Clasificarea Rocilor

4.6. Alcătuirea petrografică a scoarţei terestre

4.6.1. Aspecte generale

Petrografia – este ştiinţa care studiază rocile din punct de vedere al genezei, compoziţiei mineralogice, texturii, structurii, raporturile dintre diferitele categorii de roci precum şi transformările pe care le suferă, în timpul evoluţiei lor, sub acţiunea diferiţilor factori fizici, chimici şi biologici.

Rocile – sunt agregate naturale alcătuite din unul sau mai multe minerale cristalizate sau amorfe, fiind corpuri neomogene din punct de vedere fizico-chimic.

După numărul mineralelor care intră în constituţia rocilor se deosebesc: roci monominerale şi roci poliminerale.

Rocile monominerale sunt formate dintr-un singur mineral şi sunt considerate roci pentru faptul că intră în cantităţi mari în scoarţa Pământului, sub formă de masive sau straturi (sarea, gipsul, cuarţitul, marmura etc.).

Rocile poliminerale sunt formate prin asocierea a două sau mai multe minerale (granit, gnais, andezit etc.).

După originea şi modul lor de formare, rocile care alcătuiesc scoarţa Pământului se grupează în trei mari categorii:

Rocile magmatice, rezultate din consolidarea magmei în interiorul scoarţei Pământului (roci magmatice intruzive) şi în apropiere de suprafaţă (roci magmatice filoniene) sau chiar la suprafaţă (roci magmatice vulcanice).

Rocile sedimentare sunt rezultate prin dezagregarea rocilor magmatice, metamorfice sau chiar a rocilor sedimentare preexistente sub acţiunea factorilor geologici, externi, prin precipitarea diferitelor substanţe chimice din soluţii apoase, prin acumularea sau transformarea resturilor organice de natură animală sau vegetală.

Rocile metamorfice provin din transformarea rocilor magmatice şi sedimentare sub acţiunea unor factori metamorfici, datorită cărora, în masa rocilor se produc o serie de schimbări interne de ordin chimic, mineralogic, de structură şi textură, rezultând produse noi, cu caractere deosebite de ale rocilor din care au provenit.

4.6.2. Rocile magmatice

4.6.2.1. Geneza rocilor magmatice

1

Rocile magmatice se formează prin răcirea şi consolidarea magmelor fluide din interiorul Pământului, fie în profunzimea scoarţei, fie în apropiere de suprafaţa sau chiar la suprafaţa ei.

Solidificarea magmei depinde de temperatură, presiune şi agenţii mineralizatori, reprezentaţi prin vapori de apă supraîncălziţi, CO2, H2S, Cl, F, N, NH3, B etc. Proprietăţile rocilor care rezultă în urma acestui proces, depind de natura magmei şi de acţiunea combinată a celor trei categorii de factori.

În funcţie de locul unde se produce consolidarea magmei se deosebesc trei categorii de roci magmatice:

- intruzive – rezultate prin consolidarea magmei în interiorul scoarţei terestre;

- filoniene – rezultate prin consolidarea magmei pe căile de acces spre suprafaţă;

- vulcanice – rezultate prin consolidarea magmei la suprafaţa scoarţei terestre.

4.6.2.2. Compoziţia mineralogică a rocilor magmatice

În rocile magmatice se întâlnesc relativ puţine minerale, cele mai frecvente fiind cele din clasa silicaţi. Asocierea mineralelor în rocile magmatice se face după anumite legi petrografice.

Mineralele din constituţia rocilor magmatice se clasifică în raport cu geneza lor în: minerale primare, care s-au format în timpul răcirii topiturii magmatice, prin cristalizare şi, minerale secundare, formate în rocile magmatice după consolidarea acestora prin alterarea mineralelor primare sub influenţa diferiţilor factori fizico-chimici.

După importanţa lor în masa unei roci, mineralele primare se împart în principale – care constituie aproape întreaga masă a rocii, accesorii - care apar în cantităţi mici şi caracterizează anumite varietăţi de roci şi sporadice – care apar foarte rar şi în cantităţi foarte mici în masa rocilor.

După mărime, mineralele din compoziţia rocilor magmatice se clasifică în fenocristale – minerale de dimensiuni mai mari, uşor vizibile cu ochiul liber, bine cristalizate, granule – minerale de dimensiunea unei granule, şi microlite – cristale de dimensiuni mici, vizibile numai la microscop.

Compoziţia mineralogică medie a unei roci magmatice cuprinde: cuarţ – 12%, feldspaţi – 60%, piroxeni şi amfiboli – 17%, mice – 4%, minerale accesorii – 7%. Dintre mineralele accesorii mai importante sunt: titanul, zirconul, turmalina, berilul, topazul, apatitul, rutilul, calcopirita, corindonul, epidotul etc.

Mineralele secundare întâlnite mai des în compoziţia rocilor magmatice sunt: caolinitul, rezultat prin alterarea feldspaţilor şi feldspatoizilor; cloritul, rezultat din alterarea piroxenilor, amfibolilor şi micei negre; sericitul, rezultat din alterarea unor varietăţi de muscovit sau a unor feldspaţi

potasici;

2

limonitul, provenit din alterarea silicaţilor feromagnezieni; serpentinul, rezultat din alterarea olivinei; epidotul, zoizitul, uralitul, calcitul, zeoliţii etc., formate sub influenţa unor soluţii

hidrotermale.

După formă, mineralele care intră în compoziţia rocilor magmatice se clasifică în: idiomorfe, cu formă proprie, fiind primele care cristalizează într-o magmă (minerale accesorii, piroxeni, feldspaţi plagioclazi) şi xenomorfe, fără formă proprie, deoarece cristalizând ultimele sunt nevoite să ia forma spaţiului rămas liber (cuarţ, ortoză).

4.6.2.3. Structura şi textura rocilor magmatice

Structura şi textura rocilor oglindesc condiţiile geologice în care se consolidează rocile magmatice.

Prin structură se înţelege modul de asociere a mineralelor din masa unei roci, după formă, mărime şi grad de cristalizare. După gradul de cristalizare se disting: structura holocristalină, structura hipocristalină şi structura vitroasă.

Structura holocristalină (holos = întreg, complet) se caracterizează prin faptul că toată masa rocii este complet cristalizată şi este caracteristică rocilor magmatice intruzive (granit, granodiorit, sienit etc.).

Structura hipocristalină (hemicristalină, semicristalină) se caracterizează prin faptul că masa rocii este parţial cristalizată şi parţial amorfă, adică fenocristalele şi microlitele sunt prinse într-o masă amorfă. Acest tip de structură este caracteristic rocilor neovulcanice (andezite, dacite, trahite etc.) a căror cristalizare a început în adâncime, unde s-au format fenocristalele, s-a continuat în apropiere de suprafaţă unde s-au format microlitele şi s-a terminat prin ieşirea magmei la suprafaţă, unde datorită răcirii bruşte, solidificarea s-a produs sub forma unei mase amorfe, sticloase sau vitroase.

Structura sticloasă (vitroasă, amorfă) apare în cazul răcirii bruşte a lavei ieşită la suprafaţă şi este caracteristică pentru sticlele vulcanice (obsidian, pechstein, piatra ponce).

După mărimea relativă a cristalelor, structura poate fi: echigranulară - caracterizată prin prezenţa cristalelor de dimensiuni aproximativ

egale, întâlnită la rocile magmatice intruzive, inechigranulară (porfirică) – caracterizată prin aceea că roca este constituită

dintr-o masă de microlite în care sunt înglobate fenocristale şi este caracteristică rocilor paleovulcanice (porfire, porfirite), la care masa iniţială amorfă a recristalizat;

porfiroidă – în care masa este formată din cristale granulare, uşor vizibile cu ochiul liber şi în care sunt prinse fenocristale mari (granitul porfiroid de Tismana).

Tot în categoria structurilor inechigranulare se încadrează structurile: poikilitică – caracterizată prin aceea că fenocristalele sunt ciuruite de alte

minerale mărunte cu orientări optice diferite (cazul peridotitelor, unde cristalele de olivină sunt incluse în piroxen sau hornblendă);

3

ofitică – caracterizată prin prezenţa feldspaţilor sub formă de cristale prismatice alungite care se intersectează iar spaţiile dintre ele sunt umplute cu alte minerale (cazul diabazelor);

intersertală – întâlnită la melafire şi la diabaze unde între microlitele de plagioclazi se includ: olivina, augitul, magnetitul.

După forma mineralelor rocilor magmatice se deosebesc: structura idiomorfă – caracteristică rocilor alcătuite aproape exclusiv din

minerale idiomorfe (aplite); structura hipidiomorfă – caracterizată prin prezenţa în masa rocii în proporţie

aproximativ egală a mineralelor idiomorfe şi a celor xenomorfe (granite, granodiorite); structură xenomorfă, întâlnită la rocile alcătuite din minerale cu contur neregulat

(silexite).

Textura rocilor magmatice defineşte aranjamentul spaţial al mineralelor, precum şi modul de umplere al volumului ocupat de rocă. Ea se datorează condiţiilor mecanice în care s-a consolidat magma; cristalizează în stare de imobilitate, de mişcare sau de presiune exterioară, înglobarea de fragmente străine sau aglomerarea locală de cristale precum şi crearea de spaţii libere prin degajarea substanţelor volatile.

Textura este masivă sau neorientată, atunci când în masa rocii nu se observă nici o tendinţă de orientare a mineralelor componente. Este cazul rocilor intruzive (granit, granodiorit, sienit).

Frecvent mineralele au suferit deformări în magmă sub influenţa gravitaţiei, activităţii magmatice proprii, curenţilor de convecţie şi stresului, rezultând texturi orientate cum sunt:

textura fluidală – caracterizată prin aşezarea mineralelor paralel cu direcţia de curgere a lavei (andezite, bazalte, dacite);

textura rubanată – caracterizată prin aceea că, în timpul consolidării magmei, mineralele deschise la culoare se separă de cele închise sub formă de benzi care alternează (diorite rubanate);

textura grafică care ia naştere din concreşterea a două minerale în aşa fel încât unul formează gazda, iar celălalt este inclus în el sub formă de granule neregulate imitând scrierea hieroglifică (pegmatite grafice).

După modul cum mineralele din masa unei roci umplu spaţiul ce îl au la dispoziţie se disting:

textura compactă sau masivă – caracterizată prin minerale strâns unite între ele încât nu lasă spaţii libere şi este caracteristică rocilor magmatice intruzive;

textura vacuolară (cavernoasă, scoriacee) – se caracterizează prin prezenţa în masa rocii a unor goluri sau vacuole de dimensiuni mai mari sau mai mici aşa cum au rezultat în timpul răcirii bruşte a lavei (piatra ponce, scoria bazaltică);

textura amigdaloidă – rezultată prin depunerea de minerale secundare (calcit, opal, calcedonie) în spaţii goale din masa rocii şi este întâlnită la melafire, diabaze şi bazalte amigdaloide.

4.6.2.4. Clasificarea şi descrierea rocilor magmatice

4

Rocile magmatice care intră în alcătuirea scoarţei Pământului sunt foarte variate ca textură, structură, compoziţie mineralogică, mod de formare, observându-se tipuri de trecere de la o familie de roci la alta.

În clasificarea rocilor magmatice, în decursul timpului, s-au folosit mai multe criterii.

Criteriile de clasificare utilizate atât în practică cât şi în scop didactic se bazează pe compoziţia chimică şi mineralogică, condiţiile geologice care determină de fapt structura, textura şi vârsta lor.

După compoziţia chimică, ţinându-se cont de procentul de bioxid de siliciu, rocile magmatice se clasifică în următoarele cinci grupe principale: - hiperacide, care conţin peste 75% SiO2 liber; - acide, cu 65-75% SiO2 liber şi în combinaţii; - neutre (intermediare), cu 52-65% SiO2; - bazice, cu 48-52% SiO2;- ultrabazice, care conţin sub 48% SiO2.

După condiţiile geologice în care s-au consolidat rocile magmatice în adâncime, în apropiere de suprafaţă sau la suprafaţă, se deosebesc trei categorii: - plutonice (intruzive, abisice), formate la adâncimi mari; - filoniene (schizolitice, subvulcanice), formate la un nivel intermediar;- vulcanice (efuzive), formate prin consolidarea lavei la suprafaţă scoarţei.

După compoziţia mineralogică, rocile magmatice, în raport de proporţia dintre diferite minerale leucocrate şi melanocrate, respectiv predominarea unui anumit fel de feldspaţi, se clasifică în şapte familii: peracidite, granite, granodiorite, sienite, gabrouri şi peridotite.

În tabelul 12 sunt redate principalele familii de roci, ordonate în raport de criteriile de clasificare amintite mai sus.

Familia peracidite cuprinde roci formate preponderent din cuarţ în condiţii hipoabisice.

Silexitul (cuarţ eruptiv) este constituită din 95-100% cuarţ, alături de care mai apar ortoza, microclinul şi muscovitul. Silexitele iau naştere prin cristalizarea unor magme reziduale în condiţiile fazei pegmatitice sau hidrotermale. Frecvent formează ganga diferitelor mineralizaţii hidrotermale.

Familia granitelor. Cuprinde roci acide ce se prezintă în următoarele faciesuri: plutonic, filonian şi efuziv.

Granitul este o rocă acidă, de culoare deschisă, din cauza predominării mineralelor leucocrate. Foarte frecvent are culoare roz, datorită prezenţei feldspatului potasic. În compoziţia mineralogică participă: 28-31% cuarţ, 23-36% ortoză sau microclin, la care se adaugă, în proporţie mai mică, albit, biotit, hornblendă şi augit.

Are structura holocristalină, hipidiomorfă, adesea echigranulată, textura masivă compactă, neorientată. În funcţie de mineralele caracteristice, se separă varietăţi de granite cu biotit, piroxeni, hornblendă, graniţi etc. Fiind o rocă dură, granitul

5

condiţionează un relief cu forme pronunţate, ce le domină pe cele din jur, cu văi înguste şi pereţi abrupţi, cu caracter de defilee. Dezagregarea prin îngheţ şi dezgheţ duce la separarea mineralelor componente, care formează la suprafaţa masivului o acumulare de material detritic numit grus sau arenă.

Granitul se întrebuinţează ca piatră de construcţii având rezistenţă ridicată la rupere, compresiune, joc, uzură etc. În ţara noastră se întâlneşte la Pricopan, Greci, M-ţii Măcinului, Ogradena, Poiana Mărului, precum şi în M-ţii Parâng, Retezat şi Vâlcan.

Porfirele granitice sunt roci cu o compoziţia mineralogică şi chimică asemănătoare cu cea a granitelor, de care se deosebesc prin structură. În masa fundamentală holocristalină, sunt prinse fenocristalele de ortoză, plagioclazi şi cuarţ corodat. În funcţie de predominarea unora dintre mineralele melanocrate, se disting porfire granitice cu biotit, cu hornblendă, cu augit etc. Au structură pegmatitică şi textură neorientată, uneori grafică.

La noi în ţară sunt răspândite în M-ţii Lotrului, la Teregova în Banat şi în Masivul Muntele Mare. Se exploatează pentru muscovit, feldspaţi şi beril.

Aplitele sunt roci de culoare deschisă, formate în cea mai mare parte din minerale leucocrate. În compoziţia lor intră cuarţ, feldspaţi alcalini şi mai rar plagioclazi. Dintre mineralele melanocrate, într-o cantitate foarte mică sunt prezente mice, piroxeni şi amfiboli, iar ca minerale accesorii apar graniţii, turmalina, magnetit, apatit etc. Structura aplitelor este panidiomorfă microgranulară, forma cristalelor fiind izometrică. Textura este compactă neorientată.

Tab. 12. Clasificarea rocilor magmatice

CRITERII DE CLASIFICARE

FIZIC Culoare

Densitate (γ) (g/cm3)

CHIMIC

Saturaţie în SiO2

Aciditate

Minerale leucocrate

6

MINERALOGI

C Minerale melanocrate

% Minerale leucocrate

Forma de Structură Textură

zăcământ amorfă (vitroasă) vacuolară

GEOLOGIC (Efuzive vulcanice) neovulcanice hemicristalină hipocristalină porfirică

fluidală

şi paleo-vulcanice porfirică devitrificată

compactă

STRUCTURAL microgranulară compactă

Filoniene diferenţiate holocristalină aplitică compactă

subvulcanice acide; bazice pegmatitică neorientată grafică

nediferenţiate porfiricăporfiroidă

neorientatăcompactă

Intruzive(Plutonice; Abisice) holocristalină granulată

neorientată compactă

Familii de roci

TIPURI DE ROCI

deschisă pestriţă neagră neagră verzuie

uşoară γ = 2,7 g/cm3 mijlocie γ = 2,7-2,9 g/cm3

grea γ = 2,9-

3,1 g/cm3

foarte grea γ > 3,1 g/cm3

suprasaturate: minerale saturate + SiO2 liber

saturate: minerale saturate +10 SiO2 liber

nesaturate: nu conţin SiO2 liber

hiperacide>75% SiO2

acide75-65% SiO2

neutre65-52% SiO2

bazice 52-48%SiO2

ultrabazice<48%SiO2

cuarţ cuarţ + feldspat+ mică albă

ortoclazi > plagioclazi

feldspat + mică plagioclazi > ortoclazi

feldspat calcic anortit

fără feldspaţi

- biotit + hornblendă + augit hornblendă + augit + biotit biotit + hornblendă +

augit

biotit + dialag + olivină

100% roci leucocrate > 75%M.L.

roci mezotipice M.L. 75-30%

roci melanocrate M.L. <30%

7

piroclastite (bombe şi tufuri vulcanice)

sticle vulcanice, obsidian, pechstein, piatră ponce

riolit dacit trahit andezit bazalt picrit

porfiritcuarţifer

porfiritcuarţifer

ortofir porfirit melafir diabaz

lampofire

aplite

pegmatite

porfire şi porfirite

silexit granit grano-diorit sienit diorit gabrou peridotit

peracidite granite grano-diorite sienite diorite gabrouri peridotite

Lamprofirele sunt roci diferenţiate bazice, foarte variate, constituite în principal din minerale melanocrate, încât au culori negre, negre-verzui. Structura este idiomorfă, microgranulară, uneori porfirică, în care cristalele sunt de obicei formate din minerale melanocrate. Au textura compactă, neorientată. În natură se prezintă sub formă de filoane subţiri sau apofize.

Porfirele cuarţifere sunt roci paleovulcanice, care au erupt în paleozoic, cu o structură porfirică devitrificată, textură compactă, neorientată, uneori fluidală. Compoziţia mineralogică este asemănătoare cu a granitului. Erupţii de porfire de vârstă permiană se găsesc la Camena în nordul Dobrogei, la Sviniţa în Banat şi în M-ţii Codrului.

Riolitele sunt roci vulcanice, de culoare deschisă, gălbui-verzuie sau roşiatică. Structura este hipocristalină porfirică, textura compactă, uneori fluidală. Mineralogic sunt constituite din fenocristale de cuarţ bipiramidat de obicei corodat, de feldspat potasic (ortoză, sanidină), feldspat plagioclaz (albit, oligoclaz), şi din cristale rare de biotit şi hornblendă, prinse într-o masă microlitică în parte sticloasă.

Se cunosc erupţii de riolite în M-ţii Vlădeasa, M-ţii Metaliferi şi în lanţul vulcanic Oaş - Gutâi - Ţibleş.

Sticlele vulcanice sunt roci care provin din lave răcite brusc la suprafaţa scoarţei terestre, având o structură amorfă. Varietăţi mai cunoscute sunt obsidianul (o sticlă naturală de culoare neagră sau brună, cu spărtură concoidală şi luciu sticlos), pechsteinul (rocă de culoare brună roşiatică sau verzuie, cu aspect răşinos şi luciu gras de smoală), piatra ponce (spumă de mare - sticlă vulcanică de culoare albă, spongioasă şi foarte uşoară, cu o textură vacuolară datorită degazeificării).

Familia granodiorite. Cuprinde tot roci acide care fac trecerea spre cele intermediare, găsindu-se situate deci între granite şi diorite. Compoziţia mineralogică

8

medie este: 20-40% feldspaţi ortoclazi, 25-45% feldspaţi plagioclazi, 10-35% cuarţ şi 10-30% minerale melanocrate (biotit, hornblendă). Feldspaţii plagioclazi predomină faţă de cei ortoclazi.

Granodioritul este o rocă intruzivă intermediară, care conţine 52-55% SiO2 şi prezintă structură holocristalină hipidiomorfă, frecvent echigranulară masivă, colorată alb-cenuşiu, cenuşiu-verziu.

Este alcătuit din feldspaţi plagioclazi (albit, oligoclaz) în proporţie mai mare decât feldspaţi ortoclazi (ortoză, microclin), cuarţ, biotit şi hornblendă, la care se mai adaugă piroxeni. Ca minerale accesorii apar: zirconul, apatitul, rutilul, titanul, pirita, iar ca minerale secundare: caolinitul, sericitul, cloritul, limonitul etc.

Funcţie de mineralele melanocrate pe care le conţin se pot distinge următoarele varietăţi de granodiorite: granodiorite cu biotit (granodiorite comune), granodiorite cu biotit şi hornblendă, granodiorite cu hornblendă, granodiorite cu diopsid sau augit, granodiorite cu hipersten.

Este o rocă foarte tare, cu porozitate redusă 0,2-1,0%, cu spărtură dreaptă sau aşchioasă, rezistentă la intemperii. Se întrebuinţează pentru pavaje şi în construcţii. La oi în ţară se întâlneşte în M-ţii Vlădeasa, la Săvârşin, Dognecea, la Măcin, în M-ţii Retezat (granodiorite gnaisice).

Banatitele sunt roci granodioritice în faciesuri diferenţiate, mai acide (cum sunt granitele banatitice) şi mai bazice (cum sunt granogabrourile, sieno-gabrourile, dioritele cu cuarţ, gabrodioritele etc.), însoţite de numeroase separaţii filoniene de aplite şi lamprofire legate prin caractere mineralogice şi chimice comune. Denumirea provine de la faptul că au fost descrise pentru prima oară în Banat, unde au cea mai mare dezvoltare.

Porfirele granodioritice au compoziţie mineralogică asemănătoare granodioritelor, deosebindu-se prin structură porfirică, caracterizată prin prezenţa feldspaţilor (ortoclazi şi plagioclazi) sub formă de fenocristale şi cuarţ, înglobate într-o masă microgranulară, formată din mineralele componente ale granodioritului.

Pegmatitele, aplitele şi lamprofirele sunt roci filoniene asemănătoare cu cele descrise la familia granitelor, dar cu o compoziţie chimică şi mineralogică asemănătoare granodioritelor.

Dacitul este o rocă efuzivă, neovulcanică care conţine peste 65% cuarţ. Prezintă structură porfirică hemicristalină, cu fenocristale de plagioclazi, ortoză, cuarţ, biotit şi hornblendă la care uneori se adaugă şi piroxeni, înglobate într-o pastă microlitică în parte formată din aceleaşi minerale. Textura este masivă, compactă, uneori fluidală, iar culoarea cenuşie, cenuşie-brună sau verzuie. Este o rocă rezistentă la solicitări mecanice şi la uzură precum şi la agenţii atmosferici. Prezenţa micelor diminuează rezistenţa la dezagregare şi alterare a dacitului.

Se întâlneşte în M-ţii Apuseni, M-ţii Bihorului precum şi în lanţul vulcanic Oaş - Gutâi - Ţibleş.

Familia sienite. Din această familie fac parte rocile intermediare cu un conţinut în silice mai mic decât granitele. Cuarţul lipseşte de obicei, uneori poate fi prezent, dar în

9

cantităţi foarte mici. Dintre mineralele leucocrate, în sienite predomină ortoza, iar dintre cele melanocrate hornblenda.

Sienitul este o rocă magmatică intruzivă, cu structură holocristalină, mediu granulară, cu tendinţă spre pegmatitică, textură masivă compactă, culoare alb-cenuşie, cenuşie-roz sau violet. Este alcătuită din 30-80% feldspaţi potasici, 10-40% minerale melanocrate (hornblendă, piroxeni, biotit) şi 5-25% feldspaţi plagioclazi. Ca minerale accesorii conţine olivină, nefelin, sodalit, corindon, sfen, sulfuri.

După caracterul chimic se disting sienite calcoalcaline (potasice) şi sienite alcaline (sodice). Ca varietăţi de sienite calcoalcaline se disting: sienite cu hornblendă, sienite cu biotit, sienite cu augit şi sienite cu cuarţ (care conţin până la 10% cuarţ).

Este o rocă rezistentă, asemănătoare granitelor şi apare la Ditrău şi Turcoaia.

Ca roci filoniene nediferenţiate aparţinând acestei familii apar porfirele sienitice, diferenţiate acide (pegmatitele şi aplitele sienitice) şi diferenţiate bazice (lamprofirele).

Ortofirele sunt roci paleovulcanice alcătuite din fenocristale de ortoză, hornblendă sau biotit, prinse într-o masă microlitică formată din aceleaşi minerale. Au o culoare cenuşie, roşietică, uneori albă sau gălbuie. În timpurile mai vechi, varietăţi frumos colorate se extrăgeau din carierele egiptene dintre Nil şi Marea Roşie şi erau folosite de romani la confecţionarea de băi, obeliscuri, vase, statui etc.

Trahitele sunt corespondentele neovulcanice ale sienitelor, formate din fenocristale de sanidin, plagioclazi, hornblendă sau biotit, prinse într-o masă sticloasă. Au culoare deschisă, gălbuie-roşietică, datorită prezenţei oxizilor de fier. Unele trahite, bogate în apatit şi potasiu sunt folosite ca îngrăşăminte. Trahite se întâlnesc în Banat şi în lanţul vulcanic Călimani - Harghita.

Din familia sienitelor mai fac parte sienitele alcaline cu feldspatoizi (roci de natură intruzivă, care au în compoziţia mineralogică nefelin şi sodalit) şi fenolitele (roci vulcanice corespunzătoare sienitelor alcaline).

Familia diorite. Sunt roci magmatice intermediare, în compoziţia cărora predomină feldspatul plagioclaz (20-40%), lipsesc feldspaţii potasici, iar mineralele melanocrate participă într-un procent mai mare de 10%, cu predominarea hornblendei.

Dioritul este rocă intruzivă, holocristalină, hipidiomorfă-granulară, de culoare cenuşie, uneori aproape neagră (meladiorit), conţinând 55-70% plagioclazi (oligoclaz şi andezin), 25-40% minerale melanocrate (hornblendă sau biotit). Varietăţile acide conţin aproximativ 10% cuarţ şi se numesc tonolite. Ca minerale accesorii conţin: apatit, magnetit, titanit, zircon, uneori ortoză, iar ca minerale secunde: sericit, caolin, clorit, epidot, carbonaţi, hidroxizi de fier, cuarţ, uralit etc.

În funcţie de compoziţia mineralogică se disting mai multe varietăţi de diorite: diorite normale, care conţin numai plagioclazi şi hornblendă, diorite cu biotit, diorite cu biotit şi hornblendă, diorite cu augit, diorite cu hipersten, diorite cuarţifere şi diorite rubanate (o varietate texturală, la care mineralele deschise la culoare sunt aşezate în benzi care alternează cu cele închise la culoare).

10

Dioritele apar ca faciesuri marginale ale masivelor granitice şi granodioritice, întâlnindu-se la Bârzava şi Drinova, în M-ţii Highişului, în M-ţii Zarandului, la Greci în Dobrogea, în M-ţii Retezat şi Parâng.

Rocile filoniene sunt reprezentate prin roci nediferenţiate (porfire dioritice), diferenţiate acide (microdiorite) şi diferenţiate bazice (lamprofire). Aceste roci se consolidează de obicei în părţile periferice ale masivelor intruzive sau le brăzdează sub formă de filoane.

Porfirele sunt roci paleovulcanice care au aceeaşi compoziţie mineralogică şi aceleaşi varietăţi ca şi dioritele de care se deosebesc numai prin structura lor porfirică devitrificată.

Andezitele sunt roci neovulcanice, corespondentele dioritelor cu structură porfirică hemicristalină, textură masivă compactă, uneori fluidală, de culoare cenuşie, brună până la neagră, cu nuanţe multiple roşcate, verzui, gălbui, brune. Sunt alcătuite din fenocristale de oligoclaz sau andezin, hornblendă, biotit, augit, hipersten, prinse într-o pastă microlitică alcătuită din aceleaşi minerale la care se mai adaugă ca minerale accesorii (accidentale) cuarţ, magnetit, ilmenit, ortoclaz, anortit, olivină.

Ca varietăţi de andezit se recunosc: andezite cu biotit, andezite cu piroxeni, andezite cu cuarţ, care fac trecerea la dacite şi andezite bazaltice, conţinând piroxeni si olivină, făcând trecerea la bazalte.

Andezitele sunt roci de vârstă terţiară foarte răspândite în regiunile vulcanice, sub formă de curgeri şi pânze de lavă. La noi în ţară, lavele andezitice au erupt în miocen şi pliocen şi se întâlnesc în M-ţii Metaliferi, M-ţii Rodnei, M-ţii Călimani - Harghita, unde au cea mai mare răspândire şi în M-ţii Oaş - Gutâi - Ţibleş.

Familia gabrouri. Cuprinde roci bazice a căror compoziţie mineralogică se caracterizează prin prezenţa a doua minerale principale: piroxeni şi feldspaţi plagioclazi, la care se mai adaugă uneori şi olivină, hipersten, hornblendă sau chiar biotit.

Gabroul. Rocă intruzivă bazică cu 48-52% SiO2, fără cuarţ liber, cu structură holocristalină şi hipidiomorfă-granulară, textură masivă, compactă, uneori pătată datorită dispunerii radiale a piroxenilor. Are culoare cenuşie închisă, verde-negricioasă. Componenţii minerali cei mai importanţi sunt feldspaţii plagioclazi (labradorul, anortitul), olivina şi piroxenii, alături de care participă ca minerale accesorii: cromit, magnetit, ilmenit, apatit, sfen, sulfuri şi accidental corindon, graniţi, biotit, amfiboli, iar ca minerale secundare: clorit, limonit, caolin, epidot, serpentin, uralit etc.

Varietăţile de gabrou sunt foarte numeroase din cauza instabilităţii magmelor care se diferenţiază cu uşurinţă, încât se pot distinge: gabrou cu hornblendă, gabrou cu cuarţ, noritele (care sunt gabrouri cu hipersten sau enstatit). Prin alterare gabrourile se serpentinizează. Este o rocă tare, fără porozitate şi permeabilitate, foarte rezistentă la intemperii. La noi în ţară se găseşte la Greci în Dobrogea, Urdele şi Petrimanul din M-ţii Parâng şi la Racoş, în defileul Oltului.

Doleritele şi diabazele, sunt roci filoniene holocristaline cu granulaţie medie sau fină, alcătuite din plagioclazi şi augit + olivină, cu structură ofitică. Termenul de diabaz se foloseşte pentru rocile de natură gabroidică de vârstă paleozoică şi mezozoică în care se observă clar că mineralele componente (plagioclazi + olivină) au suferit o

11

transformare, pe când doleritele sunt roci cu aceeaşi compoziţie, dar mineralele componente sunt proaspete.

Melafirele sunt roci bazaltice paleovulcanice compacte, de culoare verde închis, datorită cloritizării piroxenilor şi serpentizării olivinei. Spilitele sunt vechi lave bazaltice de culoare verde, cenuşie, fin granulare, lipsite de fenocristale.

Bazaltele sunt roci efuzive, neovulcanice, cu chimism mafic, ce conţin 48-52% SiO2, dar nu conţin cuarţ liber. Au structură hipocristalină sau complet vitrificată, textură masivă. Unele bazalte prezintă o textură vacuolară la care golurile sunt umplute ulterior cu minerale secundare: calcit, calcedonie (bazalte amigdaloide). Prezintă culoare cenuşie sau neagră. Bazaltele sunt alcătuite în principal din feldspaţi plagioclazi bazici (labrador, bitownit), piroxeni (augit, hipersten) la care se adaugă olivină, magnetit, ilmenit şi accidental mică neagră şi hornblendă.

Sunt roci foarte dure, fără porozitate şi permeabilitate, rezistente la compresiune, şoc şi uzură. Predomină în regiunile orogene şi reprezintă produsele principale ale activităţii neovulcanice, formând curgeri suprapuse de lavă frecvent intercalată cu scorie sau depozite sedimentare.

Bazaltele sunt cele mai răspândite roci vulcanice, rezultate în urma erupţiilor vulcanice, foarte frecvente din terţiar şi cuaternar. Constituie, de cele mai multe ori, pânze sau curgeri de lavă pe suprafeţe foarte întinse şi grosimi de mii de metri. În ţara noastră, bazaltele apar la Racoş, Rupea, Bogata din M-ţii Apuseni (Detunata Goală, Detunata Păduroasă), unde formează coloane prismatice hexagonale.

Familia peridotite. În această familie se includ rocile ultrabazice, foarte grele, de culoare neagră-verzuie, fără feldspaţi. După compoziţia mineralogică şi chimică, rocile ultrabazice se împart în peridotite (alcătuite din olivină, ca mineral predominant) şi perkinite (roci în care olivina apare într-o cantitate neglijabilă, fiind formate din alte minerale melanocrate - piroxeni, amfiboli, biotit etc.).

Apar în partea cea mai adâncă a intruziunilor, au greutate specifică mare (peste 3,1 g/cm3) şi de cele mai multe ori sunt roci aproape monominerale.

◘ Peridotitele sunt roci ultrabazice, care conţin sub 48% SiO2, cu minerale melanocrate în proporţie de peste 90%. Au structură holocristalină grăunţoasă, adesea poikilitică, textură masivă, uneori dungată din cauza conţinutului ridicat de granit şi piroxeni. Mineralul predominant în masa rocii este olivina. Când olivina se alterează se transformă în serpentin, iar roca poartă denumirea de serpentinit. Serpentinitele se întrebuinţează pentru ornamente, vase, obiecte de artă şi chiar bijuterii fiindcă se prelucrează uşor şi prezintă un aspect plăcut datorită nuanţelor de verde brun şi negru cu puncte şi dungi roşii.

La noi în ţară se găsesc peridotite la Iuţi (Banat), M-ţii Parâng (Valea Jieţului, Urdele) şi în partea de est a M-ţilor Făgăraşului.

◘ Picritele – sunt roci magmatice efuzive, alcătuite din olivină 50%, augit 35% şi subordonat din hornblendă, hipersten, magnetit şi apatit. Au structură hemicristalină şi textură compactă.

12

◘ Dunitele – sunt cele mai tipice roci peridotitice numite şi olivinite, deoarece conţin între 97 şi 99% olivină.

◘ Perkinitele sunt roci ultrabazice, fără olivină sau cu un conţinut neglijabil de olivină. Majoritatea perkinitelor sunt roci monominerale, fiind denumite piroxenite, hornblendite, biotite, granatite, în raport de mineralul din care sunt alcătuite.

4.6.3. Rocile metamorfice

4.6.3.1. Geneza rocilor metamorfice

Rocile metamorfice se formează prin transformarea rocilor preexistente sedimentare sau magmatice, sub acţiunea factorilor endogeni. Aceste transformări fizico-chimice care au loc la adâncimi variate, ca urmare a noilor condiţii ce se stabilesc în aceste zone şi care duc la modificarea compoziţiei mineralogice, a structurii şi a texturii rocilor sunt cunoscute sub denumirea de metamorfism.

Rocile magmatice suferă procese de metamorfism la scăderea temperaturii şi creşterea presiunii, iar cele sedimentare se metamorfozează la o creştere atât a temperaturii cât şi a presiunii.

Factorii metamorfici fundamentali, care determină şi influenţează transformarea şi adaptarea mecanică şi chimică a rocilor în procesul de metamorfism, sunt: căldura, presiunea litostatică, presiunea orientată (stres) şi agenţii mineralizatori, aşa cum s-a arătat la procese metamorfice.

4.6.3.2. Compoziţia mineralogică a rocilor metamorfice

Mineralele rocilor metamorfice, spre deosebire de cele ale rocilor eruptive, cristalizează în marea majoritate a cazurilor în mediu solid. Cu toate acestea, ele ating echilibre fizico-chimice dând parageneze stabile pe spaţii întinse. Mineralele metamorfice se formează prin creşterea temperaturii, pe când cele eruptive se formează prin scăderea temperaturii. Reacţiile chimice de formare au loc în prezenţa fluidelor metamorfice (apa, CO2) şi constau în recristalizări, care presupun neschimbată compoziţia chimică iniţială. Desigur, apar şi minerale de neoformaţie pe seama mineralelor primare după cum se şi menţin cu caracter relict unele minerale.

Condiţiile termodinamice şi mediul în care cristalizează mineralele metamorfice fac ca acestea să aibă accentuate unele caractere cristalografice, iar altele să lipsească. La mineralele micacee şi la altele din grupa cloritelor, clivajul este bine exprimat, lamelele având marginile, de obicei, sinuoase. Amfibolii şi mai ales hornblenda prezintă clivaj prismatic, feţele terminale lipsesc sau sunt fasciculizate, iar la carbonaţi clivajul este bine exprimat după romboedru.

13

Ca şi în cazul rocilor magmatice, în compoziţia rocilor metamorfice predomină mineralele din grupa silicaţilor. În zonele mai adânci ale metamorfismului regional (mezozona şi catazona), cele mai importante minerale sunt: cuarţul, feldspaţii (ortoclazi şi plagioclazi), muscovitul, piroxenii, amfibolii, biotitul.

Unele dintre mineralele componente ale rocilor metamorfice iau naştere în urma proceselor de alterare, sub influenţa umidităţii în zonele de la suprafaţa scoarţei (epizona). Dintre acestea amintim: cloritul, sericitul, talcul, serpentinul etc.

Ca rezultat al metamorfismului de contact se formează o serie de minerale cum sunt: wolastonitul, vezuvianul, epidotul, granaţii, topazul, fluorina, apatitul etc.

Minerale caracteristice numai rocilor metamorfice care se formează sub acţiunea combinată a factorilor metamorfici sunt: andaluzitul, silimanitul, distenul, staurolitul, cordieritul, grafitul etc.

Dintre oxizi, cei mai frecvenţi, în rocile metamorfice sunt: cuarţul, rutilul, magnetitul, hematitul, ilmenitul etc., iar dintre sulfuri apar: pirita, pirotina, galena, blenda, calcopirita.

4.6.3.3. Structura şi textura rocilor metamorfice

Rocile metamorfice luând naştere prin diferite tipuri de metamorfism au structuri ce se grupează în trei categorii: cataclastice, metasomatice şi cristaloblastice.

a) Structurile cataclastice rezultă prin asocierea fragmentelor formate din zdrobirea şi măcinarea rocilor supuse metamorfismului cataclastic.

Se deosebesc: structură cataclastică echigranulară (homeoclastică) cu fragmente de aceeaşi mărime; structură cataclastică inechigranulară (heteroclastică), cu fragmente de mărimi diferite; structură porfiroclastică, cu fragmente mai mari care stau prinse într-un agregat mărunt homeoclastic sau heteroclastic

b) Structurile metasomatice sunt caracteristice rocilor ce iau naştere prin metamorfism metasomatic şi se caracterizează prin faptul că mineralele vechi sunt prinse în masa celor noi, sub formă de aglomerări neregulate.

c) Structurile cristaloblastice se caracterizează prin predominarea mineralelor xenomorfe, datorită faptului că recristalizarea se face în mediu solid şi nu este posibilă dezvoltarea liberă a mineralelor. După dimensiunile relative ale componentelor şi relaţiile dintre minerale se disting următoarele structuri:

- granoblastică, caracterizată prin minerale recristalizate, granulare, dezvoltate izometric (cuarţite, marmure, gnaise);

- lepidoblastică, în care predomină mineralele lamelare, foioase sau solzoase (şisturi micacee, filite);

- nematoblastică (fibroasă), în care predomină mineralele fibroase sau prismatice (amfibolite, şisturi tremolitice, şisturi actinotice);

14

- porfiroblastică (oculară), în care cristalele mai dezvoltate sunt prinse într-o masă mărunt-granulară, lepidoblastică sau nematoblastică;

- poikiblastică, caracterizată printr-un ţesut larg-granular, de fenolite ciuruite de incluziuni idiomorfe (incluziuni de cuarţ cu feldspat în fenoblaste de granat).

Textura rocilor metamorfice este în general orientată, datorită condiţiilor mecanice în care are loc formarea şisturilor cristaline. Cele mai obişnuite texturi sunt: şistoasă, rubanată şi neorientată.

a) Textura şistoasă se caracterizează prin faptul că mineralele componente sunt dispuse paralel cu planul de şistuozitate. Când suprafeţele de şistuozitate nu sunt paralele ci ondulate, textura este şistoasă ondulată (sinuoasă).

Şistuozitatea este un caracter principal al rocilor metamorfice rezultat prin orientarea mineralelor din masa rocii, sub influenţa presiunii şi a altor factori, paralel cu un plan numit plan de şistuozitate. Textura şistoasă se întâlneşte la gnaise, micaşisturi, filite şi amfibolite.

b) Textura rubanată se caracterizează prin aranjarea mineralelor din masa rocii sub formă de benzi divers colorate, dispuse alternativ (amfibolite rubanate sau gnaise rubanate).

c) Textura neorientată este caracterizează printr-o distribuţie neordonată a mineralelor în masa rocii (cuarţite, corneene de contact).

4.6.3.4. Clasificarea şi descrierea rocilor metamorfice

După felul metamorfismului care le-a produs se disting două mari categorii de roci metamorfice: corneene de contact - rezultate prin metamorfism de contact şi şisturi cristaline - rezultate prin metamorfism regional.

Corneenele de contact. Această categorie de roci a rezultat prin metamorfozarea rocilor sedimentare, mai rar a celor magmatice, la contactul cu un rezervor magmatic pe cale de consolidare. Sub influenţa temperaturilor ridicate, datorate cuptorului magmatic, se formează corneenele de contact termic, iar în urma schimbului de substanţe între magma şi roca înconjurătoare se formează corneenele de contact metasomatic.

Corneenele de contact termic iau naştere sub influenţa temperaturilor înalte, în jurul rezervorului magmatic şi sunt roci cu o structură microgranulară, textură compactă, neorientată, spărtură concoidală şi au în general culoare cenuşie sau albă. Din această categorie de roci amintim:

- şisturile noduloase şi corneenele compacte s-au format prin metamorfozarea rocilor argiloase şi argilo-marnoase şi au ca minerale caracteristice muscovitul, andaluzitul, cordieritul;

- cuarţitele au luat naştere în urma unor procese de recristalizare a gresiilor, nisipurilor şi conglomeratelor silicioase;

15

- marmurele de contact s-au format prin recristalizarea calcarelor pure şi a calcarelor dolomitice.

Corneenele de contact metasomatic iau naştere sub influenţa proceselor hidrotermale şi pneumatolitice, care au loc cu schimb de substanţă între magmă şi rocile înconjurătoare. Cele mai răspândite corneene de contact metasomatic sunt skarnele.

Skarnele sunt roci care au luat naştere prin schimbul de substanţă între rocile calcaroase şi magmele acide (granitice, granodioritice) şi conţin ca minerale: granaţi, vezuvian, epidot, wolastonit, piroxeni, amfiboli, calcit şi o serie de minerale metalice care dau naştere la concentraţii şi zăcăminte de oxizi de fier, minereuri de cupru, plumb, cobalt, zinc, molibden, wolfram, bismut, staniu, bor etc.

Skarnele, spre deosebire de corneenele de contact termic care formează zone continue la contactul calcarelor cu rocile magmatice, apar de obicei în zonele străbătute de crăpături care asigură circulaţia liberă a soluţiilor, iar fenomenele metasomatice sunt mai intense.

Cele mai răspândite zone de skarne, cu concentraţii de oxizi de fier, sulfuri, boraţi şi carbonaţi, se găsesc la Ocna de fier, în Banat, respectiv la Băiţa-Bihor, în M-ţii Apuseni.

Şisturile cristaline sunt roci metamorfice, complet cristalizate, şistoase, formate prin metamorfism regional.

După origine se clasifică în ortoşisturi cristaline - rezultate prin metamorfozarea rocilor magmatice şi paraşisturi cristaline - rezultate prin metamorfozarea rocilor sedimentare.

După compoziţia mineralogică, textură şi structură, şisturile cristaline se clasifică în următoarele familii: familia gnaiselor, familia micaşisturilor, familia amfibolitelor, familia filitelor, familia calcarelor cristaline şi familia cuarţitelor.

a) Familia gnaiselor. Gnaisele sunt roci acide formate în catazonă, mai rar în metazonă, cu structura granoblastică, uneori porfiroblastică, textură şistoasă sau fin rubanată, formată din benzi de cuarţ şi feldspat în alternanţă cu benzi de mică.

După origine se deosebesc ortognaise (sau gnaise granitice), provenite prin metamorfozarea granitelor, respectiv paragnaise, provenite prin metamorfozarea unor succesiuni de strate argilo-grezoase bogate în cuarţ, felspat şi mică.

În compoziţia mineralogică a gnaiselor intră ca:

- minerale principale: cuarţul, feldspaţii potasici (ortoză, microclin), micele (muscovit, biotit);

- minerale accesorii: epidot, apatit, turmalină, magnetit, zircon, pirită;

- minerale secundare: disten, clorit, andaluzit, sericit, limonit.

În funcţie de componenţii minerali, de structură şi textură se definesc mai multe varietăţi de gnaise: cu biotit, cu muscovit, cu hornblendă, cu granaţi, cu epidot, cu albit, cu nefelin, cu sodalit, cu turmalină şi respectiv gnaise oculare, rubanate etc.

Gnaisele sunt foarte răspândite în axul catenelor muntoase paleozoice şi chiar alpine.

16

În România, gnaisele se găsesc în fundamentul cristalin al M-ţilor Carpaţi, cum sunt gnaisele oculare de la Cozia şi de la Cumpăna şi gnaisele comune de la Cîlnic, Răşinari, Vadu, Tarovăţ.

b) Familia micaşisturile. Rocile din această familie s-au format în urma metamorfismului regional, în mezozonă, prin metamorfozarea straturilor argiloase şi a gresiilor micacee. Conţin ca minerale principale cuarţul şi micele (muscovit, biotit) sub forma de fluturaşi mari. Feldspaţii lipsesc sau sunt în cantităţi foarte mici. Sunt roci cu structură lepidoblastică şi textură şistoasă.

Ca varietăţi se disting: micaşisturi cu biotit, cu muscovit, cu granaţi, cu silimanit, cu hornblendă. Prin dezagregare şi alterare dau material parental nisipos, sărac în cationi bazici.

Micaşisturi se întâlnesc în Carpaţii Meridionali (M-ţii Semenic, M-ţii Lotrului, zona centrală a M-ţilor Făgăraş, M-ţii Şureanu, M-ţii Parâng, M-ţii Retezat) în Carpaţii Orientali (M-ţii Rodnei) şi în M-ţii Apuseni.

c) Familia amfibolitelor. Rocile acestei familii au luat naştere prin metamorfozarea rocilor magmatice neutre şi bazice sau a rocilor sedimentare marnoase dolomitice şi calcaroase, în condiţii de mezozonă, mai rar catazonă. Sunt roci cu structură nematoblastică (fibroasă), uneori granoblastică sau lepidoblastică, textură şistoasă sau rubanată, culoare verde închis, verde-cenuşiu cu nuanţe gălbui albicioase.

În compoziţia mineralogică a amfibolitelor predomină amfibolii (hornblendă, tremolit, actinot), la care se adaugă în proporţii reduse feldspaţi plagioclazi, biotit, cuarţ, piroxeni, epidot, granaţi, iar ca minerale secundare cloritul, limonitul şi caolinitul.

În funcţie de rocile ce au fost supuse metamorfismului se diferenţiază: metadiabaze, metagabrouri, metadiorite. În funcţie de participarea procen-tuală a mineralelor deosebim: amfibolite plagioclazice, hornblendice, acti-notice, tremolitice. În raport de textură se diferenţiază amfibolite rubanate.

În România amfibolitele se găsesc răspândite în Carpaţii Meridionali (în nordul M-ţilor Făgăraş, în M-ţii Parâng, Şureanu, Retezat, Sebeşului) şi în Banat (la Bouţari şi Armeniş).

d) Familia calcarelor cristaline (marmurelor) reuneşte roci cu o structură granoblastică şi textură compactă neorientată. Sunt alcătuite din granule de calcit, la care uneori se adaugă cantităţi mai mici de cuarţ, amfiboli, mică albă, piroxeni, granaţi, feldspaţi.

Marmurele iau naştere atât prin metamorfism de contact cât şi prin metamorfism regional, din roci sedimentare calcaroase. Marmurele formate în apropierea rezervorului magmatic au structură zaharoidă şi sunt colorate în albastru, galben sau roşu, iar cele rezultate prin metamorfism regional au culoarea albă sau cenuşie şi granulozitatea cu atât mai mare cu cât s-au format la adâncime mai mare.

Clasificarea marmurelor se face după:- culoare - marmure albe, albastre, roz, cenuşii, galbene, negre);- compoziţia mineralogică - marmure calcaroase, marmure dolomitice, cipolinuri (marmură cu paiete de muscovit aşezate în zone paralele);

17

- localitatea de unde se extrag - de Toscana, de Albota, de Ruşchiţa, de Carrara etc.

Calcarele cristaline se folosesc în construcţii pentru decoruri interioare sau exterioare, deoarece se prelucrează cu uşurinţă şi sunt estetice. Sunt răspândite în masivele de şisturi cristaline din M-ţii Făgăraş (Albota), Masivul Poiana Ruscăi (Alun, Ruşchiţa), Băiţa-Bihor, Valea Arieşului, Moneasa (marmură roşie), M-ţii Rodnei şi Ocna de Fier.

e) Familia cuarţitelor reuneşte roci cunoscute sub numele de cuarţite ce au structura granoblastică, uneori zaharoidă, textură compactă, neorientată. Ele sunt alcătuite în cea mai mare parte din granule de cuarţ, tabulare sau turtite, alături de care se mai găsesc: muscovit, biotit, granaţi, turmalină, hematit, grafit, hornblendă.

Cuarţitele se formează prin metamorfism regional, uneori de contact, din filoane de cuarţ eruptiv (silexit), gresii, nisipuri şi conglomerate.

Cuarţitul nu este atacat de acizi, fapt pentru care este o rocă greu dezagregabilă şi practic nealterabilă.

După compoziţia mineralogică şi culoare se deosebesc mai multe varietăţi de cuarţite: sericitoase, micacee, grafitoase, cloritoase, albe (formate aproape 100% din cuarţ) şi negre (impregnate cu oxizi de fier, oxizi de mangan sau sulfuri).

Cuarţitul, fiind foarte dur, este folosit ca piatră spartă în construcţii, la fabricarea produselor refractare, a glazurilor pentru faianţe şi porţelanuri.

Cuarţitele au o răspândire foarte mare în fundamentul cristalin al Carpaţilor Meridionali (M-ţii Parâng, Retezat, Şureanu), în Carpaţii Orientali (cuarţitele negre de la Şarul Dornei, Vatra Dornei, Broşteni), în M-ţii Apuseni, în M-ţii Poiana Ruscăi şi în Dobrogea (Altîntepe).

f) Familia filitelor cuprinde roci metamorfice cu structură foarte fin granulată sau fin lepidoblastică şi textură pronunţat şistoasă. Prezintă luciu mătăsos (fiind numite şisturi satinate) şi au culori diferite în funcţie de mineralele pe care le conţin (albe, argintii, verzui, cenuşii, roşietice, negre).

Filitele sunt alcătuite din cuarţ şi mică, la care se adaugă minerale hidrate: sericit, clorit, talc, serpentin şi o serie de minerale accesorii: grafit, epidot, calcit, granaţi, magnetit, turmalină, pirită.

Filitele rezultă printr-un metamorfism slab de epizonă. Rocile supuse metamorfismului sunt argilele şi gresiile fine. Prin dezagregare şi alterare, filitele dau naştere la sedimente fine, argiloase.

În raport cu prezenţa materialului predominant, se deosebesc următoarele varietăţile de şisturi: sericitoase, cloritoase, talcoase, serpentinice, grafitoase, calcaroase, cuarţifere şi epidotice.

Şisturile sericitoase sunt bogate în sericit, au culoare deschisă, alb-gălbuie, luciu sidefos mătăsos şi duritate mică. Se găsesc răspândite în M-ţii Făgăraş, Poiana Ruscăi, Banatului (M-ţii Locvei, Almăjului), în Carpaţii Orientali şi în nordul Dobrogei.

Şisturile cloritoase iau naştere prin metamorfozarea argilelor şi a rocilor magmatice bazice şi ultrabazice. Sunt formate în cea mai mare parte din foiţe de clorit, la care se adaugă cuarţ, calcit, dolomit şi granaţi. Sunt fin cristalizate, cu şistuozitate

18

pronunţată, luciu mătăsos, culoare verde, puţin dure. Sunt răspândite în M-ţii Leaota, Apuseni, Carpaţii Orientali şi Dobrogea (Histria).

Şisturile talcoase se formează în epizonă, prin metamorfozarea rocilor ultrabazice şi sunt alcătuite aproape exclusiv din talc, la care se adaugă cantităţi mici de clorit, sericit, epidot, magnetit şi pirită. Au duritate mică, culoare alb-verzuie, sunt unsuroase la pipăit, au luciu sidefos, se sfărâmă uşor. Se exploatează în vederea obţinerii talcului la Rusca Montană şi Cerişor.

Şisturile serpentinice sunt alcătuite în general din serpentin, la care se adaugă piroxeni, amfiboli, magnetit etc.

Şisturile grafitoase rezultă prin metamorfozarea cărbunilor sau a şisturilor cărbunoase, fiind alcătuite în general din grafit. Sunt moi, unsuroase, lasă urmă pe hârtie şi au culoare cenuşiu-neagră. La noi se găsesc în formaţiunea de Scheia.

Şisturile calcaroase sunt formate din cristale de calcit, la care se adaugă foiţe de mică şi au textură slab şistoasă.

Şisturile cuarţitice sunt roci rezultate printr-un metamorfism slab al gresiilor şi arcozelor, alcătuite predominant din cuarţ.

Ardeziile sunt roci rezultate din argilă, supuse unui metamorfism incipient în timpul mişcărilor orogenice. Au textură foioasă şistoasă, sunt lunecoase la pipăit, au aspect mătăsos, sunt foarte greu alterabile, se desfac în plăci subţiri de 1-1,5 mm grosime. Sunt alcătuite din minerale argiloase la care se adaugă cuarţ, muscovit, clorit, sericit etc.

4.6.4. Rocile sedimentare

4.6.4.1. Geneza rocilor sedimentare

Rocile sedimentare sunt depozite de substanţe cristalizate sau amorfe, rezultate în urma proceselor de dezagregare sau alterare fizico-chimică a rocilor magmatice, metamorfice sau chiar sedimentare preexistente, sub acţiunea unor factori geologici externi (apă, vânt, gheaţă, temperatură, organisme), prin precipitarea chimică a substanţelor din soluţii apoase, respectiv prin transformarea sau acumularea resturilor organice sub acţiunea organismelor animale sau vegetale.

Rocile sedimentare, datorită faptului că se formează la suprafaţa scoarţei terestre sub acţiunea factorilor geologici externi, poartă denumirea de roci exogene. Această categorie de roci alcătuieşte, la suprafaţa scoarţei terestre, o pojghiţă subţire care acoperă masa mare de roci cristaline.

Rocile sedimentare reprezintă 75% din suprafaţa scoarţei terestre, dar numai 5% din volumul acesteia.

Totalitatea proceselor care conduc la formarea sedimentelor şi a rocilor sedimentare poartă denumirea de litogeneză.

19

În formarea rocilor sedimentare se disting următoarele patru faze mai importante, prezentate în ordine cronologică:

▪ alterarea sau dezagregarea rocilor preexistente sub acţiunea agenţilor geologici externi;

▪ transportul materialului dezagregat sub influenţa diferiţilor agenţi de transport (apă, vânt, gheţari);

▪ sedimentarea acestui material în regiunile scufundate ale scoarţei (bazine de sedimentaţie);

▪ diageneza materialului sedimentar pentru a da naştere la roci sedimentare definitive.

Dezagregarea este un proces de natură fizică care constă în fărâmiţarea rocilor în fragmente de diferite dimensiuni, fără modificarea compoziţiei chimice.

Dezagregarea este produsă sub acţiunea insolaţiei, a variaţiilor de temperatură, a apei sub diversele ei forme (ce realizează dezagregarea prin eroziune), îngheţ, dezgheţ, respectiv a organismelor (plante şi animale).

Procesul de dezagregare fizică conduce, în final, la transformarea rocilor în fragmente de diferite dimensiuni şi forme, din care rezultă sedimente mobile.

Alterarea chimică modifică profund reţeaua cristalină a mineralelor, proces în urma căruia rezultă minerale noi, mult mai stabile în condiţiile de la suprafaţă. Factorii care produc alterarea chimică sunt: apa încărcată cu oxigen şi bioxid de carbon, presiunea, temperatura şi organismele.

Transportul constă în deplasarea materialelor dezagregate şi alterate spre bazinele de sedimentare continentale sau marine, sub acţiunea agenţilor de transport, reprezentaţi prin apă, vânt, gheţari, forţa gravitaţională şi organisme.

Apele curgătoare transportă materialele în stare dizolvată (reprezentate prin sulfaţi, cloruri, carbonaţi în suspensie), în suspensie (cum sunt mâlurile şi nisipurile fine) sau sub formă solidă (prin rostogolire sau împingere pe fundul albiei, cum sunt bolovănişurile, pietrişurile şi nisipurile grosiere).

Apele lacustre şi marine, prin acţiunea valurilor, curenţilor şi mareelor, transportă materialele sub formă solidă sau lichidă, depunându-le mai aproape sau mai departe de ţărm, în ordinea densităţii şi dimensiunii fragmentelor.

Gheţarii, deplasându-se sub influenţa gravitaţiei, transportă material dezagregat solid, nesortat, spre zonele cu energie de relief mai mică.

Vântul transportă particule de dimensiuni diferite şi acţionează mai ales în marile deşerte continentale, pe ţărmurile joase ale mărilor cu plaje nisipoase şi în luncile fluviilor.

Acţiunea gravitaţiei se face resimţită prin prăbuşirea maselor de roci.

Sedimentarea reprezintă acumularea depozitelor aduse de agenţii de transport în marile zone de sedimentare continentale şi marine. Cantitatea sedimentelor marine este acoperită în proporţie de peste 70% de mări şi oceane.

20

Sedimentarea continentală cunoaşte diverse tipuri, în funcţie de factorul de transport:

Sedimentarea pe râuri duce la acumularea de bolovănişuri şi pietrişuri în zonele superioare ale văilor, respectiv prundişuri şi nisipuri spre aval.

Sedimentarea deltaică se caracterizează prin nisipuri fine şi nămoluri.

Sedimentarea torenţială are loc numai în conuri de dejecţie, sub formă de depozite grosiere.

Sedimentarea eoliană duce la acumularea de nisipuri de dune, iar când materialul transportat este praful se formează depozitele de loess.

În mediul marin, sedimentarea prezintă caracteristici ce variază în raport de distanţa de la ţărm şi de condiţiile fizico-chimice şi de adâncimea zonei unde se produce depunerea.

Diageneza înglobează totalitatea transformărilor fizice şi chimice pe care le suferă sedimentele din momentul acumulării şi până la transformarea lor în roci sedimentare definitive.

Aceste transformări au loc sub influenţa anumitor factori ca: soluţii mineralizate, presiune litostatică, presiune orientată (stres), temperatură, bacterii anaerobe, timp, anumiţi factori diagenetici.

Sub acţiunea factorilor diagenetici, sedimentele sunt supuse unor procese de diageneză cum sunt: consolidarea sedimentelor, formarea concreţiunilor, dolomitizarea, calcifierea, silicifierea, piritizarea, bituminizarea etc.

4.6.4.2. Constituenţii rocilor sedimentare

După origine, materialele din care sunt constituite rocile sedimentare se grupează în: material detritic - rezultat din dezagregarea rocilor preexistente, material organogen - alcătuit din resturi de origine vegetală şi animală, material piroclastic - rezultat de pe urma erupţiilor vulcanice şi material cosmic - provenit din sfărâmarea unor corpuri cereşti (meteoriţi).

Constituenţii rocilor sedimentare pot fi împărţiţi în trei mari categorii: fragmente de roci, minerale şi organisme, la care se mai adaugă cimentul de legătură.

a) Fragmentele de roci sunt reprezentate prin bucăţi de diferite dimensiuni şi forme (bolovănişuri, pietrişuri, grohotişuri, bombe vulcanice) provenite prin dezagregare fizică. Acestea predomină în rocile sedimentare grosiere (psefitice).

b) Mineralele din alcătuirea rocilor sedimentare se clasifică în: minerale alogenetice, minerale sinegenetice şi minerale diagenetice.

b1) Mineralele alogenetice sau primare provin în urma dezagregării fizice sau mecanice a rocilor magmatice şi metamorfice. Procesul de trecere din rocă primară în sedimente poartă denumirea de remaniere, iar mineralele rezultate se numesc minerale

21

remaniate. Din această categorie de materiale fac parte: cuarţul, muscovitul, zirconul, diamantul, granaţii, sfenul, rutilul, iar cu o stabilitate mai redusă la remanieri se amintesc: piroxenii, biotitul, olivina, feldspaţii plagioclazi etc.

b2) Mineralele singenetice se formează prin precipitarea din soluţii sau sub influenţa organismelor o dată cu roca şi se împart în mineralele insolubile şi minerale solubile.

Mineralele insolubile sunt reprezentate prin mineralele argiloase (caolinit, haloisit, montmorillonit), hidroxizi de aluminiu (hidrargilit, diaspor), hidroxizi de mangan (opal). Mineralele insolubile joacă un rol de pigment (dând sedimentelor diferite culori) sau de ciment de legătură (realizând consolidarea sedimentelor).

Mineralele solubile cele mai des întâlnite sunt: carbonaţii (calcitul, dolomitul, sideritul), sulfaţii (gipsul, baritina) şi clorurile (sarea gemă, silvina, carnalitul, fluorina). Ele reprezintă în unele cazuri constituentul de bază al rocilor, formând roci monominerale (calcare, sarea gemă etc.) sau cimentul de legătură.

b3) Mineralele diagenetice se formează în sedimente după depunerea acestora, sub acţiunea apelor subterane şi a factorilor diagenetici. Ca minerale diagenetice mai importante se deosebesc: sulfurile, fosfaţii, azotaţii, zeoliţii şi unii silicaţi (glauconit).

c) Organismele joacă un rol important în formarea rocilor sedimentare, deoarece, după moartea lor restituie sub diferite forme materia sustrasă scoarţei terestre, care a servit la formarea scheletelor lor. Prin acumularea resturilor scheletice de plante şi animale s-au format depozite imense de roci sedimentare.

Organismele calcaroase care au un rol important în formarea sedimentelor sunt: algele calcaroase (Diplopora, Gyroporella, Chara, Lithothamnium, Lithophylum), foraminiferele, moluştele (lamelibranhiate, gasteropode, cefalopode), coralierii, echinodermele, spongierii calcaroşi, crustaceele, briozoarele, vertebratele.

Organismele silicioase care contribuie la formarea rocilor sedimentare sunt reprezentate prin algele diatomee, radiolari şi spongierii silicioşi.

Bacteriile joacă un rol important în formarea unor depozite sedimentare prin precipitarea oxizilor. În procesele de încarbonizare şi bituminizare, bacteriile anaerobe au un rol foarte important în descompunerea substanţelor organice şi transformarea lor în cărbuni şi substanţe bituminoase.

4.6.4.3. Caracterele rocilor sedimentare

Rocile sedimentare, cu toate că sunt foarte diversificate, au unele caractere generale proprii, prin care se deosebesc de celelalte roci care intră în alcătuirea scoarţei terestre. Aceste caractere sunt: structura, textura, culoarea şi prezenţa fosilelor.

A. Structura rocilor sedimentare

Prin structură se înţelege modul de asociere după forma şi mărimea componentelor din masa unei roci. Datorită modului diferit în care au luat naştere sedimentele (pe cale

22

vulcanică, prin precipitare chimică sau prin recristalizare), structura rocilor sedimentare este diferită, deosebindu-se structuri clastice şi structuri neclastice.

a1) Structurile clastice sunt caracteristice rocilor detritice formate din fragmente de roci de diferite dimensiuni. După dimensiuni şi gradul de sortare deosebim:

- structura psefitică - caracteristică pentru rocile alcătuite din fragmente grosiere, cu diametrul mai mare de 2 mm (grohotişuri, bolovănişuri, pietrişuri);

- structura psamitică - caracteristică rocilor ale căror granule constitutive au diametrul de 0,1-2 mm (nisipurile, gresiile);

- structura aleuritică - caracteristică rocilor detritice, alcătuite din granule cu diametrul de 0,1-0,01 mm (praful, loessul);

- structura pelitică - caracteristică rocilor argiloase şi marnoase, care sunt alcătuite din particulele cele mai fine, cu diametrul sub 0,01 mm.

a2) Structurile neclastice sunt caracteristice rocilor sedimentare de precipitaţie chimică şi biochimică. Cele mai întâlnite tipuri de structură sunt: cristalină (sau granulară), oolitică şi pisolitică, respectiv organogenă.

a21) Structura cristalină (granulară) se caracterizează prin faptul că toată masa rocii este cristalizată. Structura cristalină este echigranulară (când toate cristalele sunt aproximativ egal dezvoltate) şi inechigranulară (porfiroblastică - când sunt asociate cristale de dimensiuni variate).

După mărimea granulelor se deosebesc structuri: - macrogranulare - cu granulele cu diametre mai mari de 0,5 mm;- microgranulare - cu diametrul granulelor de 0,1-0,5 mm;- criptogranulare - cu diametrul granulelor mai mic de 0,1 mm.

Aceste tipuri de structură sunt întâlnite la calcare, dolomite, sare gemă, gips, silvină, carnalit etc.

a22) Structura oolitică şi pisolitică rezultă prin depunerea succesivă, sub formă de pături concentrice, a substanţelor minerale în jurul unui fragment de cochilie, bob de nisip (în cazul calcarelor oolitice) sau prin încorporarea unei bule de gaz în substanţa minerală (în cazul calcarelor pisolitice). Oolitele au diametrul mai mic de 2 mm, iar pisolitele au diametrul mai mare de 2 mm, formându-se de obicei în zona litorală, sub acţiunea valurilor.

a23) Structura organogenă este caracteristică mai ales pentru calcarele care sunt constituite din resturi scheletice ale diferitelor organisme (numuliţi, crinoide, brahipode, lamelibranhiate, gasteropode).

B. Textura rocilor sedimentare

Prin textură se înţelege modul de orientare în spaţiu a particulelor ce constituie masa rocii. În cazul rocilor sedimentare se disting:

b1) Microtextura, care se referă la distribuţia internă a particulelor care formează un strat şi se observă numai la microscop. Microtextura poate fi:

- neorientată - particulele sunt dispuse în masa rocii fără nici o ordine; - orientată - se observă o distribuţie ordonată a particulelor componente.

23

b2) Macrotextura, care se referă la aranjarea în spaţiu a straturilor unui depozit sedimentar. Macrotextura are ca formă caracteristică stratificaţia, ce reprezintă depunerea succesivă a stratelor unele peste altele. Stratul este un sediment care păstrează pe o grosime oarecare o compoziţie mineralogică constantă şi corespunde unui timp geologic în care factorii ce produc sedimentarea nu au variat sau variaţia lor nu apare vizibilă în sedimentare.

După raportul straturilor cu planul de sedimentare se disting:

- stratificarea orizontală - când stratele se depun orizontal, ceea ce dovedeşte o depunere liniştită şi continuă (caracteristică sedimentelor marine şi depozitelor lacustre);

- stratificarea oblică (înclinată) - caracterizată prin state dispuse sub diferite unghiuri de înclinare faţă de planul general de sedimentare;

- stratificarea încrucişată - caracterizată prin faptul că stratele care se asociază nu mai sunt paralele, ci formează unghiuri diferite faţă de planul de bază (caracteristică depozitelor de deltă, conurilor de dejecţie şi depozitelor de dune).

În afara texturilor prezentate mai sus, la rocile sedimentare se mai întâlnesc următoarele tipuri de texturi:

- textură şistoasă - caracteristică stratelor subţiri, dispuse ca foile unei cărţi;

- textură poroasă - caracterizată prin prezenţa unor spaţii goale în masa rocii (tuf calcaros, travertin);

- textură masivă - caracteristică rocilor fără stratificaţie, formate de obicei prin precipitaţie (calcar, sare gemă, gips).

C. Culoarea rocilor sedimentare

Atât pentru studiile de laborator, dar mai ales în cercetările de teren, culoarea unei roci poate da indicaţii preţioase asupra condiţiilor care au existat în timpul formării ei.

Culoarea rocilor poate fi moştenită de la rocile de origine sau poate rezulta prin procesele de alterare chimică (oxidări, carbonatări) ori prin adaus de substanţe noi.

Cele mai frecvente culori pe care le prezintă rocile sedimentare sunt: albă cu nuanţe cenuşiu-gălbui, galben-roşietică, verde, cenuşie-închisă până la neagră.

Culoarea albă cu nuanţe cenuşiu-gălbui, caracterizează rocile în care predomină mineralele de culoare albă. Astfel de roci sunt: nisipurile silicioase şi micacee, nisipurile calcaroase, gresiile silicioase şi calcaroase, creta, calcarele dolomitice, diatomitele, rocile de precipitare chimică (sarea gemă, gipsul etc.).

Culoarea galbenă roşietică se datoreşte prezenţei oxizilor de fier. Limonitul colorează rocile în galben, iar hematitul imprimă culori roşii. Culoarea roşie dovedeşte că în timpul formării rocilor au fost foarte intense procesele de oxidare, generate de un climat cald.

Culoarea verde este imprimată de prezenţa glauconitului, cloritului, epidotului, olivinei sau malachitului.

24

Culoarea neagră sau violacee este imprimată de oxizi de mangan, sulfuri de fier sau de materiile cărbunoase.

D. Prezenţa fosilelor în rocile sedimentare

O altă caracteristică importantă a rocilor sedimentare, prin care se deosebesc de rocile magmatice şi metamorfice, este prezenţa fosilelor. Acestea sunt reprezentate prin diferite părţi scheletice tari (cochilii, oase, dinţi), tipare interne sau externe, impresiuni de frunze, flori, fructe, mai rar corpuri întregi ale diferitelor animale şi plante care au trăit în timpul formării sedimentelor şi au fost înglobate în ele o dată cu formarea lor. Cunoscând perioada când au trăit animalele şi plantele respective se poate data vârsta sedimentelor.

4.6.4.4. Clasificarea şi descrierea rocilor sedimentare

Pentru clasificarea rocilor sedimentare, de-a lungul timpului s-au folosit diferite criterii, cum sunt: originea, granulaţia, felul agentului de transport, starea de agregare, compoziţia chimică şi mineralogică, locul de formare etc. Clasificarea acceptată pe scară mai largă este cea care se bazează pe diferitele faze prin care trece materialul provenit din dezagregarea rocilor preexistente, până la formarea definitivă de roci sedimentare.

După acest criteriu se disting 5 mari categorii de roci sedimentare: roci detritice (clastice); roci de precipitare chimică; roci organogene (biogene); roci reziduale; roci piroclastice (piroclastite).

Privitor la ultima categorie (rocile piroclastice) au existat discuţii în privinţa încadrării lor în categoria rocilor sedimentare sau a celor magmatice. Având în vedere originea lor eruptivă, unii autori le includ în tabelul de clasificare a rocilor magmatice. Ţinând cont că ele au fost transportate şi sedimentate, acestea pot fi încadrate la rocile sedimentare.

4.6.4.4.1. Rocile detritice

Sub acţiunea gravitaţiei, apelor, gheţarilor şi vântului, rocile magmatice, metamorfice şi sedimentare preexistente au fost dezagregate şi transportate la anumite distanţe, dând naştere rocilor detritice.

După modul cum sunt legate între ele particulele constitutive, deosebim roci necimentate (afânate sau mobile) şi roci cimentate (tab. 13).

După mărimea particulelor constitutive se disting mai multe categorii de roci detritice, şi anume: psefite, psamite, aleurite şi pelite.

25

a) Psefitele sunt roci detritice ale căror fragmente constitutive au, în marea lor majoritate, diametre mai mari de 2 mm. Din grupa acestora fac parte roci necimentate (grohotişurile, pietrişurile şi morenele) sau cimentate (breciile, conglomeratele şi tilitele).

Grohotişurile provin din dezagregarea rocilor şi deplasarea fragmentelor rezultate, cu aspect colţuros, la baza pantei, sub acţiunea gravitaţiei. Petrografic ele sunt constituite din roci foarte variate: magmatice, metamorfice sau sedimentare preexistente.

Bolovănişurile şi pietrişurile sunt fragmente de rocă cu dimensiuni mai mari de 2 mm, rezultate prin dezagregarea rocilor transportate de diferiţi agenţi externi – gheţari, valuri, curenţi, ape curgătoare, vânt. Datorită deplasării pe distanţe mai mari, sub acţiunea agenţilor amintiţi, fragmentele au aspect rotunjit. Ele împreună cu nisipurile formează şesurile şi luncile aluvionare de pe cursul inferior şi mijlociu al tuturor apelor curgătoare.

Breciile şi conglomeratele provin din cimentarea grohotişurilor (breciile), respectiv a bolovănişurilor şi pietrişurilor (conglomeratele) transportate de ape.

După origine breciile pot fi vulcanice, tectonice şi sedimentare. Deseori, breciile apar în jurul masivelor de sare, fiind rezultate din cimentarea sfărâmăturilor provocate de străpungerea stratelor de către aceste masive.

În raport cu natura cimentului, conglomeratele pot fi: calcaroase, argiloase, silicioase, feruginoase şi mai rar gipsoase sau dolomitice. În raport cu mărimea fragmentelor, acestea pot fi microgranulare sau macrogranulare.

Duritatea conglomeratelor este dată de natura cimentului, cele mai dure fiind conglomeratele cu ciment silicos. Pe ele se dezvoltă un microrelief neuniform cu vârfuri ascuţite, turnuri, colonade, arcade etc.

Prin dezagregarea conglomeratelor se formează întinse cuverturi de pietrişuri şi bolovănişuri de natură eluvială.

În România conglomeratele se întâlnesc în formaţiuni de vârste diferite: permiene, triasice, jurasice, cretacice (în M-ţii Bucegi, Postăvaru, Ceahlău etc.).

Tilitele sunt roci psefitice, cimentate, de origine glaciară, alcătuite dintr-un ciment argilos (80%) şi blocuri rezultate din acţiunea gheţarilor (20%). Matricea este proaspătă, de culoare cenuşie-închisă până la verde-închis.

b) Psamitele sunt roci detritice, cu fragmente ce au diametre de 0,1-2 mm, reprezentate prin nisipuri.

Nisipurile sunt roci psamitice necimentate, cu bobul mic, foarte variate ca geneză. Nisipurile sunt alcătuite din cuarţ (peste 50%), feldspaţi (5-10% ortoză, microclin, albit), muscovit (10-15%), la care se mai adaugă în cantităţi mici granaţi, amfiboli, piroxeni, olivină, calcit, aur nativ, glauconit etc.

După predominarea mineralelor componente, nisipurile pot fi: cuarţoase, calcaroase, micacee, argiloase, glauconitice, aurifere etc.

În raport cu originea lor, determinată de agentul de transport, se disting: nisipuri eoliene, marine şi fluviale.

26

Nisipurile eoliene sunt transportate de vânt şi ca urmare sunt bine sortate şi depuse sub formă de dune. Cele mai importante zone cu nisipuri eoliene din România sunt: Valea lui Mihai, Carei, Iveşti, Hanul Conachi, Ţăndărei, Calafat, Bechet.

Nisipurile marine prezintă granule puţin rotunjite şi resturi de organisme.

Nisipurile fluviatile au granule cu forme angulare şi sunt slab sortate. Au şi material eolian în alcătuirea lor. Nisipurile fluviatile apar în luncile principalelor râuri din ţară.

Nisipurile fiind mai mobile sunt uşor de erodat şi transportat. În alternanţă cu argilele sau marnele, ele sunt supuse proceselor de alunecare, iar în alternanţă cu stratele dure dau forme negative sau de excavaţie pe versanţi.

Văile dezvoltate pe nisipuri sunt largi şi cu versanţi uşor înclinaţi. În cuprinsul interfluviilor, nisipurile dau forme rotunjite, lipsind zonele mlăştinoase şi scurgerile superficiale datorită permeabilităţii lor accentuate.

Gresiile sunt roci psamitice care provin din cimentarea nisipurilor. În raport cu natura cimentului (care le imprimă o anumită culoare) gresiile pot fi: calcaroase (albe), silicioase (albe), micacee, argiloase, feruginoase (brune), gipsoase, dolomitice, glauconitice (verzi), manganoase (negre) etc.

În general, gresiile sunt roci dure care, prin dezagregarea şi dizolvarea cimentului de către apele de infiltraţie, dau naştere la nisipuri eluviale.

În regiunile înalte, relieful dezvoltat pe gresii prezintă un aspect neuniform dominant. Pe versanţii văilor apar microforme de relief reprezentate prin ace, pile, colonade sau stânci izolate. De asemenea, apar cuverturi întinse de nisipuri, pereţi abrupţi sau văi înguste etc.

Gresiile formează depozite pe suprafeţe mari în Carpaţii Orientali şi Subcarpaţi. Cele mai cunoscute sunt gresia de Tarcău şi gresia de Kliva.

Arcozele sunt gresii formate din cuarţ cu cca. 25% feldspaţi ca elemente principale. Ele iau naştere prin dezagregarea şi alterarea pe loc a granitelor. Apar în fundamentul platformei Moesice şi în Depresiunea Transilvaniei.

c) Aleuritele sunt roci detritice constituite din granule cu dimensiuni de 0,01-0,1 mm, fiind reprezentate prin praf şi loess.

Praful este constituit din particule mobile, cu diametrul de 0,1-0,01 mm, putând fi transportat de vânt şi depus sub formă de loess.

Loessul este o rocă de culoare galbenă deschisă, cafenie sau ruginie, puţin rezistentă, friabilă, nestratificată, cu multe tuburi capilare, solubil şi foarte permeabil.

Din punct de vedere mineralogic loessul este alcătuit din 60-70% cuarţ, 10-25% calcar şi 10-26% diverşi silicaţi de aluminiu (mică, feldspaţi, minerale argiloase). Sub acţiunea precipitaţiilor, loessul se decalcifiază şi calcarul se acumulează sub forma unor concreţiuni denumite „păpuşi de loess”.

În afară de loessul tipic se mai cunosc următoarele varietăţi:

- loess degradat - rezultat în urma levigării carbonaţilor şi spălării oxizilor;

27

- loess secundar - nestratificat, mai puţin omogen din punct de vedere litologic; conţine numeroase moluşte, mai ales de apă dulce;

- loess compact - adesea apare şistos şi puţin poros, prin lovire se desface în plăci;

- depozite loessoide - care conţin particule fine prăfoase, argilă loessoidă şi nisip loessoid; sunt reprezentate prin:

- lehmuri: depozite loessoide decalcifiate provenite din dizolvarea carbonatului de calciu pe pante şi prin îmbogăţire cu oxizi ferici;

- luturile loessoide – materiale stratificate sau lacustre bogate în nisip şi minerale grele.

Loessul este o rocă de origine eoliană, transportat din climatele aride şi depus în stepe. Unii cercetători l-au socotit ca sediment acvatic, depus de râuri şi lacuri sau de apele rezultate din topirea gheţarilor.

Loessul ocupă întinderi mari pe glob, în unele zone formând straturi ce ating grosimi de până la 500 m (China).

În Europa, regiunile acoperite cu loess formează două benzi, orientate V-E: - una situată între flancul nordic al M-ţilor Hercinici şi limita înaintării maxime a

calotelor pleistocene;- a doua, mai la sud, cuprinde suprafeţe relativ restrânse în partea de vest a

continentului (Valea Rhonului, Podişul Bavariei, Bazinul Vienei) lărgindu-se treptat spre est (în Câmpia Panonică, Câmpia Română şi partea nordică a Podişului Prebalcanic).

În România, loessul apare în Dobrogea, Câmpia Română şi în sudul Moldovei, mai rar în Câmpia Tisei.

Datorită porozităţii favorabile (5-20%) şi bogăţiei în carbonaţi şi alte elemente bazice, pe loessuri se formează cele mai fertile soluri.

d) Pelitele sunt roci alcătuite din particule cu diametrul mai mic de 0,01 mm. Cele mai răspândite roci din această categorie sunt argilele şi marnele.

Argilele sunt slab consolidate, provin din cimentarea mâlurilor şi prafurilor cu dimensiuni mai mici de 0,01 mm.

Mineralogic, argilele sunt constituite din minerale argiloase (caolin, halloysit, montmorillonit, beydelit, illit, vermiculit etc.) rezultate din alterarea rocilor preexistente, la care se adaugă: clorit, limonit, silice coloidală, fragmente fine de cuarţ, muscovit, feldspaţi, carbonaţi, substanţe organice etc.

Argilele au culori diferite (albe, negre, roşii, cenuşii), se zgârie cu unghia, sunt unsuroase la pipăit, sunt plastice, iar stropite cu apă dau un miros caracteristic.

Din punct de vedere genetic argilele pot fi: marine, fluviatile, lagunare, glaciare şi reziduale (terestre).

Cele mai întâlnite argile sunt:

- caolinul - de culoare albă, provenit din alterarea feldspaţilor;

28

- argila smectică (sau „săpunul de pământ”) - caracterizat prin faptul că în prezenţa apei face spumă şi absoarbe grăsimile;

- lutul - o argilă amestecată cu nisip de natură eoliană, de culoare galben-roşcată, imprimată de oxizi de fier;

- argilitele - roci compacte, fără plasticitate, care fac trecerea spre şisturile argiloase.

Marnele sunt roci sedimentare intermediare între argile şi calcare, conţinând între 40-60% carbonat de calciu.

Marnele sunt moi, cu aspect pământos, sfărâmicioase sau compacte, uneori stratificate. Au culori variate (de obicei cenuşii-vineţii) în funcţie de materialul alogen.

În raport cu proporţia de participare a carbonatului de calciu se deosebesc următoarele tipuri de roci pelitice:

argile (fără CaCO3),

argile marnoase (1-25% CaCO3),

marne argiloase (25-50% CaCO3),

marne (50% CaCO3),

marne calcaroase (50-75% CaCO3),

calcare marnoase (peste 75% CaCO3),

calcare (100% CaCO3).

După conţinutul de elemente minerale sau organice se deosebesc următoarele tipuri de marne: calcaroase, micacee, gipsifere, glauconitice, feruginoase, bituminoase, cărbunoase, salifere etc.

Marnele s-au format, în general, în cretacic şi paleogen, fiind bine reprezentate în România în flişul Carpaţilor Orientali, în zona Subcarpatică şi în Podişul Transilvaniei.

Tab. 14. Clasificarea rocilor de precipitaţie chimică şi biochimică

Roci de precipitaţie chimică Roci de precipitaţie marină Roci de precipitaţie continentală

1. Depozite lagunare structură textură 1. Depozite de lacuri structură texturăCalcar compact Creta de lacuriGips Calcar de apă dulceAnhidrit cristalin- neori- Depozite sodice granu- nestra-Sare gemă granu- entată Depozite boratate lară tificatăSilvină lară Depozite feruginoaseCarnalită Depozite manganoase2. Depozite litorale 2. Depozite de izvoareCalcare oolitice oolitică nestra- Tufuri calcaroase

tificată Travertine nestra-Calcare pisolitice granu- tificată

29

Stalactite lară po-Stalagmite roasăGeizerite

Roci de precipitaţie biochimicăAcaustobiolite Causobiolite

1. Calcaroase structură textură 1. CărbuniCalcare compacte TurbăCalcare litografice LignitCalcare recifale cristalin- nestratificată HuilăCalcare cochilifere granulară AntracitCalcare dolomitice şiCalcare feruginoase organogenăCalcare silicioaseCalcare argiloaseCalcare bituminoase2. Silicioase structură textură 2. Bitumine libereDiatomite PetrolRadiolarite granulară nestratificată Gaze naturaleSpongalite Asfalt3. Fosfatate OzocherităFosforite4. Azotate 3. Bitumine nelibereGuano Şisturi disodilice5. Feruginoase Şisturi meniliticeFerolite6. Manganoase 4. Roci diverseManganolite Chihlimbar

4.6.4.4.2. Rocile de precipitaţie chimică

Sunt rezultate din depunerea unor substanţe chimice din apele bogate în anumite minerale foarte solubile (cloruri, sulfaţi, carbonaţi).

Din punct de vedere al compoziţiei chimice, sunt foarte bine sortate, cel mai adesea fiind constituite dintr-un singur mineral, la care se adaugă şi compuşi sub formă de impurităţi.

După locul de formare se deosebesc: roci de precipitaţie marină, depuse din apele mărilor şi oceanelor, respectiv roci de precipitaţie continentală, depuse din apele lacurilor şi izvoarelor (tab. 14).

a) Rocile de precipitaţie marină sunt: calcarul, sarea gemă, gipsul, anhidritul, sărurile de potasiu şi magneziu.

Calcarul rezultă prin precipitarea carbonatului de calciu din soluţii. Va fi tratat la rocile calcaroase organogene, având în vedere că se formează în cantităţi mari sub acţiunea organismelor.

30

Gipsul (CaSO4•2H2O) este o rocă cu duritate mică, precipitată din apa mărilor în lagune şi în lacuri sărate. Gipsul se dizolvă greu în apă şi precipită înaintea altor săruri. Are culoare albă când este pur, textură compactă neorientată, stratificată sau lamelară.

Gipsul apare împreună cu sarea, formând depozite pe suprafeţe mari, cum sunt cele de la Tg. Ocna, Slănic-Prahova, Ocnele Mari, Turda etc.

Sarea gemă (NaCl) este o rocă monominerală, în apa mărilor reprezentând 78% din totalul sărurilor dizolvate. Este incoloră sau divers colorată, clivează după feţe de cub, are solubilitate ridicată, este higroscopică, textură compactă neorientată şi structura cristalină granulară.

Zăcăminte de sare gemă se găsesc în scoarţa terestră sub formă de straturi sau masive, formând „munţi” întregi, mai ales în Subcarpaţi şi la periferia Depresiunii Transilvaniei.

Datorită plasticităţii ridicate, în timpul mişcărilor tectonice straturile de sare gemă străpung depozitele ce le acoperă, formând cute diapire.

Prezenţa sării în profilul solului conduce la formarea solurilor halomorfe. Sărurile de potasiu şi magneziu alcătuiesc zăcăminte împreună cu sarea gemă, fiind ultimele care precipită, datorită solubilităţii ridicate. Sărurile de potasiu cele mai cunoscute sunt : silvina (KCl) şi carnalitul (KMgCl3•6H2O).

În România, zăcămintele exploatate de săruri potasice se găsesc la Tg. Ocna şi Tazlăul Mare.

Depozitele litorale sunt reprezentate prin calcare oolitice. Oolitele se formează prin depunerea carbonatului de calciu sub formă de pături concentrice în jurul grăunţilor de nisip sau a resturilor organice. Ele s-au depus în zona litorală, unde s-au format mase compacte prin sudarea lor cu ciment calcaros. În România, calcare oolitice se găsesc răspândite în zona centrală a Podişului Moldovei, ca o dovadă a existenţei Mării Sarmaţiene.

b) Rocile de precipitaţie continentală rezultă prin precipitarea carbonatului de calciu din apa lacurilor şi a izvoarelor, deosebindu-se depozite lacustre şi depozite de izvoare.

Depozitele lacustre sunt reprezentate prin creta de lacuri şi calcarul compact de apă dulce. Pe fundul lacurilor din apele îmbogăţite în diverse substanţe se mai pot forma depozite sodice, feruginoase şi manganoase.

Depozitele de izvoare sunt reprezentate prin tufuri calcaroase, travertine, calcare pisolitice, stalactite, stalagmite şi geizerite.

Tufurile calcaroase se formează în jurul resturilor de plante aflate la gura izvoarelor încărcate cu bicarbonat de calciu. Au aspect spongios, rezultat în urma descompunerii resturilor de plante cuprinse în masa lor. Aceste spaţii libere pot fi provocate şi de bulele de gaz degajate înaintea consolidării definitive a rocii.

Prin umplerea golurilor din masa tufurilor calcaroase cu carbonat de calciu depus de apele de infiltraţie, rezultă o rocă mai compactă numită travertin, folosită datorită aspectului estetic, la placarea pereţilor interni şi externi ai diverselor construcţii. Depozitele de travertin se găsesc la Borsec şi Geoagiu-Băi.

31

Calcarele pisolitice se formează prin depunerea carbonatului de calciu din izvoarele bogate în bicarbonat de calciu, în jurul unei bule de dioxid de carbon. Corpusculii formaţi au dimensiuni mai mari de 2 mm, asemănătoare cu boabele de mazăre (pisum = mazăre).

Stalactitele şi stalagmitele sunt formaţii calcaroase depuse pe tavanul şi podeaua peşterilor. Ele au rezultat prin precipitarea carbonatului de calciu din apa izvoarelor subterane ce străbat masivele calcaroase. Stalactitele se pot uni cu stalagmitele, formând coloane ce dau un aspect pitoresc peşterilor.

Geizeritele se depun din apa caldă a geizerilor şi se mai numesc tufuri silicioase, deoarece sunt constituite din opal. Grosimea straturilor de geizerite este redusă. În România se întâlnesc doar în câteva puncte din lanţul eruptiv Călimani-Harghita.

4.6.4.4.3. Rocile de precipitaţie biochimică (biogene)

Rocile organogene reprezintă depozite sedimentare formate prin acumularea resturilor scheletice şi a substanţelor organice provenite de la animale şi plante, care au trăit în diferite ere geologice, sau rezultă prin precipitarea substanţelor chimice dizolvate în apa mărilor sub acţiunea organismelor, ca produse ale vieţii lor.

Rocile organogene se împart în două categorii: roci acaustobiolite (care nu ard) şi roci caustobiolite (care ard, dând prin ardere energie calorică).

a) Rocile acaustobiolite, după natura substanţei minerale din care sunt alcătuite, se clasifică în: roci calcaroase, silicioase, fosfatate, azotate, feruginoase şi manganoase.

Rocile calcaroase sunt constituite în proporţie de cel puţin 80% din calcit şi aragonit sau dolomit, în cantităţi mici putând apărea diferite substanţe sub formă de impurităţi.

Calcarele de natură organogenă rezultă prin precipitarea carbonatului de calciu din apa mărilor, sub influenţa bacteriilor sau algelor şi prin fixarea de către diferite plante şi animale a carbonatului de calciu în organismul lor, pentru a-şi construi scheletul sau cochilia. După moartea vieţuitoarelor, scheletele şi cochiliile se depun şi prin cimentare dau naştere la roci calcaroase biogene.

Calcarele sunt roci compacte, poroase sau spongioase, cu structură cristalină granulară sau organogenă. Culoarea lor este variabilă, depinzând de natura impurităţilor (cenuşie, galbenă, brună, roşietică, neagră) şi fac efervescenţă în prezenţa acidului clorhidric.

După natura substanţelor străine ce le conţin se deosebesc: calcare dolomitice (care conţin şi carbonat de magneziu), calcare feruginoase (bogate în oxizi de fier), calcare silicioase (impregnate cu bioxizi de siliciu), calcare marnoase (care fac trecerea la marne), calcare bituminoase (impregnate cu substanţe bituminoase în proporţie de 6-10%) şi calcare glauconitice (de culoare verde datorită glauconitului).

32

În raport de natura resturilor organice ce le conţin, sunt cunoscute următoarele roci calcaroase organogene: calcarul compact, calcarul litografic, calcare recifale, calcare cochilifere, calcare foraminifere şi dolomitele.

Rocile silicioase sau silicolitele sunt formate prin acumularea pe fundul mărilor sau al lacurilor, fie a silicei coloidale, rezultată prin precipitare, fie a scheletelor provenite de la microorganismelor silicioase.

Unele plante şi animale folosesc silicea pentru construirea scheletului lor, iar după moartea acestora, prin acumularea scheletelor, rezultă roci silicioase de natură organică, cum sunt diatomitele, radiolaritele şi spongiolitele.

Diatomitele sunt roci uşoare, poroase, de culoare gălbuie, constituite din căsuţe de diatomee înglobate într-o masă de opal, la care se adaugă cantităţi mici de foraminifere, radiolari, argile, oxizi de fier etc. Se formează în regiunile reci ale oceanelor şi în unele lacuri. Zăcămintele cele mai importante sunt de vârstă terţiară şi cuaternară. În România sunt întâlnite la Miniş-Arad, Pătârlagele, Adamclisi, Filia-Odorhei.

Radiolaritele sunt roci dure, de culoare roşie sau verde, cu spărtură concoidală, constituite din schelete de radiolari, la care opalul iniţial este transformat în calcedonie. Ca varietăţi de radiolarite se deosebesc: jaspul şi jaspilitul. În România radiolaritele se găsesc în Carpaţii Orientali şi în M-ţii Apuseni.

Spongiolitele sunt roci silicioase, provenite din acumularea spiculilor de spongieri silicioşi cimentaţi cu opal şi calcedonie. Sunt roci dure, de culoare brună, cenuşie sau roşcată. În ţara noastră spongiolitele se găsesc în bazinul Haţegului.

Rocile fosfatate sunt formate, în cea mai mare parte, din apatit şi monazit, provenite din rocile magmatice şi metamorfice prin dizolvare. Fosfatul de calciu, fiind mai greu solubil, precipită primul în fisuri sau crăpături, dând naştere la concreţiuni numite fosforite. Fosforul este fixat şi de către organisme în cochilii, schelete, ţesuturi vii şi dejecţii sub formă de fosfat de calciu. Prin acumularea scheletelor rezultă roci fosfatate.

Rocile azotate sunt reprezentate prin depozite formate din dejecţii, ouă şi cadavre de păsări acumulate pe insulele din zonele calde. Aceste depozite sunt alcătuite din oxalat de amoniu şi fosfat de calciu şi poartă denumirea de guano.

Fosforitele şi guano sunt folosite ca îngrăşăminte agricole naturale.

Sub acţiunea bacteriilor, în apa lacurilor sunt depuse rocile feruginoase (ferolite) alcătuite din hidroxizi de fier şi rocile manganoase (manganolite) alcătuite din hidroxizi de mangan.

b) Rocile caustobiolite sunt roci organogene, importante din punct de vedere economic datorită energiei calorice ce o pun în libertate în urma procesului de ardere. Ca roci parentale în formarea solurilor sunt de mică importanţă. Din această categorie de roci fac parte cărbunii şi bituminele.

Cărbunii au origine vegetală. Ei au luat naştere în condiţii de anabioză, în urma procesului de încarbonizare, care constă în eliminarea oxigenului şi hidrogenului şi îmbogăţirea în carbon.

33

În raport cu compoziţia chimică şi vârsta geologică, deosebim:

▪ turba, cărbunele cel mai nou, rezultat prin carbonizarea pe loc a plantelor ierboase din regiunile mlăştinoase, conţine 50-57% carbon şi are putere calorică de 3000-5000 calorii;

▪ lignitul, format prin încarbonizarea lemnului în era Neozoică, conţine 57-60% carbon şi are putere calorică de 5000-6000 cal.;

▪ cărbunii bruni conţin 60-72% carbon şi o putere calorică de 5000-7200 cal.;

▪ huila are o culoare neagră strălucitoare, conţine 72-100% carbon, iar puterea calorică este de 7500-8500 cal.;

▪ antracitul este cărbunele de cai mai bună calitate, conţine 90-95% carbon şi are o putere calorică de 8000-9200 cal.

Bituminele se formează pe seama substanţelor organice animale, prin procesul de bituminizare, în urma căruia substanţa organică se îmbogăţeşte în carbon şi hidrogen. Bituminele sunt reprezentate prin ţiţei, asfalt, ozocherită, şisturi bituminoase.

4.6.4.4.4. Rocile reziduale

Rocile reziduale sunt provenite din materialele insolubile rezultate din dezagregare, care rămân pe loc sub formă de eluvii. Ele se caracterizează prin forma colţuroasă a particulelor, lipsa de sortare a materialului şi trecerea gradată în bază, la rocile preexistente şi în sus, la solul actual. Dintre rocile reziduale amintim:

Terra-rossa este un eluviu dezvoltat pe calcare, constituit din oxizi de aluminiu şi oxizi de fier. Se formează mai ales în regiunile cu climă temperată. În România se găseşte pe calcarele de vârstă sarmaţiană din Dobrogea şi pe cele mezozoice din Oltenia şi Banat.

Lateritul rezultă prin alterarea chimică profundă a rocilor cu conţinut mare în silicaţi de aluminiu, situate în regiuni tropicale şi subtropicale, cu un climat cald şi umed. Are culoare brună sau roşietică.

Bauxita este un laterit de culoare gălbuie, roşcată, brună, negricioasă, în funcţie de conţinutul în limonit, constituit din hidroxizi de aluminiu şi hidroxizi de fier. Se deosebeşte de argile prin faptul că nu face pastă cu apa. La noi se găseşte în M-ţii Pădurea Craiului.

Solurile reprezintă cele mai răspândite roci reziduale, fiind formate dintr-un amestec complex de materie minerală şi organică. Se formează la suprafaţa scoarţei, prin procese complexe de alterare a rocilor şi mineralelor şi de humificare a materiei organice.

4.6.4.4.5. Rocile piroclastice

34

Rocile piroclastice sunt produse din erupţii vulcanice şi depuse pe conurile vulcanice sau în jurul lor. Aceste produse sunt formate dintr-un amestec de cenuşă vulcanică care cristalizează prin răcire rapidă în atmosferă.

După origine rocile piroclastice sunt eruptive, însă după modul de formare, structură şi textură sunt sedimentare.

Rocile piroclastice sunt mobile sau cimentate. Cele mobile sunt reprezentate prin:

blocuri vulcanice (fragmente mari de lavă consolidată, cu volume de ordinul metrilor cubi),

bombe vulcanice (rezultate prin întărirea lavei în atmosferă, cu aspect fusiform),

lapili (fragmente de lavă de dimensiunea pietrişului),

nisipurile şi cenuşile vulcanice (reprezentate prin produse piroclastice fine care se depun în jurul conului vulcanic).

Rocile piroclastice cimentate sunt reprezentate prin:

aglomerate vulcanice (conglomerate şi brecii vulcanice) formate prin cimentarea materialelor nesortate cu dimensiuni mai mari de 2 mm şi

cineritele (tufurile vulcanice), rezultate prin cimentarea cenuşilor vulcanice. După natura cenuşii vulcanice din care provin, tufurile vulcanice pot fi: riolitice, dacitice, trahitice, andezitice, bazaltice etc.

Rocile piroclastice apar în zona eruptivului neogen din M-ţii Oaş, Ţibleş, Rodna, Călimani-Harghita şi în M-ţii Metaliferi.

35