|
PROCESE SI ROCI SEDIMENTARE
Formatiunile sedimentare reprezinta, la suprafata scoartei terestre, principalele produse ale proceselor exogene si acopera 75 % din suprafata ei. Forma generala de prezentare a acestora o constituie sedimentele.
Sunt numite "sedimentare" toate acele roci care s-au format la suprafata litosferei in "conditii exogene", adica in acele conditii fizico-chimice specifice suprafetei litosferei, prin intermediul cel putin a unuia din cele sase procese, considerate a fi "procese petrogenetice exogene":
degradarea rocilor preexistente, avand ca efect aparitia produselor de degradare;
transportul produselor de degradare;
sedimentarea produselor transportate, avand ca finalitate formarea "depozitelor sedimentare" in sens restrans;
precipitarea din solutii apoase;
acumularea si conservarea materiei organice;
diageneza (litificarea) depozitelor sedimentare (Seclaman et al.,1999).
1. PROCESE SEDIMENTOGENE
Aceste procese se desfasoara la suprafata litosferei sau in imediata ei vecinatate, atat in ariile continentale cat si in cele marin-oceanice, fiind determinate de factori de suprafata si exteriori globului terestru. Spatiul in care au loc asemenea fenomene, constituie domeniul sedimentar, iar rezultatele lor constituie produsele sedimentare.
a) Factorii care determina si controleaza procesele petrogenetice sedimentare sunt:
Apa, Aerul, Temperatura, Presiunea, Factorul biotic, Gravitatia
b) Materia care constituie rocile sedimentare este reprezentata prin fragmente si elemente chimice provenite din roci preexistente.
c) Spatiul de sedimentare este reprezentat de intreaga suprafata a globului.
Domenii de sedimentare:
- domenii continentale care pot fi aeriene, subnivale, subacvatice (fluviatil, lacustru, paludal = mlastini);
- domenii marin-oceanice care cuprind:
a. bazinul oceanic propriu-zis;
b. bazinul marginilor continentale:
- domeniul litoral (de coasta);
- domeniul de self
- domeniul de taluz
- domeniul de tranzitie
In ansamblul proceselor care conduc la formarea rocilor sedimentare se pot deosebi:
a) procese depozitionale determina acumularea materiei si nasterea sedimentelor;
b) procese postdepozitionale determina transformarea sedimentelor in roci.
1.1. Notiunea de sediment
Un sediment este un depozit neseparat de mediul in care s-a acumulat si adesea mobil. Roca sedimentara, este de cele mai multe ori, un depozit consolidat si separat de mediul in care s-a format.
Atat sedimentele cat si rocile sedimentare, au un caracter poligenetic (cu alte cuvinte de mai multe geneze). Trasatura lor comuna, o constituie formarea in conditiile de presiune si temperatura normala in partea superficiala a litosferei. In aceste conditii, se considera depozit sedimentar orice material care a luat nastere prin:
alterarea rocilor preexistente, dezagregarea, fragmentarea;
transportul si acumularea gravitationala in bazine de sedimentare;
precipitarea chimica si biochimica din solutii naturale;
- activitatea organismelor vegetale si animale capabile sa-si construiasca schelete sau invelisuri protectoare de natura minerala.
Cu ponderi diferite, procesele care genereaza materialul sedimentar sunt:
- distrugerea rocilor preexistente (surse ale depozitelor = principalele moduri de formare a depozitelor sedimentare, valabile si pentru activitatea biotica si vulcanica);
- activitatea biotica;
- activitatea vulcanica;
- aportul de materiale extraterestre; posibilitati de contaminare a
- activitatea umana. produselor sedimentare
2. DEZAGREGAREA ROCILOR COMPACTE SI FORMAREA EPICLASTITELOR
Modificarea echilibrelor se realizeaza de cele mai multe ori prin actiunea simultana a factorilor fizici si chimici, care determina procesele exogene din zona superficiala a scoartei si care au ca efect dezagregarea si alterarea rocilor preexistente. Cele doua fenomene reprezinta si principala cauza a formarii materialului sedimentar.
2.1.Dezagregarea rocilor preexistente
Dezagregarea este o consecinta a scaderii coeziunii particulelor minerale, provocata in momentul expunerii rocilor la factorii exogeni. Dezagregarea este un proces complex, conditionat de natura petrografica a rocilor preexistente, de pozitia lor in raport cu factorii de clima si relief. Ea are doua implicatii majore:
1) constituie o sursa de material detritic si intretine permanent transportul acestuia spre bazinele de sedimentare;
2) mareste suprafata specifica a materialului supus transformarii.
Produsele rezultate in urma dezagregarii - blocuri si grohotisuri la baza pantelor, acumulari de gruss (detritusul din ariile de dezagregare a masivelor granitice) si particulele nisipoase - se caracterizeaza prin suprafete specifice considerabil mai mari decat suprafata de aflorare (aparitie) a rocilor masive
Dezagregarea este cu alte cuvinte, procesul prin care rocile coezive (tari) sau cele relativ coezive se descompun in fragmente mai mici, numite claste exogene sau epiclaste (clast = fragment, epi = la suprafata). Dimensiunile epiclastelor pot fi extrem de variate si de aceea ele pot fi impartite in cateva categorii, cu denumiri specifice:
dimensiuni "ruditice" sau "psefitice", de peste 2 mm;
dimensiuni "arenitice" sau "psamitice", cuprinse intre 2 mm si aproximativ 0,05 mm;
dimensiuni "siltitice", "aleuritice" (sau microcristaline), cu dimensiuni ale clastelor cuprinse intre 0,05 mm si 0,005 mm.
Dimensiunile mai mici decat cele siltitice, numite si dimensiuni pelitice se obtin, de regula, prin procese de alterare sau prin precipitatii din solutii si numai in mod exceptional, pot sa apara prin dezagregarea rocilor.
Epiclastele cu dimensiuni sub 1 mm sunt formate, de regula dintr-un singur cristal, adica sunt fragmente monocristaline si de aceea se mai numesc si cristaloclaste sau "granoclaste". Dimensiunile acestora pot fi exprimate si prin termeni ca 'macrocristalin' (adica se pot vedea cu ochiul liber), "microcristalin" (daca se vad cu lupa sau la microscop) si "criptocristalin" (daca nu se vad la microscopul optic, ci doar la cel electronic, mult mai performant). Epiclastele cu dimensiuni de peste 1 mm, sunt de regula policristaline, iar daca in aceste fragmente se poate vedea nota specifica structurala si compozitionala a rocii initiale (parentale), atunci se numesc "litoclaste".
Cauzele dezagregarii rocilor holocristaline (complet cristalizate) coezive sunt numeroase, dar cele mai eficiente sunt variatiile termice diurne, relativ rapide
Forta destructiva a apei si aerului in miscare
In ariile continentale, forta apelor imbraca doua aspecte:
- eroziunea fluviatila;
- abraziunea marina.
Ambele au o actiune mai mare in zonele de relief
accidentat si, respectiv, in zonele cu tarmuri inalte. Prin urmare, in
regiunile cu energie de relief mai mare, procesul este accelerat in rocile cu
proprietati anizotrope (fisurate, stratificate, sistoase) si constitutii
poliminerale, in rocile faneritice si porifirice (granite, gabbrouri,
andezite). Acestea se fragmenteaza mai repede si mai usor decat cele aflate in
zonele plate, marine, monominerale si afanitice (cuartite, bazalte). In aria unui bazin hidrografic pot fi denudate
anual, pe fiecare Km2, sute si mii de tone (ex. Dunarea
transporta 100 t /Km2/an;
Gange - 1040 t /Km2/an;
Actiunea distructiva a vantului - coroziunea
Se manifesta in zonele aride si lipsite de vegetatie prin intermediul particulelor de nisip pe care curentii le transporta si le proiecteaza in peretii stancosi.
Efectele variatiei termice din atmosfera
Insolatia = expunerea rocilor la radiatiile solare (radiatii diurne sau sezoniere). Ea contribuie la fragmentarea rocilor in zonele desertice sau temperate.
Gelivatia = alternanta inghetului sau dezghetului, este procesul care actioneaza drastic in regiunile montane inalte, cu umiditate accentuata.
Umezirea si uscarea influenteaza starea fizica a rocilor si duce la aparitia de crapaturi si apoi de descuamari (cojiri, jupuiri sau scorojiri). In perioadele si zonele cu evaporatie intensa este stimulata circulatia ascendenta a solutiilor prin pori si formarea eflorescentelor sau crustelor de saruri. In regiunile cu evaporatie intensa, influente sufera si rocile compacte, eruptive (ex. dezagregarea constructiilor din Egipt este intensa in portiunile ingropate in nisip, unde apa este mai mult in contact cu ele).
Alte aspecte. Extremele termice de la suprafata scoartei (-83 0 C, +58 0 C) supun rocile alcatuite din minerale cu conductibilitati termice diferite, la incalziri si raciri separate care slabesc coeziunea acestora. Dilatarea diferentiata a mineralelor conduce la aparitia fisurilor si treptat la descuamarea si exfolierea invelisurilor superficiale. Materialul astfel dezagregat, se acumuleaza la baza deschiderilor naturale sub forma unui detritus (el se mai numeste gruss - in aria masivelor granitice).
Efectele activitatii organismelor
Activitatea plantelor si animalelor contribuie la dezagregarea rocilor.
ex. Lichenii gelatinosi distrug suprafata substratului (argile, granite) pe care traiesc.
ex. Radacinile arborilor instalati deasupra zonelor stancoase, patrund pe fisuri pana la adancimi cuprinse intre 5 - 15 m (P = 30 - 50 Kg/cm3). Largirea fisurilor favorizeaza patrunderea apelor care determina desprinderea blocurilor.
ex. Organismele perforante precum spongierii, echinidele, anelizii, algele albastre, gauresc substratul pe care traiesc (calcare, gresii, granite) sau il fragmenteaza, transformandu-l in pulbere. Organismele litofage contribuie de asemenea la perforarea si macinarea rocilor.
3. DINAMICA MATERIALULUI SEDIMENTAR FACTORI FIZICO - MECANICI (PROCESE MECANICE)
Deplasarea materialului clastic de la locul sau de origine si depunerea sa intr-un bazin de sedimentare confera acestuia un caracter alogen. Depozitele astfel formate se caracterizeaza prin stratificatie si sunt cunoscute ca sedimente si roci detritice. Ele sunt specifice domeniilor continentale, domeniilor de tranzitie si domeniului marin al zonelor de coasta, de self, marginilor continentale si zonelor abisale).
Pentru sedimente si pentru rocile detritice exista caractere de diagnostic, precum:
diversitatea mineralogica a constituentilor;
forma particulelor si dimensiunile lor specifice modului si distantelor de transport;
particularitatile structurii stratelor care sugereaza mediile naturale in care a evoluat materialul;
relatiile particulare intre granule si liant.
1. Procesul depozitional
Momentul depunerii materialului coincide cu momentul reducerii competentei curentului si deci, a vitezei sale critice, sub limita de tinere in suspensie a particulelor. In opozitie, forta gravitationala determina acumularea sedimentelor sub forma de strate si lamine.
STRATUL reprezinta o unitate de sedimentare caracterizata prin omogenitate interna, alcatuire mineralogica, granulometrica, culoare si prin existenta unor suprafete de separatie (limite) fata de alte strate. Grosimea sa este mai mare de 1 cm. Unitatile subcentrimetrice se numesc lamine. Dezvoltarea in suprafata poate atinge sute si mii de metri patrati. Limitele intre strate pot fi nete (intreruperea brusca a sedimentarii), gradate (continuitatea sedimentarii) sau neregulate (de natura eroziva).
Din curgerile fluidale se formeaza stratele in care sortarea materialului este buna (gruparea se face dupa dimensiunea diametrelor si greutate); transportul in masa (curgerile gravitationale), toate conduc la strate cu sortare slaba si foarte slaba.
Transportul eolian formeaza dune (sortare foarte buna), iar transportul glaciar formeaza morene cu grad slab de sortare.
2. Sedimentarea debitului solid
Caracterisica esentiala a debitului solid este continua miscare pe orizontala a cestuia, in sensul de miscare a agentului fluid. Incetarea miscarii pe orizontala a unei parti sau a intregului debit solid este considerata sedimentare, iar debitul solid/imobilizat este sediment. In acest context se pot deosebi doua categorii de sedimentari: dinamica si statica.
a. Sedimentarea dinamica are loc atunci cand agentul fluid transportor continua miscarea pe orizontala, dar cu viteza incetinita. In acest caz, forta de impact suportata de particule scade treptat, iar cand ajunge sa fie mai mici decat forta de frecare a unor particule, acestea din urma raman pe loc. Consecinta este ca sedimentarea dinamica este selectiva, implicand doar o parte din debitul solid, anume doar acea parte a debitului solid alcatuit din particule de o anumita densitate sau o anumita forma. In mediile fluviatile, sedimentarea selectiva conduce la formarea unor depozite sedimentare cunoscute ca aluviuni. Acestea pot fi simetrice (de exemplu aluviuni cu particule relativ mari, grosiere, in mijlocul albiei de rau) si aluviuni mai fine, pe maluri (fig. C
Tot astfel, daca viteza curentului este variabila in lungul directiei de transport, poate sa apara o sedimentare selectiva de tip longitudinal. Pentru exemplificare, aluviunile din amonte pot fi mai grosiere decat cele din aval daca viteza raului scade continuu de la izvor spre varsare
O alta caracteristica esentiala a sedimentarii dinamice este relativa instabilitate a sedimentului. Un depozit sedimentar odata format poate sa treaca din nou in debit solid, daca viteza curentului incepe sa creasca.
b. Sedimentarea statica (fig. D) are loc atunci unde viteza agentului de transport este zero (nula), respectiv in apele linistite si in aer linistit. Mediile acvatice care asigura astfel de sedimentari statice sunt baltile, lacurile, bazinele marine, lagunele etc., desemnate mai ales prin termenul de "bazin de sedimentare", lacustre, marine etc.. Debitul solid, ajuns intr-un astfel de bazin se depune gravitational, formand depozitul sedimentar al bazinului (fig. D,a). Daca suspensia este eterogena (heterogena dupa alti autori) in ceea ce priveste densitatea, marimea si forma particulelor, depozitul sedimentar va fi stratificat (fig. D,b): la baza va fi un strat alcatuit din particulele care s-au sedimentat cu viteza mai mare (particulele cele mai mari si cele mai dense), iar la suprafata va fi stratul format din particulele care s-au sedimentat cel mai lent (particulele cele mai mici si cele mai putin dense).
Daca suspensia contine particule uniforme ca dimensiuni si densitate (caz teoretic extrem), prin sedimentare se obtine un singur strat omogen. Umplerea succesiva a bazinului cu suspensii solide da nastere la alternante stratiforme (fig. D,c).
Ori de cate ori se produc astfel de situatii, stratificatia tipica de tip gravitational (specifica depunerii statice) este perturbata
3. Procesul erozional
Dupa depunere, un strat poate fi erodat partial sau total. In patul curentului suprafata stratului sufera modificari importante, cum ar fi:
- urmele particulelor tarate;
- impactul particulelor saltate;
- excavatiile curentilor turbionari;
- urmele generate de obstacole (fig. 48)
In timpul deplasarii particulelor clastice care alcatuiesc masa transportata, au loc manifestari intense (fig.49) :
a. - scaderea dimensiunilor particulelor in josul curentului;
b. -cresterea gradului de rulare (mai ales a galetilor de dimensiuni mari);
c.-spargerea granulelor datorata ciocnirilor si formarea de fragmente colturoase.
d. -modificarea suprafetelor particulelor prin abraziune, determinata de frecarea dintre ele.
AERUL este un factor de transport cu o actiune de 300 de ori mai mica ca a apei. El poate antrena numai particule de mici dimensiuni pe care le mentine in suspensie un timp relaiv scurt (la altitudini pana la 2-3000 m) si timp mai indelungat (10-15000 m). In primul caz este caracteristic transportul unidirectional; in al doilea caz se poate realiza o dispersare foarte larga a particulelor. Suprafata sedimentelor transportate prin intermediul aerului se caracterizeaza prin existenta ondulatiilor (dunelor) cu inaltimi si lungimi variabile.
GHEATA. In cazul ghetarilor alpini si a calotelor glaciare este specific transportul subnival. Este vorba de fragmentele existente pe suprafata ghetei, prinse in masa ei ori tarate pe fund. Depozitele care se nasc in momentul topirii acestuia poarta numele de morene. Ele se caracterizeaza prin heterogenitate granulometrica si petrografica. Transportul subnival este redus si este bine delimitat pe suprafata globului.
PROCESE CHIMICE
Produsele sedimentare de natura chimica se pot recunoaste dupa urmatoarele caractere:
compozitia mineralogica omogena si specifica;
aspectele reniforme, mamelonare, rubanate ale separatiilor coloidale si cristalinitatea produselor separate din solutii reale;
laminatia specifica si stratificatia paralela si asocierea lor cu alte depozite lagunare sau marine;
lipsa, de cele mai multe ori, a resturilor de organisme.
Se poate vorbi de doua procese chimice fundamentale:
1. - alterarea rocilor;
2. - formarea de produse sedimentare prin precipitare din solutii naturale.
Procesele sunt controlate de factorii chimici si termodinamici.
Precipitarea abiotica nu implica organismele vii. Un exemplu concludent il constituie precipitarea cauzata de evaporarea apei in unele bazine lagunare. In acest caz, evaporarea puternica a apei saline, policomponente, poate determina o precipitare selectiva a substantelor si mai ales intr-o anumita ordine: mai intai precipita substantele mai greu solubile si apoi cele mai usor solubile. Precipitarea relativ lenta, in bazinele aquatice, conduce la formarea a numeroase cristale care cresc treptat, in decursul timpului. Aceste cristale sunt mai dense decat apa si prin urmare sunt supuse sedimentarii gravitationale, ca orice suspensie solida. Din acest punct de vedere, suspensia abiotica se poate confunda cu o sedimentare statica. In final ea genereaza depozite sedimentare stratificate. De pilda, intr-o laguna pot aparea depozite evaporitice stratificate, avand la baza strate carbonatice, iar la partea superioara, strate cu halogenuri. In schimb, precipitarea abiotica de la gura izvoarelor sau cele din golurile carstice se desfasoara dupa alt mecanism: cristalele nu apar ca suspensii in apa, ci sunt fixate pe pereti sau pe alte suporturi solide preexistente, astfel incat sedimentarea gravitationala este evitata.
Precipitarea biotica este intim asociata cu metabolismul organismelor. In urma acestor procese metabolice (respiratii, fotosinteza etc.), anumite substante din solutia apoasa, aflata in imediata apropiere a organismului respectiv (fie el vegetal sau animal), devin suprasaturate si precipita chiar pe corpul organismului viu, generand asa numitul schelet extern. Precipitarea biotica in sine nu este un proces sedimentar propriu-zis, nefiind implicata gravitatia. Totusi, dupa moartea microorganismelor cu schelete minerale minuscule (foraminifere, radiolari, diatomee - organisme planctonice) scheletele acestora (testele) sunt antrenate intr-o sedimentare statica putand forma, in ultima instanta, depozite sedimentare stratiforme. Exista si situatii particulare cand precipitarea biotica poate genera depozite stratificate, fara sa aiba loc o sedimentare de tip gravitational. Asa se intampla cand algele se fixeaza pe fundul apelor mai putin adanci, unde fotosinteza oscileaza sezonier ca intensitate, generand depuneri ritmice de carbonat, ca strate succesive. In final se realizeaza recifi stratificati (stromatitici).
Precipitarea biotica poate avea urmatoarele consecinte:
Formarea testelor. Testul este scheletul extern al unui anumit individ, apartinand unei anumite specii. Acumularea unui numar mare de teste individuale sau a fragmentelor de teste conduce la formarea, in ultima instanta, a unui corp petrografic special, numit corp bioacumulat. Testele pot apartine unor organisme bentonice (care traiesc pe fundul bazinelor), asa cum sunt gastropodele, bivalvele etc., sau al unor organisme pelagice (foraminifere, radiolari). Daca testele sunt cimentate intre ele, corpul bioacumulat mai este denumit "lumasel", iar daca nu sunt cimentate, faluna.
Formarea corpurilor recifale, respectiv a corpurilor petrografice bioconstruite. Acestea au structuri interne si forme variate in functie de conditia in care se dezvolta, dar mai ales de specia biotica implicata in recif (corali, alge, briozoare etc.). Corpurile recifale cu dezvoltare predominant pe verticala, fara stratificatie evidenta, se numesc bioherme, pe cand cele cu tendinta de dezvoltare tabulara si cu o structura interna de tip stratificat, se numesc biostrome.
Atat corpurile bioacumulate, cat si cele recifale, mai sunt denumite corpuri petrografice organogene, pentru a sublinia aportul organismelor vii la edificarea acestora.
Alterare = complex de modificari chimice suferite de minerale si roci in zona de interactiune a atmosferei si hidrosferei cu litosfera.
Prin alterare, mineralele si rocile preexistente sunt partial solubilizate si partial transformate in produse noi (minerale de neoformatie), care intra in componenta scoartei de alterare.
5. PROCESE BIOTICE
Organismele, prin prezenta si activitatea lor la suprafata scoartei terestre, constituie o sursa de material si un factor de prelucrare a sedimentelor. Procesele biotice organice au contribuit la formarea de hidrocarburi, zacaminte de carbuni. In urma lor au ramas teste anorganice care au contribuit la formarea rocilor organogene carbonatice, silicioase, fosfatice. Activitatea organismelor in general, este mai degraba constructiva si in foarte putine cazuri destructiva.
Se cunosc urmatoarele procese biotice care intervin in petrogeneza sedimentara, mecanisme prin care se genereaza substanta minerala: biosecretia minerala, bioconstructia coralgala (recifi), distrugerea scheletelor, bioturbatia si procesele geobacteriene.
5.1. Biosecretia minerala
Acesta este un mecanism prin care unele organisme isi construiesc fie un schelet-suport, fie un invelis protector de natura minerala, extragand materia din apele-solutiile in care traiesc sau din hrana lor. Molustele, unele alge, vertebratele isi construiesc anumite structuri de natura minerala din CaCO3, silice, fosfati. Dupa moartea organismelor, fragmentarea acestor schelete (teste) furnizeaza bioclaste pentru procesele de acumulare.
Secretia minerala este controlata de anumiti factori din mediul de viata al organismelor: concentratia de saruri, temperatura si raportul dintre compozitia in elemente a apelor si continutul de gaze dizolvate (CO2, O2), etc..
Secretia minerala in corpul sau la suprafata organismelor din grupul foraminiferelor, hidrozoarelor, briozoarelor, brachiopodelor, molustelor, echinodermelor etc., este catalizata de existenta unor enzime (anhidroza carbonica) sau aminoacizi, precum si prin ridicarea procentului de oxid celular, prin metabolism. Alte organisme (radiolari, spongieri, diatomee) precipita SiO2 sub forma de opal, calcedonie.
Sintetizarea carbonatilor se realizeaza dupa reactia:
Ca 2+ + 2HCO3 - CaCO3 + H2O
+ CO2
Germinarea CaCO3 se declanseaza in momentul degajarii CO2 din apa si are loc:
- indirect, prin intermediul algelor care retin CO2 in procesul de fotosinteza (ex. constructia scheletelor la coralii hermatipici care se dezvolta in anturajul algelor zooxante);
- direct, in organismele care, secretand o matrice de aminoacizi, isi creeaza suportul pe care are loc dezvoltarea cristalelor de CaCO3. Ea joaca rolul unui agent de calcifiere si controleaza difuzia Ca in corpul moale al organismului si cresterea dirijata a aragonitului sau calcitului. Forma acestei materii prefigureaza viitorul invelis mineral.
5.2. Bioconstructia si secretia coralgala
Ele constau in construirea unui schelet comun pentru intreaga colonie de organisme. Astfel ia nastere o masa de roca cu coerenta care formeaza recifi. Recifii au forme variate, existenta lor fiind conditionata de ape curate, limpezi, calde cu adancimi mici.
Distrugerea "scheletelor
Procesul de formare a clastelor organogene de natura carbonatica este un proces mecanic de distrugere a partilor scheletice de natura minerala prin forta apei (valuri, curenti). El este totodata un proces biogen, prin care organisme specializate isi obtin hrana sau isi cladesc un adapost pe seama altor organisme. Astfel, iau nastere malurile si nisipurile carbonatice din anturajul recifilor, detritusul carbonatic organogen pe seama unor organisme izolate, totul datorandu-se actiunii unor organisme de prada - pradatori - in cautare de hrana: pesti, crustacei, spongieri. Acestia ajung la partea moale, organica, a coralilor, molustelor, echinodermelor prin spargerea tesutului de natura minerala (valve, cochilii, camere etc.), rezultand detritusul organogen care ramane la locul de distrugere ce poate fi digerat si eliminat prin excretie.
Cu alte cuvinte, detritusul din flancurile unui recif (care constituie pana la 90 % din toata constructia recifala) a provenit prin actiunea mecanica a valurilor si prin activitatea unor organisme (spongierii de tipul Cliona produc un detritus de 6 -7 Kg/m2/100 zile).
Un detritus foarte fin (mal carbonatic) este un produs de organisme perforante (spongieri, viermi, echinoide, bivalve, alge) care sapa in roci si cochilii pentru adapost.
Bioturbatia:
Toate procesele enumerate mai sus (secretia minerala, secretia algala, fragmentarea scheletelor) prezinta un aspect cantitativ si in acelasi timp un proces calitativ.
Pentru un organism, substratul (fie el subaerian sau subacvatic) poate fi un suport de fixare, un mediu necesar procurarii hranei, un loc de odihna sau adapost. Rezultatul acestui gen de interactiune se traduce la suprafata substratului sau in masa sa sub forma de urme de activitati specifice pozitiei filogenetice si ecologice a organismelor. Prin conservare ele devin structuri biotice utile in caracterizarea comunitatii bentonice, a paleomediilor de sedimentare, a ratei de acumulare a sedimentelor etc
Varietatea si profunzimea structurilor sedimentare generate de organisme este dependenta de caracterul sesil (sedentar, fixat) sau vagil (liber) al formei respective si de pozitia sa fata de substrat. Astfel:
- organismele care traiesc la suprafata sedimentelor, formeaza epifauna si ele produc bioglife (la suprafata stratelor).
- organismele care traiesc infundate in sedimente sau perforeaza substratul rigid, formeaza infauna. Procesele prin care aceste organisme prelucreaza si modifica substratul lor natural generand produse si structuri noi, sunt cunoscute prin termenul de bioturbatie. Efectele bioturbatiei sunt de natura:
a. - constructiva (formarea peletelor);
b. - destructiva (formarea structurilor de bioturbatie, canale, amestec de sedimente).
a. Formarea peletelor
Peletele fecale reprezinta produse de excretie ale unor organisme bentonice si limnivore (viermi hemisesili - genul Tubifex; gasteropode - genul Batillaria; lamelibranchiate - genul Mytilus). Aceste produse se asociaza cu sedimentele lutitice, maloase care se aglomereaza la suprafata acestora cand rata de sedimentare este redusa. Ele se conserva prin ingropare in sedimente fine, acumulate in ape linistite, fara curenti si valuri. Cand aceste formatiuni formeaza nivele "in situ", ele repauzeaza peste sedimente puternic bioturbate care reflecta densitati mari ale populatiei bentonice. Cand au fost concentrate prin transport, aceste formatiuni repauzeaza pe suprafata unor sedimente lipsite de structuri de bioturbatie.
b. Structurile de bioturbatie sunt provocate in special de spongieri, briozoare, brachiopode, moluste, viermi, artropode si echinoide. Structurile figurative reprezinta perforatii, excavatii sau gauri care nu deformeaza sedimentul si nici limitele de stratificatie. Structurile deformative nu au un contur definitiv; ele se pierd treptat in masa sedimentului care prezinta in dreptul lor lamine intrerupte si deformate.
Procesele geobacteriene
Exista bacterii, care se dezvolta in apele unor bazine si determina precipitarea substantelor existente in solutii fara ca acestea sa se aglomereze pe/sau in jurul corpului lor. Bacteriile au un rol foarte important in stabilirea Eh-ului si pH-ului mediului de sedimentare, in accelerarea proceselor de solubilizare si precipitare a mineralelor, in degradarea sau conservarea substantelor organice si astfel,in echilibrul exogen dintre carbon, azot, si fosfor. Bacteriile participa la doua procese geologice majore:
a) controleaza si catalizeaza reactii chimice prin care rezulta compusi minerali de Fe, Mn, S, Ca, etc.;
b) grabesc procesul de alterare a silicatilor si contribuie direct la formarea solurilor.
Prin date experimentale s-a putut pune in evidenta interventia clara a microorganismelor in mineralogie.
Bacteriile autotrofe modifica mediul mineral prin generare de acizi anorganici (H2SO4, HNO3) si precipitare de oxizi, sulfati, carbonati (ex. oxizi si hidroxizi de Fe si Mn).
Bacteriile heterotrofe produc acizi organici de tipul acidului oxalic, lactic care grabesc procesele de hidroliza din soluri si scoarta de alterare, ceea ce face ca feldspatii alcalini, plagioclazii si biotitul sa se altereze de doua ori mai repede. Ele pot duce si la formarea milurilor sapropelice, a gazelor (CO2, CH4, H2S).
Formarea rocilor sedimentare organogene in raport cu activitatea biotica, are loc in doua momente principale:
a) - in timpul vietii organismelor;
b) - dupa moartea lor.
a) In timpul vietii, organismele sesile si coloniale (corali, alge, briozoare) construiesc prin secretie sau acretie edificii petrografice rigide, formand roci bioconstruite.
b) Dupa moarte, organismele cu schelet de natura minerala (foraminifere, radiolari, spongieri, brachiopode, moluste, echinoderme) se acumuleaza in strate groase si se transforma, in timp, in doua categorii de depozite:
- bioclastele (valve, cochilii, spiculi, schelete) de natura anorganica se concentreaza si se conserva sub forma de sedimente si roci bioacumulate, care reflecta asociatia faunistica din acel loc;
- substanta organica animala genereaza in conditii prielnice (mediu marin euxinic, sedimente maloase) sapropelul generator de hidrocarburi lichide si gazoase. Substanta organica vegetala acumulata in mediul continental este o sursa pentru formarea carbunilor de pamant.
6. DIAGENEZA SEDIMENTELOR (proces postdepozitional)
Cu alte cuvinte diageneza poate fi definita si prin ansamblul transformarilor de natura compozitionala si structurala suferite de un depozit sedimentar. Limita "superioara" a diagenezei o constituie alterarea, iar limita "inferioara" metamorfismul. Intre aceste doua limite, totalitatea transformarilor de natura fizico-chimica sau biotica pe care le sufera sedimentele pentru a deveni roci, sunt de natura diagenetica.
6.1. Factorii diagenezei
a. Presiunea litostatica (se adauga si cea hidrostatica).
b. Temperatura.
c. Solutiile interstitiale.
a. Presiunea actioneaza pana la valorile care determina transformari de natura metamorfica (circa 10.000 m adancime). Presiunea litostatica rezulta din greutatea coloanei de sedimente si ea variaza pentru fiecare Km cu 250 - 300 bari. La circa 10.000 m, presiunea este aproximativ 4 - 5 Kbari, porozitatea sedimentelor fiind mai mica cu 10 %.
b.Temperatura: este determinata de gradientul geotermic. Dupa 2000 incep transformarile metamorfice (aceasta valoare este discutabila in opinia unor cercetatori). Ridicarea temperaturii in mediul diagenetic determina solubilitatea gazelor in apa (CO2,O2), accelereaza viteza de desfasurare a reactiilor chimice si declanseaza transformari in starea solida (recristalizari).
c. Solutiile interstitiale: au o compozitie variabila in functie de mediu (dulcicol, salin, hipersalin). Ele se pot contamina cu ape meteorice si/sau juvenile. Viteza lor de deplasare poate ajunge pana la 10 cm/zi sau in cazul difuziei ionice 1 cm/zi. De natura solutiilor interstitiale depinde "calitatea" produselor de neoformatie din sedimente.
Etapele diagenezei
Diageneza este un proces complex care cuprinde urmatoarele etape: sindiageneza, anadiageneza, epidiageneza. (fig. 50).
Sindiageneza (singeneza) corespunde transformarilor sincrone sedimentarii in mediu subacvatic sau imediat dupa acumulare (pana la maxim 100 m ingropare). Ei ii corespunde un Eh variabil si un pH cuprins intre 5 si 8 . In cadrul ei se produc, de regula, resolubilizari, reprecipitari, diferentieri diagenetice, autigeneze etc
Anadiageneza (diageneza sedimentelor submerse) corespunde transformarilor care afecteaza sedimentele submerse in timpul ingroparii progresive si se manifesta intre 100 m si 10000 m (limita cu metamorfismul). In timpul acestei etape Eh-ul este totdeauna negativ, pH-ul alcalin, iar solutiile interstitiale au tendinta de a migra ascendent. Aici se manifesta toate procesele diagenetice: compactizari si recristalizari, cimentari si decimentari, autigeneze si substitutii metasomatice (dolomitizari, feldspatizari).
Epidiageneza (epigeneza) corespunde ansamblului de procese care se petrec in roci dupa litificare, in mediul subaerian. In timpul epigenezei Eh-ul este pozitiv, pH-ul este mic, fluidele au tendinta de a migra descendent.
5.1. DEFINIREA (ESENTA) METAMORFISMULUI
Metamorfismul reprezinta transformarea in stare solida a rocilor magmatice si sedimentare, ca raspuns la conditiile fizice si chimice, diferite de conditiile care predomina in timpul formarii lor
Metamorfismul reprezinta schimbarile mineralogice si structurale ale rocilor, care se produc la adancimi destul de mari in scoarta, la temperaturi mai mari decat cele cunoscute la suprafata Pamantului.
Din punct de vedere termodinamic, metamorfismul reprezinta tendinta de adaptare a rocilor solide la conditiile existente in spatiul si timpul geologic dat. Intr-un sistem petrografic izochimic, fiecarei stari petrografice, caracterizata printr-o anumita compozitie mineralogica (parageneza) si configuratie structurala, ii corespunde o anumita energie libera
Proprietatile protolitului se conserva uneori in metamorfit ca "relicte", alaturi de proprietatile "neoformate". Exista si cazuri cand ele nu se conserva deloc. Cu alte cuvinte, intensitatea transformarii petrogenetice sau gradul de abatere a metamorfismului fata de protolit difera de la caz la caz. El depinde mult de mecanismele prin care se realizeaza metamorfismul. Aceste mecanisme sunt in numar de trei:
schimbarea structurii petrografice, prin rearanjarea in spatiu a cristalelor sau mineralelor care compun protolitul, sau prin modificarea formei si dimensiunilor cristalului. In acest caz, transformarea este o trecere a rocii de la o stare structurala initiala (s1) la o alta finala (s2);
schimbarea compozitiei mineralogice a protolitului, pe fondul unui chimism global constant. De data aceasta, roca trece de la o stare minerala M1 la o stare finala, M2;
schimbarea compozitiei chimice globale a protolitului, adica sistemul petrografic trece de la o compozitie chimica globala C1, la o alta finala, C2.
Cele trei mecanisme pot actiona individual sau simultan, existand urmatoarele posibilitati naturale:
(1) C1 = C2, M1 = M2, s1 ¹ s2
Acesta este un metamorfism pur structural, cu alte cuvinte protolitul isi schimba numai structura. De pilda, roca trece de la o structura izotropa la o alta anizotropa (mai rar invers), de la o granulatie mai mica la o alta mai mare si invers, de la stari inechigranulare la echigranulare si invers etc.. Deoarece mineralele si chimismul global nu se schimba, acest metamorfism este considerat "izochimic" si respectiv "izomineral". El mai este denumit si "recristalizare" simpla.
(2) C1 = C2, M1 ¹ M2, s1 ¹ s2
In acest caz, asa dupa cum se arata in relatia de mai sus, se modifica simultan compozitia minerala si structura protolitului, dar nu si chimismul global. Acest tip de metamorfism este cel mai frecvent intalnit in natura si se mai numeste metamorfism "izochimic". Schimbarea mineralogica atrage dupa sine schimbarea sau modificarea structurii protolitului. Acest lucru se datoreste faptului ca granulele vechilor minerale (paleosomatice) sunt treptat eliminate, iar in locul lor se formeaza cristalele mineralelor noi (neosomatice). Exista cazuri cand deosebirea dintre paleostructura (structura initiala, veche) si neostructura (structura noua dobandita) poate fi foarte mica si prin urmare, ignorata. In acest caz, se neglijeaza diferentele structurale care privesc formele si dimensiunile cristalelor, daca gradul de anizotropie a rocii nu s-a modificat.
(3) C1 ¹ C2, M1 ¹ M2, s1 ¹ s2
Modificarea chimismului global al unui sistem mineral solid a fost numita metasomatoza si, de aceea, procesul metamorfic acompaniat de schimbarea acestui chimism este numit metamorfism metasomatic. Cuvantul "metasoma" inseamna "un alt corp", aluzie la faptul ca esenta compozitionala a corpului solid s-a transformat. Schimbarea compozitiei chimice atrage dupa sine modificarea calitativa si/sau cantitativa a mineralelor, iar schimbarea acestora din urma, modifica structura petrografica. In consecinta, metamorfismul metasomatic este cea mai drastica schimbare posibila a unei roci in stare solida
5.2. FACTORII METAMORFISMULUI
Prin factori se poate intelege:
1. oricare din parametrii fizici si chimici ai mediului geologic care prin schimbare determina scoaterea rocilor solide din starile lor de stabilitate mineralogica si/sau structurala;
2. orice factor natural care poate conduce la trecerea rocilor din stare metastabila la cea stabila.
Din prima categorie fac parte factorii de echilibru ai procesului metamorfic si de ei depind compozitia mineralogica si structura de echilibru a viitoarei roci. Din cea de-a doua categorie, fac parte factorii catalitici ai metamorfismului si de ei depinde viteza procesului de metamorfism.
Factorii de echilibru in sistemele petrografice cu chimism constant sunt:
- temperatura;
- presiunile (de diferite feluri);
- tensiunea superficiala a suprafetelor cristalelor.
Factorii catalitici sunt:
- continutul de apa (fluide);
- stressul (presiunea orientata) de deformare;
- temperatura.
Temperatura
Valorile ei sunt cuprinse intre limita domeniului diagenezei si temperatura solidus a rocilor (1500 - 200oC - 600oC).
Variatia temperaturii, in cazul in care ceilalti factori sunt constanti, poate duce la modificari mineralogice si structurale. Sunt necesare doua precizari:
1. Orice roca are un anumit interval termic de stabilitate (fig. 53 - plansa XVIII). De aici concluzia ca nu orice variatie de temperatura poate determina un metamorfism. Deci, variatia temperaturii trebuie sa fie mare pentru a scoate roca din domeniul ei de stabilitate.
2. Intervalele termice de stabilitate a rocilor sunt o functie de compozitia mineralogica a rocii si presiune.
D TS = f (compozitia mineralogica, presiune)
La aceeasi presiune, rocile poliminerale au intervale de stabilitate termica mai mici decat rocile monominerale (ex. Calcarul pur are un interval mai mare de stabilitate termica decat calcarul cu impuritati).
Deci, un interval de temperatura poate afecta roci poliminerale si lasa intacte rocile monominerale. De aici notiunea de metamorfism selectiv.
Cresterea temperaturii tinde sa realizeze paragenezele si structurile cu entropii ridicate, adica acele configuratii care au un grad de dezordine interna mai avansat. Principalele cauze ale ridicarii entropiei sunt (in cazul cresterii temperaturii):
-formarea fazelor gazoase (roci de deshidratare, roci de decarbonatare);
- cresterea gradului de miscibilitate a mineralelor solide;
- cresterea solubilitatii mineralelor in fluidele din pori.
Metamorfismul progresiv determinat de incalzirea rocilor, este o adaptare entropica a sistemelor petrografice la cresterea temperaturii. Cresterea entropiei mineralelor se realizeaza de obicei prin:
- reactii de deshidratare: To
muscovit Þ feldspat plagioclaz( potasic) + corindon + H2O
- reactii de decarbonatare: To
calcit + cuart Þ wollastonit + CO2
- solubilizarea reciproca a mineralelor initiale, rezultand faze solide mixte:
To
albit, microclin (perlite) Þ anortoza
Micsorarea temperaturii poate duce la reactii inverse: hidratari, carbonatari, dezamestecuri (metamorfism regresiv).
Presiunea de sarcina (litostatica - Pl) duce la adaptarea rocilor in sensul micsorarii volumului si cresterea densitatii: P1 = gh
unde - densitatea mediea coloanei de roci; h - adancimea; g- acceleratia gravitationala.
Presiunea orientata (Ps) - Stressul
Ea creaza tensiuni care duc la deformari plastice si rupturale ale cristalelor, precum si la o deplasare a lor prin translatii sau rotiri. Din punct de vedere fizic, deformarile joaca un rol distructiv. Din punct de vedere chimic insa, ele joaca un rol catalitic in metamorfism. De aceea, prezenta presiunii orientate provoaca tensiuni de forfecare. Un punct dintr-o roca este supus pe cele trei directii principale (x, y, z) la tensiuni diferite.
Valorile maxime atinse de presiunile orientate intr-o roca sunt egale cel mult cu tensiunile de rupere ( 3000 bari = 3 Kb).
Prin urmare, efectul presiunii orientate este dublu:
- de deformare (metamorfism dinamic);
- cu rol catalitic (alaturi de presiune litostatica si temperatura).
Presiunea fluidelor (Pf)
In majoritatea rocilor exista o faza fluida care se poate gasi in trei forme: lichida, gazoasa si supracritic. In general fluidele, functie de P si T reprezinta aproximativ 5% din volumul total al rocii. Faza fluida ocupa porii, fisurile minuscule sau formeaza filme granuloase (fig. 54 - plansa XVIII).
Exista, in general, mai multe faze sau situatii specifice ale fazei fluide:
1. daca roca este suficient de permeabila, asa incat faza fluida sa comunice cu suprafata, se realizeaza faza osmotica. In acest caz: Pf este diferita de Pl si deci:
Pf f gh
unde: f = densitatea medie a coloanei de fluid;
g = acceleratia gravitationala;
h = adancimea.
Cum roca > f , rezulta ca la o anumita adancime, fazele minerale solide au o presiune mai mare ca Pf coexistenta.
Daca fluidul se afla in spatii inchise (faza neosmotica), deci rocile sunt impermeabile, Pf poate deveni egala cu Pl cu adaugirea ca temperatura si numarul de moli poate perturba aceasta egalitate. Prin urmare, daca temperatura si numarul de moli vor creste, Pf > Pl. Aceasta, Pf poate invinge rezistenta de rupere a rocii si sa genereze un sistem de fisuratie locala. De regula insa Pf este aproximativ egala cu Pl .
Presiunea partiala a componentilor volatili
De regula, faza fluida este policomponenta, fiind alcatuita din H2O, O2, H2S, CH Fiecare din acesti componenti au presiuni partiale proprii. In acest caz:
Pf = x1 Pf + x2 Pf + . + xc Pf = P1+P2 +..+Pc (8)
unde: x1, x2, xc - proportiile componentilor volatili (concentratiile);
Energia superficiala a mineralelor
Suprafata care separa faza minerala a rocilor este o marime fizica care joaca un rol important in metamorfism. In imediata apropiere a acestei suprafete, pe o grosime extrem de mica, atomii (sau ionii) sunt intr-o forma de aranjare care difera sensibil de aranjamentul existent in interiorul fazei.
Stratul superficial al mineralului (fig. 55 - plansa XVIII) are o stare energetica proprie care poarta numele de "faza superficiala". Ea are un surplus de energie interna numita energie superficiala a mineralelor (Esup).
Esup sA
unde s - tensiunea superficiala a mineralului; A - suprafata totala a mineralului.
O roca este un agregat polimineral. Fiecare mineral se poate prezenta in cristale cu forme si dimensiuni diferite. Pentru un mineral dintr-o roca:
Atotal = SAi
Prin urmare, calcularea energiei superficiale totale este practic imposibila, necunoscandu-se numarul si formele tuturor cristalelor individuale. Se poate calcula insa suprafata specifica a mineralului, adica suprafata care revine la unitatea de volum, respectiv A/cm3.
Ca o concluzie, se poate afirma ca, cu cat abaterea de la forma izometrica ideala (cubul sau sfera) este mai mare, cu atat creste mai mult suprafata specifica.
In rocile eterogene sau policristaline, mineralele au energii superficiale apreciabile. Aici exista o tendinta interna a fazelor minerale de a-si reduce energia superficiala, astfel incat cristalele cresc in dimensiuni, in asa fel incat sa rezulte forme cu energii superficiale minime.
Energia superficiala controleaza structura rocii, fiind unul din principalii factori structurali ai metamorfismului.
5.3. Spatiul metamorfismului (S.M.)
Prin urmare, dupa dimensiunea spatiului se poate vorbi de metamorfism local, regional si semiregional. Se considera local, daca S.M. este relativ mic (sub 1 km3) si regional, daca S.M. este enorm (> 100 km3).
Pozitia S.M. se defineste prin raportarea acestuia la diverse repere geologice, cum ar fi: diverse unitati geostructurale, diverse spatii unde au loc alte procese geologice etc.. De asemenea, pot fi luate in consideratie si repere geografice, daca S.M. este in apropierea suprafetelor geomorfologice. Primele clasificari ale proceselor metamorfice au avut ca baza tocmai pozitia si dimensiunea S.M. si multe decenii s-a crezut ca nu exista decat doua tipuri de metamorfism: de contact si regional. Astazi se stie ca spatiile in care se desfasoara metamorfismul sunt mult mai diverse si din acest punct de vedere se pot separa mai multe tipuri de metamorfism fie locale, fie regionale.
5.3.1. Metamorfism de contact
In acest caz, S.M. este plasat in jurul corpurilor magmatice intruzive (fig. H) si este cuprins intre suprafata externa a corpului magmatic si izoterma care defineste temperatura minima a metamorfismului, in conditiile intruziei (de exemplu 2000C).
Metamorfismul are doua cauze posibile: cresterea temperaturii si circulatia fluidelor dinspre corp spre exterior. De aceea el este un metamorfism static si poate fi exclusiv termic (izochimic), dar si metasomatic. Deoarece temperaturile cresc spre corpul magmatic, in S.M. se pot separa zone cu diferite grade de metamorfism. Zona cea mai apropiata de magma are si gradul de metamorfism cel mai ridicat. Totalitatea zonelor constituie aureola magmatica de contact. Metamorfitele tipice acestor aureole sunt considerate skarnele (roci rezultate prin metamorfismul silicios al calcarelor) si corneenele, roci izotrope si echigranulare care apar in zona cea mai apropiata de corpul magmatic). Tot in acest mod se pot forma si alte tipuri de roci: marmure, cuartite etc..
De regula, metamorfismul de contact este local, dar poate fi si semiregional.
