Geologie Inginereasca

Anca-Andreea BALOG

GEOLOGIE INGINEREASCĂ

Îndrumător pentru lucrări de laborator

U.T. PRESS Cluj-Napoca, 2011

Editura U.T.PRESS Str.Observatorului nr. 34 C.P.42, O.P. 2, 400775 Cluj-Napoca Tel.:0264-401.999 / Fax: 0264 - 430.408 e-mail: [email protected] www.utcluj.ro/editura Director: Prof.dr.ing. Daniela Manea Consilier editorial: Ing. Călin D. Câmpean

Coperta discului: ing. Călin Câmpean

Copyright © 2011 Editura U.T.PRESS Reproducerea integrală sau parţială a textului sau ilustraţiilor din această carte este posibilă numai cu acordul prealabil scris al editurii U.T.PRESS. Multiplicarea executată la Editura U.T.PRESS.

ISBN 978-973-662-649-4 Bun de tipar: 12.07.2011 Tiraj: 100 exemplare

Geologie inginerească

Cuprins

Lucrarea 1 PROPRIETĂŢILE MINERALELOR ŞI IDENTIFICAREA LOR.

pag. 1

Lucrarea 2 ROCI ŞI PROCESE MAGMATICE, METAMORFICE ŞI SEDIMENTARE.

pag. 20

Lucrarea 3 PROPRIETĂŢILE ROCILOR. pag. 37

Lucrarea 4 HĂRŢI GEOLOGICE ŞI SECŢIUNI. DETERMINAREA ORIENTĂRII ÎN SPAŢIU A STRATELOR.

pag. 46

Lucrarea 5 GEOLOGIE STRUCTURALĂ. VÂRSTA RELATIVĂ A ROCILOR.

pag. 59

Lucrarea 6 APA ÎN PĂMÂNT. pag. 68

Bibliografie pag. 75

Geologie inginerească - Lucrarea 1- Proprietăţile mineralelor şi identificarea lor

1

Lucrarea 1

PROPRIETĂŢILE MINERALELOR ŞI IDENTIFICAREA LOR

Mineralele se combină şi formează roci, iar cunoaşterea mineralelor comune şi a proprietăţilor lor, face mai uşoară determinarea rocilor.

Un mineral este o substanţă naturală, anorganică, cu structură cristalină, compoziţie chimică proprie şi proprietăţi fizice caracteristice.

Proprietăţile optice ale mineralelor constituie o modalitate de determinare rapidă şi precisă în practica cercetării mineralogice (sunt determinări microscopice). Este unul dintre cele mai importante elemente ce se iau în considerare în identificarea lor. Studiul proprietăţilor optice se realizează, în secţiuni subţiri (de 0,002-0,04 mm în care cristalele devin transparente), la microscopul polarizant (cu doi nicoli) sau cu microscopul calcografic ( în cazul cristalelor opace).

Cele două caracteristici fundamentale ale unui mineral care permit deosebirea mineralelor unele de celelalte sunt compoziţia chimică şi structura cristalină. Analiza chimică poate contribui la identificarea mineralelor, însă proprietăţile fizice (care reflectă compoziţia chimică) sunt folosite în mod curent în acest sens.

Obs. Nu există două minerale care să fie identice din ambele puncte de vedere.

Mineralele amorfe nu au structură cristalină.

Ex. Opalul şi limonitul sunt minerale amorfe.

Mineralele sunt alcătuite din atomi aranjaţi într-o structură ordonată tridimensională, o structură cristalină denumită cristal. Diferite minerale au diferite proprietăţi care pot fi folosite în diferenţierea şi identificarea lor.

În laborator, pentru identificarea mineralelor se utilizează eşantioane macroscopice.

Se determină mai întâi proprietăţile macroscopice prin analiză (observare cu ochiul liber sau cu lupa) şi testare, apoi prin comparare cu mineralele apropiate, folosind minerale de identificare cheie (Tabelul 1.2).

Însuşirile exterioare ale mineralelor care pot fi observate direct (macroscopic) sau prin metode nedistructive, în general la orice mineral, sunt: forma şi habitusul


2

cristalelor, asociaţiile de cristale, transparenţa, culoarea, urma, luciul, transparenţa, clivajul, spărtura, duritatea, greutatea specifică (densitatea), tenacitatea.

Alte proprietăţi sunt cele pe care le întâlnim doar la unele minerale. Acestea includ gustul (halitul are gust sărat), mirosul (mirosul de “pământ” este caracteristic pentru mineralele argiloase când sunt umede), senzaţia la atingere (impresia dată prin atingere sau frecare cum ar fi săpunos, gras, neted, aspru etc), reacţia la acid şi magnetismul.

PROPRIETĂŢI MACROSCOPICE

Forma este aspectul exterior, apariţia geometrică a cristalului perfect. Suprafeţele plate, externe ale cristalului se numesc feţele cristalului.

Forma reprezintă aspectul exterior al cristalului şi este rezultatul procesului de cristalizare, fiind o consecinţă a structurii interne de aranjare a atomilor şi moleculelor în reţea.

Astfel, cristalele pot fi:

- idiomorfe- cristalele sunt delimitate de feţe cristalografice proprii ( calcit, pirit, sfalerit)

- hipidiomorfe- parţial delimitate de feţe cristalografice proprii (feldspaţi, amfiboli, cuarţul din roci etc)

- xenomorfe- forma granulelor este neregulată (cuarţul din roci plutonice, nefelinul din sienite etc)

Habitusul reprezintă dezvoltarea relativă în spaţiu a cristalelor (pe cele trei

direcţii cristalografice).

Habitusul poate fi:

- izometric- este caracteristic mineralelor ce cristalizează în sistemul cubic (magnetit, pirit, halit şi a unor minerale din sistemul romboedric (calcit, dolomit)

- alungit după o direcţie- prismatic (hornblendă, feldspat), columnar ( cuarţ), acicular (stibinit), fibros (azbest, gips)

- alungit după două direcţii- tabular (barit, gips, pirotin), lamelar (mice, clorite), foios (grafit, sericit, talc)

- de tranziţie- între cele trei habitusuri de bază (corindon, calcit)


3

Transparenţa este proprietatea mineralelor de-a permite trecerea razelor luminoase prin ele.

Dacă mineralul transmite lumina liber şi un obiect, ce se vede prin mineral, apare clar, mineralul se numeşte transparent (cuarţ, feldspat etc).

Dacă lumina trece prin mineral dar conturul obiectului nu se vede clar, mineralul se numeşte translucid

Dacă mineralul nu permite luminii să treacă prin el, chiar şi în fragmente subţiri, se numeşte opac (magnetit, pirit).

Culoarea este primul lucru identificat despre un mineral, culoarea sau lipsa culorii putând fi un diagnostic pentru unele minerale, dar este şi proprietatea cu ambiguitatea cea mai mare, pentru unele minerale ea poate varia în limite foarte largi (de ex. cuarţul poate fi incolor, violet, alb, roz, cenuşiu, albastru, verde, roşu, galben, maro etc).

Culoarea mineralelor este rezultatul procesului de absorbţie selectivă a razelor luminoase, fiind influenţată de structura reticulară a cristalului şi de compoziţia sa chimică.

Cristalele incolore (ex. cuarţul) lasă să treacă prin ele întreaga cantitate de lumină (sunt clare şi transparente), cele albe (Ex. gips) reflectă în întregime lumina, cele colorate absorb diferenţiat lumina datorită unei mici modificări în compoziţia chimică sau datorită unor mici fragmente de impurităţi incluse în mineral (Ex. pirit-galben, safir-albastru, fluorit-verde).

Cu toate acestea, în unele minerale, culoarea este o proprietate utilă: muscovitul este mica albă sau incoloră, mineralele feromagneziene sunt verzi sau negre (cum este biotitul, hornblenda, olivina). Majoritatea mineralelor au culori comune.

Urma este culoarea pe care o are pulberea mineralului. Urma se determină prin frecarea eşantionului mineralului pe o placă poroasă de faianţă (neglazurată). Culoarea pudrei rămasă pe această placă reprezintă urma mineralului.

Unele minerale au aceeaşi culoare a urmei ca şi culoarea mineralului (sub formă de eşantion), altele au culoarea urmei diferită.

Hematitul are o urmă roşcat-maronie în timp ce eşantionul poate fi maro, roşu sau argintiu.

Obs. Câteva minerale silicioase nu au urmă pentru că sunt mai dure decât plăcuţa de porţelan.


4

Luciul este modul (calitatea şi intensitatea) în care suprafaţa mineralului reflectă lumina. Luciul poate fi metalic sau nemetalic.

Luciul metalic face ca mineralul să pară făcut din metal (ca şi argintul, aurul sau cuprul).

Luciul nemetalic este mai comun. Termenii utilizaţi pentru a descrie luciul sunt:

- pământos- care nu sunt strălucitoare sau luminoase

- sticlos- ca şi sticla sau porţelanul- majoritatea silicaţilor au această caracteristică

- sidefat- ca şi perlele

- gras- ca şi lumânarea

- răşinos – ca răşina

Clivajul este capacitatea mineralului de-a se desface în lungul unor suprafeţe plane datorită legăturilor dintre atomi mai slabe pe acea direcţie. Fiecare set de plane de clivaj are o orientare relativă raportată la structura cristalină, sunt totdeauna paralele la feţele cristalului sau la posibilele feţe ale cristalului şi reprezintă direcţiile de clivaj.

Clivajul perfect se referă la plane de clivaj foarte netede şi plate. Mica are un singur clivaj, perfect. Clivajul excelent al micelor rezultă prin desfacerea mineralului în foiţe slab legate.

Alţi descriptori folosiţi pentru aprecierea suprafeţelor de clivaj sunt: foarte bun, bun, slab etc.

Unele minerale sunt caracterizate printr-una, două (feldspaţi, amfiboli şi piroxeni), trei (calcit=”clivaj romboidal”, halit- toate la 900 unele faţă de celelalte= “clivaj cubic”), patru (diamant), şase (sfalerit) sau mai multe direcţii de clivaj. Calitatea clivajului poate fi foarte variabilă, de la perfectă la slabă. Uneori, determinarea clivajului este cheia identificării mineralului.

Obs. Unele minerale cum este halitul, calcitul şi gipsul clivează după fragmente ce au aceeaşi formă ca şi cristalele, fiind adesea confundate cu acestea.

La spărtură, suprafeţele după care se desface mineralul nu sunt nici plane şi nici paralele, datorită lipsei clivajului pe acele direcţii. Forma spărturii nu are legătură cu structura internă.

Obs. Spărtura şi clivajul nu pot să apară pe aceeaşi direcţie cristalografică a unui mineral.


5

Unele minerale cum este cuarţul sau sticla vulcanică sunt exemple pentru spărtura concoidală (suprafaţa spărturii este netedă şi prezintă creste fine concentrice); azbestul este caracterizat printr-o spărtură fibroasă. Alţi termeni folosiţi frecvent sunt: inegală (brută), netedă, pământoasă (dar cu suprafeţe netede), aşchioasă (cum ar fi lemnul) şi neregulată (cum ar fi beton).

Unele minerale au şi clivaj şi spărtură. Un exemplu în acest sens este feldspatul care are două direcţii de clivaj aproape perpendiculare şi spărtură pe o direcţie.

Maclele sunt concreşteri regulate de cristale de acelaşi fel, caracterizate prin aşezarea simetrică a acestora în raport cu un plan sau cu o dreaptă.

Două sau mai multe cristale ale anumitor minerale pot creşte împreună în aşa fel încât părţile individuale sunt legate prin intermediul structurilor lor interne.

Unele macle apar crescute spate-în- spate (plagioclazi), unele sunt răsturnate sau sunt simetrice (calcit), altele par să fie pătrunse unele de altele (fluorit, ortoclaz, staurolit).

Duritatea (D) este o măsură a rezistenţei la zgâriere. Mineralele pot fi comparate utilizând scara Mohs a durităţii, care constă din 10 minerale obişnuite aranjate în ordinea creşterii durităţii. Mineralul cu duritatea cea mai mare este diamantul, are duritatea 10 şi este capabil să zgârie suprafaţa mineralelor cu duritate mai mică din scara Mohs. Mineralul cu duritatea cea mai mică este talcul, are duritatea 1 în scara Mohs (Tabel 1.1) Tabel 1.1

Mineralul Duritatea atribuită în scara Mohs

talc Mg(Si4O10)(OH)2 1

gips CaSO42H2O 2

calcit CaCO3 3

fluorit CaF2 4

apatit Ca5(PO4)3(F,Cl) 5

ortoză K(AlSi3O8) 6

cuarţ SiO2 7

topaz Al2(SiO4)(F,OH)2 8

corindon Al2O3 9

diamant C 10


6

Deseori, în loc de cele 10 minerale etalon ale scării Mohs, geologii folosesc elemente comune pentru identificarea mineralelor.

Unghia de la mână se apreciază a avea duritatea în jur de 2,5. Dacă mineralul poate fi zgâriat cu unghia, atunci duritatea mineralui este mai mică de 2,5.

Sticla obişnuită are duritatea în jur de 5,5. Un mineral care zgârie sticla va fi considerat cu duritatea mai mare de 5,5, iar altul care nu zgârie sticla, va fi considerat cu duritatea mai mică.

Obs. Geologii folosesc sticla pentru a face deosebirea între un mineral cu duritate redusă, calcitul şi unul cu duritate mare, aparent asemănător macroscopic , cuarţul.

Striaţiile apar pe feţele de clivaj ale unor minerale ca nişte caneluri fine asemănătoare firului de păr.

Obs. Striaţiile se folosesc în deosebirea plagioclazului de feldspatul potasic.

-Feldspatul plagioclazic are striaţii: linii drepte paralele sau caneluri, care pot fi văzute pe feţele uneia dintre direcţiile de clivaj şi sunt paralele cu feţele celei de-a doua direcţii de clivaj.

-Feldspatul potasic poate avea linii pe suprafaţa lui care seamănă cu striaţiile, dar sunt foarte subţiri, discontinue, ca lamele subparalele de plagioclaz.

Greutatea specifică (GS) este definită ca raportul între greutatea mineralului şi volumul mineralului.

Pentru determinarea greutăţii specifice în laborator, este suficient să se compare două eşantioane cu aproximativ aceeaşi dimensiune dar cu greutăţi specifice diferite.

De exemplu, pe de-o parte grafitul are GS=2,2 g/cm3, iar pe de altă parte galena are GS=7,6 g/cm3

Ex. cuarţul are GS=2,65 g/cm3; gipsul GS= 2,3 g/cm3; feldspaţii de la 2,56 g/cm3 la 2,76 g/cm3; magnetitul GS=5,2 g/cm3; galena GS=7,6 g/cm3; aurul GS=19,3 g/cm3.

Tenacitatea este proprietatea mineralului de-a fi rupt sau îndoit. Se confundă deseori cu duritatea.

Termenii folosiţi pentru descrierea tenacităţii sunt: fragil- ca sticla; maleabil -ca si plastelina; flexibil- ca şi un plastic; elastic- ca şi o gumă de elastic:


7

-fragil - mineralul se sparge atunci când este lovit cu ciocanul sau cade pe o suprafaţă dură

-maleabil - care poate fi modelat uşor

-flexibil - mineralul se îndoaie fără să se rupă, însă nu mai revine la forma iniţială când stresul a încetat.

-elastic - mineralul se îndoaie fără să se rupă şi revine la forma iniţială când stresul a încetat.

ALTE PROPRIETĂŢI

• Reacţia la acizi diferă de la un mineral la altul. Câteva minerale fac

efervescenţă în contact cu acizii.

Calcitul la fel ca şi alţi carbonaţi (cei care conţin CO3-2), reacţionează cu un

acid slab, producând dioxid de carbon. Atunci când o picătură de HCl diluat (1-3%, rece) este aplicată pe o suprafaţă proaspătă de calcit, calcitul face efervescenţă (se formează dioxidul de carbon (CO2).

Dolomitul este un alt carbonat care face efervescenţă în HCl diluat , însă doar dacă mai întâi este adus în stare de pulbere.

Obs. Oţetul conţine acid acetic şi poate fi folosit pentru testarea la acid (fără să fie necesară diluare), atunci când nu este posibilă testarea cu HCl.

• Unele minerale sunt fluorescente sau stălucesc la lumină ultravioletă.

Ex. Fluoritul (Florura de calciu) si calcitul.

• Uraniul este radioactiv.

• Magnetism

Testul pentru magnetism constă în utilizarea unui magnet obişnuit sau a unui cuţit cu lamă magnetizată. În mod obişnuit magnetitul (un oxid de fier, cu un conţinut ridicat de fier) este singurul mineral (din colecţia noastră didactică) ce este atras de magnet.

• Dubla refracţie se manifestă atunci când lumina trece prin structura

cristalină a unor minerale. Calcitul este cel mai obişnuit mineral ce dispune de dublă refracţie: dacă se pune un cristal de calcit deasupra unei imagini, se vor vedea două imagini. Acest fenomen este cauzat de descompunerea luminii în două componente.


8

Tabel 1.2

APATIT

Ca, F- Fosfat

Hexagonal

-nemetalic ; sticlos subrăşinos; verzui, gălbui, albăstrui, verde, maro, roşiatic, alb; clivaj slab; fractură concoidală; urma albă; -frecvent cristale, forme masive sau granulare

-importantă sursă de fosfor

GS=3,15-3,20

Duritate =5

AZBEST (Serpentinit)

Mg, Al- Silicat

Monoclinic

-nemetalic; sticlos; gras; mătăsos când este fibros; culoare variabilă; frecvent nuanţe de verde; fără clivaj; urma albă;

-apare în masive, plate sau forme fibroase

GS= 2,5-2,6 Duritate =2-5

AUGIT

Ca, Mg, Fe, Al- Silicat

Monoclinic

-nemetalic; sticlos; verde închis-negru; clivaj bun (2 plane~ 900); urma albă spre cenuşie;

-cristale prismatice cu 8 feţe , frecvent mase granulare

-este mineralul feromagnezian cel mai important din cadrul rocilor magmatice – este un piroxen

GS=3,2-3,6 Duritate =6

BIOTIT

K, Mg, Fe Al- Silicat

Monoclinic

-nemetalic; sticlos sau sidefos; verde închis spre maro sau negru; clivaj bazal perfect, formează foiţe elastice, urma albă spre cenuşie

-foiţe, mase cristaline granulare, sau cristale prismatice pseudohexagonale

-frecvent ca mineral accesoriu în rocile magmatice şi important în unele roci metamorfice;

GS=3 Duritate =2,5-4

CALCIT

CaCO3

-nemetalic; sticlos; incolor şi transparent sau alb când este pur sau poate avea o mare varietate de culori; clivaj perfect romboedral; urma albă spre cenuşie;

GS= 2,7 Duritate =3


9

Trigonal

-frecvent cristale, masive, granulare, oolitice, sau o mare varietate de alte forme

-face efervescenţă în soluţie diluată, rece de HCl, are dublă refracţie puternică la varietăţile incolore

-este un mineral frecvent în rocile sedimentare şi în cele metamorfice

CALCOPIRIT

CuFeS2

Trigonal

-metalic; opac; galben de alamă sau pătat de la bronz la roşcat; fără clivaj; fractură neregulată; urma cenuşie-negricioasă;

-de obicei masivă, poate apare sub formă de cristale mici

GS= 4,3 Duritate =3,5-4

CLORIT

Mg, Fe, Al- Silicat

Monoclinic

-nemetalic; sticlos spre pământos; verde spre verde-albăstrui; clivaj perfect bazal formând foiţe flexibile neelastice; urma albă spre cenuşiu deschis;

-apare ca masă foioasă sau mici fulgi

-frecvent în şisturile de grad scăzut şi ca produs de alterare a mineralelor feromagneziene

GS= 2,7-3,3 Duritate =2,5

CORINDON

Al2O3

Trigonal

-nemetalic; adamantin spre sticlos; culori variate, galben, maro, verde, roşu; fără clivaj; nemetalic; cu striuri pe planele laterale; urma albă;;

-varietăţi de geme safir (albastru) and rubin (roşu)

-frecvente cristale în formă de butoi, cu striuri orizontale

GS=4 Duritate =9

DOLOMIT

CaMg(CO3)2

-nemetalic; sticlos spre perlat; incolor, alb, cenuşiu, verzui, gălbui-maroniu, alte culori posibile;, clivaj romboedral; urma albă;;

GS=2,85-3,2 Duritate =3,5-4


10

Trigonal -frecvent cristale, macle frecvente, fin granular, masiv şi forme granulare

-se deosebeşte de calcit prin aceea că face efervescenţă în HCl rece diluat, doar în stare de pulbere

-apare în roci sedimentare

FLUORIT

CaF2

Cubic

-nemetalic; sticlos, transparent spre translucid; incolor când este pur; apare într-o mare varietate de culori: galben, verde, albastru, roşu, maro şi diferite nuanţe ale acestora; clivaj perfect octaedral (în 4 direcţii); urma albă;

-macle destul de frecvente

-deseori apare alungit

GS=3,18 Duritate =4

GALENIT (Galenă)

PbS

Cubic

-metalic; cenuşiu de plumb; clivaj cubic perfect; urma cenuşie de plumb; -uşor de identificat datorită clivajului, GS ridicată

GS=7,5-7,6

Duritate =2,5

GRANAŢI

Fe, Mg, Ca, Al- Silicat

Cubic

-nemetalic; sticlos până la răşinos; roşu închis şi maro-roşcat, alb, roz, galben, verde, negru, în funcţie de compoziţie; fără clivaj; urma albă sau variabilă în funcţie de varietatea de mineral;

-frecvente cristale dar şi mase granulare

-varietăţi de geme sunt piropul (roşu) şi andraditul (verde)

GS=3,6-4,3 Duritate =6,5-7,5

GRAFIT

C

-metalic la mat; cenuşiu închis spre negru; clivaj bazal perfect; urma neagră;

-gras la atingere, lasă urmă pe hârtie, insolubil în acid; nu sunt frecvente cristalele, frecvent sub formă de mase foioase;

GS=2,1-2,25 Duritate =1-2


11

Hexagonal -în mod obişnuit este un mineral metamorfic

GIPS

CaSO4 ·H2O

Monoclinic

-nemetalic; sticlos spre sidefat; unele varietăţi sidefate; incolore spre albe, cenuşii, gălbui, portocalii, maro deschis; clivaj bun într-o direcţie; spărtură concoidală într-o direcţie, fibroasă în alta; urma albă;

-cristalele cu formă simplă sunt frecvente; maclele sunt adesea prezente

-varietăţi: selenit- cristale grosiere, incolore sau transparente;

satin spar- structură fibroasă paralelă;

alabastru- gips masiv fin granular

-apare ca rocă sedimentară

GS=2,32 Duritate =2

HALIT

NaCl

Cubic

-nemetalic; sticlos; transparent până la translucid; incolor, alb, cenuşiu, galben, roşu; clivaj cubic perfect; urma albă;

-sunt comune cristalele, masivele sau granulele grosiere

-are gust sărat caracteristic

GS=2,5 Duritate =2,5

HEMATIT

Fe2O3

Trigonal

-metalic (în forma cunoscută sub denumirea de specularit şi în cristale); submetalic până la mat celelalte varietăţi; cenuşiu de oţel specularitul, până la roşu strălucitor celelalte varietăţi; fără clivaj; spărtură bazală neregulată; urma roşie-maronie;

-poate apare în mase cristaline sau pământoase

GS=5-6 Duritate =5-6;

aparent poate fi mică, 1

HORNBLENDǍ (Amfibol)

Ca, Na, Mg, Fe, Al- Silicat

-nemetalic; sticlos; verde închis, maro închis, negru; clivaj perfect (pe 2 direcţii); urma verde sau verde pal; mat

-frecvente cristale cu 6 feţe; culoarea este mai închisă decât celelalte minerale

GS=3-3,4 Duritate =6


12

Monoclinic din grupa amfibolilor

CAOLINIT

Aluminosilicat hidratat

Triclinic

-nemetalic; mat până la pământos; alb atunci când conţine impurităţi este roşu, maro sau cenuşiu; clivaj bazal perfect dar rareori poate fi observat datorită dimensiunilor reduse ale cristalelor; urma albă;

-apare în mase pământoase

-în mod normal varietăţile de minerale argiloase nu pot fi deosebite pe baza proprietăţilor lor macroscopice

-alte minerale argiloase sunt montmorillonitul (smectit), illitul, vermiculitul

GS=2,6 Duritate =2

MAGNETIT

Fe3O4

Cubic

-metalic; negru; fără clivaj; unele fragmente sunt octaedrale; urma neagră;

-puternic magnetic, unele specimene sunt polarizate

-deseori sub formă de mase granulare; apare în numeroase tipuri de roci

GS=5,2 Duritate =6

MUSCOVIT

K, Al- Silicat

Monoclinic

-nemetalic; sticlos de la mătăsos până la sidefos; incolor, multe varietăţi de verde, cenuşiu sau maro; clivaj bazal perfect sub formă de foiţe subţiri flexibile şi elastice; poate prezenta unele diferenţe; urma albă;

-frecvent în fulgi mici sau mase lamelare; apare în multe tipuri de roci

GS=2,8-2,9 Duritate =2,5-4

OLIVINǍ

(Mg, Fe)2SiO4

Ortorombic

-nemetalic; sticlos; oliv-verzui spre galben; clivaj distinct; urma albă sau cenuşie;

-varietatea bogată în Mg (forsterite) este albă, iar cea bogată în Fe (fayalite) este maro spre negru

-frecvent în mase granulare, cristalele sunt rare

-este un mineral întâlnit în rocile magmatice bazice şi ultrabazice

GS= 3,2-3,4 Duritate =6,5-7


13

ORTOZǍ (Feldspat -K)

K(AlSi3O8)

Monoclinic

-nemetalic; sticlos; culoare variabilă, albă, crem, sau roz; clivaj pe două direcţii (~900); urma albă;

-nu sunt frecvente cristalele, au aspect lucios, lipsesc striaţiile la macle

-sanidinul este varietatea incoloră; microclinul este varietatea albă, verde, roz

GS=2,56 Duritate =6

PLAGIOCLAZ

Serie izomorfă de la:

Albit -NaAlSi3O8 la

Anortit -CaAl2Si2O8

Triclinic

-nemetalic; sticlos; alb sau cenuşiu, roşcat sau roşu-maroniu; unele varietăţi prezintă o paletă largă de culori; clivaj după două direcţii ce sunt aproape perpendiculare; urma albă;

-sunt frecvente cristalele varietăţii albit, neobişnuite pentru varietăţile intermediare şi rare pentru varietatea anortit

-striaţiile maclelor sunt frecvente pe suprafeţele clivajului bazal

GS=2,6-2,75 Duritate =6

PIRIT

FeS2

Cubic

“aurul prostului”

-metalic metallic; galben de alamă, poate fi cu irizaţii de diferite culori; fără clivaj; fractură concoidală; urma verzuie sau maronie negricioasă;

-sunt frecvente cristalele, de obicei cubice cu feţe striate şi formele granulare masive

-marcasitul (Fe S2) este ortorombic, de obicei în culori pale, fiind deseori alterat

GS=5 Duritate =6-6,5

CUARŢ

SiO2

Trigonal

-nemetalic; sticlos; incolor sau alb, dar poate avea aproape orice culoare; fără clivaj; fractură concoidală; urma albă dar dificil de obţinut pe placa de porţelan;

-cristale prismatice cu striuri perpendiculare pe lungime; varietatea masivă

-culoarea striurilor este cenuşie la varietatea denumită cuarţ fumuriu; alte varietăţi: cuarţ roz, cuarţ alb şi ametist

-este un mineral comun în toate tipurile de roci

GS=2,65 Duritate =7


14

SFALERIT (Blendă)

ZnS

Cubic

-frecvent nemetalic; unele varietăţi submetalic, frecvent răşinos; galben, galben-brun spre maro-închis; clivaj perfect dodecaedral (6 direcţii la 120 0); urma maro spre galben deschis sau alb;

-sunt frecvente cristalele denaturate de tetraedre sau dodecaedre; maclele sunt comune, ca de altfel şi sub formă masivă şi granulară

GS=3,9-4,1 Duritate =3,5-4

TALC

Mg- Silicat

Monoclinic

-nemetalic, sidefat sau gras până la mat; de obicei pal verzui, alb, argintiu-alb sau cenuşiu; clivaj bazal perfect, formele masive nu prezintă clivaj; urma albă;

-frecvent mase foioase sau agregate dense, fin granulare cenuşiu-închis sau verzui

-cristalele sunt extrem de rare; senzaţia săpunoasă la atingere este un diagnostic în identificarea talcului.

GS=2,82 Duritate =1

Mineral;compoziţia chimică; structura cristalină (sistem de cristalizare).

luciu; culoare; clivaj; urmă; GS; habitus; greutate specifică

Duritate


15


16


17


18


19

Geologie inginerească-Lucrarea 2- Roci şi procese magmatice, metamorfice şi sedimentare

20

Lucrarea 2

ROCI ŞI PROCESE MAGMATICE, METAMORFICE ŞI SEDIMENTARE

Rocile sunt agregate naturale de minerale, substanţe amorfe, sticlă sau particule organice.

Ex. Granitul este alcătuit din câteva minerale; opalul este alcătuit din substanţa amorfă opal; obsidianul este alcătuit din sticlă vulcanică; cărbunii sunt alcătuiţi din particule organice.

Există o mulţime de roci (de toate tipurile) în care granulele minerale pot fi văzute macroscopic, însă este dificil de examinat forma granulelor sau caracteristicile interne ale cristalelor.

Geologii analizează proprietăţile optice ale rocilor, în secţiuni subţiri, folosind microscoape speciale cu lumină polarizată (se folosesc fragmente subţiri de roci, cu o grosime de aproximativ 0,03 milimetri, fixate pe lamele de sticlă),

2.1. ROCILE SEDIMENTARE sunt rocile formate prin:

(1) litificare (cimentare şi compactare ) a sedimentelor

(2) precipitarea din soluţii

(3) sau consolidarea resturilor de plante sau animale

Sediment = nume colectiv ce defineşte fragmente de roci dezagregate sau particule ce provin din:

-dezagregarea sau alterarea rocilor preexistente

-precipitarea chimică din soluţii, incluzând secreţiile organismelor din ape

Obs. De obicei sedimentele se depun sub formă de strate la suprafaţa pământului.

Rocile sedimentare în funcţie de procesele genetice pot fi: (1) roci sedimentare clastice, (2) roci sedimentare de precipitare chimică şi (3) roci sedimentare organogene.


21

2.1.1.ROCI SEDIMENTARE CLASTICE

Majoritatea rocilor sedimentare sunt clastice, formate prin cimentarea granulelor sedimentare (care reprezintă fragmente de roci preexistente).

În multe cazuri sedimentele au fost erodate şi transportate înainte de-a fi depuse, în timpul transportului granulele fiind rotunjite şi sortate

Obs. Sedimentele slab sortate sunt alcătuite din granule de diferite mărimi şi densităţi, amestecate. Sunt de obicei angulare (forme ascuţite,colţuroase).

Sedimentele bine sortate, sunt alcătuite din granule cu dimensiuni similare sau/şi densităţi asemănătoare. Sunt de obicei granule bine rotunjite (fără colţuri; granulele sunt şlefuite şi rotunjite în timpul transportului).

Particulele sedimentare sunt definite şi clasificate după dimensiunea fragmentelor individuale. Dimensiunea granulelor (granulozitatea) este exprimată în clasificarea Wentworth (Tabel 2.1)

Tabel 2.1

Diametru

(mm)

Sediment

(neconsolidate)

Roci sedimentare

(consolidate, cimentate)

>2,00 PIETRIŞ CONGLOMERAT (particule rotunjite)

GROHOTIŞ BRECIE (particule angulare)

0,063-2,00 NISIP GRESIE

0,004-0,063 SILT SILTIT

0,004 MÂL MARNE

NǍMOL ARGILE

Obs. Majoritatea silturilor sunt alcătuite din cuarţ.

Tipuri diferite de gresii:

- Gresie cuarţitică este o gresie în care mai mult de 90% dintre granule sunt constituite din cuarţ


22

- Arcoza este o gresie cu mai mult de 25% dintre granule, constând din feldspat

-Graywacke este un tip de gresie la care mai mult de15% din volumul rocii este alcătuit dintr-o matrice fin granulară.

2.1.2. ROCILE SEDIMENTARE DE PRECIPITARE CHIMICĂ sunt cele depuse prin precipitarea mineralelor din soluţii chimice.

Rocile astfel formate sunt denumite pe baza compoziţiei lor chimice şi nu a dimensiunilor particulelor.

Exemple de roci sedimentare de origine chimică:

-formate în întregime direct prin precipitare (separare din soluţii) a cristalelor în timpul evaporării apei mării sau a lacurilor sărate şi sunt denumite evaporite

- sarea- alcătuită din mineralul denumit halit (NaCl)

- gips- alcătuit din gips (CaSO4 ·H2O)

- boraţi, silvină (sare de potasiu) şi sare de magnesiu

-precipitarea calcitului (CaCO3) ca rocă solidă (sub formă de calcar de precipitare chimică) cunoscut ca travertin sau rocă alcătuită din carbonat de calciu şi magneziu , denumită dolomit sau rocă dolomitică

Obs. Unii geologi consideră aceste roci drept calcare chimice sau biochimice.

2.1.3. ROCI SEDIMENTARE ORGANOGENE

Rocile sedimentare organogene sunt formate prin acumularea resturilor organice.

Scheletele microorganismelor calcaroase (calcit) se pot acumula în sedimente sub formă de calcare. Calcarele bioclastice (sau scheletale) pot apare sub multe aspecte. Pot fi grosiere, cu multe fosile, sau fin granulare şi dense formate prin acumularea fragmentelor migroscopice de alge calcaroase.

O varietate de calcare denumită lumaşel se formează prin cimentarea cochiliilor scoicilor acumulate pe fundul mării. Are o textură clastică şi este de obicei grosieră, cu cochilii sau fragmente de scoici uşor de recunoscut.


23

Creta este deschisă la culoare, poroasă, fiind o o varietate foarte fin granulară de calcar format prin acumularea fragmentelor foarte fine de organisme marine, pe fundul mării.

Calcarul oolitic este o varietate distinctă de calcar format prin cimentarea oolitelor (sau ooidelor) de dimensiunea granulelor de nisip, mici sfere de calcit, anorganic, ce precipită în ape de mică adâncime.

Calcarele sunt susceptibile de recristalizare, procesul prin care apar noi cristale în rocă (de calcit, ca şi cristalele originale). Deseori recristalizarea distruge textura clastică şi fosilele rocii, astfel încât determinarea rocii se poate face dificil.

Travertinul şi tuful sunt carbonaţi de origine nemarină. Tuful este format datorită apelor hidrotermale ale activităţii post vulcanice. Travertinele sunt formate în mod obişnuit prin precipitarea calcitului în apele dulci ale lacurilor sau iazurilor, deseori şi prin contribuţia plantelor.

Termenul dolomit este folosit atât pentru roca sedimentară, cât şi pentru mineralul care o compune CaMg (CO3)2. Unii geologi pentru rocă folosesc termenul de rocă dolomitică.

2.1.4. ALTE ROCI SEDIMENTARE

Chertul este o rocă sedimentară densă, compactă, fin granulară, formată aproape în întregime din silice, ce apare sub formă de nodule neregulate în interiorul altor roci sau ca depozite stratificate.

Obs. Chertul se poate forma ca rocă sedimentară din schelete silicioase de diatomite şi radiolari.

Cărbunii sunt roci sedimentare formate prin consolidarea resturilor de plante (cum ar fi muşchi, frunze, crengi, rădăcini şi trunchiuri de copaci) bogate în carbon şi de obicei negre.

2.2. ROCI METAMORFICE

Termenul “metamorfic” înseamnă cu formă schimbată.

Rocile metamorfice sunt acele roci care au fost alterate (modificate fizic sau/şi chimic) prin temperatură ridicată, presiune ridicată şi/sau actiunea soluţiilor chimice fierbinţi. Astfel, fiecare rocă metamorfică are o textură în mod clar diferită de cea a rocilor de origine, din care au provenit (“roci parentale”).


24

Obs. Conţinutul mineralogic al rocilor metamorfice este determinat de compoziţia chimică a rocii parentale.

Sunt două tipuri fundamentale de procese metamorfice (de formare a rocilor metamorfice) prin: contact termic şi metamorfism regional.

Metamorfismul de contact termic apare local, adiacent intruziunilor magmatice sau în lungul fracturilor care sunt în contact cu gaze fierbinţi sau condensate.

Metamorfismul regional apare în regiuni extinse şi rezultă datorită:

1) intruziunilor magmatice majore, ce se formează şi se răcesc în perioade lungi de timp

2) presiunilor extreme şi temperaturilor ridicate, asociate îngropării rocilor preexistente sau mişcărilor tectonice

3) migraţia extinsă a gazelor fierbinţi într-o anumită regiune

În roci apar diferite modificări ale mineralelor pe măsură ce sunt metamorfozate. Cea mai frecventă modificare este recristalizarea- cristale mici ale unui mineral se transformă încet, în altele mai mari ale aceluiaşi mineral, însă fără ca roca să se topească.

Ex. cristalele microscopice de muscovit – pot recristaliza formând cristale mari de filit – care au frecvent dimensiuni mari în şisturi.

Datorită metamorfismului, mineralogia unei roci se poate schimba şi ea, metamorfismul fiind procesul în care mineralele nu doar recristalizează, ci şi formează minerale noi (“neominerale”), cu aceleaşi elemente chimice.

Ex. Şisturile (alcătuite mai ales din argile, cuarţ şi granule de feldspaţi) pot suferi o neomorfoză, transformându-se în roci metamorfice (alcătuite mai ales din muscovit cu granaţi).

Mineralogia se poate schimba şi datorită metasomatismului: adiţia sau pierderea elementelor, rezultând schimbări ale mineralogiei, cauzate de metamorfismul hidrotermal.


25

CLASIFICAREA ROCILOR METAMORFICE

Rocile metamorfice obişnuite pot fi clasificate ca roci foioase şi roci nefoioase.

Rocile foioase pot fi clasificate pe baza texturii lor specifice şi a mineralogiei (Ex. şist cu biotit; şist cu granaţi) Tabel 2.2

Textura foioasă conţine foliaţii: plane paralele ale mineralelor foioase (majoritatea micelor) care s-au aliniat secundar (realiniat) datorită presiunii şi recristalizării.

Obs. Unele minerale alungite, cum sunt turmalina şi hornblenda, au o orientare preferenţială datorită presiunii directe.

Tipurile comune de textură foioasă sunt:

- clivaj foios- aproape perfect, plan, foliaţie paralelă ale mineralelor plate, fin granulare; apare frecvent în şisturi, este produs de metamorfismul de grad scăzut

-textură filitică- foliaţie paralelă a mineralelor aplatizate care prezintă un luciu mătăsos sau metalic; este dezvoltat foarte bine în filite; este datorată metamorfismului intermediar

-şistozitatea- o foliaţie paralelă sau subparalelă ale unor minerale aplatizate grosier; este frecventă în şisturi; este datorată metamorfismului intermediar şi de grad înalt

-textura gnaisică- foliaţie paralelă până la subparalelă a unor minerale aplatizate grosier, alternând cu benzi de compoziţie diferită; este bine dezvoltată în gnaise; rocile cu textură gnaisică sunt formate din benzi distincte; sunt rezultatul metamorfismului intermediar până la grad ridicat.

Obs. Mineralele feromagneziene formează deseori benzi închise, iar cuarţul, feldspaţii sau mineralele carbonatice, de obicei formează benzi deschise la culoare

Exemple de roci foioase sunt: filite (noile mice formate sunt mai mari decât ale rocilor foioase, dar încă nu pot fi văzute cu ochiul liber), şist (vizibil macroscopic, cu minerale orientate aproximativ paralel, plate sau alungite, vizibile în mod clar cu ochiul liber), gnais (minerale plate sau alungite în benzi de minerale închise la culoare alternând cu benzi de minerale deschise la culoare)


26

Tabel 2.2

Cre

şte

grad

ul m

etam

orfis

mul

ui

Dimensiunea cristalelor

Denumirea rocii Observaţii

Microscopic, foarte fin granular

Foioase clivaj foios foarte bine dezvoltat

fine spre mediu granulare

filite textură filitică foarte bine dezvoltată, luciu mătăsos, metalic

grosiere macroscopic, majoritatea mineralelor sunt micacee deseori cu porfiroblaste

şisturi

şist muscovitic

Tipuri de şisturi în funcţie de mineralul conţinut

şist cloritos

şist biotitic

şist cu turmalină

şist cu granaţi

şist cu staurolit

şist cu silimanit

şist amfibolitic

grosiere, în bună parte minerale nemicacee

Gnaise Bine dezvoltate benzile colorate (alternând benzile din minerale diferite)

Rocile nefoioase pot fi calificate cu termeni mineralogici (Ex. marmură cu grafit) Tabel 2.3

Textura neparalelă se caracterizează prin lipsa planelor paralele de minerale.

Exemple de roci metamorfice fără textură paralelă sunt marmura, cuarţitul, serpentinitele, amfibolitele, skarnele, grafitul.


27

Tabel 2.3

Roca parentală Denumirea rocii Observaţii

Gresie cuarţitică cuarţit alcătuit din granule de cuarţ

Conglomerat metaconglomerat pietrişul original este observabil, dar puternic deformat

Bazalt sau gabbrou roci verzi alcătuite din epidot şi clorit; verzi

amfibolit alcătuite din amfiboli şi plagioclazi; grosiere

hornblende alcătuite din piroxeni şi plagiocazi; fin granulare

Siltit hornblende alcătuite din cuarţ şi plagioclazi; fin granulare

calcare/dolomite marmură/marmură dolomitică

alcătuită din granule de calcit

Skarn alcătuite din calcit şi alte minerale; multicolore

Peridotit (rocă ultramafică)

Serpentinit alcătuită în principal din serpentinit; verde

talc rocă alcătuită în principal din talc; senzaţie săpunoasă la atingere

Cărbune bituminos antracit strălucitor, dens, se sparge concoidal

Antracite grafit uşor, cenuşiu închis, gras la atingere

2.3. ROCILE MAGMATICE

Este denumirea dată rocilor formate la temperatură foarte înaltă, cristalizate din topitura magmatică (din magmă).


28

CLASIFICAREA ROCILOR MAGMATICE

Rocile magmatice se clasifică în funcţie de trei criterii:

-compoziţie (mineralele pe care le conţin)

-textură

-şi culoarea index

În cadrul rocilor magmatice informaţiile cele mai importante privind denumirea rocii sunt date de procentul de cuarţ, feldspaţi şi minerale feromagneziene Tabel 2.4

- O magmă foarte silicioasă este bogată în silice, săracă în fier şi magneziu; duce la formarea unor roci alcătuite în bună parte din cuarţ, feldspaţi potasici şi plagioclazi, fiind clasificate drept roci felsice (deschise la culoare)

- O magmă mafică este bogată în magneziu şi fier, şi săracă în siliciu; duce la formarea unor roci alcătuite din minerale fero-magneziene închise la culoare, clasificate drept roci mafice (închise la culoare); rocile magmatice ultramafice sunt alcătuite în întregime sau aproape în întregime din minerale închise la culoare, fero-magneziene. Nu sunt prezenţi feldspaţii şi nici cuarţul. Majoritatea rocilor ultramafice sunt alcătuite din piroxeni şi/sau olivină de dimensiuni mari. Din punct de vedere chimic aceste roci conţin mai puţin de 45% silice.

- Sunt şi roci magmatice intermediare ce conţin atât minerale felsice cât şi mafice.

Magmele mafice dau naştere mineralelor din partea superioară a diagramei lui Bowen; magmele silicioase dau naştere rocilor dominate de minerale din partea inferioară şi care sunt sărace în elemente fero-magneziene Fig.2.1


29

Fig.2.1

Rezistente acţiunilor chimice

Mai puţin rezistente acţiunilor chimice

Cuarţ

Muscovit

Feldspat Potasic

Biotit

Amfiboli

Piroxeni

(bogate în sodiu )

Plagioclazi

Olivine (bogate în calciu)

Fig. 2.1 Seria lui Bowen

Cea mai importantă clasificare a rocilor magmatice se face pe baza adâncimii de cristalizare (roci plutonice sau vulcanice), ceea ce se reflectă în textura rocii.

Elementul luat în considerare în această clasificare este dimensiunea particulelor mineralelor individuale ce alcătuiesc roca magmatică. Un factor important în controlul dimensiunii particulelor este rata consolidării.

Dimensiunea particulelor poate fi afectată de compoziţia topiturii. Topitura de silicaţi felsică este mai vâscoasă decât cea mafică.

Tabel 2.4

Compozitie Roci magmatice plutonice (intruzive) / textură

Roci magmatice vulcanice (extruzive) / textură

-rocile se formează prin cristalizare în adâncime

-dacă magma se răceşte încet, granulele sunt grosiere (mari)

-textura este faneritică (cristalele sunt mari şi pot fi observate cu ochiul liber)

-rocile se formează prin răcirea magmei la suprafaţă sau aproape de suprafaţă

-dacă magma se răceşte rapid, roca ce rezultă este fin granulară -textura este afanitică (cristalele individuale nu pot fi văzute cu


30

ochiul liber

-în cazuri extreme, ale răcirii rapide şi ale limitării creşterii cristalelor, rezultatul este o rocă sticloasă (fără cristale) – textura este hialină sau sticloasă (Ex.Obsidian)

Felsice (deschise la culoare)

GRANIT (SIENIT) RIOLIT (TRAHIT)

>5% cuarţ; feldspat potasic >plagioclazi; 15% minerale fero-magnesiene; frecvent culoarea rocilor este deschisă

Intermediare DIORIT ANDEZIT

<5% cuarţ; plagioclazi> feldspat potasic;15-40% minerale fero-magnesiene; culoarea rocilor cenuşiu mediu- verde mediu

Mafice (închise la culoare)

GABBROU BAZALT

Fără cuarţ; plagioclazi≈50%, fără feldspaţi potasici; 40% minerale fero-magnesiene; culoarea rocii este cenuşiu închis-negru

Ultramafice PERIDOTITE

În jur de 100% minerale fero-magnesiene; culoarea rocii este verde foarte închis spre negru

Obs. Cristalele grosiere prinse într-o masă fină sunt denumite fenocristale, iar cele mici, mult mai numeroase sunt denumite matrice (sau masă fundamentală)

Pegmatitele- se referă în general la o rocă cu o compoziţie granitică. Este o rocă magmatică foarte grosieră (granule în general mai mari de 1 cm), formată datorită răcirii lente şi vâscozităţii reduse a fluidului din care provine.

Obs. Cristalele grosiere de compoziţie neobişnuită a unor pegmatite, le face să fie surse de pietre semipreţioase (smaragd, aquamarin, turmalină, topaz).

Piroclastele sunt fragmente de roci ce au fost transportate mecanic în timpul erupţiilor vulcanice explozive. Rocile magmatice alcătuite din piroclaste au textură piroclastică.


31

Cuprind piroclaste neconsolidate (fragmente):

-cenuşă vulcanică (piroclaste< 2 mm)

-lapilli (piroclaste 2-64mm)

-bombe vulcanice (piroclaste >64mm)

şi piroclaste consolidate cum este tuful vulcanic (alcătuit din particule de piroclaste foarte fine, cenuşă şi praf- fragmente <2 mm) şi breccie vulcanică (alcătuită din fragmente mari de roci vulcanice- mai ales cenuşă, blocuri şi bombe vulcanice, fragmente > 2 mm).

Obs. Ocazional lava conţine numeroase vezicule (bule de gaz prinse în rocă), roca având în acest caz o textură veziculară.

După răcire, textura celulară poate apare în formarea scoriei (un bazalt puternic vezicular, ce conţine foarte mult gaz (mai multe vezicule de gaz decât rocă) sau piatra ponce (o sticlă vulcanică ce conţine atât de mulţi pori încât pluteşte pe apă).

Obs. Obsidianul este o sticlă vulcanică, fiind una dintre rocile ce nu are în alcătuire minerale.


32


33


34


35


36

Geologie inginerească- Lucrarea 3- Proprietăţile rocilor

37

Lucrarea 3

PROPRIETǍŢILE ROCILOR

Analiza macroscopică şi microscopică a rocilor este de-o importanţă fundamentală pentru un geotehnician, astfel se pot determina elementele care influenţează caracteristicile tehnice şi petrofizice ale rocii: textura, structura, şi mineralogia rocilor.

Cele mai importante caracteristici tehnice ale rocilor sunt:

-greutatea volumică (γ)

- porozitatea (n)

- indicele porilor (e)

- gradul de compactare (C)

-permeabilitatea şi solubilitatea

- omogenitatea

- duritatea

• Greutatea volumică (γ) –este raportul între masa rocii (m) şi volumul rocii (V)

γ = m / V 3.1.

γs = 9,81·ρs ρs- densitatea particulelor solide ale rocii 3.2.

• Porozitatea (n) se exprimă în procente (%)

n= Vp / V 3.3.

V=Vp+Vs 3.4.

V= volumul total; Vp= volumul golurilor; Vs= volumul particulelor solide ale rocii

Ex. piatra ponce (n= 60%); gresii (n=1-10%); calcare (0,5-5%); marmură (n<0,1%)

Obs. Porozitatea rocii influenţează alterarea şi fisurarea rocii prin ciclurile îngheţ/dezgheţ şi prin dizolvare.


38

• Indicele porilor (e)

e=Vp/Vs 3.5.

• Gradul de compactare (C) este raportul între greutatea volumică a rocii în

stare uscată şi greutatea volumică a particulelor solide ale rocii

C= γd/ γs 3.6.

Obs. C=1 sau C=100% la rocile lipsite de porozitate, γd= γs

• Permeabilitatea şi solubilitatea

Permeabilitatea este legată de dimensiunea porilor. Este un parametru ce descrie volumul de fluid cu o vâscozitate dată, care poate trece printr-un mediu poros, în anumite condiţii (diferenţă de presiune, diametrul porilor, presiune ridicată).

Din punct de vedere al permeabilităţii rocile pot fi:

-permeabile (Ex. rocile sedimentare neconsolidate- nisip, pietriş)

-impermeabile (Ex. argilele (roci sedimentare), rocile magmatice, şisturile (rocile metamorfice)

• Omogenitatea rocilor se referă la compoziţia chimică a rocilor:

-roci omogene- au aceeaşi compoziţie chimică în fiecare punct al rocii

Ex. rocile sedimentare (calcare, nisip, argile)

-roci eterogene- au compoziţie chimică diferită (diferite minerale)

Ex. rocile magmatice- minerale felsice, minerale mafice

Obs. Permeabilitatea şi compoziţia chimică influenţează solubilitatea; se consideră roci insolubile cele silicioase.

• Duritatea este o sinteză a tuturor proprietăţilor fizice şi chimice ale rocilor

Rezistenţa la eroziune scade de la rocile magmatice, la cele metamorfice, la cele sedimentare spre cele intens alterate.

Obs. Prezenţa muscovitului şi a feldspaţilor diminuează duritatea rocilor magmatice.

Duritatea (rezistenţa) rocilor sedimentare depinde de compoziţia chimică a cimentului mineral, de procentul de carbonat de calciu conţinut de rocă (CaCO3), prezenţa apei, porozitate:


39

-gresiile cu ciment argilos au rezistenţe mai mici decât cele cu ciment cuarţitic

-un procent ridicat de carbonat de calciu (CaCO3) creşte rezistenţa rocii; procent redus (CaCO3)- scade rezistenţa rocii

-conţinutul ridicat de apă (gips-CaSO4·2H2O ) scade rezistenţa; absenţa apei (anhidrit- CaSO4)determină o creştere a rezistenţei.

Rocile metamorfice – rezistenţa la compresiune pe direcţie perpendiculară pe şistozitate este mai mare decât rezistenţa la compresiune pe direcţie paralelă cu şistozitatea (la argilele şistoase).

DETERMINAREA COMPOZIŢIEI GRANULOMETRICE

Rocile sedimentare detritice necimentate sunt frecvent întâlnite la suprafaţa scoarţei, constituind adesea teren de fundare. Aceste roci sunt alcătuite din granule de forme şi dimensiuni variate, ceea ce imprimă terenului caracteristici fizico-mecanice diferite.

Separarea granulelor în funcţie de dimensiunea lor, se numeşte analiză granulometrică.

Pentru determinarea compoziţiei granulometrice se utilizează:

- metoda cernerii

- pe ciururi- pentru granule cu Ø > 2,00 mm

- pe seturi de site- pentru granule cu 0,05 mm <Ø< 2,00mm

Obs. Dimensiunile particulelor mari, sunt mai mici decât mărimea ochiurilor sitei prin care trece granula

-metoda sedimentării (cu areometru sau prin pipetare)- pentru granule cu Ø <0,05 mm

Obs. Dimensiunile particulelor fine, reprezintă diametrul unei sfere de aceeaşi masă, care la sedimentarea în apă, cade cu aceeaşi viteză ca şi granula

- metoda combinată (cernere şi sedimentare)- pentru granule combinate (cu granule ce au 0,05 mm <Ø şi altele cu Ø <0,05 mm).

Particulele solide care au dimensiunile cuprinse între două limite date, reprezintă o fracţiune granulometrică (Tabel 3.1- Fracţiuni granulare, conform SR EN ISO 14688-1:2004).


40

Tabel 3.1

Fracţiuni ale pământului

Subdiviziuni Simboluri Mărimea particulelor (mm)

Blocuri mari LBo >630

Pământ foarte grosier

Blocuri Bo 630>Ø>200

Bolovăniş Co 200>Ø>63

Pietriş Gr 63>Ø>2,0

Pietriş mare CGr 63>Ø>20

Pietriş mijlociu MGr 20>Ø>6,3

Pământ grosier Pietriş mic FGr 6,3>Ø>2,0

Nisip Sa 2,0>Ø>0,063

Nisip mare CSa 2,0>Ø>0,63

Nisip mijlociu MSa 0,63>Ø>0,2

Nisip fin FSa 0,2>Ø>0,063

Praf Si 0,063>Ø>0,002

Praf mare CSi 0,063>Ø>0,02

Pământ fin Praf mijlociu MSi 0,02>Ø>0,0063

Praf fin FSi 0,0063>Ø>0,002

Argilă Cl 0,002 ≥ Ø

Metoda cernerii

Se utilizesază un set de site suprapuse, aşezate în ordine descrescătoare a ochiurilor (raportul dimensiunilor ochiurilor a două site consecutive este 1,5÷ 2).

Se analizează o probă uscată (mt= 100÷ 1000 g), care se aşează pe sita superioară şi se cerne 10÷ 15 minute. Se cântăreşte materialul de pe fiecare sită şi


41

din taler. Dacă prin însumarea acestor mase există o diferenţă mai mare de 1% faţă de masa probei analizate (mt), determinarea se consideră eronată şi se reface.

Se calculează cantitatea procentuală de material rămas pe fiecare sită (m1%, m2%,...mi%). Se calculează apoi cantitatea, exprimată procentual, de material cu particulele mai mici sau egale cu d1, d2,...di.

Cu valorile obţinute se construieşte curba granulometrică a probei analizate.

Obs. Dacă proba analizată prezintă o coeziune cât de mică (datorită unei anumite cantităţi de liant), iar cantitatea de material rămasă pe taler depăşeşte 10% din mt, analiza prin cernere se completează cu sedimentare, proba se acoperă cu apă şi se adaugă 0,2 g carbonat de litiu.

Metoda prin sedimentare

Analiza granulometrică prin sedimentare se bazează pe faptul că viteza de sedimentare (depunere) a granulelor mari este mai mare decât a granulelor mici.

Se utilizează un areometrul (densimetru) care se introduce într-o suspensie omegenizată, obţinută din proba cu dimensiunea particulelor Ø <0,05 mm şi apă.

La începutul determinării (momentul t0) areometrul va pătrunde până la o adâncime h0 mai mică, deoarece densitatea suspensiei este mare, fiind alcătuită din apă şi particule de dimensiuni diferite.

La momentul t1, particulele mai mari s-au sedimentat, iar densitatea suspensiei a scăzut, astfel încât areometrul pătrunde până la o adâncime h1> h0.

Se determină densitatea suspensiei la diferite intervale de timp, însă ţinând seama de vâscozitatea apei în funcţie de temperatură.

Prelucrarea rezultatelor

Datele obţinute prin analizele granulometrice pot fi reprezentate prin histograme, curbe granulometrice sau diagrame ternare şi permit identificarea tipurilor de pământuri.

-Histograma- pe abscisă- diametrele particulelor, la scară logaritmică; pe ordonată- cotele procentuale ale particulelor, între două limite de diametre

-Curba granulometrică- pe abscisă- diametrele particulelor, la scară logaritmică; pe ordonată- cotele procentuale ale particulelor egale sau mai mici decât un anumit diametru

Obs. Înclinarea curbei granulometrice dă indicaţii privind uniformitatea granulelor unei probe


42

- o curbă aproape verticală- granule cu dimensiuni apropiate, probă de pământ uniformă

- o curbă aplatizată- granule cu dimensiuni diferite, probă neuniformă

Coeficientul de uniformitate (Cu) al probei este egal cu raportul dintre diametrul corespunzător procentului de 60% şi 10% din masa totală a materialului, adică:

Cu = d60/ d10 3.7

În funcţie de mărimea coeficientului de neuniformitate Un, pământurile se clasifică în următoarele categorii:

- Cu ≤ 5 pământuri foarte uniforme

- Cu = 5÷15 pământuri cu uniformitate medie

- Cu ≥ 15 pământuri neuniforme

-Diagrame ternare- sunt necesare pentru identificarea pământurilor denumindu-le şi clasificându-le (Fig.3.1)

Fig 3.1. Diagramă ternară (conform SR EN ISO 14688-2:2005).


43

DETERMINAREA PRESIUNII GEOLOGICE

3.8.

Ϭgz =presiunea geologică

hi= grosimea stratului i (m)

γi= greutatea volumică a rocii din stratul i (kN/m3)

Teren monostratificat (Fig 3.2)

Fig.3.2 Presiunea geologică într-un teren monostratificat

Ϭgz1=h1 γ1

Teren stratificat (Fig.3.3)

Stratul întâi: Ϭgz1=h1 γ1

Stratul al doilea: Ϭgz2= h1 γ1+ h2 γ2

Stratul al treilea: Ϭgz3= h1 γ1+ h2 γ2+ h3 γ3


44

Fig.3.3 Presiunea geologică într-un teren stratificat

1. PROBLEMǍ

Fie un teren format din trei strate, pentru care se cunosc:

-nisip , h1= m; γ1= kN/m3

-argilă, h2= m; γ2= kN/m3

-marnă, h3= m ; γ3= kN/m3

Determinaţi presiunea geologică la z= m adâncime

2. PROBLEMǍ

Determinaţi compoziţia, procentul pentru fiecare din fracţiile granulometrice şi denumirea rocii sedimentare neconsolidate analizate, folosind diagrama lui Shepard (Fig.3.4)

Masa probei analizate este m=100 g; proba conţine nisip, silt şi argilă:

nisip= g; silt = g; argilă= g


45

Fig. 3.4 Diagrama lui Shepard (diagramă ternară)

3. PROBLEMǍ

Să se determine şi să se interpreteze curba granulometrică pentru o rocă (m=100g) ce cuprinde:

nisip grosier= g; nisip grosier= %

nisip fin= g; nisip fin= %

praf = g; praf = %

argilă= g; argilă= %

Geologie inginerească-Lucrarea 4- Hărţi geologice şi secţiuni

46

Lucrarea 4

HĂRŢI GEOLOGICE ŞI SECŢIUNI. DETERMINAREA ORIENTĂRII ÎN SPAŢIU A STRATELOR.

HARTA TOPOGRAFICǍ

Harta topografică este o reprezentare bidimensională a unor forme tridimensionale, indică relieful (variaţiile topografice) şi numeroase elemente comune hărţilor planimetrice (cursuri de apă, vegetaţie, drumuri, clădiri şi numele locaţiilor specifice).

Harta topografică este un instrument deosebit de util în geologie şi în studiiile inginereşti.

Scara hărţii stabileşte raportul prin care orice mărime reală (din teren) trebuie redusă pentru a putea fi reprezentată într-un plan.

În cazul hărţilor topografice care modelează suprafaţa Pământului, scara uzuală este 1:24000.

Folosind această scară fracţionară înseamnă că o unitate (centimetru, metru) de pe hartă, reprezintă 24000 de unităţi (aceleaşi: centimetru, metru) la suprafaţa Pământului.

Scara grafică (sau bara de scară), în metri, este trecută de obicei în partea inferioară a hărţii topografice (Fig.4.1).

Fig.4.1 Scara grafică

Culorile şi simbolurile hărţii dau informaţii detailate. Diagrama simbolurilor poate fi folosită pentru a identifica toate detaliile de pe harta topografică.


47

Liniile de contur (liniile de cotă) indică elevaţia sau cota. O linie de cotă uneşte toate punctele de pe hartă care au aceeaşi cotă (în raport cu nivelul mării).

Intervalul dintre liniile de contur este diferenţa de cotă pe verticală dintre două linii de contur învecinate. Trebuie calculată de la liniile de contur index, care sunt desenate mai îngroşat şi mai accentuat faţă de celelalte linii de contur şi sunt marcate cu valoarea cotei lor. Cota poate fi determinată în primul rând prin referire la aceste linii de contur index.

Obs. Toate liniile de contur sunt multipli ai intervalului dintre liniile de contur.

CONSTRUCŢIA PROFILULUI TOPOGRAFIC

În Fig.4.2 sunt reprezentate o hartă topografică şi un profil realizat în lungul segmentului A-A’. Pentru construcţia profilului, pe harta topografică s-a plasat o latură a unei foi de hârtie de-a lungul segmentului A-A’.

Pe marginea hârtiei s-au marcat punctele de intersecţie ale foii de hârtie cu liniile de cotă. Elevaţiile fiecărei linii de cotă au fost notate în dreptul punctelor corespunzătoare de pe marginea foii de hârtie.

În continuare, marginea foii a fost aşezată în partea de jos a liniei profilului, iar profilul a fost realizat pas cu pas, marcând în dreapta ordonatei, elevaţia pentru fiecare punct.

În final, se marchează pe profil cu un punct negru fiecare punct determinat, la cota corespunzătoare.

Punctele negre s-au unit apoi pentru a completa profilul.


48

Fig.4.2 Hartă topografică şi profil

HARTA GEOLOGICĂ

Este o hartă care arată distribuţia formaţiunilor geologice, ale tipurilor de roci de la suprafaţa pământului, într-o anumită zonă.

Indică extinderea formaţiunilor la suprafaţa pământului şi conţine unele notaţii şi simboluri care pot defini geometria maselor de roci.


49

Hata geologiă se construieşte prin reprezentarea elementelor orientării în spaţiu, a formaţiunilor şi a contactelor dintre formaţiuni pe baza unei hărţi topografice sau a unor aerofotograme. Aceste informaţii se bazează pe observaţiile realizate în teren, în aflorimente din zona analizată.

Contactele dintre formaţii apar ca linii, iar formaţiunile propriu-zise sunt diferenţiate prin numeroase culori sau simboluri (vezi Planşa 4.1 şi Planşa 4.2).

Harta geologică poate astfel să indice şi topografia (prin liniile de cotă pe care le conţine).

Interpretarea hărţilor geologice presupune cunoaşterea informaţiilor indicate şi capacitatea de-a transpune aceste informaţii în secţiunea geologică transversală.

Se corelează datele de pe hărţi cu cele din coloanele litologice (Planşa 4.2).

SECŢIUNEA GEOLOGICĂ TRANSVERSALĂ

Secţiunea geologică transversală este o porţiune verticală prin Pământ.

Arată modul de aranjare al unităţilor de roci şi contactele lor. Este o diagramă în care formaţiunile geologice şi alte informaţii geologice utile sunt indicate într-o secţiune verticală, perpendiculară pe suprafaţa terenului. Poate arăta şi profilul topografic, sau poate fi schematică.

Formaţiunile geologice apar sub formă de strate, dar frecvent apar în structuri mult mai complexe, care însă nu pot fi puse în evidenţă prin secţiuni geologice transversale

O secţiune geologică transversală este construită pe un plan vertical. Secţiunea transversală este indicată pe harta geologică respectivă printr-o linie.

Notaţii precum direcţia şi sensul căderii, contactul dintre formaţiuni, urmele planelor axiale, sunt elemente de bază pentru realizarea secţiunii geologice .

Înclinarea stratului şi simbolurile folosite pe hartă pot fi folosite pentru estimarea înclinării stratelor în secţiune.

În secţiunea geologică din Fig. 4.3 sunt reprezentate variaţiile lăţimilor a trei formaţiuni orizontale cu aceeaşi grosime, în funcţie de înclinarea suprafeţei terenului:

-dacă panta este redusă, lăţimea aflorimentului este mai mare decât grosimea formaţiunii- Ex.formaţiunea argiloasă (portocalie- în Fig.4.3)


50

-dacă panta este abruptă, lăţimea aflorimentului este mai mică decât grosimea formaţiunii – Ex.formaţiunile din gresii şi calcare (bej şi maro- în Fig.4.3)

În secţiunea geologică din Fig.4.3 B, formaţiunile sunt înclinate cu 300, grosimea fiecărei formaţiuni este indicată în secţiune , iar lăţimea fiecărei formaţiuni apare pe harta geologică.

În secţiunea geologică din Fig.4.3 C formaţiunile sunt verticale, deci sunt înclinate cu 900. În această situaţie, grosimea reală a formaţiunii este aceeaşi cu lăţimea aflorimentului.

Obs. Lăţimea aflorimentului pe o hartă geologică nu este neapărat aceeaşi cu grosimea reală a formaţiunii ce apare în secţiunea geologică.

BLOC DIAGRAMELE

Bloc diagrama este o combinaţie a reprezentărilor prezentate anterior.

Este o reprezentare tridimensională, în perspectivă, în care sunt combinate informaţiile reprezentate pe hărţile şi în secţiunile geologice.

Obs. Pe unele hărţi, bloc diagrame sau secţiuni, vârsta relativă a stratelor sedimentare este notată prin cifre arabe.

Ex. Dacă patru formaţiuni sunt reprezentate pe hartă sau în bloc diagramă, formaţiunea cea mai veche este notată cu “1”, iar cea mai nouă cu “4”

a) Strate orizontale secţionate de o reţea de ape curgătoare (numerele se referă la vârsta relativă a formaţiunilor) (Fig.4.4 A).

b) Strate înclinate – stratele cele mai vechi (1,2 şi 3), stratele cele mai tinere (5 şi 6), vârful V-ului este în direcţia sensului căderii (Fig.4.4 B)

c) trei strate sedimentare verticale – vârsta relativă nu poate fi determinată pe baza informaţiilor indicate în bloc diagramă sau pe hartă. (Fig.4.4 C)


51

Fig.4.3 Secţiune transversală şi hartă geologică cuprinzând trei formaţiuni sedimentare indicând relaţia între grosimea reală a fiecărei formaţiuni şi lăţimea aflorimentului; A- strate orizontale ; B- strate înclinate; C- strate verticale


52

Fig. 4.4 Bloc diagrame şi hărţi ce indică relaţiile dintre topografie şi aflorimente A- strate orizontale ; B- strate înclinate; C- strate verticale.

Aranjarea rocilor la suprafaţa Pământului presupune existenţa unui sistem de apreciere a orientării, sau dispunere a rocilor. Pentru determinarea orientării în spaţiu a stratelor se stabilesc, direcţia stratului şi sensul căderii lui.(Fig. 4.5)


53

Fig.4.5 Ilustratrea schematică a planului de stratificaţie, a direcţiei şi sensului căderii unui strat.

Direcţia stratului este orizontala ce se formează la intersecţia dintre planul orizontal şi planul de stratificaţie al unui strat înclinat, falie, fractură sau altă suprafaţă înclinată. În mod obişnuit direcţia stratului se raportează la direcţia nordului.

Obs. Direcţia este exprimată sub forma: “nord n0 est” sau“nord n0 vest”

Înclinarea stratului este unghiul dintre planul orizontal şi planul de stratificaţie, falie, sau fractură.

Sensul căderii stratului este măsurat totdeauna perpendicular pe direcţia stratului. Pe un plan înclinat, un curs subţire de apă curge totdeauna de-a lungul unei linii paralele cu sensul căderii (de la cota mai mare spre cota mai mică).

Obs. Deoarece direcţia stratului este perpendiculară pe sensul căderii, direcţia poate fi determinată prin raportare la sensul de curgere al apei. Direcţia de curgere a apei este tocmai sensul de cădere şi se exprimă împreună cu înclinarea (Ex. 360 est).

Direcţia şi sensul căderii sunt indicate pe hărţi prin intermediul simbolurilor. (ca cele ilustrate în Fig.4.6)

- linia lungă reprezintă direcţia


54

- linia scurtă reprezintă sensul căderii şi se desenează totdeauna perpendiculară pe linia ce reprezintă direcţia

-cifra ce însoţeşte sensul căderii indică înclinarea stratului în grade

a) b)

Fig.4.6 a) Direcţia este nord-est şi sensul căderii stratului este de 300; b) Direcţia este nord-vest şi sensul căderii stratului este de 600.

APLICAŢII

1. PROBLEMĂ DE CONTUR

Trasaţi toate liniile de contur pe hartă (trasaţi liniile de cotă). Folosiţi un interval de contur de 10 metri şi desenaţi conturul doar pentru liniile având elevaţia din 10 în 10 metri. (ex. 90 metri, 100 metri, etc.) Fig. 4.7

Fig.4.7 Problemă de trasare al liniilor de cotă folosind un interval de contur de zece metri


55

2.PROBLEMA TRASĂRII UNUI PROFIL TOPOGRAFIC

Construiţi profilul topografic pe linia A-A’ de pe harta geologică (Fig.4.8)

Fig.4.8 Problema trasării unui profil topografic pe o hartă geologică

2. DETERMINAREA DIRECŢIEI ŞI A SENSULUI CĂDERII unui nivel reper (strat înclinat), folosind trei foraje care intersectează acelaşi nivel (strat) reper şi o hartă topografică la scara 1:1000 sau 1:2000 pe care sunt poziţionate cele trei foraje.

Forajul -1 Forajul- 2 Forajul- 3

cota absolută a terenului

540,00 m 542,00 m 543,00 m

cota relativă a nivelului reper

-5,00m - 4,00 m -3,00m

cota absolută a nivelului reper

535,00 m 538,00 m 540,00 m


56

Fig.4.9 Hartă topografică ce cuprinde poziţionarea forajelor, direcţia stratului şi sensul căderii stratului


57

Planşa 4.1 – Simboluri ale hărţilor geologice


58

Planşa 4.2 – Coloana litologică- este o coloană stratigrafică

Geologie inginerească-Lucrarea 5-Geologie structurală. Vârsta relativă a rocilor.

59

Lucrarea 5

GEOLOGIE STRUCTURALĂ. VÂRSTA RELATIVĂ A ROCILOR.

Pentru a defini, descrie şi interpreta structurile geologice tridimensionale (cum sunt cutele, faliile si discordanţele) se pot folosi bloc diagrame tridimensionale, hărţi geologice şi secţiuni transversale.

Geologia structurală se ocupă cu studiul modului în care rocile sau sedimentele sunt aranjate iniţial şi deformate ulterior, la suprafaţa pământului.

Deformarea rocilor sau a sedimentelor se datorează stress-ului (forţă aplicată). Astfel, numeroase dintre structurile geologice implică descifrarea relaţiilor dintre cauză şi efect. Geologii înregistrează aceste informaţii bidimensional pe hărţi geologice, apoi este dedusă dispunerea tridimensională a rocilor sau a sedimentelor.

În mod obişnuit rocile se împart în unităţi, care pot fi pot fi identificate şi trasate pe harta unei zone. Astfel, unităţile ce se reprezintă pe hărţi se numesc formaţiuni, ce pot fi împărţite în membri. Limitele dintre formaţiuni şi membri sunt denumite contacte.

TIPURI DE STRUCTURI

Numeroase tipuri de structuri geologice (cum sunt discordanţele, cutele şi faliile) trebuie să fie localizate, observate şi interpretate.

• Discordanţe pot fi de trei tipuri (Fig.5.1 ):

Fig.5.1 Discordanţe

-paralele - sunt discordanţe între strate paralele, deşi discordanţa poate fi o suprafaţă foarte neregulată

- unghiulare - sunt discordanţe între două seturi de strate care nu sunt paralele


60

- nonconforme- sunt discordanţe între roci sedimentare (sau sedimente) şi roci care nu sunt sedimentare

Faliile sunt fracturi în lungul cărora au loc deplasări ale celor două compartimente separate de planul faliei. Faliile sunt în general de două tipuri (Fig.5.2):

- cele care au o mişcare relativă pe verticală

-falii normale- atunci când compartimentul de sus a coborât gravitaţional

- falii inverse- atunci când blocul de sus a urcat

-cele care au o mişcare relativă pe laterală

- falii laterale sau decroşări

Fig.5.2 - Falii

- Cutele- în Fig.5.3 sunt ilustrate două tipuri fundamentale

-Anticlinalele sunt cute (concave) care au rocile mai vechi în mijloc (în centru)

-Sinclinalele sunt cute (convexe) ce au rocile mai noi în mijloc (în centru)

Fig.5.3 Cute


61

Înclinarea cutei este unghiul pe care-l face axa cutei cu planul orizontal. Direcţia în care înclină cutele este direcţia (măsurată cu busola geologică) spre care axa înclină în jos.

Raportat la planul axial, cutele au două părţi sau flancuri. O excepţie o constituie cutele monoclinale, care au strate uşor înclinate în acelaşi sens.

• Domurile sau bazinele sunt structuri largi, circulare sau subcirculare formate atunci când stratele sunt deformate în sus (domuri) sau în jos (bazine). Stratele mai vechi sunt în centru la domuri, respectiv cele mai noi sunt în centru la bazine.

VÂRSTA RELATIVĂ A ROCILOR

În mod obişnuit geologii examinează expunerea bidimensională a rocilor şi sedimentelor, la suprafaţa pământului în secţiuni verticale de pe marginea drumurilor, a căilor ferate, ale văilor şi defileelor

Sunt două principii de bază pentru determinarea relaţiilor de vârstă relativă în rocile sedimentare: Pricipiul orizontalităţii iniţiale şi Principiul superpoziţiei. Acestor două principii de bază li se alătură şi altele folosite în mod frecvent de către geologi.

Pricipiul orizontalităţii iniţiale

Stratele de roci sedimentare, s-au depus iniţial ca strate relativ orizontale. Stratele care nu-şi păstrează dispunerea orizontală iniţială s-au deplasat datorită mişcărilor scoarţei terestre.

Principiul continuităţii laterale

Stratele de roci sedimentare sau curgerile de lave se extind lateral în toate direcţiile înainte de-a se îngusta sau de a atinge marginile bazinului de sedimentare.

Principiul superpoziţiei

În orice secvenţă nederanjată de strate, stratul mai vechi este în partea de jos a secvenţei, iar stratul mai nou este în partea de sus a secvenţei.

Principiul incluziunii

Orice fragment dintr-o rocă preexistentă ce este incorporat într-un sediment sau rocă, este mai veche decât sedimentul sau roca ce-l conţine.

Astfel clastele se referă la incluziuni, iar masa rocii în care sunt prinse clastele se numeşte matrice sau masă fundamentală. Astfel, incluziunea este mai veche decât matricea.


62

Principiul discordanţelor

Discordanţele sunt suprafeţe ce reprezintă întreruperi în succesiunea geologică, prin nedepunerea sedimentelor într-o anumită perioadă de timp, sau prin erodarea lor.

Principiul secţionării

Orice element care secţionează un corp de sedimente sau roci este mai nou decât corpul secţionat.

VÂRSTA RELATIVĂ A ROCILOR SEDIMENTARE

Rocile sedimentare sunt rezultatul depunerilor de sedimente la suprafaţa pământului, strat cu strat.

1. strate orizontale Fig 5.4 (o ilustrare simplă a principiului superpoziţiei)

2. strate cutate Fig.5.5 (rocile au fost deformate prin cutare). Dacă o serie de strate sunt cutate, cutarea este mai recentă decât rocile afectate de cutare.

3. Un strat sedimentar ce acoperă cu o discordanţă unghiulară alte roci, este mai recent decât acele roci Fig.5.6

4. Dacă o serie de strate sunt cutate sub formă de anticlinal, formaţiunile mai vechi sunt în centrul cutei Fig 5.7

5. Dacă o serie de strate sunt cutate sub formă de sinclinal, formaţiunile mai noi sunt în centrul cutei (stratele s-au depus după cutare) Fig.5.8

6. Rocile sedimentare sunt mai tinere faţă de rocile din care provin Fig.5.9.

Fig.5.4 Stratul A este cel mai vechi Fig.5.5 Cutarea şi eroziunea Stratul D este cel mai nou au avut loc după depunerea stratului E


63

Fig.5.6 A este cel mai vechi. Formaţiunea Fig. 5.7 Formaţiunea A este cea mai E este cea mai nouă. veche, iar F este cea mai nouă. Înclinarea stratelor şi eroziunea au avut Cutarea şi eroziunea au avut loc loc după D şi înainte de E după D şi înainte de E

Fig.5.8 Formaţiunea A este cea mai veche. Fig.5.8 Formaţiunea A este cea Formaţiunea G este cea mai tânără mai veche. Formaţiunea B este cea Cutarea şi eroziunea au avut loc după E mai nouă. Eroziunea a avut loc dar înainte de F. după A, dar înainte de B.

VÂRSTA RELATIVĂ A ROCILOR MAGMATICE

Rocile magmatice sunt rezultatul răcirii şi consolidării magmelor

Se pot forma în interiorul scoarţei spre suprafaţa pământului, dând naştere curgerilor de lave sau strate de cenuşă vulcanică. Un corp intruziv este mai tânăr decât roca în cadrul căreia se formează (roca preexistentă).

O rocă extruzivă cum sunt curgerile de lavă este mai tânără decât rocile de dedesubt peste care curge, dar mai veche decât rocile de deasupra, ce o acoperă.

1. Dacă un corp magmatic intersectează altă rocă, roca magmatică este cea mai nouă. Fig.5.10


64

2. Dacă un corp magmatic conţine incluziuni (fragmente netopite) dintr-o altă rocă, roca magmatică este cea mai tânără. Roca magmatică intruzivă va determina un contact metamorfic în lungul limitei cu roci mai vechi Fig.5.11

3. Curgerile de lavă realizează contacte metamorfice cu rocile mai vechi, în partea lor bazală.

Fig.5.10 Granitul B este mai tânăr Fig.5.11 Granitul B este mai tânăr decât decât roca preexistentă A. roca preexistentă A.

VÂRSTA RELATIVĂ A ROCILOR METAMORFICE

Rocile metamorfice se formează la adâncime în interiorul pământului prin recristalizarea rocilor preexistente.

1. Rocile metamorfice sunt mai vechi decât rocile magmatice care le străpung. Sunt mai vechi şi decât stratele de roci sedimentare ce s-au depus deasupra lor Fig.5.12.

Fig.5.12 Şistul A este mai vechi decât granitul B. Granitul B este mai vechi decât formaţiunea


65

VÂRSTA RELATIVĂ A FALIILOR

Faliile sunt fracturi în lungul cărora rocile au fost deplasate.

1. Dacă rocile sunt faliate, faliile s-au format după depunerea celor mai noi roci care au fost afectate de falie Fig.5.13

Fig.5.13 Formaţiunea A este cea mai veche. Formaţiunea E este cea mai tânără. Falia D este mai tânără decât C, dar mai veche decât E.

REGULI PENTRU INTERPRETAREA HĂRŢILOR GEOLOGICE

1. Contactele dintre stratele orizontale sunt paralele cu liniile de cotă.

2. Anticlinalele au stratele cele mai vechi strate în centru.

3. Sinclinalele au cele mai noi strate în centru.

4. Anticlinalele converg spre închiderea structurii.

5. Sinclinalele converg spre deschiderea structurii.

6. Contactele stratelor orizontale sau ale stratelor care au o înclinare mai mică decât a văilor, este în formă de „V” în susul văii.

7. Contactele stratelor care au înclinarea mai mare decât a văilor este în formă de „V” în josul văii.

8. La stratele verticale nu se poate aplica legea lui „V”.


66

9. Compartimentele ridicate ale faliilor tind să fie erodate mai accentuat decât cele coborâte.

10. Contactele se deplasează mai în jos datorită eroziunilor.

11. Inclinarea unui strat poate fi văzută în adevărată mărime în secţiune doar dacă secţiunea este perpendiculară pe falie sau pe direcţia stratului.

APLICAŢII

1. VÂRSTA RELATIVĂ A ROCILOR

Referindu-vă la secţiunea geologică verticală din Fig. 5.14, determinaţi vârsta relativă a corpurilor şi ale elementelor geologice ce le afectează îndicaţi vârsta lor relativă plasând literele în spaţiile libere din dreapta figurii de la cele mai vechi ( în partea de jos) spre cele mai noi ( în partea de sus). Indicaţi toate zonele unde poate apare contact metamorfic.

Fig 5.14 Secţiune geologică ilustrând vârsta relativă a rocilor


67

Eon Eră Perioada (simboluri pe harta geologică)

Epoca Vârsta aproximativă (în milioane ani)

Fan

eroz

oic:

Eon

ul v

ieţii

viz

ibile

Cenozoic (Vârsta mamiferelor)

Cuaternar (Q)

Recent

Pleistocen

Neo

gen

1,6

Terţiar (T)

Pliocen

Miocen

Oligocen

Eocen

Paleocen

24

Pa

leog

en

65

Mezozoic (Vârsta dinozaurilor)

Cretacic (C)

Late

Early

144

Jurasic (J)

Târziu

Mediu

Timpuriu

213

Triasic (Tr)

Târziu

Mediu

Timpuriu

248

Paleozoic (Vârsta trilobiţilor)

Permian (P)

Târziu

Timpuriu

286

Carbonifer (Cb)

Târziu

Timpuriu

360

Devonian (D)

Târziu

Mediu

Timpuriu

408

Silurian (S)

Târziu

Mediu

Timpuriu

438

Ordovician (O)

Târziu

Mediu

Timpuriu

505

Cambrian (Cmb)

Târziu

Mediu

Timpuriu

590

Precambrian (PC) 4500+

Geologie inginerească-Lucrarea 6-Apa în pământ

68

Lucrarea 6

APA ÎN PĂMÂNT

Apa din pământ se poate deplasa lateral prin sol şi roci permeabile, din zonele cu cotă ridicată spre cele cu cotă scăzută, din zone cu infiltraţii abundente spre zone uscate, sau dinspre zone în care apa subterană este puţin folosită, spre zone în care este folosită intens.

Debitul, mişcarea şi chimismul apelor sunt strâns legate de capacitatea diferitelor roci sau soluri de-a absorbi şi de-a transmite apa. Aceste proprietăţi sunt descrise ca parametri ai porozităţii şi ai permeabilităţii.

ELEMENTELE APELOR SUBTERANE

Când au loc precipitaţii, apele se infiltrează gravitaţional până la o rocă impermeabilă sau până ce solul este saturat cu apă şi apa începe să se acumuleze deasupra.

Imediat deasupra rocilor impermeabile este o zonă cu roci sau sol saturate, în care apa ocupă toţi porii, această zonă denumindu-se zona freatică sau zona de saturaţie (Fig.6.1)

Fig.6.1 Denumirea apelor subterane.


69

Deasupra acestei zone, rocile sau solul au porii parţial umpluţi cu apă, parţial cu aer: este zona vadoasă sau zona de aeraţie.

Obs. Apa din pori situată în apropirea suprafeţei pământului este denumită apă subterană.

Astfel, pânza freatică este doar apa din zona de saturaţie, sau din zona freatică (Fig. 6.1). Se deosebeşte de umiditatea solului care reprezintă apa cuprinsă în porii mici ai solurilor nesaturate din zona vadoasă. Precipitaţiile constituie principala sursă a apelor subterane.

Pânza freatică este definită ca partea superioară a zonei de saturaţie, unde zona de saturaţie nu este acoperită de roci impermeabile.

Obs. Pânza freatică nu este totdeauna aproape de suprafaţa terenului.

Dacă apa subterană alimentează cursul de apă de suprafaţă sau cursul de apă de suprafaţă alimentează apa subterană, depinde de geologia şi de clima zonei respective.

Nivelul apei în cursul de apă de suprafaţă este funcţie de nivelul la care se găseşte pânza freatică (Fig. 6.2):

-în perioadele uscate, debitul este scăzut, fiind aprovizionat în întregime de către apa subterană (dacă pânza freatică este prea jos, cursul de apă seacă)

Fig.6.2 a)

-în timpul precipitaţiilor, debitul creşte alimentând şi apele subterane Fig.6.2 b)

Obs. Si adâncimea pânzei freatice variază. Nivelul pânzei freatice este ridicat atunci când este alimentată cu o cantitatea mare de apă. În anotimpurile secetoase, alimentarea cu apă scade, iar nivelul pânzei freatice scade şi el.

Procesul de infiltrare şi de migrare a apei prin care apa subterană este schimbată se numeşte reîncărcare.


70

Fig.6.2 Modificarea debitului de apă într-un curs de apă de suprafaţă; a) perioade uscate-alimentarea cursului de apă de către pânza freatică; b) perioade ploioase- alimentarea pânzei freatice de către cursul de apă de suprafaţă

POROZITATEA ŞI PERMEABILITATEA

Din punct de vedere al porozităţii şi permeabilităţii rocile şi solurile variază foarte mult.

Porozitatea reprezintă procentul de pori dintr-o rocă sau goluri dintre granulele minerale.

Obs. Porii pot fi ocupaţi de gaz, lichid sau o combinaţie a celor două.

Permeabilitatea este o măsură a capacităţii rocilor de-a permite trecerea fluidelor prin ele. Este strâns legată de porozitatea deschisă (comunicarea dintre pori sau golurile rocii).

Atât porozitatea cât şi permeabilitatea sunt influenţate de :

- forma granulelor minerale (sau a fragmentelor de roci) în cadrul rocii

- dimensiunea granulelor minerale

- modul în care sunt legate granulele între ele (tipul legăturilor dintre granule)


71

Ex. Rocile magmatice au şi porozitate redusă şi permeabilitate scăzută (dacă n-au fost afectate de dezagregare sau nu sunt fisurate).

Rocile sedimentare bine rotunjite, şi bine sortate (cu granule echidimensionale de aproximativ aceeaşi mărime), de exemplu nisipurile necimentate, pot avea atât porozitate cât şi permeabilitate ridicată.

Materialele ce conţin o mare varietate de dimensiuni ale granulelor, cele mici umplând golurile dintre granulele mari, reduc porozitatea, dar permeabilitatea poate rămâne ridicată.

O rocă ale cărei granule minerale sunt plate sau uşor colţuroase şi are aceste granule aranjate astfel încât porozitatea este ridicată însă porii sunt în slabă legătură unii cu alţii, permeabilitatea acestei roci este redusă, mai ales pe direcţie perpendiculară pe granule (caracteristică argilelor).

O rocă ce reţine şi transmite suficientă apă pentru a fi considerată o sursă de apă, se numeşte acvifer (este o rocă permeabilă şi poroasă).

Un strat semipermeabil este o rocă în care permeabilitatea este scăzută şi curgerea apei este mult încetinită, nefiind o sursă de apă. Un strat impermeabil este o rocă ce realizează practic o barieră în curgerea apei.

Obs. Argilele sunt în mod obişnuit impermeabile sau semipermeabile.

Când un acvifer este acoperit numai de un strat permeabil şi de sol, este descris ca un strat acvifer cu nivel liber (apa nu se află sub presiune) (Fig.6.3).

Într-un foraj executat într-un strat acvifer liber, apa urcă în foraj la acelaşi nivel ca şi apa pânzei freatice din rocile învecinate.

Fig.6.3 Un sistem de acvifer cu nivel liber.


72

Un acvifer captiv este un strat acoperit de un strat impermeabil sau semipermeabil (Fig.6.4). Deoarece mişcarea verticală a apei este redusă, apa este captivă, sub presiune rocilor acoperitoare, sau ca o consecinţă a schimbărilor laterale ale nivelului acviferului.

Fig.6.4 Acvifer captiv şi pânză freatică

Dacă un foraj este realizat într-un strat acvifer cu nivel liber, apa poate ieşi la suprafaţă sub propria presiune, presiunea hidrostatică. Acesta este un sistem artezian. În cazul stratului acvifer cu nivel liber, în afară de cunoaşterea nivelului pânzei freatice, geologii urmăresc stabilirea nivelului hidrostatic (Fig. 6.5), nivelul la care presiunea apei poate împinge apa în sus, dacă aceasta este sub presiune.

Fig.6.5 Apa într-un acvifer captiv, între strate impermeabile. Nivelul hidrostatic.


73

Acolo unde rocile sunt saturate, acest nivel poate fi mai ridicat decât partea superioară a stratului acvifer cu nivel liber şi poate fi deasupra terenului.

Cănd apa trebuie pompată dintr-un strat acvifer sub presiune, rezultatul este o coborâre a pânzei freatice în imediata apropiere a forajului, formându-se aşa numitul con de depresiune (Fig 6.6).

Fig.6.6 Con de depresiune format în apropierea forajului, într-un strat acvifer sub presiune

CALITATEA APEI

Multe dintre apele din şi de pe continent nu sunt potabile propriu-zis. Chiar şi apa de ploaie, nu este pură, conţine numeroase tipuri de chimicale dizolvate în ea, mai ales în zonele industrializate, cu numeroşi poluanţi atmosferici. Odată ajunsă pe sol, apa de ploaie îmbogeşte terenul, reacţionează cu solul, cu rocile, şi cu resturile organice, dizolvând şi mai multe elemente chimice, fără să luăm în considerare poluarea generată de oameni.

Calitatea apei poate fi definită în multe moduri:

-O definire frecventă este cea care exprimă conţinutul de substanţe chimice dizolvate ca părţi pe milion (ppm) sau pentru substanţele foarte diluate, părţi pe bilion (ppb).


74

-Altă definiţie exprimă calitatea apei prin totalitatea solidelor dizolvate (TSD), ca sumă a concentraţiilor tuturor elementelor chimice dizolvate în apă.

Obs. Dacă principala substanţă dizolvată este calcitul dintr-un calcar acvifer, apa poate avea un gust plăcut şi este potabilă pentru un conţinut de peste 1,000ppm TSD

Dacă substanţele dizolvate sunt fierul sau sulful, chiar şi numai câteva părţi pe milion pot fi suficiente pentru a da apei un gust rău.

Numeroase elemente chimice sintetice, ce au ajuns în apă prin manipularea inadecvată a deşeurilor, sunt toxice chiar şi pentru o concentraţie de 1 ppb sau mai puţin.

Apa dură conţine procente ridicate de calciu şi magneziu dizolvate în ea.

POLUAREA APELOR SUBTERANE

Sunt numeroase surse de poluare ale apelor subterane:

-poluanţii aerului pot reacţiona cu apa sau pot să fie dizolvaţi în apa de ploaie (gazele de eşapament sulfuroase reacţionează cu oxigenul şi cu vaporii de apă şi formează acidul sulfuric; metalele volatile, cum este plumbul şi mercurul pot ajunge din aer prin ploaie, în apele subterane).

- canalizarea – deversarea deşeurilor este o problemă importantă (deşeurile pot intra în contact cu apa subterană, înainte de-a fi descompuse, contaminând apa )

-haldele şi depozitele de deşeuri sunt posibile surse ale poluării apelor subterane (dacă sunt acoperite de sol sau roci permeabile, deşeurile sub formă lichidă se pot deplasa spre apele subterane)

-sarea aplicată iarna pe drumuri, este spălată de ploaie amestecându-se cu apa de ploaie şi pătrunde în sol

- ierbicidele şi pesticidele folosită în agricultură se dizolvă şi se infiltrează, probabil până la pânza freatică

- scurgerile de petrol

Obs. Odată poluate, apele subterane sunt dificil de detectat şi chiar de curăţat.

Geologie inginerească- Bibliografie

75

BIBLIOGRAFIE

1. Anastasiu N.,1988- Petrologie sedimentară. Editura Tehnică, Bucureşti. 2. Anastasiu N., Mutihac V., Grigorescu D., Popescu Gh.C., 1998- Dicţionar de geologie, Editura

Didactică şi Pedagogică, Bucureşti. 3. Balog A.-A., 2010- Geologie inginerească, Editura U.T.Press, Cluj-Napoca 4. Băncilă I., Florea M.N., Fota D., Lazăr L.F., Mocanu Gh., Georgescu M., 1980- Geologie

inginerească vol. I, Editura Tehnică, Bucureşti. 5. Băncilă I., Florea M.N., Fota D., Georgescu M.,1981- Geologie inginerească, vol.II., Editura

Tehnică, Bucureşti. 6. Clichici O., Stoici S., 1986- Cercetarea geologică a substanţelor minerale solide, Editura

Tehnică, Bucureşti. 7. Georgescu D., Marinescu C., Benea St., 1971- Determinarea caracteristicilor mecanice ale

rocilor, Editura Tehnică, Bucureşti. 8. Grasu C-tin, 1986- Geologie structurală şi elemente de cartografie geologică, Universitatea

“Al.I.Cuza”, Rotaprint, Iaşi 9. Grindan T., 1983- Petrologia-Ştiintă a rocilor, Editura Albatros, Bucureşti. 10. Mureşan I., 1976- Geologie tehnică, Universitatea “Babeş-Bolyai” din Cluj-Napoca, Facultatea

de Biologie-Geografie, Cluj-Napoca. 11. Mureşan I., Ghergari L., Bedelean I., 1986- Determinator de minerale, vol.I-II, Universitatea

din Cluj-Napoca, Facultatea de Biologie-Geografie şi Geologie, Cluj-Napoca. 12. Mureşanu F.,2001- Geotehnică,Editura U.T.Pres, Cluj-Napoca 13. Muşat V., Botu N., 1999- Geologie, Editura “Gh. Asachi”, Iaşi. 14. Naum T, Grigore M., 1974- Geomorfologie, Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti. 15. Pauliuc S., Dinu C., 1985-Geologie structurală, Editura Tehnică, Bucureşti. 16. Pârvu G., 1983- Minerale şi roci, Editura Sţiinţifică şi enciclopedică, Bucureşti. 17. Pârvu G., Mocanu Gh., Hibomvschi C., Grecescu A., 1977- Roci utile din România, Editura

Tehnică, Bucureşti. 18. Petrescu I., 1978- Pământul-O biografie geologică, Editura Albatros, Bucuresti. 19. Petrulian N., 1973- Zăcăminte de minerale utile, Editura Tehnică, Bucureşti,. 20. Popa A., Roman F., Fosti V., Tripa I. Fetea L., Muresanu F., 1992- Geotehnică-Lucrări de

laborator, Universitatea Tehnică din Cluj-Napoca, Facultatea de Construcţii, Cluj-Napoca. 21. Popa A., Suciu A-A ,2002- Geologie, îndrumător pentru lucrări de laborator, U.T.Press, Cluj-

Napoca. 22. Răcătăianu C.P., Benea M., Koch R., Peter A., Brandlein P., 2007- Romanian Natural Building

Stones, Geology, Rock types, Quarries, Companies and products vol.I, Transylvania Region, Erlangen.

23. Rădulescu D., 1981- Petrologie magmatică şi metamorfică, Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti,.

24. Stamatiu M., 1962- Mecanica rocilor, Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti. 25. SR EN ISO 14688-1:2004. Cercetări şi încercări geotehnice. Identificarea şi clasificarea

pământurilor. Identificarea şi clasificarea pământurilor. Partea 1: Identificare şi descriere. 26. SR EN ISO 14688-2:2005. Cercetări şi încercări geotehnice. Identificarea şi clasificarea

pământurilor. Identificarea şi clasificarea pământurilor. Partea 2: Principii pentru o clasificare 27. SR EN ISO 14689-1:2004 Cercetări şi încercări geotehnice. Identificarea şi clasificarea rocilor.

Identificarea şi clasificarea rocilor. Partea 1: Identificare şi descriere.

Documents

Geologie Inginereasca