Introducere.CURS 1

Geologia inginereascã este ştiinţa care cerceteazã caracteristicile fizico-mecanice ale terenurilor pe care se fundeazã diversele construcţii în scopul asigurãrii unei comportãri bune dupã darea în funcţiune.Domeniul ştiinţei cuprinde studiul unor zone, regiuni, asupra cãruia se extind influenţele acestor activitãţi umane care prin scopurile urmãrite şi dimensiuni pot modifica pe anumite suprafeţe şi adâncimi relaţiile dintre materialele care compun scoarţa Pãmântului, schimbând parţial sau total stãrile de echilibru dobândite de aceste materiale sub acţiunea de lungã duratã a agenţilor modificatori interni şi externi, supunându-le unor condiţii noi, de regulã, mai puţin stabile.

Geologia inginereascã este o ştiinţã al cãrui obiect s-a conturat la începutul sec XIX-lea, paralel cu creşterea numãrului dimensiunilor şi tipurilor de construcţii impuse de dezvoltarea tehnicã a societãţii.Aceastã ştiinţã are un pronunţat caracter aplicativ, situaţiile şi cercetãrile asupra terenurilor de fondurã constituind de regulã capitole ale diferitelor proiecte.

Istoria formãrii geologiei inginereşti ca ramurã distinctã este semnificativã pentru întelegerea sensului ei teoretic şi practic.Primele consideraţii ştiinţifice bazate pe fapte şi calcule apar spre finele secolului al XVIII-lea, când Coulomb prezintã memoriul sãu în care

introduce noţiunile de frecare interioarã şi coeziune, acceptate pânã azi.Este începutul geotehnicii, cãreia constructorii i-au spus mecanica pãmânturilor. Dupã aceastã datã contribuţiile ştiinţifice se înmulţesc şi culmineazã în anul 1925 cu publicarea de cãtre K.Terzaghi a tratatului sãu  « Mecanica pãmânturilor » , care se considerã cã a pus bazele geotehnicii ca ştiinţã.

Cercetãrile geotehnicii se caracterizeazã prin analiza fizico-matematicã, adesea deosebit de subtilã, compararea materialului de studiu cu materialele de construcţii, punerea accentului pe rocile omogene şi izotrope şi dezvoltarea cercetãrilor experimentale de laborator.

Geotehnica s-a înzestrat destul de repede cu o tehnicã proprie, datoritã cãreia rezultatele valorice au venit în avalanşe, necesitând o prelucrare laboroasã în care cifrele completeazã observaţia şi dau câmp larg de desfãşurarea caculelor pe bazã de formule.Necesitatea de a dispune de procedee de serie pentru prelucrarea datelor a fãcut ca metodele geotehnicii sã fie aplicabile în primul rând rocilor omogene, care s-au mai denumit roci moi sau pãmânturi.

Domeniul vast al rocilor tari sau stâncoase a rãmas pentru un timp închis geotehnicii clasice, deoarece se crease impresia cã pe asemenea roci nu apar probleme dificile de fundare. Dezvoltarea diferitelor funcţii, în special cele legate de amenajãri hidroenergetice, care au forme şi dimnesiuni impresionante şi care se realizeazã în special în zone de munte a întreptat cercetãrile spre rocile tari.

In aceste împrejurãri din geotehnicã s-a desprins mecanica rocilor. Acest termen s-a dovedit impropriu, întrucât argilele şi nisipurile sunt şi ele roci.Un eveniment important l-a constituit primul congres de mecanica rocilor, ţinut la Lisabona în 1966. Se dezbat cu aceastã ocazie câteva teme majore, care constituie un program a unei noi ştiinţe. Aceste teme au fost : prospectarea masivelor stâncoase ;eforturile naturale din aceste masive ;proprietãţile rocilor şi descrierea lor ;proprietãţile de rezistenţã şi legile de fragmentare a rocilor ; toluze naturale şi de excavaţie ;excavaţii subterane şi foraje profunde ;comportarea masivelor stâncoase ca terenuri de fundare.

Noua ramurã de cercetare a adoptat o serie de definiţii şi procede din geotehnica clasicã, dar a introdus rapid şi o tehnicã specialã de cercetare în laborator şi mai ales ‘in situ’ (în loc) cu scopul principal de a investiga masive de roci cât mai aproape de starea naturalã şi în profunzime pânã la limitele de influenţã cu construcţia ( zona activã).

Alcãtuirea scoarţei terestre. Date generale.

In scoarţa terestrã sunt cuprinse toate elementele nautale din sistemul periodic a lui Mendeleev. In marea lor majoritate aceste elemente sunt prezente sub forma unor compuşi mai simpli sau mai complecşi, cu diferite grade ded organizare intr-o retea cristalinã ordonatã.Aceşti compuşi naturali numiţi minerale sunt grupaţi dupã legi precise în roci.

Deşi în scoarţa terestrã sunt prezente toate elementele naturale, rãspândirea lor este puternic disproporţionalã. Din cele 105 elemente naturale, numai 15 însumeazã cantitãţi ce ating 99,59% din total, iar dintre acestea numai 8 elemente deţin procentaje semnificative respectiv 97,13%, iar celelalte 7 care cumeleazã 2,46% contribuie numai la definitivarea edificiului mineralogic complect.

Mineralele.

Sunt substanţe anorganice omogene din punct de vedere fizic şi chimic, formate natural în litosferã în condiţii de genezã foarte diferite şi controlate de procese geologice complicate. In general sunt considerate minerale numai substanţele anorganice solide cu excepţia mercurului nativ şi a apei care sunt socotite minerale lichide. Numãrul mineralelor cunoscute este de circa 2500 însã şi în acest caz distribuţia lor procentualã este puternic dezechilibratã. Numai un numãr de circa 100 de minerale au rãspândire calitativã realã, toate celelalte apãrând sporatic în cantitãţi infime.

O concentrare specialã de minerale din care se pot extrage în condiţii avantajoase diferite elemente sau substanţe utile poartã numele de minereu.

In naturã mineralele nu apar izolate ci grupate în ansambluri denumite roci. Acestea dupã modul de genezã pot fi  :endogene (formate prin procese de dinamicã internã) cuprinzând rocile magmatice şi metamorfice, şi exogene (formate prin procesele de dinamicã externã) grupând rocile sedimentare.Mineralele se caracterizeazã printr-un complex de proprietãţi proprii naturilor chimice şi structurii interene.Compoziţia chimicã conferã mineralelor o serie de proprietãţi care sunt însã substanţial influenţate de tipurile de legãturi chimice şi intermoleculare şi implicit de organizarea spaţialã a particulelor componente. O parte dintre proprietãţile mineralelor pot fi puse în evidenţã prin procedee analitice de laborator, altele însã pot fi apreciate macroscopic, oferind posibilitatea unei identificãri primare rapide.

Proprietãţile macroscopice ale mineralelor.

Se considerã proprietãţi macroscopice ale mineralelor acele proprietãţi care pot fi determinate cu ochiul liber sau prin procedee de testare simple, accesibile,direct în condiţii de teren sau de laborator. Aceste proprietãţi sunt :-proprietãţi morfologice ;-proprietãţi legate de coeziune ;-proprietãţioptice ;-şi alte proprietãţî.1.Proprietãţi morfologice.

Proprietãţîle morfologice grupeazã proprietãţi legate de starea fizicã a mineralului, de modul de prezentare exterioarã şi de modul specific de agregare sau de asociere a indivizilor.a)Starea fizicã.In naturã toate mineralele sunt în stare solidã, deasemnea se remarcã faptul cã în condiţii normale materia mineralã îmbracã starea cristalinã care presupune distribuţia ordonatã a componentelor în reţele spaţiale dupã reguli de simetrie foarte precise. Numai în condiţii speciale componentele mineralelor se pot dispune haotic generând starea amorfã sau vitroasã.Retelele crsitaline presupun repetarea periodicã a componentelor mineralelor ce pot fi atomi, ioni monoatomic, grupare ionicã, moleculã neutrã electric în şiruri reticulare, în plane reticulare şi în final în celule reticulare spaţiale.Celulele reticulare şi implicit întreaga reţea cristalinã se structureazã în parametriii dimnesionali fermi sub unghiuri caracteristice în baza unor foarte stricte relaţii de simetrie în lungul celor trei direcţii fundamentale ale spaţiului x,y,z.

Repetarea simetricã a celulelor reticulare se poate realiza :prin rotire ( în jurul unui ax de simetrie) ;prin oglindire (fatã de un plan de simetrie) ;prin inversiune în raport cu centrul de simetrie ;şi cel mai adesea prin asocierea mai multor elemente de simetrie.

In lumea mineralã, din însumare mai simplã sau mai complexã a elementelor de simetrie se pot întâlni 32 de clase de simetrie grupate în 7 sisteme de simetrie. Parametrii definitorii ai celulelor elemteare sunt :dimensiunile relatice (a,b,c)(+d) ale celulelor celor trei axe ale spaţiului (x,y,z) şi unghiurile (ά,β,γ) deschise între aceste axe.

Organizarea reţelei cristaline într-unul sau altul din sistemele de cristalizare conferã mineralelor o serie de proprietãţi caracteristice şi independente de compoziţia chimicã. Carbonul nativ apare cristalinizat în sistemul cubic şi se numeşte diamant, iar în sistem hexagonal se numeşte grafit.Deşi formula chimicã este aceeaşi, proprietãţile sunt diferite. Existã situaţii în care celula elementarã se concretizeazã în aspectul exterior al cristalelor (mineraleleor). Din acest punct de vedere cristalele pot fi :Ideomorfe – când forma exterioarã a cristalului are feţe plane şi simetrie ordonatã ;Xenomorfe – când forma exterioarã a cristalului este întâmplãtoare fãrã sã reflecte simetria interioarã ;Hipiodomorfe – când exteriorul cristalului este parţial limitat de suprafeţe neregulate şi plane.b)Habitusul, tractul şi formele de concreştere.2. Proprietãţi legate de coeziune.

Sunt numite şi proprietãţi mecanice şi se referã la comportamentul mineralelor la acţiunea unor forţe mecanice. Au în general caracter vectorial şi anizotrop, variind în funcţie de direcţia şi sensul de aplicare a forţei mecanice. Aceste proprietãti sunt  : duritatea, clivajul, elasticitatea, plasticitatea, greutatea specificã.3.Proprietãţile optice.

Proprietãtile optice sunt : culoarea, culoarea urmei, transparenţa şi luciul.

Clasificarea mineralelor. CURS 2Se bazeazã pe compoziţia chimicã în strânsã corelare cu modul de organizare a materiei în reţeau crsitalinã (sistem de cristalizare)

In acet mod se separã 8 clase de minerale pe baza compoziţiei chimice în cadrul cãruia subdiviziunile se bazeazã pe organizarea spaţialã a reţelei. Aceste clase sunt urmãtoarele :1.elemente native ;2.sulfuri şi sulfosãruri ;3.oxizi şi hidroxizi ;4.halogenuri ;5.carbonaţi ;6.sulfaţi ;7.fosfaţi ;8.silicaţi.1. Elemente native.

In naturã sunt în numãr redus, circa 33, dar majoritatea sunt în stare solidã. Pot fi grupate în douã grupe  : metale şi nemetale.Metale native sunt în general minerale compacte, grele, cu bunã conductibilitate termicã şi electricã, opace, cu luciu metalic şi culori specifice. In general sunt maleabile şi ductile, lipsite de clivaj, formeazã frecvent soluţii solide şi aliaje.Ex : argint, aur, cupru, fier, mercur, zinc, staniu, plumb, platinã.Nemetale native au proprietãţi mult mai puţin constante datoritã atât apartenenţei la grupe diferite ale sistemului periodic cât şi reţelelor cristaline mult mai diversificate. Frecvent pentru aceeaşi compoziţie pot apãrea minerale diferite prin organizarea de reţele cristaline diferite.Ex : diamant, grafit, sulf.Intre cele douã categorii se intercaleazã elemente numite semimetale care mediazã proprietãţile celor douã categorii extreme.Ex : arsen, stibiu, bismut.2. Sulfuri şi sulfosãruri.

In aceastã clasã sunt grupate sãrurile hidorgenului sulfurat (H2S) şi mineralele reprezentãnd compuşi bazaţi pe anioni cu dimensiuni şi proprietãţi comparabile cu ale anionului S2-, precum şi compuşi cu anioni complecşi de tipul sulfosãrurilor.Clasa grupeazã un mare numãr de minerale, în majoritatea minereuri. Majoritatea mineralelor acestei clase au cationi calcofili ( asemãnator cu cupru), în general reprezentând metale grele ale cãror proprietãţi sunt în parte transferate şi mineralelor. Sunt minerale grele cu retele cristaline cu simetrie ridicatã. Majoritatea sunt minerale melanocrate ( nuanţe şi culori închise), opace , cu luciu metalic.Pot forma serii izomorfe şi uneori soluţii solide cu alte sulfuri sau uneori cu metale native.Ex : galenã, blendã, piritã, pirotinã, calcopiritã, stibinã, realgar şi auriipigment.3. Oxizi şi hidroxizi.

Clasa cuprinde totalitatea oxizilor simplii ai oxizilor hidrataţi şi a hidroxizilor metalici şi nemetalici din naturã cu excepţia SiO 2 (silice sau cuarţ) care datoritã reţelei cristaline se încadreazã în clasa silicaţilor.Clasa grupeazã combinaţii cu circa 40 elemete chimice, majoritatea metalice cea mai frecventã având-o oxizii şi hidroxizii de fier. Ca şi sulfurile, oxizii şi hidroxizii sunt în general minerale grele, melanocrate cu luciu metalic sau semimetalic, cu duritãţi mari şi stabilitate chimicã ridicatã.Formeazã adesea oxizi dublii cu cationi de valenţe diferite. Prezenţa ionului oxidril sau a apei moleculare poate determina modificarea coeziunii reţelei cristaline. Deasemenea prezenţa apei deteminã formarea de mase criptocristaline (ascunse) colordale sau chiar amorfe.Ex : magnetit, hematit, limonit, corindon.4. Halogenuri.

Clasa cuprinde minerale reprezentând sãrurile acizilor HF, HCl, HBr, HI, deobicei cu cationi metalici din stânga sistemului periodic al elementelor. In general sunt minerale uşoare, incolore sau cu culori alocromatice (nuanţe sau culori deschise), duritate mica şi solubiliate relativ mare.Ex : halit (NaCl), silvinã, florinã.5. Carbonaţi.

Clasa cuprinde minerale reprezentând sãrurile acidului carbonic H2CO3, în general cu cationi mono- bi- sau tri-valenţi. In general, carbonaţii sunt solubili în ape agresive şi reacţioneazã relativ uşor cu acizii, deteminând înlocuirea anionului CO2

2- sau a celuilalt, HCO3- cu anioni mai tari de tipul Cl-,

NO3-, SO4

2-. Sunt minerale cu duritate medie, între 3 şi 5, în general incolore sau culori alocromatice.Carbonaţii de fier, magneziu, mangan şi cupru apar coloraţi idiocromatic (în aceleaşi tonuri şi nuanţe). Pot forma compuşi dublii sau soluţii solide. Frecvent prezintã polimorfism (mai multe forme), în general clivaj bun pânã la perfect.Ex : aragonit, calcit, dolomit, sidelit, rodonit, rodocrozit şi altele.6. Sulfaţi.

Clasa grupeazã minerale reprezentând sãrurile oxigenate ale sulfului cu anioni la care se pot adãuga sãruri ale altor anioni cu structurã similarã cum ar fi cromaţii CrO4

2- monitaţi MoO42- sau wolframaţi WdO4

2- .Reprezintã minerale cu duritate scãzutã, cu clivaj bun, în general incolore şi transparente.Greutatea specificã este legatã de tipul de cation. Frecvent pot forma reţele hidratate sau anhidre, în funcţie de condiţiile de genezã. Sunt minerale relativ uşor solubile mai ales cele cu cationi monovalenţi.Pot forma sãruri complexe cu anioni suplimentari  : OH- Cl- CO3

2-.Ex : anhidrit, gips, baritinã.7. Fosfaţi.

Clasa grupeazã sãruri cu pondere redusã în scoarţa terestrã, dificil de identificat macroscopic.8. Silicaţi.

2

Reprezintã cel mai mare grup de minerale, însumând circa o treime din numãrul total şi circa 75% din greutatea scoartei terestre.Teoretic, silicaţii ar reprezenta sãruri ale acidului silici H2SiO4, acesta fiind însã virtual, nefiind cunoscut decât sub forma de compuşi.Silicaţii din punct de vedere chimic se bazeazã pe un numãr relativ mic de cationi. Cu toate acestea se remarcã o mare variabilitate determinatã pe de o parte de fenomenul de izomorfism, iar pe de altã parte de structura spaţialã foarte complexã a reţelelor cristaline. De aici derivã o variabilitate mare a proprietãţilor şi realizarea unor formule chimice, adesea foarte complicate.Reţelele cristaline ale silicaţilor se bazeazã pe un complex anionic SiO 4

4- , dezvoltat spaţial sub forma unui tetraedru cu ionul Si4+ în centru şi având fiecare colţ ocupat de O2-.In reţelele silicaţilor existã posibilitatea cuplãrii în diferite moduri a tetraedrilor SiO4

4- prin punerea în comun a unor colţuri, respectiv ionii O2- şi realizarea unor anioni complecşi (sau reţele).Dacã se are în vedere similitudinile ionului Si4+ cu ionul Al3+ ,care permit înlocuirea parţialã a siliciului cu aluminiul, rezultã o mare diversificare a silcaţilor la care se adaugã şi aluminosilicaţii care cresc exponenţial.Pentru clasificarea silicaţilor se are în vedere in principal criteriul structural. Pe baza modului structural de asociere a tetraedrilor SiO4

4- se separã urmãtoarele subclase :1) Subclasa nezosilicaţi (nezo=insule).Sunt silicaţi cu grupãri tetraedrice SiO4

4- izolate, legate în reţea numai prin intermediul cationilor metalici. Datoritã izomorfismului macroscopic sunt dificil de apreciat speciile minerale, în consecinţa se obişnuieşte prezentarea unor grupe de minerale cu proprietãţi comune.Ex : grupa olivinei, grupa granaţilor, grupa distenului. 2) Subclasa sorosilcaţi (soros=grup).Prin asocierea în reţea a doi tetraedrii [SiO4]4- se realizeazã anioni de tipul [Si2O7]6-. Astfel se realizaeazã cristale cu habitus prismatic, grupate în agregate monogranulare.Ex :epidot. 3) Subclasa ciclosilicaţi (ciclos=nivel).Sunt silicaţi la care gruparea anionicã este formatã prin asocierea în inel închise a 3,4,5,6 tetraedrii SiO 4

4-. Prin suprapunerea în retea a inelelor anionice rezultã în general cristale cu habitus prismatic.Ex :wolastolit. 4) Subclasa inosilicaţi (inos=lanţ).Prin asocierea tetraedrilor SiO4

4- în lanţuri infinite, simple sau duble rezultã douã categorii de inosilicaţi :a) piroxeni – au structuri in lanţuri simple iar cationii Mg2+ Fe2+ Mn2+ Fe3+ Al3+ determina culori melanocrate.Ex : augit.b) amfiboli – au structuri în lanţuri duble,sunt minerale melanocrate, cuprind grupa tremolitului şi grupa hornblendelor. 5) Subclasa filosilicaţi (filos=faoie).Se bazeazã pe reţele plane, infinite de tetraedrul [SiO4]4- la care trei din cei 4 ioni de oxigen sunt puşi în comun, iar anionul complex ia forma : (Si2O5)n

2- ; (Si4O10)n4- .

Cationii fixaţi în reţea,lateral faţã de reţeau planã a anionului pot fi diferiţi ( K + Na+ Ca2+ Mg2+ Al3+ Fe3+ ) , diversitate care conferã o largã variatate de proprietãţi.Compoziţiile sunt complicate şi prin posibilitatea de înlocuire a ionilor de siliciu cu cei de aluminiu şde posibila prezenţã în reţea a ionilor (OH)-.Clasificarea filosilicaţilor este complexã, iar adesea discriminarea mineralelor este posibilã numai prin analize speciale de laborator. Macroscopic sunt realizate grupuri empirice care pot fi indentificate pe teren. Se deosebesc grupul talcului, grupul serpentinelor, grupul micelor (cuprinde muscovit şi biotit), grupul cloritelor şi grupul mineralelor argiloase, acest ultim grup fiind cel mai heterogen din punct de vedere mineralogic, însumând filosilicaţi cu structuri şi compoziţie diferite.Prezintã câteva caracteristici comune : cristalele au habitus solzos şi sunt grupate în agregate pãmântoase ; au capacitatea de a reţine apã în reţea urmatã de o gonflare, de creştere a plasticitãţii, putând la saturaţie sã treacã în stare de gel. La temperaturã normalã procesul este reversibil.6) Subclasa tectosilicaţi (tecto=construcţie).Din aceastã subclasã fac parte silicaţi la care tetraedrii SiO 4

4- sunt asociaţi în reţele continue tridimensionale prin legare reciprocã a tuturor ionilor de oxigen.Frecvent ionii de siliciu sunt înlocuite prin ioni de aluminiu, permitând adiţia de cationi, de obicei cu razã mare (K+ Na+ Ca2+ Ba2+).Pe baza raportului de înlouire siliciu/aluminiu marcat de o serie de proprietãţi specifice, tectosilicatii se împart în mai multe grupe :a) grupa feldspaţilor. Feldspaţii sunt aluminosilicaţi saturaţi în silice de potasiu, natriu sau/şi de calciu cristalizaţi monoclinic sau triclinic.

Sunt împãrţite în feldspaţi alcalini care se mai numesc potasici sau sodici şi feldspaţi calcosodici.Feldspaţii alcalini sau potasici au urmãtoarea formulã K[AlSi3O8], pot cristaliza monoclinic sau triclinic. Ex : ortoza şi microclivi.Feldspaţii calcosodici au urmãtoarea formulã : Na[AlSi3O8] Ca[Al2Si2O8]. Formeazã o serie cu mişcibilitate continuã intre feldspatul sodic (albit) şi calcit (anortit).

Acestea se mai numesc plagioclazi. Sun foarte bine reprezentaţi în aproapee toate categoriile de roci. Se recunosc dupã aspectul ideomorf, spãrturã ordonatã şi clivaj foarte bun. Au luciu sidefos.b) grupul feldspatoizilor , cu structuri similare feldspaţiilor, însã nesaturaţi în silice formeazã serii cu substituţii izomorfe. Prezintã culori în nuanţe caracteristice. Ex : nefelin - cenuşiu, sodalit - albastru-cenuşiuc) grupa silice – este formatã dinreţele de tectosilicat compacte, alcãtuite dein tetraedrii SiO 4

4- fãrã substituţii ionice. Grupa cuprinde minerale formate în condiţii de genezã diferite. Cele mai obişnuite sunt cuarţ, calcetodonia, opalul.

Rocile. CURS 3In naturã, mineralele se întâlnesc întotdeauna în agregate mai simple sau mai complexe, numite roci. Roca reprezintã un agregat de minerale

formate natural în condiţii specifice de genezã.Ramura geologicã care se ocupã cu studiul rocilor este petrologia. Ea separã trei tipuri de procese petrogenetice fundamentale, cãrora le corespund trei categorii majore de roci : magmatice, metamorfice şi sedimentare.Primele douã categorii se încadreazã în sisteme de procese endeogene, legate de caracteristicile interioare ale Pãmântului, iar cea de a treia categorie este determinatã de procese exogene, legate de relaţiile cu învelişurile exteriaore ale Pãmântului (atmosfera, hidrosfera şi biosfera). Orice rocã, indiferent de modul de formare este definitã printr-o anumitã compoziţie mineralogicã şi pentru o anumitã structurã prin care se înţelege ansamblul proprietãţilor care desemneazã forma şi dimensiunea componentelor unei roci.Alcãtuirea mineralogicã extrem de variatã este coordonatã de procesele care genereazã roca, fiecare categorie de roci având în general compoziţii specifice. Dacã alcãtuirea mineralogicã reprezintã aspectele calitative ale unei roci, definirea edificiului petrografic implicã şi caracterizarea distributivã conferitã de atributele structural texturale care evidenţiazã proprietãtile scalare şi direcţionare a componentelor.In legãturã cu caracterizarea distributivã sunt necesare câteva precizãri esenţiale legate de definirea termenilor  ; astfel în literatura geologicã europeanã, exceptând-o pe cea britanicã, termenii structurã şi texturã au fost utilizaţi cu sensuri complementare ; prin structurã înţelegându-se proprietãţile legate de starea crsitalinã, de mãrimea şi forma componentelor, iar prin textura, modul de distribuţie spaţialã a acestora.Specialiştii anglo-saxoni utilizeazã noţiunile respective în sens inversat.In România, s-a adoptat terminologia clasicã europeanã în prezentare categoriilor de roci. Este evident cã cu toatã diversitatea petrologicã existentã nu pot fi trasate limite nete între procesele generatoare de roci, nici în cea ce priveşte compoziţia şi nici în ce priveşte caracteristicile structural textural.Fiecare edificiu petrografic reprezintã un caz unic, posibil de înscris într-un ansamblu generalizator. Cu toate acestea predominarea unora sau altora dintre factorii genetici determinanţi fac necesarã prezentarea diferenţiatã a celor trei mari categorii deja menţionate : roci magmatice, roci metamorfice,roci sedimentare.ROCILE MAGMATICE.

Rocile magmatice sunt roci endogene, formate prin consolidarea sau solidificarea magmelor.Magma reprezintã topitura naturalã de silicaţi având în soluţie sau în suspensie, în proporţii diferite, cristale deja formate şi componete volatile cun sunt H2O CO2 H2S .Consolidarea magmelor se poate realiza în condiţii diferite în funcţie de locul de desfãşurare a procesului, fie în profunzime, în condiţii abisale, fie în apropierea suprafeţei sau chiar la suprafaţa Pãmântului, dacã topiturile magmatice sunt expulzate la exterior prin procese vulcanice , numindu-se în acest caz lave.Compoziţia mineralogicã.Este determinatã pe de o parte de compoziţia iniţialã a magmei, iar pe de altã parte de procesele evolutive, de diferenţiere, realizate prin seplasarea topiturilor şi prin consolidarea progresivã. In general, în alcãtuirea rocilor magmatice, pot fi grupate douã categorii de minerale :

Minerale primare, legate de procesul de consolidare a topiturilor ;Minerale secundare, formate ulterior consolidãrii rocii, a cãror prezenţã nu defineşte roca magmaticã în sine.

3

Mineralele primare sunt de douã categorii : minerale principale şi minerale accesorii.Mineralele principale sunt minerale care amestecate în diferite proporţii, conferã specificul rocilor pe care le conţin. Pentru uşurarea

prezentãrii sistematice a compoziţiilor mineralogice s-a convenit utilizarea unor simboluri literale pentru mineralele principale. Aceste simboluri sunt :-grupul mineralelor mafice – M – care sunt în general melanocrate (închise la culoare) şi cuprind  : olivine MOL piroxeni MPI amfiboli MAM biotit MBI ; -grupul mineralelor felsice, în general leococrate (deschise la culoare) formate din : felspaţi alcalini A , feldspaţi calcosodici P , silice predominant cuarţ Q , muscovit Mu.

Mineralele accesorii.Acestea sunt minerale primare prezente în proporţii reduse şi a cãror prezenţã sau absenţã nu modificã diagnosticul rocilor. Intre acestea mai frecvente sunt : turmalina, zirocnul, graniţii, magnetitul, cronitul, sulfurile şi altele.Mineralele secundare.

Acestea nu sunt legate de procesele propriu zise de formare a rocilor magmatice. Acestea se formeazã ulterior consolidãrii, pe seama mineralelor primare sau în urma circulaţiei unor soluţii postmagmatice. Chiar dacã prezenţa lor este aleatorie, pot furniza informaţii suplimentare despre compoziţia primarã a rocii şi despre tranformãrile pe care acestea le-au suferit.In categoria mineralelor secundare cel mai frecvent se încadreazã mineralele argiloase, oxizii şi hidroxizii de fier, cloritele, la care prin depunere de geluri şi soluţii se adaugã silice, carbonaţi, fosfaţi şi altele.

La nivel macroscopic poate fi fãcutã o apreciere generalã a principalelor componente, apreciere de obicei suficientã pentru diagnoza primarã a rocii observate. In analiza compoziţiei mineralogice este necesarã şi estimarea cantitativã a mineralelor conţinute, proporţiile sub care participã fiecare mineral la alcãtuirea unei roci fiind foarte importantã pentru definirea ei.Pentru determinarea sistematicã a grupelor de roci magmatice este suficientã cunoaşterea principalelor minerale primare, cum ar fi olivina, piroxenii, feldspaţii alcalini, feldspaţii calcosodici, cuarţul şi altele.Pentru precizarea varietãţii petrografice este însã necesarã menţionarea speciilor minerale.Structurile rocilor magmatice.Proprietãţile structurale ale rocilor magmatice se pot defini dupã mai multe criterii şi anume :A) Dupã gradul de cristalizare se disting :structuri holocristaline – care înseamnã cã rocile sunt integral cristalizate ;structuri hipocristaline – unde componentele sunt o parte cristalizate şi o parte amorfe ;structuri vitroase sau amorfe – unde întreaga rocã este formatã dintr-o masã amorfã necristalizatã.B) Dupã dimensiuniele absolute ale cristalelor, structurile pot fi :faneritice – cu cristale cu diametrul>0,1mm , vizibile macroscopic ;afanitice – cu cristale cu diametrul<0,1mm , invizibile cu ochiul liber sau în stare criptocristalinã sau amorfã.C) Dupã mãrimea relativã a cristalelor se pot distinge urmãtoarele structuri »echigranulare – cu cristale încadrate în acelaşi ordin de mãrime ;inechigranulare – cu componente net diferenţiate dimensional. Frecvent în acest tip de structurã se separã douã faze  : una faneriticã, reprezentatã prin cristale de dimensiuni mari numite fenocristale şi o a doua fazã, fie faneriticã mircrogranularã, fie afaniticã constituind o masã fundamentalã sau pasta. Acest tip de structurã se numeşte porfiricã.D) Dupã forma exterioarã a cristalelor structurile pot fi :panidiomorfe – cu toate cristalele idiomorfe ( cu toate feţele întregi) ;panxenomorfe – cu toate cristalele xenomorfe ( cu feţe întregi şi cu feţe care nu sunt întregi) ;hipidiomorfe – în care coexistã cristale idiomorfe şi xenomorfe.Texturile rocilor magmatice.

In precizarea caracteristicilor texturale care desemneazã organizarea spaţialã a componentelor în cazul rocilor magamtice se pot definii  :A) Texturi masive sau neorientate – în care componentele rocii au poziţii aleatorii ;B) Texturi orientate – în care cel puţin unele dintre componente se orienteazã în direcţii preferenţiale, de obieci induse de sensul de curgere a magmei.Un caz particular îl reprezintã texturile fluidale sau de curgere. Un alt aspect textural îl poate oferi gruparea preferenţialã a unor componente minerale în zone diferite din masa rocii , grupãri marcate de obicei prin diferenţieri de culoare. Astfel se pot enumera :texturi vãrgate – în care componenţii se separã în benzi cu compoziţie diferitã ;texturi în şlire – în care în masa rocii se separã îngrãmãdiri leticulare cu compoziţie diferitã ;texturi orbiculare – în care se realizeazã separãri mineralogice în pãturi concentrice.Dupã gradul de umplere a spaţiului se pot separa :texturi compacte – lipsite de spaţii goale ;texturi vacuolare – în care în masa rocii apar numeroase goluri. Condiţii de formare a rocilor magmatice.

Rocile magmatice pot lua naştere în condiţii diferite intervenite la formarea primarã a topiturilor magamtice, pânã la consolidarea definitivã.In deplasarea lor în scoarţa terestrã, topiturile pot ajunge la condiţii speciale de temperaturã şi presiune, fiind supuse unui proces mai lent sau mai rapid de rãcire care va determina pe de o parte evoluţia mineralogicã pe de altã parte otalitatea proprietãtilor structurale şi texturale. In cazul consolidãrii magmelor în zone foarte adânci, abisale sau plutonice, reprezentãnd fie rezervoare magmatice iniţiale, fie acumulãri echivalente, rãcirea se face extrem de lent sub presiune şi în general cu deplasãri nesemnificative ale topiturii. In aceste condiţii se realizeazã structuri holocristaline, faneritice, panxenomorfe sau hipidiomorfe şi în majoritatea cazurilor texturile sunt masive şi compacte.Impingerea sub presiune a topiturii din zonele periferice ale rezervorului magmatice spre sistemel de fisuri care îl flancheazã (înconjoarã) determinã apariţia unor roci filoniene cu aspecte particulare. Ele vor fi de asemenea holocristaline şi faneritice, dar cu o serie de aspecte diferite faţã de rocile plutonice.Astfel, rocile filoniene consolidate în condiţiile unui conţinut ridicat de componente volatile sunt caracterizate prin minerale ce ating dimensiuni foarte mari, uneori gigantice. In funcţie de compoziţia mineralogicã, aceste roci sunt numite pegmatite pentru compoziţia predomonant felsice (deschise la culoare) maprofile pentru cele predominate mafice.Deplasarea topiturilor spre suprafaţa Pãmântului şi deci consolidarea în condiţii subvulcanice mãreşte viteza de rãcire şi permite cristalizarea unei pãrţi de minerale care vor forma fenocristale idiomorfe sau hipidiomorfe prinse într-o masã de baza afaniticã. Structurile rezultate vor fi hipocristaline. Masa de bazã poate fi holocristalinã afaniticã sau vitroasã. Se mai numeşte şi pastã.Texturile sunt frecvent orientate,fluidale şi/sau vacuolare.Procesele vulcanice care determinã revãrsarea topiturilor subaerian sau subacvatic la suprafaţa Pãmântului duc în general la solidificarea bruscã a magmelor numite în acest caz lave, realizãnd structuri vitroase cu sau fãrã centre de cristalizare dispersate în masa amorfã. Texturile sunt majoritar orientate.Erupţiile vulcanice explozive determinã expulzarea în afara aparatului vulcanic a unor volume importante de material de origine magmaticã fie sub forma unor sfãrâmãturi solide de rocã, fie sub forma unor picãturi de lavã.Aceste produse alcãtuiesc aşa numitele piroclastite.Dacã genetic, materialul piroclastic are origine magmaticã şi componentele sfãrâmãturi sau picãturi de lavã, are în general caracterele structurale comparabile cu cele ale lavelor afanitice sau vitroase ; în schimb modul lor de acumulare gravitaţionalã le conferã proprietãţi structural texturale specifice rocilor sedimentare.Acumularea materialului piroclastic se face cel mai adesea concomitent cu un material sedimentar exogen, realizãndu-se roci mixte.In cazul cineritelor(cenuşilor), în amestec cu materialul sedimentar roca primeşte numele de tufit. Texturile rocilor piroclastice sunt predominat stratificate.

Clasificarea rocilor magmatice. CURS 4In clasificarea rocilor magmatice se ţine seama pe de o parte de criteriul structural relevant pentru condiţiile de consolidare şi pe de altã

parte de criteriul mineralogic prin care se iau în consideraţie proprietãţile mineralelor principale conţinute.In literatura mai veche se utilizaeazã pentru clasificare criteriul chimic al conţinutului de silice SiO2 apreciat ca aciditate. Prin acest criteriu rocile magmatice pot fi acide (suprasaturaţie cu SiO2) la care dupã formarea silicaţilor rãmâne suficientã silice pentru a forma cuarţ ; intermediare (saturate cu SiO2) insuficient însã pentru a forma cuarţ ; bazice (subsaturate cu silice SiO2) ; ultrabizice, sãrace în silice.Pe baza criteriului mineralogic, rocile magmatice sunt grupate în patru familii :

Familia Roca plutonicã (intrusivã) Roca vulcanicã (efusivã)

Fam. GranitoidGranit Diolit

Granodionit Dacit

4

Fam. Sienotoide Sienit Trahit

Fam. GabroideDiorit Andezit

Gabrou Bazalt

Fam Ultramafite

Peridotit

Nu se cunoscDunit

Hornblendit

Piroxenit

In cadrul fiecãrei familii, în funcţie de criteriul structural se separã tipurile generalizare de roci.Pentru definirea detaliatã a acestora este necesarã prezentarea completã a compoziţiei mineralogice a structurilor şi texturii prin care se stabilşte varietãţile petrografice.ROCILE METAMORFICE.

Sunt determinate de procese endogene prin care starea de echilibru a materiei se poate rupe, declanşându-se un ansamblu de procese de reformare şi structurale care sã asigure materiei restabilirea echilibrului în noile condiţii.Totalitatea fenomenelor de transformare şi adaptare a materiei la condiţii noi determinate de procese endogene reprezintã metamorfismul. El se produce în general prin transformãri realizate în stare solidã ale unor roci preexistente, indiferent de modul iniţial de formare.Factorii determinanţi ai metamorfismului sunt  : temperatura, presiunea litostaticã, stressul(presiune orientatã) 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 transformãrii energiei cinetice în energie caloricã în procesele tehtonice.Presiuna litostaticã este determinatã de greutatea stivei de depozite acoperitoare ale zonei afectate de metamorfism.Stressul este dependent de forţele de forfecare şi tangenţiale induse de procese tehtonice.Fluidele asocaite procesului de metamorfism pot determina schimbul de substanţã între acestea şi materia supusã metamorfismului.Factorii de metamorfism pot funcţiona independent dar în majoritatea cazurilor acţioneazã simultan cu pondere mai mare sau mai micã în funcţie de condiţiile geologice de desfãşurare a procesului. Pe acest criteriu se poate face o subdivizare a proceselor metamorfice în câteva tipuri majore şi anume : metamorfism dinamic, metamorfism termic şi metamorfism dinamo-termic.Indiferent de tipul de metamorfism sau de dominarea unuia sau altuia dintre factorii determinanti, metamorfismul duce la formare unor roci moi, cu o compoziţie mineralogicã şi caracterisitici structural-texturale cel mai adesea ccomplet diferite de cele existente în roca iniţialã.Compoziţia mineralogicã a rocilor metamorfice.

Condiţiile variate de formare a rocilor metamorfice pornind de la marea diversitate a materialului preexistent, pânã la acţiunea diferenţiatã de la caz a factorilor de metamorfism, fac ca numãrul de specii minerale întâlnite sã fie mult mai mare decât în celelalte categorii de roci. Din acest punct de vedere se mentioneazã faptul cã unele minerale iniţiale rãmân stabile în condiţiile metamorfismului şi ca atare se vor conserva mai mult sau mai puţin nemodificate în noile roci ca minerale relicte. Pe de altã parte procesele metamorfice pot determina formarea în timpul procesului a unor minerale cu genezã posibilã şi în alte condiţii (magmatice sau sedimentare). Aceste douã grupe de minerale reprezintã minerale comune. Alte minerale se pot forma excluzsiv în urma metemorfismului, ele reprezentând mineralele tipografe şi pot fi întâlnite în alte grupe de roci numai prin preluare de roci metamorfice. Mineralele comune mai frecvente sunt urmãtoarele : cuarţ, feldspaţi, mice(muscovit, biotit), piroxeni, amfiboli (hornblendã), carbonaţi (calcit, dolomit, magnetit, rodocrozit), oxizi (hematit, magnetit, crobit, coridon) şi altele.Mineralele tipomorfe sunt prezente urmãtoarele : sericit, clorit, talc, serpentine, amfiboli(tremolit), granaţi, epidot, grafit, volastonit.Structurile rocilor metamorfice.

Datoritã marei diversitãţi de procese care reprezintã metamorfismul, acesta determinã în afara modificãrilor mineralogice o foarte complexã readaptare structuralã a materialului iniţial. Astfel structurile rocilor metamorfice pot fi divizate în douã mari categorii  : structuri relicte şi structuri tipomorfe.Structurile relicte - reprezintã caracteristicile structurale moştenite de la rocile iniţiale, neşterse sau numai parţial şterse de metamorfism. Pentru definarea structurilor relicte de adaugã prefixul blasto- la termenul structural moştenit. Prin blastezã se întelege reorganizarea în stare solidã a materiei iniţiale prin cumularea unor procese de deformare mecanicã a retelelor cristaline de difuziune a unor componente şi prin reacţii chimice de tip solid-solid.Se folosesc astfel de termenii de structurã blastoporfiricã sau blastopsamiticã care precizeazã antrenarea în metamorfism a structurilor iniţiale menţionate.Structurile tipomorfe - sunt specifice procesului de metamorfism în funcţie de dominarea unuia sau altuia dintre factorii de metamorfism, acestea pot fi structuri cristaloblastice, structuri cataclastice, structuri mutasomatice.1. Structurile cristaloblastice.Sunt cele mai rãspândite în domeniul rocilor metamorfice şi presupun restructurarea integralã a materiei prin blastozã, rezultatul fiind întotdeauna o rocã integral cristalizatã. La nivel macroscopic caracteristicile structurilor cristaloblastice pot fi analizate pe baza cãtorva criterii importante.Pe criteriul dimensiunilor absolute a cristalelor numite şi blaste se disting : structuri microblastice cu cristale de minesiuni micrsoscopice ; structuri mehablastice cu crsitale ce se vãd cu ochiul liber.Pe baza dimensiunilor relative a cristalelor se pot diferenţa :structuri homeoblastice cu cristale de acelaşi ordin de mãrime ; structuri heteroblastice cu cristale de mãrimi diferte.Dupã aspectul geometric exterior al cristalelor se disting : structuri idioblastice cu cristale idiomorfe ; structuri subidioblastice cu predominarea cristalelor hipidiomorfe ; structuri xenoblastice în care predominã cristalele xenomorefe.Dupã forma dominantã a cristalelor se por separa : structuri granoblastice in care predominã cristale izometrice ; structuri lepidoblastice, predominã cristalele tabulare sau foioase ; structuri nematoblastice în care predominã cristalele alungite.2. Structurile catablastice.

Sunt produse de factori metamorfici predominant mecanici, procesele de cristalizare fiind subordonate sau absente. Constau în fisurarea omogenã sau neomogenã a cristalelor preexistente urmatã de sfãrâmarea marginalã progresivã şi de reducerea dimensiunilor. Pot apãrea şi deformãri şi translaţii ale reţelelor cristaline.3. Structurile metasomatice.

Sunt aproape imposibil de definit macroscopic şi reprezintã procesul de cristalizare dominat de schimbul de substanţã a rocii în transformare cu soluţiile care însoţesc procesul.Texturile rocilor metamorfice.

Analiza texturalã a rocilor metamorfice aratã cã acestea sunt mai complexe decât în cazul altor categorii de roci, datoritã faptului cã distribuţia spaţialã a componentelor este dirijatã direct de procesele genetice şi este determinatã integral de aspectele structurale ale componentelor.Din punct de vedere al dsitribuţiei şi orientãrii componentelor, rocile metamorfice pot prezenta douã tipuri majore de texturi : textura neorinetatã sau masivã ; şi textura orientatã sau şistoasa.Texturile masive sau neorientate, la care dispunerea mineralelor se face aleatoriu fãrã orientarea preferenţialã a componentelor nongranoblastice.Texturile şistoase sunt categoria care grupeazã rocile la care cristaloblastele se dispun orientat, preferenţial paralele cu planele determinate de stress sau în lungul direcţiei de stress.Tot în cazul caracteristicilor texturale pot fi încadrate o serie de diferenţieri mineralogice. Astfel se pot distinge : texturi rubanate – în acest caz indiferent de textura majorã, masivã sau şistosã a rocii, se realizeazã o segregaţie mineralogicã fãrã întreruperea coeziunii din care rezultã o alternanţã de benzi înguste, nelimitate direcţional dar cu compoziţie mineralogicã diferitã  ;texturile oculare - unde segregarea mineralogicã are loc în masa rocii, manifestatã prin prezenţa unor zone închise, limitate spaţial, cu compoziţie diferite de obicei de culori diferite.Condiţii de formare a rocilor metamorfice.

Ansamblul extrem de mare al proceselor metamorfice, pornind de la imensa varietate a rocilor preexistente antrenate şi acţiunea diferenţiatã şi divers combinatã a factorilor de metamorfism face dificilã aprecierea condiţiilor de genezã numai prin observarea rezultatului final al procesului care este roca metamorficã.Aceasta mai ales pentru cã se constatã posibilitatea formãrii de roci metamorfice difetrite pe seama unui acelaşi tip

5

de material iniţial în anumite condiţii sau a formãrii de roci metamorfice asemãnãtoare din material iniţial diferit. De aceea, în interpretarea condiţiilor de formare au fost abordate mai multe criterii, fiecare fãcând apel la anumite elemente.1. Tipul de metamorfism.

Este criteriul bazat pe participarea predominantã a unui factor sau a unui cuplu de factori de metamorfism. Din aceset punct de vedere se separã un metamorfism dinamic, un metamorfism de contact-magmatic şi un metamorfism dinamotermic.a) Metamorfismul dinamic sau cataclastic.Este rezultatul acţiunii dominante a factorilor mecani de metamorfism, respectiv a stressului. Rezultã structuri cataclastice cu sau fãrã procese de blastozã mecanicã şi texturi mai mult sau mai puţin şistoase.b) Metamorfismul de contact-magmatic.Este rezultatul creşterilor de temperaturã determinate de relaţia cu un corp magmatic. Procesul poate evolua în douã direcţii : fie ca efect exclusiv termic, rezultând un proces izochimic cu modificãri mineralogice fãrã schimb de substanţã, fie prin combinarea efectului termic cu un schimb de substanţã cu soluţiile ce însoţesc procesul într-o relaţie metasomaticã. Rezultatul este formarea unor texturi în general masive cu structuri variate, cristaloblastice în primul caz şi metasomatice în cel de al doilea caz.c) Metamorfismul dinamotermic numit şi regional.Este rezultatul acţiunii cumulate a temperaturii, predominant de îngropare a presiunii litostatice şi a stressului în prezenţa unor fluide cu acţiune metasomaticã sau cel puţin catalizatoare. Rezultatul este întotdeauna un ansamblu de structuri cristaloblastice în genereal ordonate în texturi şistoase. 2. Gradul de metamorfism.

Este un alt criteriu al condiţiilor de metamorfism, bazat pe intensitatea proceselor metamorfice. Conceptul se bazeazã pe observaţia modului de restructurare a materiei minerale iniţiale unice în trepte progresive dependente de amploarea proceselor. Pe acest criteriu s-au separat epizona, mezozona şi catozona. Ulterior s-a constatat cã zonarea este în micã mãsurã dependetã de adâncime, de aceea termenii au fost înlocuiţi prin epimetamorfism, mezometamorfism şi catamorfism care implicã amplaoarea transformãrilor metamorfice.Accentuarea pânã la parxism a acţiunii factorilor de metamorfism poate face posibilã trecerea rocilor într-o stare parţial sau total lichidã. Procesul comparabil în parte cu topiturile magmatice a fost numit migmã şi rocile rezultate din consolidare sunt numite migmatite. Se utilizeazã şi termenul de ultrametamorfism. Pentru înţelegerea ansamblului de procese geologice care determinã metamorfismul este necesarã aprecierea cât mai corectã a rocii premetamorfice. Uneori se poate recunoaşte întrega tranziţie de la roca neafectatã la cea metamorfozatã. Sunt cazuri când nu este posibilã determinarea categoriei rocii iniţiale magmatice sau sedimentare. In cele mai multe cazuri realitatea se înscrie într-o situaţie medie, iar cunoaşterea caracteristicilor mineralogice şi structurale permite o apreciere relativ corectã a procesului.

Clasificarea rocilor metamorfice. CURS 5Au existat probleme dificile de aceea au fost şi puncte de vedere divergente cu privire la semnificaţia noţiunilor sau a denumirilor.

Primul termen în clasificarea acestor roci a fost cel de şisturi cristaline. Nevoia de individualizare a diferitelor varietãţi de şisturi cristaline a determinat introducerea sau preluarea unor termeni cu semnificaţii particulare. Astfel în petrologia rocilor metamorfice se utilizeazã termeni ca : cornean – este o rocã metamorficã cu aspect cornos, cu texturã masivã neorientatã, rezultatã în urma unui proces de contact izochimic  ;skar – rocã produsã pe un substrat iniţial carbonatic, prin metamorfism de contact metasomatic ;gnais – sunt roci cuarţo-feldspatice, de metamorfism avansat cu şistozitate slabã ;amfibolit – este o rocã moderat şistoasã, formatã din amfiboli şi feldspaţi calcosodici ;marmura – este o rocã metamorficã formatã din carbonaţi, în speţã calcit şi dolomit cu texturã masivã ;cipolit – este o marmurã îmbogãţitã cu musocvit care îi conferã o texturã slab şistoasã ;şisturi verzi – roci cu o şistozitate pregnantã, compoziţie feldspaticã cu adaos de minerale mafice verzi (clorit, epidot) ;mica şist – este o rocã şistoasã formatã esenţial din mice (muscovit, biotit şi cuarţ) ;breciecataclasticã – este o rocã sfãrâmatã mecanic cu componente angulare sau colţuroase, nemetamorofzate, prinse într-o matrice fin granularã, rezultatã prin mãcinare. Nu are şistozitate.

O altã serie de roci sunt numite pe criterii mineralogice. Aici sunt grupate roci monominerale şi oligominerale de tipul cuartitelor, amfibolitelor, serpentinitelor.Marea majoritate a rocilor metamorfice sunt numite pe criterii structural -mineralogice prin formarea unor denumiri compuse de tipul şist-selicito-cloritos sau mica şist biotitic.Dacã se are în vedere faptul cã uneori este esenţialã recunoaşterea materialului premetamorifc s-a convenit utilizarea înaintea termenului a unor prefixe indicatoare, astfel se foloseşte :prefixul pora- pentru materialul iniţiale exogen şi prefixul oro- pentru materialul iniţial endogen. Exemplu : paragnais este un gnais format din material iniţial sedimentar, iar ortognais este roca de provenineţã magmaticã.

Pentru caracterizarea cât mai completã a unei roci metamorfice este necesarã o denumire complexã structural mineralogicã detaliatã, care sã confere un maximum de informare. Clasificarea geneticã este cea mai potrivitã,pentru avantajul cã permite ierarhizarea unor tipuri de roci majore pe baza unor observaţii macroscopice şi totodatã permite întelegerea transformãrii progresive a materialului iniţial.ROCILE SEDIMENTARE.

La nivelul general al scoarţei terestre, acestea constituie numai 5% din total, formarea acestora în condiţii exogene prin interacţiunea litoferei cu învelişurile externe ale Pãmântului face ca la suprafaţa acestuia procesul rocilor sedimentare sã se ridice la 75% alcãtuind o pãturã subtire, mai mult sau mai puţin continuã care îmbracã planeta la exterior.Rocile sedimentare sunt rezultatul unui numãr extrem de mare de factori de naturã exogenã, de la procesele de alterare sau dezagregare a unor roci preexistente şi transportul sub acţiunea unei largi serii de agenţi şi acumularea în bazine sau zone de sedimentare sub formã de sidement pânã la procesele de lichificare, transformare în rocã sau diagenezã care le fonferã stabilitate şi caracteristicile petrografice definitive.Termenul de rocã sedimentarã semnificã orice rocã rezultatã printr-un proces de sedimentare. Geneza in condiţii exogene conferã rocilor sedimentare cu toatã extrem de largã variabilitate prosibilã o serie de caracteristici specifice, net diferite de cele ale rocilor endogene.In primul rând se remarcã formarea în condiţii de presiune şi de temperaturã considerate normale pentru parte superioarã a litosferei. In aceastã situaţie se creeazã condiţii favorabile vieţii, deci existenţei în mediul sedimentar a unor organisme şi conservãrii în rocile sedimentare a unor resturi de organisme sub formã de fosile. De altfel, rocile sedimentare sunt singurele roci care în condiţii obişnuite pot conţine resturi fosile sau pot pãstra mãrturii ale proceselor fiziologice ale unor organisme.Principalele procese care duc la formarea rocilor sedimentare :1. Alterarea fizicã, chimicã şi biochimicã a rocilor preexistente ;2. Dezagregare mecanicã a rocilor preexistente ;3. Transportul materialului rezultat prin deplasare gravitaţionalã sau sub formã de suspensii sau soluţii ;4. Acumularea în bazine de sedimentare ;5. Precipitare chimicã şi sau biochimicã în condiţii specific exogene ;6. Acţiunea mecanicã şi biochimicã a organismelor ;7. Diageneza sedimentelor (transformarea sedimentelor în roci sedimentare).

Marea posibiliatte de combinare şi de interferare a proceslor formative determinã o extrem de largã plajã de diversificare a rocilor sedimentare atât în ceea ce priveşte compoziţia cât şi în privinţa aspectelor structurale şi texturale.Compoziţia şi structurile rocilor sedimentare.

Foarte variata posibilitate de participare a proceselor genetice ale sedimentelor şi implicit a rocilor sedimentare pornind de la ruperea echilibrului materialului preexistent pânã la realizarea unui nou echilibru in condiţii exogene face ca în alcãtuirea rocilor sedimentare sã fie intâlnite componente diferite, atât din punct de vedere mineralogic cât şi structural. Astfel pot fi separate 4 tipuri de componente majore în funcţie de factorii genetici determinanţi şi anume : componente reziduale, componente alogene, componente organogene şi componente autigene. Fiecare tip se înscrie într-o anumitã schemã de alcãtuire mineralogicã şi într-o anumitã stare de organizare structuralã.1. Componentele reziduale.

In urma proceselor de alterare a rocilor preexistente în special în condiţii subaeriene dar nu numai, se realizaeazã o modificare mineralogicã în aceeaşi mãsurã calitativã şi cantitativã a materialului iniţial. Procesul duce la transformarea fizicã şi chimicã a unor minerale instabile sau metastabile, urmatã sau nu de îndepãrtarea prin dizolvare şi sau prin levigare(spãlare) a componentelor rezultate. Procesul nu afecteazã integral

6

materialul iniţial, elementele stabile apãrând nemodificate sub forma unor minerale sau fragmente de roci rãmase întotdeauna pe loc şi reprezentând componente reziudale.Din punct de vedere mineralogic în acest tip de componente se înscrie relativ puţine specii minerale, numai acelea care rãmân stabile în condiţiile unor modificãri substanţiale ale factorilor de mediu.Cel mai frecvent cu carater rezidual apar cuarţul, o serie de silicaţi, carbonaţi şi oxizi la care se pot adãuga elemente litice care reprezintã fragmente multigranulare de diferite dimensiuni ale rocilor iniţiale.Din punct de vedere structural componentele reziduale preiau structura iniţialã privind gradul de cristalinitate, dar cu modificarea progresivã a formei şi dimensiunii particulelor. Componentele reziduale sunt întotdeauna însoţite în rocile sedimentare de componente de neoformaţiune rezultate din însuşi procesul de alterare.2. Componente allogene.

Termenul ‘allogen‘ presupune componente formate într-o altã parte şi aduse în locul de sedimentare printr-un transport oarecare. Aceste componente provin din dezagregare mecanicã a unor roci preexistente dar implicã obligatoriu un proces de deplasare. Pentru acest tip de componente se mai utilizeazã şi termenul de claste sau componente detritice.

Alcãtuirea mineralogicã a componentelor allogene este controlatã de durata şi distanţa transportului din aria sursã pânã la locul de acumulare. Cel mai adesea sunt reprezentate prin specii minerale stabile rezistente atacului fizic şi chimic din timpul transportului. Astfel, cel mai frecvent mineral este cuarţul, prezent peste tot în materialul clastic. Urmeazã în ordine muscovitul şi fragmentele litice. Acestea sunt mai variate şi mai complexe în zone mai apropiate de sursã unde de altfel au şi dimensiuni mai mari.Odatã cu creşterea distanţei are loc reducerea dimensionalã şi o separare mecanicã a mineralelor componente. Allogen mai pot apãrea minerale grele, carbonaţi şi silicaţi mafic.Din punct de vedere structural componentele allogene ridicã probleme mai complexe faţã de alte tipuri de componente. Gradul de cristalinitate este moştenit de la materialul iniţial atât pentru componentele litice cât şi pentru mineralele complet separate. Intervine în plus aspectul dimensional, cel al formei elemetelor şi procesul complex de sortare şi concentrare diferenţiatã.

Din punct de vedere dimensional materialul allogen s-a separat în câteva ordine de mãrimi, astfel în aria aceleiaşi ordin de mãrime s-au stabilit patru tipuri de structuri :1. psefite (piatrã sau galet) – indicã elemente allogene de dimensiuni mai mari de 2 mm ;2. psamit (nisip) – grupeazã elenete allogene cu dimensiuni între 2,00 – 0,663 mm ;3. aleurit (silt=praf) – cuprinde particule cu dimensiuni cuprinse între 0,063 – 0,02mm ;4. pelite (mâl sau noroi) – au dimensiuni mai mici de 0,02mm.O altã caracteristicã structuralã specificã componentelor clastice este gradul de rotunjire. Din acet punct de vedere componentele allogene pot fi :angulare – cu suprafaţa colţuroasã ;subangulare – care au 1/3 din suprafaţã rotunjitã ;subtorunjite – cu 2/3 din suprafaţã rotunjitã ;rotunjite – cu suprafaţa integral rotunjitã.

Diferenţierea dimensionalã şi de formã este frecvent complicatã de amestecul mai multor fracţiuni granulare. In timpul transportului se poate realiza sau nu, un proces de sortare dimensionalã cu atât mai avanstã cu cât dimensiunea elementelor este mai micã.3. Componentele biogene sau organogene.

Datoritã condiţiilor favorabile vieţii în care s-au format, rocile sedimentare conţin frecvent componente de naturã biogenã sau organogenã. Acestea pot fi grupate în douã categorii : componente biogene de naturã mineralã şi componente biogene organice.Componentele biogene minerale se pot forma prin douã procese genetice : precipitare biochimicã de substanţã mineralã în urma unor procese fiziologice sau prin conservarea resturilor scheletice.Aceste resturi scheletice fragmentate şi sfãrâmate se numesc bioclaste. Ele sunt de naturã carbonaticã, formate din calcit sau argonit. Bioclastele au structurã cristalinã sau sunt amorfe.Structurile organogene sunt relativ uşor de recunoscut, datoritã faptului cã pãstreazã de obicei caracteristici morfologice ale scheletelor din care provin. Componentele biogene organice, datoritã instabilitãţii chimice se întâlnesc în rocile sedimentare în diferite stadii de transformare, fie prin carbonificare, fie prin bitumizare.4. Componentele autigene.

Formarea acestora are loc în însuşi procesul de sedimentare. Ele sunt prezente în toate rocile sedimentare, indiferent de tipul genetic. Rezultã din reacţii chimice şi procese fizice cu rol de restabilire a unui echilibru stabil în condiţii exogene.Pot reprezenta rezultatele unor procese de alterare pe seama unor componente preexistente, se pot forma prin precipitare chimicã sau biochimicã din soluţii sau pot fi produsul unor procese de degelificare a unor soluţii coloidale. Frecvent, componentele autigene apar prin recristalizarea unor minerale iniţiale. Formarea componentelor autigene urmeazã în timp întreg ansamblul proceselor sedimentare putãnd apãrea :singenetic – odatã cu acumularea depozitului sedimentar ;diagenetic – în timpul transformãrii sedimentului în rocã sedimentarã ;epigenetic – în timpul unor transformãri ale rocilor dupã lichificare.

Din punct de vedere mineralogic componentele autigene cuprind silice, carbonaţi, silicaţi, halogenuri, sulfaţi oxizi şi hidroxizi şi altele.Structural, componentele autigene pot îmbrãca oricare din aspectele materiei solide. In majoritatea cazurilor au structuri cristaline şi mai rar amorfe. Cel mai adesea alcãtuirea rocilor sedimentare se bazeazã pe participarea în proporţii diferite a mai multor sau a tuturor tipurilor de componente atât din punct de vedere mineralogic cât şi structural.Texturile rocilor sedimentare.

Procesele genetice ale sedimentelor primare şi indirect geneza rocilor sedimentare foarte diferitã prin mulţimea de factori care le determinã, conferã acestora o serie de caracteristici texturale în general specifice domeniului exogen ( domeniului de suprafaţã).Procesul de acumulare progresivã în condiţiile unui bazin de sedimentare conferã depozitelor în majoritatea cazurilor o dispoziţie stratificatã.Stratificaţia este specificã depozitelor sedimentare, chiar dacã sunt cazuri în care rocile sedimentare au texturi nestratificate sau masive. Prin strat se înţelege o entitate omogenã din punct de vedere petrografic extinsã în suprafaţã, limitatã de feţe mai mult sau mai puţin plane, mai mult sau mai puţin paralele.Clasificarea rocilor sedimentare.

Varietatea şi complexitatea condiţiilor exogene care determinã formarea depozitelor sedimentare şi care controleazã transformarea lor în roci, implicã un numãr mare de entitãţi petrologice rezultate.Din acest motiv, stabilirea unor criterii de clasificare cu un grad mare de generalizare şi cu caracter unitar este o problemã dificilã. Fiecare criteriu ales trebuie sã fie aplicabil unui numãr cât mai mare de cazuri dar nici unul din criteriile posibile nu acoperã întregul spectru al rocilor sedimentare. Din acest motiv, cel mai adesea este necesarã asocierea lor într-o anumitã ordine. In general se apeleazã la parametrii genetici, mineralogici, chimici şi structural – textural.Observarea macroscopicã a rocilor sedimentare face mai evidente caracteristicilegenetic compoziţionale, motiv pentru care se adoptã o sistematicã majorã bazatã pe acest criteriu, iar pentru fiecare categorie separatã se apeleazã cu ponderi diferite şi la celelalte criterii. Astfel, pe baza ponderii cu care principalele componente participã la alcãtuirea rocilor, pondere determinatã de condiţiile de genezã, rocile sedimentare sunt împãrţite în:-roci reziduale;-roci clastice;-roci organogene;-roci autigene.1. Rocile reziduale.

Se formeazã pe seama unui material preexistent transformat prin procese de alterare, rãmas întotdeauna ‘in situ’, fãrã implicarea unor acţiuni de transport.Din punct de vedere al compoziţiei în alcãtuirea rocilor reziduale se diferenţieazã o componentã rezidualã şi una autigenã.Componenta rezidualã este dependentã de alcãtuirea materialului parental, fiind reprezentatã prin elemente litice, elemente minerale din specii rezistente la procesul de alterare cum ar fi cuarţ, carbonaţi, mice, minerale argiloase.Componenta autigenã este reprezentatã prin produsele rezultate din alterare dupã îndepãrtarea totalã sau parţialã prin dizolvare sau lavigare a unor termeni mai mobili. Componentele autigene sunt minerale argiloase, oxizi şi hidroxizi de fier, oxizi şi hidroxizi de aluminiu, la care se adaugã substanţe cubice sau humus.Din punct de vedere structural, rocile reziduale moştenesc în general structurile materialului parental la care pe de o parte se remarcã treceri progresive de la roca neafectatã la materialul de neoformaţiune, pe de altã parte se adaugã structurile autigene care sunt microscristaline sau amorfe.Textura rocilor reziduale este masivã, procesul genetic nefiind legat de o acumulare gravitaţionalã formatoare de stratificaţii.Principalele tipuri de roci reziduale sunt: solurile, terra rossa, lateritele şi bauxitele.2. Roci clastice sau detritice.

7

Sunt roci formate pe seama unui material transportat. Procesul de transport în cadrul acestor roci este esenţial şi determinã aproape în totalitate caracteristicile majore precum compoziţia mineralogicã şi proprietãţile structurale.In cazul acestor roci, natura mineralogicã, dimensiunea particulelor, forma şi distribuţia acestora precum şi caracterul mobil sau consolidat devin definitorii.Alcãtuirea mineralogicã implicã în cazul rocilor clastice douã faze: una reprezentatã de componente allogene şi cealaltã reprezentatã de un liant.Componentele allogene se înscriu în seria mineralelor stabile cum ar fi cuarţ, mice, minerale grele, minerale argiloase şi metastabile, cum ar fi feldspaţii, amfibolii şî elementele litice.Liantul este format preponderent din componente autigene de tipul calcit, dolomit, cuarţ, sulfaţi, minerale argiloase.Fiecare fazã necesitã o analizã separatã. In cazul componentelor allogene numãrul mai mare sau mai mic de specii minerale conferã rocilor clastice un caracter polmictic sau oligomictic. In cazul liantului este esenţialã structurii acestuia, indiferent de natura mineralogicã. Astfel liantul poate fi ciment, alcãtuit exclusiv din componente autigene sau matrice cu alcãtuire complexã din componente allogene şi un cimnet autigen al matricei.Aspectele structurale cele mai evidente sunt cele legate de dimensiunea, de forma şi gradul de rulare al componentelor allogene, aspecte pe care se bazeazã şi clasificarea rocilor clastice.Textural, rocile clastice sunt aproape în totalitate stratificate chiar dacã în cazul celor cu elemente de dimendiuni mari, duprafeţele de stratificaţie sunt mai puţin evidente.

Clasificarea rocilor clastice:Structura Roci mobile Roci consolidate

Psefite Φ>20cm Φ<20cm

BlocuriGrohotiş

BolovãnişPietriş

Brecie Conglomerat

Psamite Nisip GresieAleurite Praf Loess

Pelite Mâl Argilã

3. Rocile organogene sau biogene.Sunt produse prin activarea directã sau indirectã a organismelor vegetale sau animale. In alcãtuirea lor, componentele organogene joacã

un rol determinant, chiar dacã întotdeauna sunt însoţite de un volum mai mare sau mai mic de componente allogene şi autigene.Organismele furnizeazã sedimentelor douã tipuri de substanţã. In primul rând substanţã organicã, reprezentând celulele ţesuturilor şi compuşii metabolici organici, iar în al doilea rând substanţa mineralã care reprezintã rezultatul unor diferite procese fiziologice care determinã concentrarea unor minerale în afara organismului sau în interiorul acestuia sub formã de schelet.Rocile organogene formate prin procese de transformare singeneticã şi aliageneticã au fost divizate în douã grupe: roci organogene acaustobiolite ( roci care nu ard) şi roci organogene caustobiolite ( roci care ard).

1. Roci organogene acuastobiolite.Sunt formate predominat de minerale produse prin procese biogene. In alcãtuirea lor pe lângã materialul biogen pot participa în cantitãţi subordonate componente allogene şi autigene.Mineralogic, rocile biogene se încadreazã într-o gamã redusã de specii minerale legate de natura fiecãrui grup de organisme generatoare. Mineralele dominante în lumea vie sunt aragonitul şi calcitul, urmate de dolomit,opal şi altele.Componentele autigene aparţin aceloraşi specii minerale, astfel cã rocile organogene sunt roci monominerale.Structural, materialul biogen poate fi cristalizat sau amorf. Componentele autigene au rol de liant al componentelor biogene. Ca mod de formare rocile organogene pot apãrea în urma a trei tipuri de procese: bioprecipitare, bioacumulare şi bioconstruire.a) roci organogene bioprecipitate.Prin bioprecipitare se formeazã în general roci carbonatice construite din calcit. Calcarele bioprecipitate sunt produse prin procesele fiziologice ale algelor albastre şi sunt alcãtuite din calcit criptocristalin cu conţinut de minerale argiloase sau calcit autigen.b) roci organogene bioacumulate.Sunt formate prin acumularea resturilor scheletice de organisme sub formã de bioclaste. Pot fi însoţite de componente allogene şî sunt consolidate prin intermediul unui liant autigen. Pe baza naturii mineralogice se separã carbonatitele bioacumulate, silicolitele bioacumulate şi altele.Carbonatitele bioacumulate sunt formate prin acumularea scheletelor calcitice, aragonitice calcitizate, şi pot alcãtui stive de depozite mobile numite falune sau consolidate numite lumaşel. Un caz particular prezintã creta, care este un bioacumulat din organisme microscopice.Silicolitele bioacumulate sunt formate prin acumularea unor bioclaste silicioase din opal. Se definesc pe baza grupului de organisme care furnizeazã material. Astfel se deosebesc diatomitele - care sunt roci formate prin acumularea de diatomite care sunt alge unicelulare.Spogolitele sunt roci formate din spiculi silicioşi de spongieri.

2. Roci organogene caustoblaste.Exemple: cãrbuni, petrol.4. Roci autigene.

Sunt formate predominant din componente autigene.Structural se înscriu în oricare din aspectele materiei solide. In majoritatea cazurilor formeazã structuri cristaline. Condiţiile de genezã şi ritmul de formare implicã dimensiuni diferite ale crsitalelor. Astfel se pot dezvolta structuri macrocristaline, microcristaline sau criptocristaline.Texturile rocilor autigene sunt în cea mai mare parte dependente de condiţiile de genezã, de proporţiile de componente allogene sau biogene şi de modul lor de dispunere. Pot apãrea texturi stratificate în condiţiile unei acumulãri ritmice şi texturi masive. Procesele diagenetice pot ele însãle sã producã aspecte texturale particulare. Unele sedimente în timpull diagenezei, în urma proceselor de deshidratare sau/şi de recristalizare suferã o reducere de volum urmatã de apariţia în zonele superficiale a unor sisteme de fisuri. In cazul rocilor autigene solubile sunt frecvente suprafeţele de dizolvare de tipul lapieziurilot şi apariţia carstrului.Dezvoltarea de material autigen în procesele epigenetice face ca în acest caz materialul autigen sã formeze “diaclaze” depuse secundar în sistemul de fisuri ale rocilor deja licheficate sau “druze” sau “geode” depuse secundar în condiţii preexistente.Pentru clasificarea acestor roci se apeleazã la condiţiile genetice, astfel se deosebesc:a) roci autigene precipitate din soluţii bicarbonatate reci.Din procesul de precipitare în jurul lacului de debuşare se formeazã o rocã autigenã numitã tuf calcaros. Dacã procesul este îndelungat, precipitarea se poate realiza şi în spaţiile goale ale tufului care astfel se compacteazã parţial trecând într-o rocã numitã travertin.b) roci autigene formate în bazine lacustre.In aceste bazine în funcţie de proprietãţile apei se pot forma calcare lacustr sau acumulãri de sãruri solubile.c) roci autigene de origine marinã.Au cea mai largã rãspândire şi se formeazã prin concentrarea şi precipitarea de calcit criptocristalin sau microcristalin din apa de mare. In zonele litorale rezultã elemente autigene numite oolite, care cimentate printr-un liant carbonatic formeazã calcarele oolitice. In zonele mai adânci ale bazinelor marine precipitarea lentã a carbonatului de calciu duce la acumularea de depozite stratiforme, omogene şi fine numite calcare litografice.In afara rocilor carbonatice în bazinele marine se pot forma şi alte depozite autigene.d) roci autigene evaporitice.In condiţiile unor bazine lagunare supraconcentrate cu aport permanent de apã de mare şi cu evaporaţie foarte intensã se creazã condiţii de precipitare prin suprasaturare a unor substanţe solide imposibil de realizat în condiţiile bazinelor marine.In funcţie de nivelul de solubilitate al diferitelor minerale prin evaporarea unei cantitãţi de apã de mare, depunerea de sãruri se face întotdeauna în aceeaşi ordine începând cu dolomit, gips, anhidrit, sare gemã, cloruri, sulfaţi de magneziu şi potasiu.Toate rocile evaporitice sunt în general macrocristaline.Textural apar stratificate, adesea stratificaţia fiind marcatã de procese de curgere plasticã a rocii sub presiune. In acest grup se individualizeazã: dolomite primare, gipsuri şi anhidrite, sare gemã, sãruri delicveşcente (silvina, carnalit).

8