI~CIPITATE, cu
aspect concreţionar şi LIMONITE BIOPRECIPITATE, generate de acţiunea unor
ferobacterii.
acumularea unor bioclaste silicioase din opal,
Rod bioacumulate
Rocile bioacumulate sunt formate prin acumularea resturilor scheletice de organisme
sub formă de bioclaste. Acestea, cu diverse grade de triturare, pot fi însoţite de componente
allogene şi, în majoritatea cazurilor, sunt consolidate prin intermediul unui liant autigen sau
matricia!. Din acest punct de vedere, rocile bioacumulate sunt comparabile cu rocile elastice,
cu care se aseamănă structural şi textura!.
În cadrul grupului rocilor bioacumulate, importanţa deosebită a materialului bioclastic
determină tratarea acestora pe de O parte pe baza naturii mineralogice, pe de altă parte prin
mlBnţionarea tipului dominant de organisme glBneratoare.
Astf~l se separă rocibioacumulate carbonatice (calcate. bioacumulate), roci
bioacumulate silicioase, roci bioacumulate fosfatice, etc.
Calcarele (carbonatitele) bioacumulate.
Formate prin acumularea scheletelor calcitice, aragoniticecalcitizaţe şi, mal rar,
dolomitice, calcarele bioacumulate pot alcătui stive de depozite mobile numite FALUNE, sau
cOnsolidate, numiteLUMAŞELURI.
Descrierea completă a falunelor sau a lumaşelurilor implică menţionarea tipurilor
principale de organisme de la care provinbioclastele. (exemple: falun cu gastropode, calcar
lumaşelic cu brachiopode, lumaşel cu cardiacee, etc).
Un caz particular al carbonatitelor bioacumulate îl reprezinta CRETELE. Acestea SlWt
roci bioacumulate din bioclaste provenite din organisme microscopice, predominant din piese
calcaroase de coccolithophoridee. Acestea sUnt un grup de alge unicelulare cu celula protejată
de plăci caIcaroase ultramicroscopice, care alcătuiesc aSa numitul nanoplancton (din gr. va.vo~
[nanos] = pitiţ; ftÎ'va.VKTOV [plankton] = care pluteşte). Roca rezultată, la alcătuirea căreia mai
participă şi bioclaste provenite din de schelete şi din schelete mief&scopice
de ton:tml.tJ1tere
Silicolitele bioacumulate, formate
sunt definite pe baza grupului de organisme
- Diatomite, roci tormale prin acwnUlarea ftustulelor de diatbmee (alge unicelulare
111icroscbpice cu celula protejată de frustule din opal), la care se adaugă şi alte bioc1aste
silicioase. Roca este extrem de poroasă, fdabilă şi cu propdetăţi abrazive.
- Radiolarite, roci formate preponderent sau exclusiV din schelete de radiolari
(protozoare microscopice cu schelet din opal), cel rl1aiadesea cllunvolum impOItant de ciment
autigen silicios care maschează, de obicei, biocIastele.
- Spongolite, roci fOfInate din spiculi silicioşi de spongIen cimentaţi cu opal sau
calcedonie.
Procesele diagenetice la care sunt supuse silicoliteIe bioacufTIulate pot determina
modificări substanţiale ale acestora prinredu6erea' p6rozifa.ţii şi 'prin remohiIizarea şi
redistribuirea silicei, ceea ce determină însăşi schimbarea denumirii rocii. Astfel, diatomitele
intens diagenizate, devenite compacte, cu un aport mai mult sau mai de oxizi
de fier, se numesc MENILITE. Radiolaritele diagenizate, divers
colorat,' se numesc JASPUR!, iar în cazul prezenţei uneiargiloase,
LIBIENE. Spongolitele, prin diageneză
Rod bioacumu'latefosfafice
În acest grup sunt plasate rocile formate din de
oase de vertebrate - formând "BRECn DE OASE") sau ale
unor păsări sau cheiroptere, bogate în fosfaţi, numite GUANO.
Breciile de oase, pe lângă componenta biogenă fosfatică, au, cel mai adesea, o
componentăallogenă abundentă, majoritar nefosfatică, care poate condiţiona tipul de ciment,
frecventcalcaro s.
Roci bioconstruite
Rocile biocohstruite se formează pe seama scheletelor uhor orgahisme colonialecu
creştere continuă (alge, corali, hydro2:oare, bryoioate,spongieri,etc), construct<..')are derecift
SuntîntOtdeatInarocicatbonatice; Tl1ineralogic fiindalcătuite,dott'llnânt din!calcit.
Structural, cuprind două. categorii de bioclaste,prima reprezehtândscheletul propriu..
zis al· organismului colonial, a doua fiind formată din detritus biogen de elemente scheletice şi
din cochilii (fragmenta.tesaulntregi) ale alto'l' organisme carepopul€ază aceeaşihişă ecologică
(reciful). Totul este legatpJ1ihtr~o matrice calcaroasă biogen;.autigenă sau printr..un cimeht
calcitic autigen.
În general, rocile bioconstruite au texturi masIve şi coerente cu toată diversitatea
componentelor. Tendinţele de depunere stratificată din momentul formă,rii construcţiei recifale
sunt foarte rapid estomp::ite de procesele diagenetice, extrem de active în mediul recifal. Cu
toate acestea, la nivel microtextural, pot apărea diferenţieri legate de organizarea coloniilor
organismelor constructoare. Astfel, construcţiile recifale bazate pe organisme cu colonii
crustoase, la care fiecare generaţie formează o crustă scheletică suprapusă peste cruste mai
vechi, pot genera microtex:turi laminitice, de obicei ondulate. În cazul organismelor
constructoare cu colonii rămuroase, rezultă microtexturi SCHELETICE, constând dintr-o
""armătură" format~ de coloniile propriu-zise, C;u spaţiile libere IJmplute cu material bi.oclastic şi
cu liant (model comparabil cu alcătuirea betonului armat).
Fig. 65. Textura, schelelică. a. Armătura bioconstruită;
b. Umplutură biogen-autigenă. (d.esen după.eşantion)
Denumirea rodlor bioconstruite necesită precizarea tipului de organisme constructoare.
Astfel, se vorbeşte de calcare algale, calcare recifale cu bryozoare, calcare coraligene,
calcare cor-algale (formate pe o reţea scheletică dIJblă de alge şi corali), calcare recifale cu
hydnn:oare,etc. În ,unele cazuri, prezenţa în m.asa de 1Jlllpiere a rocii bioconst[1Jit.e a unor
eleJ'u.ente scheletice bine conservate şi reprezent::itive din punct de vedere geologic sau
paleontologic determină şi. precizări legate de acestea (calcare recifale cupaChyodonte,
calcare cu nerincide,calcare cu crinoide, etc).
Sunt specialişti care tratează în cadrul rocilor bioconstruite şi rocile calcaroase
bioP~ecipitate de tip strom::itolitic, pe care le asimilează calcarelor algale. Procesul genetic
diferit şi absenţa, în acest unor elemente scheletice, ne-a determinat să le tratăm separat,
împreună cu alte roci bioprecipitate.
ROCI BIOGENE CAUSTOBIOLITE
Rocile biogene caustobiolite sunt roci în care participă într-o măsură determinantă,
substanţă organică cu diferite grade de transformare.
După modul de evoluţie al substanţei organice, aceasta poate fi incorporată în rocă într
o stare primară, conservată mră transformăti esenţiale (fosilizată), sau după procese complexe
de transformare prin biWminizare sau prin carbonificare.
Roci cu substanţă organică fosilă
Substanţa organică se poate păstra în stare fosită numai în condiţii speciale, extrem de
rar realizate în depozitele sedimeritare. De fapt, singurele substanţe organice care se pot fosiliza
sunt răşinile, care prin diageneză trec în CHIHLIMBAR, numit şi AMBRĂ sau SUCCIN.
Rocile purtătoare de chihlimbar sunt, în general, roci c1astice, lacarechihlimbarul este
incorporat într-o masă de material aUogen mai mult sau mai puţin consolidat.
Fig. 66. Chihlimbar cu incluziunide insecte fosile (46)1 It,
\
Rod bituminoase
Bitumenele reprezintă substanţeotganice complexe, rezultate prin procesediagenetice
de îmbogăţire în carbon şi hidrogenare (bituminizare). Bituminizarea se produce pe seama
substanţei organice biogene .lipidiceşi proteinice (predominant de natură algală) în.condiţii
puternic restrictive de mediu anoxic, reducător (eu~inic), şi în prezenţa unorcatalizatori
anorganici de tiptIl mineralelor argiloasesau, mai rar, carbonatice.
Procesul debutează prin prelucrarea substanţei organice de către o serie de bacterii
anaerobe care determină formatea unor mâlurid.e putrefacţie, numite SA:eROirJDLURI.
Ulterior, sapropelurile evoluează spre o nouă fază, de KEROGEN. Acesta este un
"mineraloid" organic, precursor transformării în hidrocarburi. Ketogenul este supus unui
proces de maturare în timp sub acţiunea temperaturilor de îngropare şi prin efectul c.atalizator
al unor substanţe însoţitoare dinsediment, transformâridt.bse în hidrocarbuti.
I-lidrocarburile astfel formate rămân rareori în roca sau în sedimentul în care s-au
format. De cele mai multe ori, roca generatoare, prin presiune, este "stoarsă" de o patie din
hidrocarburi, care migrează, prin capilaritate, spre zone mai apropiate sau mai îndepătiate, în
roci poroase numite roci colector, fără nici o legătură genetică cu hidrocarburile. Cantităţi
reduse de substanţă organică sunt legate intim de componentele minerale ale rocii generatoare.
Din acest punct de vedere, bitumenele se pot împărţi în două grupe: bitumene fixe,
legate de componentele minerale ale rocii generatoare (numită şi rocă sursă sau rocă mamă de
petrol) din care nu pot fi extrase decât prin distilare sau prin ardere, şibitumene mobile,
capabile de migrare spre roci rezervor, şi care circulă, mai mult sau mai puţin liber, prin porii şi
cavităţile rocilor.
Şi într-un caz şi în celălalt, se constată că bitumenele nu pot constitui depozite
independente, ele fiind întotdeauna legate de componente anorganice, de diferite origini, care le
conferă un suport mineral.
Roci cu bitumenefixe
Bitumenele. fixe pot fi analizate din punct de vedere petrografic numai în context cu
componentele minerale de care nu pot fi separate, alcătuind ROCILE BITUMINOASE. Cel
mai frecvent, bitumenelefixe sunt incorporate în roci pelitice sau aleuritice, cu textură fin
stratificată, care le conferă numele impropriu de "ŞISTURI BITUMINOASE". Pe lângă
bitumel1,ele fixe, acestea sunt bogate în minerale argiloase, cuarţ, carbonaţi, oxizi şi hidroxizi de
fier, Ia care se adaugă, în anumite condiţii, bioclaste şi minerale autigene (de tipul sulfului
nativ şi al sulfaţilor). "Şisturile" bituminoase bogate în suIt: la ardere, produc un miros
dezagreabil, care le conferă numele de "ŞISTURI DISODILICE"(din gr.o'U~ [dysJ = rău -1
lat. odor - odoris = miros).
În afara "şisturilor" bituminoase, bitumene fixe mai pot apărea în calcare bituminoase,
mame bituminoase, argile bituminoase, dar aici, componenta organică fiind subordonată
cantitativ, aceste roci se încadrează mai uşor în categoria rocilorcu genez;ămixtă.
Bitmnetle libere
Biturnenele .libere sunt cele care, în urma proceselor de migraţie, umplu spaţiile goale
ale rocilor rezervor (pori, fisuri,taverne). Prin permeabilitate, biturnenele libere au posibilitatea
deplasării în interiorul rez;ervbruluisau difirezervor spre exterior, putând astfel fi extrase direct
sau prin dizolvare în solvenţi onganici.
Sunt alcătuite dintr-o gamă largă de hidrocarburi gazoase, lichide şi solide, cu formule
mai simple sau mai complexe, amestecate, de la caz la caz, în diferite proporţii.
Amestecdtile de hidrocarburi uşoare, cu unnumăr de atOmi de cafbbhcuprinsîntre 1 şi
4 (metan, etan, propan, butan), nu pot fi considerate roci. Ele interesează geologiaeconomică
(sunt utilizate ca materie primă în industria chimică şi ca resursă energetică). În funcţie de
gradul de puritate şide tipul rocii rezervor se identifică:
- GAZUL METAN - Format aproape exclusiv din tUetan (CH4).
- GAZELE DE SONDĂ - Amestec complex de hidrocarbufi gazoase, predominant
metan şi etan, uneori şi cu mOlecule de hidrocarburi grele aflate în suspenSie, ca aerosbli, care
însoţesc, de obicei, acumulărilede petrol;
-GRIZU -Prin termenul de gri:tu se înţeleg emanaţiile de metan, în amestec cu
monoxid de carbon, ca're Însoţesc iăcamintele de carbuni.
HidrocarburiTe libere în stare li2hidă altâtliiesc PETROLURILE. Acestea,·· asimilate cU
o rocălibhidă, reprezintă emulsii de hidrocarburi· gazoaseşiîn.tr-un soIveht lichid,
dominant cantita'tiv.
În zăcământ nu pot fi analizate decât în conexiune cu componentele anorganice ale roeii
rezervor·· (în acest caz putându-se vorbI de o analiză.c
petrografica). Extrase dihroca rezervor,
ele îşi pierd cara'ctetulde roca;fiihd abordate din cu totulJâlte puncte de vedere, ca produs
tehnologic.
HidtocarburiTe solide sunt Îorma,te predotn.inaht din'compuşihidrocarbohaţi grei, cu
număr mare de aton1i de carboh şi, frecvent, cu .nuclee behZehice cotnplexe. Apar fie
diserninate în rocile rezervor, fie, mai rar,În acumulari mai mult sau mai puţin otnogehe. Mai
cunoscute, dih'acest gfUp, suht {:)Z{:)CHERITELE (ceira depăttîâht),hidrobafburÎparafihÎce,
solide; arriorfe, de culori deschise (alb'" gălbui, verzui, brun'" tOşcat)şi ASFALTURILE,
hidrocarburi solide oxidate, puternic polimerizate, formate în Uflua degradării prin oxidarea
petrolurilor.
Că..bmHi
Cărbunii sunt roci sedimentare organogene, formate prin acumularea şi transformarea
materialului organic de·ofigine vegetală, de'-a'luIigul timpului geolOgic.
Materialul vegetal se poate acumula în rfIaimlllte zone;piinclpâlele fiind: zonele de
coastă 111.âtină (paralice), în \urma regreSiul1i1b[ matirie (cu forma.rea. unor delte de mari
dimensiuni) sau în urma transgresiunilor marine (cu ridîEăreariivehilui hidrostătic şi îneca.rea
zonelor depresionare apropiate de coasta) şi zonele lacurilor interioare (lirnnice) colmatate.
Cel mai utilizată şi cei mai bine cunoscută este clasificarea genetică. La baza acesteia
stau două criterii importante şi anume: originea materialului primar şi natura procesului prin
care materialul s-a transformat în cărbune.
În funcţie de aceste criterii, s-au stabilit trei clase (grupe) de cărbuni şi anume: cărbunii
humici, cărbunii sapropelici· şi cărbunii liptobioliţi.
- CĂRBUNII HUMICI sunt formaţi prin acumularea şi transformarea plantelor de
mlaştină, bogate în lignină şi celuloză, cu producerea de acizi humici, într-o primă fază (sub
acţiunea ciupercilor şi bacteriilor), şi, ulterior, de substanţe humice. Formează strate vizibile cu
ochiul liber, de gresimi variabile, de la câţiva centimetri la câteva zeci de metri.
În funcţie de parametrii care măsoară gradul de carbonificare (conţinutul în carbon,
oxigen şi hidrogen, refleCtanţa., fluarescenţaspectrală, etc), cărbunii humici au fost la rândullor
împărţiţi în turbe, cărbunibruni, huileşiantraciţi.
TURBA este un sediment slabfasilizat, alcătuit din sfărâmături vegetale, în general
bine conservate, dar care·· au suferit transformări fizico 4chimice,concretizate,în primUl rând,
printr-o relativă îlnbogăţife încarbon.CulOa:rea turbei .este, în·· general, brună,cu diferite
nuanţe, în funcţie de tipul <te vegetaţie generatoare, de gradul de descompunere,. de procesele
de diagenezăşi de naturasubsta:nţelor minerale conţintlte.
Din punct de vedere chimic, turba are lift conţinut redus de carbon, reprezentând, de
fapt, un precărbune.
CĂRBUNII BRUNI reprezintă primul stadiu decarbonificare efectivă a materialului
vegetal, conţinând destul de frecvent resturi de plante determinabile. Prezintă patru varietăţi şi
anume: cărbuni bruni pământoşi,cărbunibruni lernnoşi(ligniţi), cărbuni bruni maţişicărbuni
brun! strălucitori (lucioşi),în funcţie de gradul diferit de. carboniijcare.
Cărbunii bruni pământoşiauculoare neagră-neagră brună şi aspect general friabil.
Cărbunii bruni lemnoşi (ligniţii) păstrează adesea urme ale structurilor vegetale, culoarea lQr
având diferite nuanţe de brun. Cărbunii bruni maţi auqu1b.are neagră şi luciu maţ. Cărbunii
bru'ni lucioşi>sunt negri,constituiţi dinaltemanţ(;{pe benziţu străluq~re diferită.
Culoarea utlrreÎ ...variazăîndiferite.J;l.uanţed.e bfJJn.
HUILELE sunt considerate cărbuni cu grad superior de carbonificare. Au culoare
neagră, strălucitoare iaf urma este n(;)agra. Atlşparturacol~cojdal~ .şau nereg'1lată.
ANTRAClŢUmarcheazăcel mai înalt grad de carboniijcare.înseria,yarbunilor hurpJpi.
Culoarea antracitulul neagtă....cenllşie, uneori refle~ii albăstrui, qU luciu
semimetalîc sau metalic, iar sparturaeste aşchioasă.
Tabelul 19. Corelareaformală a tipurilor de cărbuni humici în diferite
sisteme internaţionale de clasificare--
România Franta Germania Statele Unite,.--r---' --
Turbă Tourbe Torf Peat- .-
Cărbune brun Lignite Braunkohle Lignite-
Huilă Houille Steinkohle Bituminousi----.. -
Antracit Anthracite Anthrazit Anthracite-------_._-_.
- CAABUNII SAPROPELICI au o răspândire limitată şi se form~ază în primul rând pe
seama planctonului vegetal, la care se adaugă,m cantităţi diferite, fragmente de plante
superioare, zooplancton, spori, polen, coprolite şi detritus fin. Procesul prin care iau naştere se
nUlneşte sapropelizare şi constă în putrefa.cţie sau fermentaţi~ în condiţii reducătoare sub
aCţiunea bacteriilor anaerobe (acelaşi proces întâlnit ca şi la formarea bitumenelor).
- CAABUNlILIPTOBIOLIŢlse întâlnesc accidental în stratele de cărbuni humici,sub
formă de lentile, cuiburi, etc. Provin din transformarea părţilor cele mai rezistente aleplantelor
curn ar fi: cuticulele, răşinile, exinele de spori şi polen,' cerurile, ţesuturile de suber, etc.
ROCILE AUTIGENE
Rocile a.utigene sunt roci sedimentare formate predominant (uneori chiar integral) din
componente autigene. În lucrările mai vechi sunt cunoscute şi sub numele de Ilroci de
precipitaţie", însă termenul nu reuşeşte să acopere, decât parţial, toată gama· de posibilităţi
existente.
Formarea componenteIorautigene are 100 în întreaga suită de fenomene ŞI procese
sedimentare, în condiţii extrem dedivetse," .atât în procesul de acumulare a sedimentului
(singenetic) cât şi în timpul diagenezeişi, adesea,epigenetic{dupaîncheierea proc.esului de
diageneză).
Componenteleautigene sunt prezente în toate categoriile de roci sedimentare, în rodle
autigene fiind însă dominante.
Nătura 'mineralogică a componentelor alltigehe cjJptinde o largă garnă de specn
minerale, deja menţionate anterior.
Din punct de vedere structural, rocile autigene se înscriu în oricare din aspectele
materiei solide. În majoritatea cazurilor formează structuri cristaline. Condiţiile de geneză şi
ritmul de formare implică dimensiuni diferite ale cristalelor. Astfel, se pot dezvolta structuri
macrocristaline (uneori chiar cu cristale gigant), structuri micr6cristaline sau structuri
criptocristaline. Subordonat, în cazul unor specii minerale care suportă starea amom, pot
exista structuri amorfe.
Texturile rocilor autigene sunt, în cea mai mare măsură, dependente de condiţiile de
geneză, ca şi de proporţiile de componenteneautigene (allegene sau biogene) şi de moduller
de dispunere.
Pot apărea texturi stratificate, în condiţiile unei acumulări ritmice, dar şi textul.'i aparent
masive. Frecvent, în masa .. roţilor autigene se evidenţiază latni1}itice (fiypg,.,laminaţie
plană, fie cu lami1)(i.ţie convolută). Sunt numeroase cazurUe de texturi concreţionare.
Depunyrea materiaJulgi autig~n s.epoate ţace adesea sub f<?flna unor croste suprapuse sau a
unor corp;uscule ele, diferite dimensiuni cu dispunere concentrică (oolite, pisolite) sau aleatorie
(pelete) prin acumularea acestora şi cimentarea cu minerale autigene realizându-se texturi
fQqrtecomplexe.
Precipitarea rapidă de minerale autigene în jurul unor elemente preexistente, indiferent
d(;i natura lor, poate determina apariţia unor texturi vacuolare. Depunerea de material autigen în
condiţii subaeriene, prin ..,.precipitare progr~sivă poate genera aspecte morfologice deosebite.
Prq,p~sele qiag~Qetice .pot, el~ îpsele .' să producă aspecte texturale particulare. Astfel, unele
s~dimente, în timpul diagenezei, în urma proceselor de deshidratare sau/şi de recristalizare,
suferă o reducere de volum, urmată de ap<j.riţia în zonele superficiale a unor sisteme de fisuri.
În interiorul acestora, continuă procesul de sedimentare, conferind ansamblului un aspect
pseudobrecios. În cazul rocilor autigene solubile, sunt frecvente suprafeţele de dizolvare de
tipullapiezurilor şi apariţi(l carstului.
Este necesară menţiunea că, în cazul rocilor autigene, acestea se pot dezvolta amplu,
comparabil cu oricare alt tip de rocă seQimentară, dar pot alcătui adesea "ACCIDENTE"
(separaţii de diferite forme de materialautigen, incluse în masa unor roci diferite, indiferent de
categoria din care acestea fac parte). De asemenea, trebuie precizată dezvoltarea de material
autigen în procesele epigenetice, în acest caz materialul autigen formând "DIACtAZE",
depuse secundar în sistemul de fisuri ale rocilor deja litificate sau "DRUZE" ŞI "GEODE",
depuse secundar în cavităţi preexistente l.
Pentru prezentarea sistematică a rocilor autigene am apelat la criteriul genetic.
ROCI AUTIGENE PRECIPITATE DIN SOLU'fII
BICARBONATATE RECI
Apele subterane bogate în CO2, prin agresivitatea lor specifică, antrenează în soluţie
Ca(HC03)2, substanţă instabilă în condiţii de presiune şi temperatură normală. La debuşarea la
suprafaţă a acestor soluţii, în condiţii subaeriene, prin scăderea presiunii, pierd CO2, iar
bicarbonatul de calciu solubil trece în carbonat de calciu (CaC03), insolubil, care precipită.
Reacţia este: (02tCa(1l'!CO')2 ""* co2t + Caco, +M,o sau Ca(HCO')2 ,CaCa, +R2CI;h • '
t f .20Din procesul de precipitare, în jurul locului de debuşare, se formează o rocă autigenă
foarte poroasă numită TUF CALCAROS, cu structură micro- sau criptdcristalină. Aspectul
poros este dat de încrustarea cu CaC03 a diferitelor obstacole întâlMte în timpul procesului
(resturi vegetale sau animale, fragmente preexistente de rocă, sau chiar a unor bule de CO2.
Componentele organice sunt, cel mai adesea, îndepărtate prin putrefacţie şi diagelleză, spaţiul
ocupat de ele rămânând liber.
Dacă procesul este îndelungat, precipitarea se poate realiza şi în spaţiile goale ale
tufului, care astfel se compactează parţial trecând într-o rocă numita TR.AVERTIN.
Similar, printr-un proces mai lent, se formează DEPOZITELE PEŞTERĂ
(stalactite, stalagmite, draperii, coloane, etc). Procesul este mai lenfpentru că, În acest caz,
soluţia bicarbonatată se scurge picătură cu picătură din fisurile pereţilor peşterii, procesul de
precipitare fiind cumulativ.
ROCI AUTIGENE FORMATE DIN APE TERMALE
Procesul de formare din ape termale este similar cu cel descris anterior, numai că
precipitarea este declanşată de micşorarea solubilităţii prin răcire. În acest caz, cOrhpo~iţia
pO;îte fi mai variată, în afară de carbonatul de calciu putându-se depune şi opal. Din ape
terrhale se formează:
lDruze şi geode se pot forma şi prin procese endogene, din soluţii hidrotermale, deci nelegate de procesul desedimentare.
Fig 67. Calcar oolitic:
a. Cu ciment micritic (criptocristalin);
b. Cu cimentsparitic (cristalizat) (1)
Fig. 68. Calcarpeletal:
a. Cu ciment micritic (criptoctistalin);
b. Cu cime71tsparitic (cristalizat) (1)
ÎI1 zonele mai adâl1ci ale bazinelor marine, precipitarea lentă a carbonatului de calciu
duce Ia acumularea de depozite stratiforme, în general omogene şi extrem de fine
(criptocristaline) numite CALCARE LITOGRAFICE. Numele este datorat utilizării în
litografie, suprafeţele de sttatificaţie fda.tie fineşll1etede fiind adecvate pentru gravură.
În anumitecol1diţii de sedimentare,precipitareacarbol1atului de calciu, concomitent cu
procesele diagenetice, determină ca, prin deshidratare, maSa de sediment să~şi restrâl1gă
volumul, apărând fisuri de contractare şi discoIitinuităţi. Acestea SUl1t colmatate aprbape
imediat prin sedimente de aceeaşi natură sau similare, producând în final CALCARE
PSEUDO-BRECIOASE. Acestea, la prima vedere, potstigera comparaţiaCl1breciileelastice,
la o analiză mai âtel1tăputâl1dl1-seobsefVa însă continuitatea. evidentă a componentelor
pseudocJastiee şi formarea autigenă a întregului· ansamblti.
ÎI1 atara rocilor carbol1atice, în bâzihele se pot forma şi alte depozite autigene.
În zbneleââahci, mai ales încbl1âiţii restrictive de mediu (reducator) sepbt forma
NODULI POLIl\1ETALICI (fie din pirită sedimentară sau alte' sulfufi,ehiar de tipul
aliajelbr metalice l1atllrale). În cazul cbnc~ritrătilor ridicate de fierşilsal1 demagnal1, se pot
forma acumulari autigene de oxizi şi hidrbXizi de fier; demangan sau ferb~manganbşi. Cel mai
- CRUSTE DE ARAGONIT. Se depun sub forma unor cruste suprapuse, adesea cu
aspect reniform, cu structură fibroradiară, în jurul izvoarelor termale bicarbonatate.
- PISOLITELE. Sunt depuneri sferice de aragonit fibroradiar concentric, de
dimensiunea boabelor de mazăre (lat. pisum mazăre) în jurul unor bule de CO2,jntr-'un
proces dublu de degazeificare şi răcire.
- GEYSERITELE. Sunt roci silicioase, formate din opal, în jurul punctelor de refulare
a geyserilor sau al unor izvoare fierbinţi cu soluţii silicioase. Au un aspect spongios, de obicei
sunt depuse în cruste succesive. Culoarea variază în funcţie de tipul şi cantitatea de impurităţi
încorporate în masa de opal. Prin procese diagenetice sau chiar primar, pot conţine calcedonie
şi, mai rar, cuarţ autigen.
ROCI AUTIGENE FORMATE ÎN BAZINE
Relativ puţin răspândite în raport cu alte zone sedimentare, laQuştre, funcţie
de proprietăţile apei (în special în funcţie desalinitate), potde:tertl1.iţl.a formarea de dep.Qzite
autigene. Soluţiile lacustre, cu o compoziţie chimică diferită de apelor marine, indiferent
de conctmtraţie, duc la acumularea fie a unor CALCARE LACUSTn.OOJ,criptoc6staline, cel
mai adesea cu texturi laminitice, fie la formarea unor acumulări de săruri solubile, specifice
domeniului continental de tipulNATRIT (NazC03 . 10 HzO),MIRABILIT (NaZS04 . 10 H20),
GLAUBERIT (Na2S04) sauKAJNIT (MgS04 ' KCl' 3 RzO).
ROCI AUTIGENE DE ORIGINE MARINĂ
CiI cea mai largă reprezentare în grupul rocilor autigene, rocile de origine. marină se
formează, predominant, prin concentrart)a şi precipitarea decalcit criptocristalin sau
microcristalin din apa de mare. Rezultămai multe tipuri de roci autigene, în legătură cu locul
de formare.
În zonele Iitorale, unde masele de apă sunt agitate şi aflate în schimb activ de ga;z:e cu
atmosfera, precipitarea, calcituluis.e face prin depuneri concentrice în jurlll unor nuclee de
cristalizare (care pot fi corpusculi c1astici, Ofistfl.lite preexistente, bioclaste sau chiar bule .de
gaz). Rezultă nişte elemente autigene numite OOLIŢ~, în general cu dimensiuni sub 2 mm. De
cele mai multe ori,acumlllărilede oolite suntcimentateprintr..,un ciment autigen totc(lrbonatic,
formâ.nd CALCARE OOLITICE.
În aOeeaşi zonă litorală se. pot· forma PELETE, structuri. similare· oolitelţ.}rdar fără
orgl'l.nizare concentric.ă, din acumulaJ:1ea cărora seproducCALCAREPEL)j:TALE.
frecvent, acestea îrnbracă fotrne concteţionare,subsferbidale, sau; mai rat, de cruste. Formarea
lor este un cumul de procese de precipitare directă şi de transformări diagenetice.
Tot în condiţii rnarine, se formează autigen acumulăristratiforme sauconcreţionare de
FOSFORITE, sau concreţiuni, de obicei reriiforme, de
ROCI AUTIGENE EVAPORlTICE
În condiţiile unorbazine laguriaresupraconcentrate, cu aport perrnanent de apă de m(J.re
ŞI cu evaporaţie foarte intensă, se crează condiţii de precipitare prin suprasaturare a unor
substanţe solubile, imposibil de tealizafîh condiţiile bazine16r'l11a.tine.
S-a constatat că, în funcţie de nivelul de solubilitate al diferitelor minerale, prin
evapbrarea unei cantităţi de apă/de mare, depunerea de sărup se face întotdeauna ÎA aceeaşi
ordine: dolomitlca18it gips .lârihidrit - halit .. c10rurişi sulfâţi>depotasiu. şi de magne:ziu.
În f'ormarea rocilor evapbritice, regimul de concenttatese menţine t1111Pînqelungat
cOnstant, evaporarea fiirid C6l11perisatăde aportul de apă marină, astfel încât, deobicei, se
formează acurnurăti de grosirlli mari de roci 111ono~inerale.(corespun.zătoare;unuianuJftltriivel
desolubilitate),' nefiind' aproape niciodată.realizata. întfeaga succesiune.
Analiza· rnodului de forrnate a depozitelorevaporiticeridică pr(),ph~ma.unor surse
suplimerttare de saruti, în afara celor provenite dirtapade'rnate: Extindere(J..(J.mpIă amol(J.~elor
evaporitice ca şi grosimea mare a· rocHor formate suget~a:ză că regirnul de hlgună
hiperconcentrată a fostsuplimerttat desăruriendogene,probabil rletlatură postv;tilcanică.
Toate rocile evapbriticesunt,în general, mac.rocristaline; .uneori ghiarcu cristale
gigantice.
Textura!, apar stratificate,adesea însă, stratificaţia este mascată de procese de cur,gere
plastică a rocii, sub presiune (în cazul diapirismului). Pfezenţa impurităţilor în masa rocii poate
evidenţia dispoziţia stratifibată, acestea fiind, deobicei, acumulate pref~renţialla anumite nivele
ale depozitului.
În grupul tocilor evaporitice se individualizează?
Jl'-"..lVJl;rl'Jl·.....", fbarteasemanato~re/~mcalcareleautigene. de. care sunt
greu de deosebitmacrbscopic. Sunt formate dindolomit (peste 50. %) şi calcit, cu C(J.re se
poatea111eSteca fhorice'I'fOporţii.
-GIPSURI şi ANHIDRlTE. Acestea poartă, în-general, numele minerahJlul qin care
sunt alcătuite, dacă, fiind larg cristalizate, acesta este evident. Când mineralul compqnent este
micro- sau criptocristalin, conferind rocii un aspect fin granular, omogen, roca poartă numele
de ALABASTRU.
- SAREA GEMĂ, reprezentând acumulările de mari dimensiuni de halit.
- SĂRURILE DELICVESCENTE. Formate în stadiile finale de evaporare ale unui
bazin lagunar, la limita secării, sărurile delicvescente reprezintă acumularea celor mai solubile
săruri, de tipul silvinei sau al carnalitului. Denumirea derivă de. la zgomotul metalic, ca un
dedic, pe care aceste minerale îl emit în atmosferă umedă, ele având capacitatea de a colecta
vapori de apă din atmosferă, formând cu ei soluţii la suprafaţa cristalelor.
CONCENTRĂRI AUTIGENE DIAGENETICE
Frecvent, în timpul diagen:ezei, îp masa unor sedil11ent~ care cuprind min~rale
incompatibile, au loc procese de,dif'erenţiere diagenetică,de separare a f~;lelor, prin trecerea
sub fonnă de gel a fazei subordonate.(de obicei şilice)şi expulzare~.~i în afara sedimentului,
sau acumularea în cortcentrări cvaşimonomineralecu aspect nodul(ţr, (H~puse în masa Jocii. Cel
mâi frecvent, acesteconcentrări.autigene apar sub forma ACCIDEWTELQR SILICIQL\SE
din rodle carbonatice. Acestea sunt formate din opal, mai mult, saU mai pUţincpmpact, dispuse
urieoristratiform, divizând masa "purificată" de ca1care, sau sub forma unor nodule cu aspect
cortereţionar. Acestea se ntlmesc"CRAILLE" când fac corp comuflcu, roCa: gazdă în c;are sunt
dispersate sau "SILEX" (în engleză;::::: FLINT) când, fiind încorporaWîn cretă, sunţ detaşabile.
Tot în condiţii .diagenetice;.potapărea acumulări de diferite l:piperaI '0, rezultate în. urma
unor procese de metasomatoză. Se citează, în acest sens,concentrările de OOI~ITE
FERUGINOASE, formate din oxizi şi/sau hidroxizi de fier, care iau locul calcitului din Golite
ca1caroase,întt:"tm procesdiagenetic delimonitizare şi, uneori, chiar de trecere la 1)ţmati1.
DEPUNERI AUTIGENE PRIN "U:DLjJ'I'LC'),.n~
Fără să aibă o extindere deosebită, în zonele cu activitate postvulcanică, se pot pro.cltlc,e
procese de sublimare (trecere directă din fază de vapori în. fază solidă), ctl.depum~ride minerale
aut'igene. Se i potproduceîî1acest;h1.od ŞI cantitativ, de
cele luai multe ori, aceste depuneri au un aspect pl.1lverulent, fiind acuml.1latefie sub forma unor
cruste în jurul punctului de emisie, fie pe suprafeţele de strat, subforl11aunor eflorescenţe, fiechiar apărând ca depuneri în cavităţile unor roci preexIstente cărora, astfel, le modifică
patal11ctrii .
DEPUNERI AUTIGENE EPIGENETICE
Procesele exogerte corttinuă şi după încheierea diagenezei. În condiţii de exondare, În
special, roca este supusă acţiunii unor agenţi care determină transformarea mineralelor
instabile şi, uneori, acumularea epigenetică a unor minerale de rteoformaţiune: Procesele cele
mai active, de acest tip, se încadrează în etapele primare de alterare, legate de oxido",reducere
şi de dizolvare/precipitare. Cantitativ, depunerileautigene de acest tip SlIrtt neimportante,
putând însă, uneori, să ofere informaţii despre evoluţia unei zone de sedirrientare.
Dintre aceste depuneri autigeneepigenetice menţionăm:
PĂPUŞILE DE LOESS. Acestea sunt deplIneri calearoase cu aspect concreţionar,
formate În urma circulaţiei de apemeteorice înloessuri, descendent sau ascendent prin
capilaritate. Aceste ape duc ladecâlcifieteâgenetală a masei de loessşi la depunerea .
carbdnatului de calciu în jurul unuicertţrude cristalizare. Aspectul concreţionar sugereaza
piese sculptate, de unde derivă şi denumirea.
CRUSTELE DE Specifice zonelor aride,deşertice, se formează
tot în urma unui transport prin capilaritate, dinspre adâncime spre suprafaţă, urmat de
evaporare şi precipitarea mineralelor dinsbluţie (aragonit, gips), caf;e pot uneoriîmbrăca forme
particulare de tipul "TRANDAFffiILOR DE DEŞERT" (cristale largi de gips maclat depuse
unele pe planele de C1ivaj sau de maclăalealtora, formate anterior).
EFLORESCENŢE. Pe suprafeţtHe de strat şi la suprafaţa decohtact a rocilor cu
atmosfera, în urma diferitelor reacţii pot apărea eflorescenţe de diferite minerale. Acestea pot
îmbrăca un aspect pulverulent, ca în cazlIlpudrei :deisulf formată prin reducerea sulfaţilor, sau
să ia forma unor mici cristale, adesea dispuse în rozetă, ca în cazul gipsului format prin
oxidarea sulfurilor.
Frecvertt,circulaţia ul10r SQ1uţÎi>911 diferite Jncărqăt1Jri mfl1EJmlţ, ll.lnglIl pla.l1elor de
stratific~l;ţie;.prin sistemele de fiSlId formatetn roci sa.uprin·cavităţileace.stora, poate d~termina
depunerea unormineraleauti[;?;erie fqrmateseclll1dar, ind.ependel1J d~.~.(')c.ade bază pe care o
afeetează.
Acestea pot îmbrăca diferite forme. Uneori, mineralele secundare formează pelicule fine
pe suprafeţele de stratificaţie. Apar astfel filme de oxizi de fier, extrem de subţiri, dar suficiente
pentru a modifica culoarea suprafeţei respective. Oxizii de mangan secundari pot apărea şi ei
pe suprafeţele de stratificaţie sau pe fisuri, dezvoltându~se însă cu aspect dendritic-pelicular.
Soluţiile încărcate cu un volum mai mare de minerale solubile pot determina formarea
de depuneri secundare mai importa,nte, fie pe suprafeţele de stratificaţie, fie pe fisuri, fie în
cavităţi, formând DIACLAZE, DRUZE şi GEODE.
Diaclazele sunt benzi mai mult sau mai puţin continui, formate în sistemele de fisuri pe
care le umplu, determinând reconstituirea continuităţii rocii de bază.
Druzele şi geodele sunt depuneri secundare care tapisează cu material de obicei larg
cristalizat pereţii cavităţilor prin care au circulat soluţiile. Aceste cavităţi pot avea diferite
origini. Pot fi microgoluri carstice, spaţii libere între componentele unor roci sau chiar goluri
din interiorul cochiliilor unor organisme.
Din punct de vedere min.eralogic, depunerileatltigene secundare SlJnt foarte diverse.
Pot fi alcătuite din calcedonie, cuarţ,arag()nit, calcit, gips etc. În majoritatea cazurilor Sunt
largcristalizate, iar spaţial se dezvoltă fără legătură cu texturarocii gazgă pe care, de cele mai
multe ori, o intersectează.
Prezenţa depunerilor autigene secundare, fără sămodifice.esenţia,Lroca de bază,poate
fi definitorie în anumite situaţii, pe de o parte prin modificarea. conţinutului mineralogic de
ansamblu, pe de altă parte prin evidenţierea unei game largi de procesegeologice care au
afectat evoluţia rocii.
Analiza diaclazelor, a succesiunii în timp a formării lor, poate evidenţia .eforturile
tectonice care au determinat apariţia sistemelor de fisuri şi evoluţia generală a structurilor,
ROCI CU GENEZĂMIXTĂ
Multitudinea factorilor generatori, determinanţi în procesul de sedimentare, face ca,
adesea, o rocă să fie rezultatul cumulat al mai multor procese genetice, desfăşurate simultan,
producătoare de componente speciiiceechilil3rate cantitativ.
Astfel, cu excepţia componentelol'reziduale, care prin însăşi existenţa Iordiferenţiază
esenţial categoria rocilor reziduale, inclit'erentde nivelul de pa.rticipare al altor componente
(autigene şi, uneori,biogene, sau accidental a.llogene), priflparticiparea lUai mult satrmai pUţin
egală a componentelor allogene, biogene şi autigene apar roci care pot fi considerate cu geneză
mixtă.
Analiza compoziţiei mineralogice a acestdr roei trebuie să ţină seamă de criteriile
specifice fiecărui tip de component (allogen, autigen, biogen) şi de raporturile cantitative în
care aceştia se combină.
Caracteristicile structurale şi textutale sunt specifice tipului de rocă cu care au mai
mare afinitate, diferite însă, într~o oarecare măsură,de acestea prin participarea celorlalte
componente.
Nomenclatura rocilor cu geneza mixta preia termeni ai rocilor de baza, completaţi însa
cu informaţii legate de celelalte componente genetice.
Astfel, se pot enumera, în categoria rocilor cu geneză mixtă:
ROCI CLASTICE LUMAŞ:EliICE, la care, pe lângă componentele aIlogene
(indiferent de structură) şi cele autigene, participă un volum important de biOelaste, insilficient
totuşi pentru a-i conferi rocii .un caracter biogen.
ARG-lLE GJfSIFERE,' ARGILE CU SĂ.RUlu, roci aIlogene pelitice care, pe
lâl1gă liantul al.lţigen qrgilos ()bişnuit, participă, într:';o proporţie mărită, minerâle·autigene (gips,
săruri, etc).
RESTURI ORGANICE MINERALIZA.TE, reprezentând orgamsme sau resturi
scneletice de orgariisme diagenizate, de obicei prin metasomatoză,ceea ce le comeră o
compoziţie mineralogică flagrant diferită decât cea obişnuită (exemplu: lemn silicifiat sau
caldtizat; spongieri silicioşi cakitizaţi, fosile "calcaroase sau fosfatice silicifiate sau
pifitizate, etc).
ROCI C.LASTICECU CIM.ENT DESUBLlMA.RE, de obicei.reprezentând riisipuri
cimentate cu sulfSau cu saturi, produseautigenprin procesepostvulcaniee.
ROCI MIXTE SEDIM.ENTAR-PIROCLASTICE. Acestea reprezintă un grup mai
complex, realizat în condiţiile unui bazin de sedimentăre\în ca.re, pe lângă materialul
sedimentar, se aClJrrlulează materialul piroclastic. Se pot .astfel identifica ARGILE
TUFACEE, TUF'!TE (tufuri \1Uldanicecuconţinui ridicat derhlneraleargi1oasesedimentare),
G:RESnCU CU etc.
În seria rocilor cu geneză marnele reprezintă o categorie
răspândire largă, fiind foarte frecvente în succesiunile de depozite marine. La alcătuirea lor
participă o componentă allogenă din minerale argiloase şi o componentă autigenă, formată
dintr-o a doua serie de minerale argiloase şi din calcit. Frecvent, componenta autigenă poate
conţine şi o cantitate subordonată de silice.
În funcţie de proporţiile componentelor, aceste roci de tranziţie au prbprietăţi
structurale şi texturale asemănătoare cu cele ale rocilor extreme, făcând adesea dificil
diagnosticul macroscopic.
În practica geologică se utilizează o serie de termeni intermediari, între argile şi calcare.
Încadrarea în aceşti termeni are un caracter subiectiv, cel puţin la nivel macroscopic, şi nu
există trepte procentuale unanim acceptate.
Tab. 20. Seria de tranziţie intre argile şi calcare(SERIA MARNELOR)
autigen
TIP
PETROGRAFIC---------,-----------------------1
alhl2ftll I
Argilă
Argilămarnoasă
Mamă
Calcar mamos
. Calcar
MINERALE ARGILOASE
90 -
- 90
35 - 65
10 - 35
0-10
'.CALCIT
0-10
10 - 35
35 - 65
65 - 90
90 - 100
Sunt specialişti care consideră că termenii de tipul "argilă marnoasă" sau "cal«;ar
marnQS" sunt pleonastici, însăşi noţiunea de mi;lrnă presţlPunândprezenţa l11ineral~lorargiloase
şi a calcitului. Ca atare folosesc termeni de tipul "argilijcalcaroasă" şi "calcar argilQ.~".
Frecvent este utilifi.at termenul de "MARNOCALC4R\ care, din punqt de ved13re petrografic,
se suprapune peste cel de·"calcar m~rnos".
Încadrarea rocilor în una sau alta dil1 treptele seriei mamelor, în condiţii de ter~n, Se
face Cu un anumit grad de subiectivism, prin afinită:ţi1e aparente cu una sau alta dintree~trerne.
Pe ll1ijsutaîmbogăJţirii în calcit, roca îşipier~e plastlciti;ltea (spedftcăarg!}elor) devl3.l:1ind
ca~al1tă, pierde capacitatea de absorbţie (l.apei, înschirnb va. reacţion(l din ce în .ce Pjl(j,ievident
la testul cu BCI. Pe de altă parte, obţinerea după reacţia cu acid a unei soluţii cu suspensii
inS0htbile dexnonstrează prezenţa minecaielor argiloase, chiar dacă,. aP(lrerlt, rOca pare un
calcar. Numai o analjză. microscopică sau chimică calitativă şiqmtitativăpoate duce.la o
diagnoză celtă.
ADDEND,A
SCARA GEOCRONOLOGICĂ
Ca pentru orice$uCcesiune de evenim.ente, şi în prezentarea .proceselor şi fenomenelor
geologice este.necesară subdivizareatim.pului.
În geologie, subdivizarea timpului se tealizează fie prin GEOCRONOLOGIA
ABSOLUTĂ, apreciată prin raportarea timpului de înjumătăţire al unor izotopi radioactivi la
cantitatea de substanţă finală rezultată, într-un proces de dezintegrare naturală, exprimat în ani
(milioane de ani), fie prin GEOCRONOLOGIA RELATIVĂ, care consemnează succesiv
intervalele scurse între cele mai importante evenimente geologice.
Subdivizarea relativă a timpului geologic se poate exprIma pnn UNITĂŢI
GEOCRONOLOGICE, reprezentând timpul efectiv scurs între două evenimente (Eon, Eră,
Perioadă, Epocă, Vârstă etc) sau prin UNITĂŢI CRONOSTRATIGRAFICE, reprezentând
depozitele formate în intervalele de timp marcate de unităţile geocronologice (Eonothem,
Erathem, Sistem, Serie, Etaj etc). Denumirile acestor unităţi sunt legate fie de evenimente
geologice sau paleontologice importante, fie de regiuni în care depozitele respective au fost
iniţial studiate, sau Sunt bine reprezentate, fie de unele tipuri de roci dominante.
În tabelul geocronologic prezentat în această lucrare (PLANŞA II), au fost menţionate
numai acele sobdiviziuni utilizate, în mod curent, în România. Din acest motiv, credem
necesară menţionarea schematică şi a altor denumiri de subdiviziuni, utilizate în alte regiuni,
pentru întregirea imaginii de ansamblu.
- Pentru primele momente din istoria Pământului, în faza "pregeoiogică" sau astrală a
acestuia, anterioară vârstei absolute de - 400Q de milioane de ani, se utilizează, cu rang de eră
(erathem), termenul HADEAN.
PORŢELANITELE. Un caz particular al rocilor cu geneză mixtă, porţelanitele
reprezintă produse ceramice naturale rezultate din arderea (coacerea) în zăcământ a
intercalaţiilor de steril care însoţesc stratele de cărbuni.
Procesul este rezultatul fenomenelor de autoaprindere a cărbunilor, în zăcământ,
fenomene declanşate de reacţiile exoterme de oxidare a piritei sedimentare sau chiar a
substanţelor organice, în contact cu aerul, introdus fie pe linii de minimă rezistenţă produse
tectonic, fie chiar prin lucrări antropice.
În aflorimentele de cărbuni, autoaprinderea poate fi provocată de radiaţiile solare în
impact direct, cu acelaşi rezultat de producere de porţelanite.
Rezistente la eroziune şi de culoarea specifica li caramizii, porţelanitele sunt uşor de
observat, marcând întotdeauna prezenţa cărbunilor pe seama cărora s-au format, chiar dacă
prezenţa acestora este mascatăde procese de alterare sau de covorul vegetal.
Datorită rezistenţei deosebite, porţelanitele înr.egistrează frecvent resturi fosile
(predominant vegetale), pe suprafeţele de stratificaţie.
- Pentru primele patru perioade ale Paleozoicului, puţin reprezentate în România, sau
menţionate fără subdiviziuni, în Europa se folosesc următoarele subumtăţi:
- CAMBRIAN: CbI = Nemakitian, 'Tommotian, Atdabânian, Lenian;
Cb2 ;:;:: An1gaian, Mayaian;
Cb3 == Dresbacnian, Franconian, Trempealeuan.
- ORDOVICIAN: 01:::: Iremadocian, Arenigiah;
02 = Llal1virllian, Llâl1deilial1;
0 3= Caradocian, Ashgillian.
- SILURIAN: SI = Landoverian;
S2 == Wenlockiah;
S3 == Luâlovial1,Pridolian.
- DEVONIAN: Di = Gediman (tochkoviari), Siegenian (Pragujari), Emsian;
D2 = Eifelian (Couvirtian), Givetian;
D3 :::: Frashiari, Famehian.
- Pentru depozitele Carhoniferului şiPermia.ntdui !ptezehateîn tabel pnn faciesurÎ
mixte, alternând depozite marine, continenta.le şi laguriâre,în depoiiteexc1usiv
marine din Europa, se utilizează:
- CA.RBONIFER: CI = TournaiSia.:ri, Visean;
Ci =SerpukHoviah(1'Jarnurian, S.str.),Bashkirian,
Moskovhm, Kasimoviafl, Gzelian,@renhurgian.
_. PERMIAN: PI ·= Asseliall, Sakmariari, Artihskiafi, KUhgtIriafl;
P~ == ([§fifiiâh, Kazahian; Tatâriah:
În America de Nord, Carboniferul cuprinde: == Missi·ssippian; C2 =
1"ennsylvanian, iar Permianul: 1"1 = Wolfcampian, Leonardian; P2 = Guadalupian, Ochoan.
-În Mezozok, la nivelull'riasiculuiinferior, îfl Scythiah, pe plan mOHdial, receHt, au
fost introduse două etaje: TRIASIC: IISC (Scythian) = InduaH, Olenekian.
Odata cu Cainozoicul, şi mai ales începând din Neogen, modificările importante
realizate în configuraţia bazinelor de sedimentare şi continua schimbare a legăturilor dintre
acestea face ca subdiviziunilecroflostratigrafice să mai poată fi generalizate, păstrând un
caracter mai mult sau mai pUţin local, core1ările dintre diferite bazine neputând fi perfect
echivalate.
Astfel; la nivelul Neogenului, în· Europa se separă mal multe bazillecu evoluţie
proprie, în care au fost stabilite subdiviziuni specifice:
- În BHzinul Tethysului Occidental, cu evoluţie exclusiv marină" NGogenul cuprinde:
- NEOGEN: NI Aquitanian, Burdigalian, Langhian, Serravalian,
Tortonian, Messinian;
N2 = ZancJean, Piacenzian.
- În BHzinul PHratethys, cu îndulcire progrGsivă se separă: NI = Egerian (instalat încă
de la sfârşitul Oligocenului, din Chattianul superior), Eggenburghian, Ottnangian, Karpatian,
Badenian, Sarmatian (în sens restrâns), Pannonian, Pontian; N2 =Dacian, Romanian.
- În Bazinul Dacic, legat iniţial de Tethys, apoi de Paratethys, iar în final de Bazinul
Ponto-Caspic, subdiviziunile sunt similare cu cele din bazinele de conexiune: NI =
Aquitanian, Burdigalian (similar cu Bazinyl Tethys), Badenian (similar cu Paratethys),
Sarmaţian (în sens larg), Meotian, Pontian (similar cu Bazinul Pontic); N2 ;:::: Dacian,
Romanian.
- În Bazinul Transilvaniei, legăturile oscilante dintre bazine crează o situaţie hibridă,
depof:itele fiind comparabile cu cele din Batinull)acic, cu. excepţia Pannonianului.
În Bazh)ld POniţQ."Caspi9 de Est se foloseSc o serie de denumiri şi subdiviziuni
PLANŞA II
SCARA·GEOCRONOLOGICĂ,
NEOGEN Galben N
- 1,8
- 5,3
- 23,5
-65
-290
~~......-+- - 142
VÂRSTE(ETAJE)
----H~---t' - 205
M10CEN
EOCEN
MALM
OLIGQCEN
INFERIOR
K
PERIOADE(SISTEME)
CULOARE
ŢRl,ASIC Violet T
JURASIC Albastru
CRETACIC Verde
PERMIAN Bruwroşca P
PALEOGEN P0l1oCllliu Pg
CUATERNAR Cenuşiu q
SIMBOL
ERE(ERATHEME)
MEZOZOIC Mz
CAINOZOIC Cz
PALEOZOIC
EON
(EONOTHEM)
ELEMENTE CONVENTIONALE,A
UTIEIZATE INToate informaţiile culese în activitatea de teren, completate prin investigaţii diverse de
laborator stau la baza realizării RAPORTULUI GEOLOGIC.
Raportul geologic, pe lângă însumarea datelor geologic~ dyobşy[vaţje şi a c.elor de
interpretare, cuprindea WARTĂ GEOLOGICĂ şi o serie de alte anexe grafice (secţiuni
geologice, coloane str<itigrafice, harţi speciale, diagrame etc) adecvate scopului urmărit de
lucrare.
H<irta geologi(;'ăşi anexele grafice reprezintă, de fapt, redarea în proiecţie în plan, la
scara, a informaţiilor care le cuprinde raportul geologic.
Pentru reali.z:ar~a h~rţii şi.<ianexelor grafice, în afară de utilizarea unei baze
topggrafice a apelatii la reduceri la SC<ira coresÎmllZătoare nivelului cerut de
detaliu, se suită. de elemente convenţionale care redau grafic sau cromatic
semriificâ-ţia realităţiige~logice de pe teren.
N@yoia de unif6nmizare a informaţiei geologice a necesitat standardizarea elementelor
convenţionale. În acelaşi timp, cerinţa internaţionalizării lucrarilor a impus ca Standardul
Român (ŞR să se coreleze cu Standardul Internaţional (180 710/1-7), la
prevederile cărorase~clf\ugă şi alte notaţii specifice graficii geol@gice.
Folosirea eterm;ţptelor convenţionale standardizate este obligatorie pentru toate
lucrările QlJ;caracterdefillitiv (fie în manusCl;s final, fie tipărite).
Elementele CQPvenţionale.. cel mai ades utilizate (exceptând semnele convenţionale cu
caracter geodezic - topografic, specifice hărţiIor topografice) se referă la marcarea vârstelor
relative adyp()zit~lor, la la eventualUlc6rtţirtut paleontoJogic, ca şi la
relaţiile de perimetrul considerat:
Elementele sunt :reprez~ntate prin culori,' indici litera.li şi/sau numerici,
deid~~()Q~raj1Jetcu înţel~s sugestiv.
atfî:fz~ttz~ îDt sp'@cial pentru marcarea vârstelor
gradat, nuanţele mai închise pentru depozitele mai vechi,
mai nOI.
sedJm(~ntlire, dar
sunt reprez(~nUlri gl'ati<;e de tip
recilor
ale racilor pe
mai utilizate "''''..."... ''' cOltrv~mţi.onale l1tC)loJglc1e.
se utilizeaiă'mai multe VaJrtaJ1te
SEMNELE r<r\l\-n,TI7\-I\,TTTOI\,T
haşură, cel mai adesea inspirate. din asr)ecle lJartlclllal
Cel mai frecvent, semnele cOI1Ve:nţlomlle I1t'DIoglc:e
se
(detaliate în cazul lucrărilor în care ac~~st~~(bs:tlt1tdIDmina.nt~~).
PLANŞA III A prez:intă
Menţionăm că, .
convenţionale,' nu toate fiind incluse în stand:a.rde.
ELEMENTELE III A) se referă la spaţială
a depozitelor geologice şi la relaţiile pe care acestea le realizează unele în raport cu altele.
În cazul în care lucrarea. detaliază număr mare de formaţiuni, se admite
introducerea unor semned~ reprezentare.sUplimentare. (de qbicei sistelTIe. 9~ paşuri) suprapuse
culorilor, cu obligaţia de a figura în legendă.
Utilizarea c"\.llorjlQr şi/sau a haş1Jrilor este însoţită în modg1?ljgatoriu de folosirea
simbolurilor şi indicilor de vârstă standardizaţi.
PLANŞA II prezintă scara geocronologică completată cu succesiunea simbolurilor şi
culorilor standard.
Tot prin culoare se nlarcheaza rocile ŞI corpurile geologiceendogylle, în special
magmatice. Pentru acestea se nuanţe de; toşu,ipottoc~li1J ş~n). violet, cu
aplicarea unor simboluri ceea ce evităconfu~iiIef\lJat1ţele care
specifică vârsta.
SEMNELE '. GQN'VENŢIONALEPALEONTOLOGICE ..(PLANŞA III B), în
general cu caracter de idiograrnă, utilizeaZă Îrtll.1cfârile de detaliu pentru marcarea
conţinutului paleontologic specific anumitor formaţiuni.
ALTE SEMNECON'VENŢIONALE(PLANŞA III B) setefera fie la realităţi
morfologice paljtlculare (filpt"\.lri de p~ntă, conuri de dejeqţiyjaluMyări.etc), fie la elemente
geo-econQmice nqWCElle (izvoare, emanaţii de gaze eţq) sau. aQtropice (foraj, p"\.lţ;de mină,
galerie, construcţii sau cu aspecte particulare etc).
În funcţiede·gtaduldedetaliu al lucrării şi de specificul acesteia se potf()losi.şi alte
elemente convenţionale particularizaţe reprezentând ELEMENTE MORFO-DINAMICE
~martori de eroziune, prăbuşiti, sufoziuril",nişe de desprindere etc), TffiURILE GENETICE
~le .lJmyf formflţi\J)1i (4~PPfite marine, lacustre, fluviale, etq) sau legate de
relaţia PROCE8!M1tDIU, cu efect ecologic gen~ralsa.tl(juirfrplicaţf1 antropice (auteole de
contact, aureole de dispersie, influenţe ale unot âctivităţiecopomicecuriscidep.Ql11are etc).
PLANŞA IIIGHID DE SEMNE CONVENŢIONALE (A)
TUF CALCAROS
CĂRBUNI: a. StraHionn; b. Lentilă
SILICIFIElUDIAG:ENETICE
DOLOMIT
~GIPS
~'-;-t;:-~ TUF VULCANIC; TUFIT
1++++++l l{OCIl\1A(il\1AŢICE (îngeneraI)
~lROCI.E:pmfl!jT~O"RFICE
~~ ROCIMEZO-KATAMETAMORFICE
trff:j.SOL
NISIP
CONGLOMERAT
<IROHOTIŞ
BRECIE
PIETRIŞ
GRESIE
ARGILIT
sanT
ARGILĂ
MARNĂ
MARNOCALCAR
CALCAR
CALCAR OOLITIC
SEMNE CONVENŢlQNALELITOLOGICE
·1~o2<)9J BOLOVĂNIŞ CALCARENIT
/'
/ l' LINj);:l!~jNCĂLEtAREr
ELEMENTE STRUCTURALE
POZIŢIE DE STRAT
POZIŢIE NESIGURĂ
STRAT NORMAL
STRAT RĂSTURNAT
STRAT ORIZONTAL
JU.Ll''.lU."","L"1 GEOLOGICĂ
--- ........
/400
~
~.~
~ b--
~bJ
PLANŞA IIIGHID DE SEMNE CONVENŢIONALE(B)
SEMNE CONVENTIONAtE PENTRU ÎNREGISTRAREA
CONŢlNUTULUIPALEONTOLOGIC
PUNCT FOSILIFER
[~ J VERTEBRATE
[QI NEVERTEBRATE MARINE
L4GJ] NEVERTEBRATE SALMASTRE
[O-J NEVERTEBRATEImLCJCOLE
L66] MICROFAUNĂ
~c85J NANOPLANCTON
ALTE SEMNE CONVENTIONALE UTILIZATE,
IZVOR
Q Naei IZVOR MINERAL1
r RUPTuRĂ DE PANTĂ, CARIERĂ
otn
-"'\.
[QJ,D
J,t,y
APARIŢll DE GAZE
IZVOR DE PETROL
PEŞTERĂ
GALERIE
PUŢ DE MINĂ
FORA;}
\\ C~\~::::- CON DE DEJEŢIEII "
@~Jj) ALUNECARE STABILlZATĂ2
C_,~ CLĂDIRI IZOLATE
1 Inscripţia precizează conţinutul mineralizaiei2 Convexitatea semnelor indică sensul de alunecare
MODELE DE FIŞĂ DE OBSERVAŢIE
FIŞĂ MACROSCOPICĂDE' MINERAL
CLASA DE MINERALDENUMIREA,FORMULA CHIMICĂ (sau chimism aproximativ)PROPRIETĂŢI MORFOI.OGICE
Sistem de cristalizareTrachtHabittisConcreşteri,.. mad.e
PROPRIETĂŢILEGATE DE COEZIUNE (MECANICE)DuritateClivajSpărtură'
PROPRIETĂŢIOPTICE (macroscopice)CuloareCuloarea urmeiTransparenţă
LuciuALTE PROPRIETĂŢI(specifice llUll}ai ~nllmitor minerale): greutate specifică deosebită;
gust; miros; solubilitate, proprietăţi magnetice, termice, electrice; reacţii specifice(cu HCI)
FIŞĂ PETRzOGRAFICĂ(MACROSCO:eICĂ)
CATEGORIA GENETICĂSTRUCTURI (prezentate din toate punctel~~evedere)TEXTURI (prezentate din toatepUl)ţteled:. ~edere)COMPOZIŢIA MINERALOGICĂ (în ordinea descrescătoare a cantităţii şi pe tipuri
structurale).CONCLUZII PRIVIND MODUL, LOCUL ŞI CONDIŢIILEDE GENEZĂÎNCADRAREA SISTEMATICĂ
DENUMIREA ROCII (cu precizăride diferenţier.~f(l.ţă dealţe roci.diRClcelaşigrup)
(1992)
Editura
BIBLIOGRAFIE
1.. ANASTASIU N. (1977) -Minerale şi roci sedimentare -- determinator Editura Tehnică,
Buqurefti.
2. AN-ASTASIU N. (.1981) - Minerale şi roci sedimentare - d~tetthinat()r, ediţia aII~a.Ed;itura
Universităţii, Bucureşti.
3. ANASTASIJJ N. (.1988) - P~trologie~ediment~ră. EdituraTefmt,e~' Bucu;eşti.
4. ANASTASIU N. (198.8) - Rocile se~imentare. Editura Universit~(ii, Bucureşti.
5. ANASTASIU N., JIPA D. (1990) - Texturi şi structuri sedimentare. Editura Universităţii,
Bucureşti.
6. ANASTASIU N.,MAREŞ Ioana, CEHLAROV Aura, BALTnE$ JIPA
Teme pentru lucrări practice de petroiogie sedimentară.
Universităţii, Bucureşti.
7.BĂDĂLUŢĂ A~relia (1974)- Îndrumătorpractic de z~cărninte 4e ComblJstibili minerali şi
sare. Centrul de multiplicare al UniversităţiiBucureşti.
8. BĂRBULESCU Aur~lia (.1973) Geologie cu elemente de pedologie. Editura
Universităţii, Buqureşti.
9. BLEAHU .1\1. (1982) -l,teI1eful carstic. Editura Albatros, Bubureşti.
10. B.LEAHU M. (1989) -Tectonica ~loba!ă. Editu;~$ctiinţ~CâşiE~ciclofedică,Bucureşti.
11. BOLEWSKI A. (1976) - Determinarea mineralel~r'e~baza~~racteristicilor exterioare şi
a.prQpriet~fi!~f.chimige·.ft4irw~.TeJmică, Bucu~efti
12. CERNEA (1954) - geQIQgieg~nerct!~:4-'cţţtllrqJ~hnicq, ~ucureşti13. CODARCEA (196$) - J\Mnerafqgi~.voL { Crist;ilogra.f1e.E~itura Didactică şi
Pedagogica, Bucureşti.
14. CONSTANTI~E:SClJ . ~lG~~) -Miţ1~)~l()~ie sist~rhatică- ]l~te de curs - Univer~itatea
Bucureşti, Facultatea de Geologie şi Geojizică, Catedra de Mineralogie.
15. CONSTANTINESCU E., FABIAN c., ŞTEFAN L.D., SÂRBESCUMona (1990)
Cristalografie şi mineralogie. Caiet de lucrări practice. Universitatea
Ecologică, Bucureşti.
16. CUDALBU Elena, BALASAN Felicia (1980) - Geologie şi geomorfologie. Editura
Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.
17. DINU c., PAUI.lIUC S., BARUS T. (1988) - Geologie structurală - lucrări practice.
Editura Universiţăţti,~u(1)reşti.
18. DONISA 1., GRIGORE M., TOVISSI 1. (1980) - Aerofotointerpretare geografică.
Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.
19. DRAGOMIRB.-P. (1994) - Geologie fizică generală. Editura Universită,tii, Bucureşti.
20. DRAGOMIR B.-P., ANDROHOVICI Anca (1995) - Geologie generală - lucrări
practice. Editura Universităţii, Bucureşti.
21. DRAGOMIR D.-P., DAMIAN R. (1999) - Ghid de practică. Cartare în formaţiuni
sedimentare. Catedra de Geologie şi paieontologie, Universitatea Bucureşti
22. -9RAGOŞ V. (1975) - Deplasări de teren. Editura Ştiinţifică, BucurcşU
23. DRAGOŞ V. (1982) _.. Geologie generală şi stratigr~fibă. Editura Didactică şi
Pedagogică, Bucureşti.
24. FRUNZESCU D. (2QQO) - Noţiuni de sedimentologie. Editura Premier, Ploieşti
25. GHERMAN 1. (1954) - Îndrumări în practica geologică. voI. 1, Editura Tehnică,
Bucureşti
26.GHERMAN 1., BRA~A V., CruPAG~A D., POPA A., AL~E?" B.ILOIU M. (1957)
- Îndrumări în practica geologică. voI. III. Editura Tehnică, Bucureşti
27. GIUŞCĂ D. (1963) - Petrologia rocilor endogene. Editura DidaCtică şi Pedagogică,
Bucureşti.
28. GRIGORAŞ N. (1961) - Geologia zăcămintelor de petrol şi gaze din Rorriânia. Editura
Tehnică, Bucureşti
29. GRIGORESCU D., ANASTASru N., ŞECLĂMAN IVI. - Geologie - Manual
pentru clasa aX!-a, EdiţuraDidacticăşiPedag~~ică,B~~~reştf.
30. GRJGORESCU D., DAl\1JAN R., ANDRĂşAN;U AL., J)UMII'RESCU G. (1~~3) -
Caiet de lucrări practige de Stratigrafie şi istorică. Editura
Universitqţii, Bur;ureşti.
31. HOBBS E.B., ME~N;S<D.W., ..\VIL~IA1\1S. F.:.(~:9$Ş~ .. -.Pripcipii de geologie
stm9turaIă.~~ituraŞtiinţifică.~iEncicl0fedică,Bucure~~i
32. IANOVICI V., STIOPOL Victoria, CONSTANTINli:SCU (1979) -Mineralogie.
Editura p'idactică şi Pedagogică, Bucureşti.
33. IANOVICI V., ŞTIOPOl, Victoria, CONSTANTINESCU - Proprietăţile
fizice şi chirnisITIul mineralelor Editura Universităţii, Bucureşti.
34. JUDE Lidia., DRĂGHICI1. (1980) - Cristalografia geometrică. Lucrări practice, Editura
Universităţii,Bucureşti.
35. JUDE Lidia., DRĂGHICI 1. (1984) -Cristalografie optică. Îndrumător pentru lucrări
practice. Editura Universităţii, Bucureşti.
36. LĂZĂRESCU V. (1980) - Geologie fizica. Editura Tehnică, Bucureşti
37.MANOLIUEugenia, ORBOCEA Marioara (1981) - Elemente de paleontologie.
Editura Universităţii, BucureŞti.
38. MAREŞ 1., ALEXE 1., MĂRUNŢIU M., ŞECLĂMANM; (1989) - Petrologia rocilor
l11agmaticeşi metal11otf1ce - Lucrări practice. Editia a II-a. Editura
Unfversităţii, Bucureşti.
39. MASTACAN Gh., MASTACAN Iulia (1976) - Mineralogie. Editura Tehnică, Bucureşti
40. MATEI L. (1990) - Metodefiiice de analiză a mineralelor şi rocilor- voI. 1. Editura
Universităţii,Bucureşti.
lVItGEARY D., PLUMMER C. (1992) Physical Geology. Earth Revealed' Wm. C.Brown Publishers, Dubuque, US.A.
42. MORET (1962) ~ Precis de geologie. Ed. Masson & eie. Paris
43.;MRAZEC L., GIUŞCĂ (194$)- Curs general de minerale rOce. Partea a doua.
Editura Fondului Universitar Profesor L.Mrazec, Bueureşti.
44. MUTmAC V. (1990) - Strueturageologicăa teritoriului Român:iei. Editura Tehn.tcă,
Bucureşti
45. NEAGU TH., DRAGOMIR B.-P., (1986) Caiet de practică. Cartare în
formaţiunisedimentare. Editura UniverSităţii, Bucureşti.
46; NISTOR-HANGANU Ensabet~, MANOLIUEugeniâ;;;< ····;GlU60B,ESClJ
DRA60MIR B....P. (1982) - Paleontologie +lucr.ari· practice. Editura
Un.tversităţii,BU(i;ureşti;
47. PANĂ Ioana, ORBQCEA Matioara, GRIGORESCU D. (1986) - Practica stratigrafică
(principii; metode,exer6iţii. Editura Universit~ţiiiBucureşti.
48. PArIU\,. C. (1960)- Petrogtafia rocîlor sedil11ehtare. EditurctŞtiinţifică, Bucureşti
49. PAULIUC S. (1975~- ZăCaffiinte deoornbustibili minerali şi sare"PaJiea 1. Editura
Utliversit~ţii,.J3tţctţreşti.
50. PAULIUC S. (1968) - Cartografie geologică.EdituraDidactică şiJ?gd.agogică, Bucureşti.
JLCJ'UJLJJL'U.""" S.,
52. PAtJLIUC S., POPESCU Rozica (1970) - Îndrurnătqrde lucrati practiCe de geologie
Editural.Jniv([rsiîăţii,iBucureşti;
53. PÂRVU G., MOCANU Gh., IIlBOMVSCHI c., (1977) - Roci utîle
din România..Edititrer. Tehnicâ, Bucureşti
54. PÂRVU G., VIN06RADOVC.,PAULIUC ~ Petrologia aplicata
a rocîlorcarbonatice sedimentare. Editura Academiei, Bucureşti,
55. PELLANT Ch. (1993) - Roches et mineraux. Ed Bordas, Paris.
56. POPESCU Gh. (1971) .- Determinarea microscopică a mineralelor opace. Editura
Tehnică, Bucureşti
57. PREDA 1., TURCULEŢ 1., BARlJS T., IORDACHE S., ANDROHOVICI Anca
(1993, 1994) - Geologia zăcămintelor de cărbuni. EditufCi Universităţii,
Bucureşti.
58. RĂDULESCU D.P. (1965) - Petrografia roci/or sedimentare. Ediţia a II-a. Editura
Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.
59. RĂDULESCU D. (1979) - Petrologia rocilor magmatice. Editura Universităţii, Bucureşti.
60. RĂDULESCU D. (1980) - Petrologia rocilor metamornce. Editura Universităţii,
Bucureşti.
61. RĂDULESCU D., ANASTASIU N. (1979) - Petrologia roci/or sedimentare. Editura
Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.
62. RĂILEANU Gt., PAULIUC S. (1969) - Geologie generală. Editura Didactică şi
Pedagogică, Bucureşti.
63. RINNE F. (1959) - La science des roches. Librairie Lamarre, Paris.
64. SAGATOVICI Alexandra (1978) '- Lucrări practic.e de geologie generală, partea 1
Editura UniversiUlţii, Bucureşti.
65. SAVIN F., CIŞMAŞ 1. (1964) .,. GeolOgie pentru muncitorii. din industria extractivă.
Editura Tehnică, Bucureşti
66. SĂNDULESCU M. (1984) - Geotectonica României. Edittrra Tehniqă, Bucureşti
67. SIMIONESCU 1. (1927) .,.Tratat de geologie. Cartea Romtinească; Bucureşti.
68. SKINNER B.J., PORTERS;C.(1989) - The Dynamjc Earth. John Wiley & 80n$, New
York, Toronto.
69. SKINNER B.J., PORTER S.C. (1987) - Physical Geology. John 'Wiley & 80ns, New
York," Toronto.
70. STIOPOL Victoria (19(3) ~Geochimie.EdituraDidacticăşi Pedagogică,Bucureşti.
71. STIOPOL Victoria, CONSTANTINESCU E. (1979) ,. Principii de clasificare ŞI
sistematica mineralelor. Editura Universităţii, Bucureşti.
72. ŞECLĂMAN M. (1976) ,. Termodinamica proceselor geologice. EdWlra Universităţii,
Bucureşti.
73. TĂTĂRÂM Niţa (1.984, 1988)..; Geologie..Stratigtancă. şi Paleoge.ografle. Editura
lehni(Jă, Bucureşti.
74. TURCULEŢ 1. (1986) - Petrologia cărbunilor~ Lucrări practice; Edltura Universităţii
Al. 1.
75. TURNER F.J., VERHOOGEN J.(1967) ~ PetrolOgie 111~gmatiQă şi metamorfică.
EditUrallehnică,B.u(;urf:şti
76. ZUMBERGE J.II., RUTFORD R.H.(1991) - Laboratory manual for Physical Geology.
Wm. C. Brown Publishers, Dubuque, U.S.A.
77. *** (1984) -Manualul inginerului de mine. VoI. 1. Editura Tehnică, Bucureşti
78. *** (1993) - Laboratory Manual in Physical Geology. AGIINAGT, Maxwell Macmillan
International, New York, Oxford, Singapore, Sydney.