Www.geo.Edu.ro Catmin Rom PDF Curs 05-06-Curs Procese Chimice

SEDIMENTOGENEZA CHIMICAFactorii proceselor chimice

Alterarea mineralelor si rocilor Solurile.

Solutii naturale si precipitate chimice

n domeniul sedimentar - mult mai mult dect n cel magmatic sau metamorfic -apa constituie un factor petrogenetic fundamental. Ea se afl si la originea proceselorchimice, a reaciilor care conduc n ariile continentale la transformarea "exogen" arocilor preexistente, iar n bazinele marine si oceanice la separarea din "soluii" a pro-duselor de precipitatie care mbrac forma agregatelor autigene. Indiferent de sensul pecare-l imprim proceselor naturale, actiunea ei ca "factor chimic" este aproape ntot-deauna dependent de propriettile sale de solvent, deci de capacitatea de a provocadisocierea compusilor naturali, de a-si modifica compozitia si de a interactiona cu sub-stratul mineral sau cu atmosfera gazoas.

O analiz ct de sumar a complicatelor procese chimice pe care le controleazapa impune si o cunoastere a calittilor sale chimice, implicit a principalilor parametricare-i determin propriettile: pH-ul, Eh-ul, continutul n gaze. Comportarea fat de apa elementelor chimice - usurinta cu care ele trec n solutie sau facilitatea pe care o man-ifest n realizarea unor compusi cristalini - este, n primul rnd, expresia potentialului lorionic, iar "calittile" apei, gratie acestei interactiuni, se pot modifica treptat.

Dincolo de acesti factori, procesele sedimentare chimice evolueaz n conditiitermo-barice specifice suprafetei terestre sau foarte aproape de acestea si, de aceea,spre deosebire de procesele endogene, foarte departe de punctele critice ale apei.Asociatiile minerale care se nasc ntr-un astfel de context vor fi stabile si vor oferi oricndposibilitatea reconstituirii "mediului chimic" care le-a generat.

Factorii proceselor chimice

Potentialul ionic al elementelor. Comportarea elementelor chimice n prezentaapei este o functie a capacittii lor de polarizare sau a electronegativittii lor; aceastproprietate, la rndul ei, este dependent de raz si sarcina ionilor respectivi. Raportuldintre sarcina (z) si raza (r n ) este cunoscut ca potential ionic (e) si este folosit n liter-atura geochimic drept criteriu de apreciere a solubilittii ionice. Valoarea potentialuluiionic urmeaz ndeaproape si valoarea electronegativittii elementelor si defineste ener-gia necesar transformrii unui element n ion pentru o anumit stare de valent (fig.1.20).

N.Anastasiu -Sedimentologie

80

Ionii cu raza mare, r > 1 (K+, Ca2+ etc.) avnd electronegativitate mic (< 1,2) siz/r < 3 au capacitate de polarizare redus. Interactiunea acestor cationi cu dipolul de apconduce la legturi simple, n care cationul este coordonat de molecule de ap sirmne n solutie: mediul respectiv capt un caracter alcalin puternic (K+ , Na+ Ca++

+ OH- ). Cationii a cror raz este mai mic dect 1 si mai mare dect 0,5 (Al

3+, Fe2+,

Mn4+), polarizeaz mai puternic dipolul de ap, elibereaz unul din hidrogenii dipolului sifavorizeaz aparitia unor hidroxizi insolubili Al(OH)3, Fe(OH)3 etc. si a unui mediu slabalcalin.

n fine, cationii cu razele cele mai mici, r < 0,5 (S6+ , P5+, N5+ , C4+), cu electroneg-ativitatea cea mai mare (> 1,9 si z/r > 12) au cea mai mare capacitate a dipolului de ap.Prin aceasta, ei determin ruperea legturii dintre oxigen si hidrogen, formeaz cu oxi-genul anioni complecsi (SO42- , PO43- , NO3- , CO32- ) si elibereaz ambii hidrogeni; medi-ul care rezult este, evident, acid.

Apa ca solvent si pH-ul solutiilor. Momentul dipol ridicat, al moleculei de ap,provocat de diferenta dintre electronegativitatea hidrogenului si cea a oxigenului, deter-min propriettile sale de solvent, si faciliteaz disocierea substantelor. Trecerea n solu-tie a elementelor se realizeaz datorita fortei de atractie care apare ntre dipol si ionii dela suprafata cristalelor cu care apa vine n contact. O consecint a acestei proprietti oconstituie posibilitatea de modificare permanent a compozitiei sale chimice la contac-tul cu rocile n care se gseste si, de aici, variatia parametrilor chimici sub careevolueaz procesele mediate de ap.

Concentratia ionilor de hidrogen sau de hidroniu, rezultat prin disocierea spon-tan a apei la temperatur normal (20 C), este egal cu 10-7 moli/I si corespunde uneicantitti echivalente de ioni de hidroxil, adic

[H+] = [OH-] = 10-7 moli/I; [H3O

+ ] = [OH-] = 10-7moli/l.

Concentratia ionilor de hidrogen a unei solutii fiind n functie de temperatur, val-oarea pH = 7 indic un mediu neutru numai pentru solutiile cu temperatura de 20 C; dinaceast cauz, pH-ul neutru se defineste mai corect ca fiind conditia de egalitate ntreconcentratia ionilor de hidrogen si concentratia ionilor OH indiferent de temperatur. nfigura 1.21 constanta de disociere a apei, respectiv curba pH-ului neutru, apare ca ofunctie evident a temperaturii si, deci, a adncimii; reiese clar din figur c, de exem-

Sedimentogeneza chimica

81

Fig. 1.20. Limitele de variaie aIe potenialului ionic alelementelor chimice n funcie de valoarea razei isarcinii lor [13].

plu, un pH = 6 la o temperatura de 120 C indic un mediu neutru, ceea ce nseamn cn conditiile de adncime n care au loc unele procese de diagenez, valoarea pH = 7indic un mediu alcalin; este absolut necesar, deci, ca n aprecierea naturii alcaline sauacide a mediului n care se desfsoar diversele reactii chimice s se tin seama detemperatur (si deci si de adncime).

Ionii de hidrogen rezultati prin disocierea apei nlocuiesc cationii metalici de lasuprafata cristalelor cu care vin n contact, acestia fiind mobilizati n solutie de ctrefortele dipol. n felul acesta, pH-ul solutiei devine si efectul mobilittii componentilor si nunumai cauza acestui proces.

Valoarea pH-ului apelor de la suprafata scoartei poate declansa sau inhiba solu-bilizarea si precipitarea mineralelor. Comportarea elementelor fat de agresivitateaapelor subterane si superficiale are un caracter specific i echilibrele multor elementeimplicate n procesele exogene sunt conditionate n mod deosebit, de valoarea pH-ului.Figura 1.22 red domeniile de solubilizare si precipitare a principalelor elemente chim-ice si minerale ca o functie a acidittii si alcalinittii mediilor naturale.


82

Fig. 1.21. Variaia constantei de dis-ociere a apei n funcie de temper-atur i adncimea apelor nbazinele marine i oceanice.

Fig. 1.22. Domeniile de solubilizare i precip-itare a principalelor elemente chimice i min-erale ca o funcie a aciditii i alcalinitii medi-ilor naturale [4].

Vscozitatea si tensiunea superficial influenteaz direct capacitatea de miscarea apei prin pori si astfel deplasarea descendent gravitational pn la adncimi consid-erabile si deplasarea ascendent capilar. n felul, acesta, poate controla formarea com-pusilor chimici n spatiile intergranulare (aparitia cimentului) sau se poate provoca ger-minarea cristalelor n sedimente preexistente.

Influenta chimic a apei asupra rocilor cu care intr n contact se manifestn urmtoarele moduri principale:

- stabileste mediul fizico-chimic de transformare a rocilor n scoarta super-ficial prin variatiile pH-ului si Eh-ului;

- determin solubilitatea O2, CO2 si a diversilor acizi si, n felul acesta, faciliteazactiunea lor; determin solubilizarea si descompunerea mineralelor, transportul n solu-tii coloidale si ionice si depunerea compusilor chimici respectivi.

Potentialul de oxido reducere (Eh-ul). O alt trstur fundamental a mediilorapoase de la suprafata scoartei o constituie capacitatea lor de oxidare sau de reducerea elementelor cu care vin n contact. Aceast capacitate se exprim prin potentialul deoxido-reducere (sau potential redox) si se noteaz Eh. Aprecierea cantitativ a energiei

de oxidare devine foarte semnificativ n sistemele redox-reversibile, adic n acele sis-teme n care se gsesc simultan formele oxidat si redus ale unui compus chimic. Deexemplu:

2 Fe2+ + 4 HCO3- + H2O + 1/2O = 2 Fe(OH)3 + 4 CO2

sau simplificat: Fe2+ = Fe3+ +e-

Potentialul de oxido-reducere influenteaz puternic comportarea ele-mentelor polivalente (Fe, Mn, S etc.) si a substantei organice. n prezenta oxigenului sia variatiilor Eh are loc o reducere a sarcinilor electrice, astfel:

S2- - 2e- = S S - 4 - e- = S4+O2

SO2 2e- = S6+O3

Mediile naturale au caracter oxidant n prezenta oxigenului si deasupra niveluluihidrostatic1 si caracter reductor sub acest nivel si de regul, n prezenta substanteiorganice si a proceselor anaerobe (cu degajare de H2S, de exemplu). Ca si pH-ul, Eh-ul solutiilor controleaz solubilitatea sau stabilitatea elementelor chimice (fig. 1.23).Astfel, n mediile oxidante sunt, stabili oxizii, hidroxizii, unele sruri oxigenate, iar sub-stanta organic este distrus; n mediile reductoare se formeaz carbonati de fier, sul-furi etc., iar substanta organic se poate conserva.

Continutul de gaze. La suprafata uscatului, influenta gazelor asupra rocilor seexercit direct prin atmosfer sau, indirect, prin intermediul apelor superficiale n care elese gsesc dizoIvate. Gazele din atmosfer trec n ap atunci cnd presiunea lor partialdin aer este mai mare dect presiunea partial a gazului din ap. Solubilitatea gazelorn ap depinde de temperatura si de coeficientul de solubilitate a gazului respectiv.Concentratia sa (C) se msoar n mg/I si se exprim prin relatia

C = p+ Kt, n care: p este presiunea partial a gazului, iar Kt - coeficientul de solubilitate a

gazului la temperatura dat. Dintre gazele existente n atmosfer - N (78 %,), O2(20,9%), A (0,9%), CO2 (0,03%) si H, O3, CO, CH4, H2S (n ppm) - numai oxigenul sidioxidul de carbon au un rol deosebit n procesele de genez a formatiunilor sedimenta-re.

Dioxidul de carbon este un gaz atmosferic care, avnd o mare solubilitate n ap,


83

Fig. 1.23. Domeniile de solubilizare i precipitarea principalelor elemente chimice i minerale ncondiii aerobe i anaerobe a mediilor naturale,funcie de valoarea Eh-ului [4].

imprim acesteia un caracter slab acid, iar prin disociere genereaz anionul bicarbonic:

CO2 + H2O = H2CO3 = H+ + HCO3-

Abundent n solutiiIe interstitiale din soluri (0,15 - 0,65% si pn la 5% n frac-tiunea fin) n care este generat prin descompunere microbian a substantei organice sifrecvent n apele de circulatie de la suprafata continentelor (n care poate atinge 2 - 3 %)el constituie un regulator al pH-ului si Eh-ului, influentnd aciditatea solutiilor si fiindimplicat n reactiile de oxidare. CO2 este introdus n sistemul atmosfer-ocean prin activ-itatea vulcanic (gazele vulcanice contin 10% CO2) si izvoarele termale-minerale legatede surse juvenile si este conservat n procesele de transformare a silicatilor de calciusau de formare a srurilor oxigenate bogate n Ca2+ si Mg2+ (calcit, dolomit etc.).

n mediul marin PCO2 creste progresiv cu adncimea apelor (deci cu presiuneahidrostatic) si invers proportional cu temperatura (fig. 1.24). Apele reci de pe fundulbazinului constituie un cadru favorabil dizolvrii lui. Concentratia sa la adncimi de 4 000- 3 500 m atinge valori de 40 - 45 cm3/l, ceea ce imprim acestora un pH slab acid,provocnd, astfeI, solubilizarea carbonatilor. Variatia n solutie a concentratiei CO2 (saua presiunii sale) este cauza fundamental a solubilizrii si precipitrii carbonatilor si fos-fatilor.

Oxigenul este un gaz atmosferic solubil n ap si implicat n foarte variate procesesedimentare. Ciclul O2 este legat de elementele chimice polivalente, care-si modificusor starea de valent si, n special, de C, S, Fe si Mn. Un rol important n aportul deoxigen la suprafata scoartei terestre l are procesul de fotosintez, care poate elibera 1,91017 g O2/an, ceea ce ar nsemna, dup Holland, c ntreaga cantitate de oxigen dinatmosfer ar putea fi reciclat, prin intermediul biosferei, n 6000 ani.

Oxigenul din atmosfer si cel dizolvat n ape este principalul regulator al poten-tialului redox (Eh) si prin aceasta controleaz toate reactiile de oxidare. Implicat nfixarea ionilor metalici si nasterea oxizilor sau n formarea anionilor complecsi (CO3

2-,SO4

2- ) si aparitia srurilor oxigenate, oxigenul este principalul factor al proceselor chim-ice de alteratie si precipitare. Astfel, cantitatea total de oxigen, legat, la suprafatascoartei, prin reactii cu C, S sau Fe este estimata la (41)1014 g O2/an si rezultat din:

C + O2 = CO2 12 3 g O2/kg roc; S2- + 2O2 = SO4

2- 6 2 g O2/kg roc;4FeO + O2 = 2 Fe2O3 2 1 g O2/kg roc.


84

Fig. 1.24. Relaiile dintre pCO2 atmosferic i concentraia nCa2+ a apelor saturate n calcit (funcie de temperatur C)

n apele marine, el provine direct din atmosfer sau prin procesele de fotosintezsi atinge la suprafat concentratii de 6 cm3/l. n lipsa unor curenti descendenti care stransporte O2 spre fundul bazinelor de sedimentare continutul su n ap scade la maiputin de 1 cm3/l, iar mediul devine anoxic.

Prin aceasta, cantitatea de oxigen din apele marine, devine si un regulator al con-tinutului de materie organic; ea se va conserva n mediile anoxice si se va distruge, prineliberare de CO2 si H2O, n mediile oxigenate.

Alterarea mineralelor si rocilor

Contactul nemijlocit, dintre litosfer - pe de, o parte - si atmosfer si hidrosfer -pe de alt parte - pune fat n fat sisteme naturale cu proprietti fundamental diferite siimpune, pentru fazele minerale ajunse la suprafata scoartei terestre, realizarea unorechilibre termodinamice care s corespund excesului de ap si oxigen existent aici.

Cum se comport feldspatul si cuartul dintr-un granit, de exemplu, cndroca este expus factorilor atmosferici si hidrosferici si care sunt consecintele unor even-tuale modificri?

Se stie c starea de echilibru a mineralelor din scoart este definit, la fiecare nivelal ei, de anumite valori termice, barice si de densitate (implicit, de compozitie).Modificarea echilibrului pentru fazele mineral formate n interiorul scoartei - la tempera-turi si presiuni nalte - este impus de trecerea lor n conditiile de la suprafat si se tra-duce prin stri de metastabilitate si instabilitate. Astfel, un agregat mineral cristalizat nconditii endogene si ajuns n conditii exogene caut s se readapteze prin reactii chim-ice care vor avea tendinta de a scoate din "sistem" elementele foarte mobile (Na+, K+,Ca2+, Mg2+...) si de a le organiza pe cele mai putin mobile (Al3+, Si4+...) n "neoformatiiminerale" caracteristice noilor conditii.

Procesele acestea specifice prtii superficiale, a scoartei terestre si cunoscutesub denumirea general ALTERARE se desfsoar att, n zonele continentale sub-aeriene, ct si n cele subacvatice (lacustre sau marine) si conduc la individualizarea deproduse "secundare" sau depozite reziduale.

Alterarea, ca proces geologic, actioneaz simultan cu dezagregarea si este stimu-lat de gradul mare, de fragmentare a rocilor preexistente; n felul acesta creste suprafa-ta lor specific si se multiplic contactele constituentilor minerali cu apa si/sau aerul.Raportat ntotdeauna la "materialul parental", intensitatea alterrii si, deci, extindereaproduselor sale, sunt controlate de natura mineralogic si petrografic a rocilor afectatesi de calitatea chimic a mediului n care ea actioneaz (Eh, pH etc.).

n evolutia scoartei terestre, procesele de alterare au fost acelea care au mentinutun echilibru ntre calitatea factorilor si calitatea mediului, determinnd aportul de ele-mente chimice n reteaua hidrografic si apele mrii si "punctnd" n ariile continentale,prin produsele sale fosile, momentele de exondare din istoria Pmntului si, implicit,paleorelieful vechilor zone de uscat.


85

a. Alterarea subaerian (n arii continentale).

a1 Factori: materialul parental, clima, si relieful

Ritmul si intensitatea alterrii sunt controlate de structura retelei cristaline si chimis-mul mineralelor ce compun rocile preexistente, de caracterele lor petrografice (textura,structura, porozitate, permeabilitate) si de pozitia lor n. raport, cu factorii de clim sirelief.

Structura reticular a mineralelor, exprimnd fidel tipurile de legturi chimice dintreelemente, se reflect n usurinta cu care compusii caracterizati prin legturi ionice -(sarea gem, de exemplu), disociaz n prezenta apei si, respectiv, n stabilitatea maimare pe care o prezint compusii cu legturi covalente. Dintre acestia, silicatii, caracter-izati printr-o mai mare diversitate reticular, ofer exemplul cel mai concludent.

Energia de legtur a tetraedrului de SiO44- , net superioar n raport cu aceea a

Iegturii dintre oxigen si alti cationi, de ex. C, N, S... explic rezistenta la aIterare a sili-catilor fat de carbonati, azotati, sulfati etc. n figura 1.25 silicatii grupati dup structuralor reticular si natura cationilor legati n retea (Fe2+, Mg2+ pentru mineralele femice si Al3+,Na+, K+, Ca2+ pentru mineralele salice) sunt ordonati n sensul cresterii gradului lor de sta-bilitate. Aceast ordine corespunde, de fapt, cresterii energiei de legtur de la nezosil-icati (~ 30 000 cal/mol) la filo- si tectosilicati (cu 31 000 - 34 000 cal/mol) si explic insta-bilitatea - n raport cu factorii exogeni - a olivinei si piroxenilor sau a plagioclazilor calci-ci fat de muscovit, microclin si, albit.

Prezenti n asociatii naturale de origine magmatic si metamorfic, silicatii, prinstructura si chimismul lor, modific si comportarea rocilor n care se gsesc. Apare, cao consecint logic si ntotdeauna verificat n teren, alterarea mai rapid si mai pro-fund a dunitelor, gabbrourilor si serpentinitelor - roci bogate n minerale femice - dectcea a granitelor, gnaiselor si micasisturilor - roci bogate n minerale salice.

Atunci cnd pentru diferite tipuri de roci asociatiile de minerale sunt identice (deexemplu, cazul gabbrou-bazalt, granodiorit-dacit-paragnais), trsturile lor texturale si


86

Fig. 1.25. Ordinea de aIterare a principalilor silicai mafici i felsici i a rocilor pluton-ice, vulcanice i metamorfice pe care asocierea lor le determin (An - coninutul nanortit al plagioclazului).

structurale sunt ceIe care controleaz comportarea la alterare. Structurile afanitice com-pacte (n bazalte, dacite) confer rocilor o stabilitate mai mare dect structurile fanerit-ice si inechicristaline (n gabbrouri, ranite). AgregateIe cu texturi masive fat de cele cutexturi sistoase sau fluidale sunt lipsite de ci evidente de acces si circulatie a apei si,de aceea, se vor altera mai lent. n cazul rocilor sedimentare ajunse n situatia de a sealtera, porozitatea si permeabilitatea lor apar ca dou trsturi functie de care se poaterealiza (sau nu) un contact mai prelungit ntre ap si constituentii minerali, favoriznd(sau nu) transformrile de natur chimic.

Dincode aspectul "particular" al alterrii exprimat de natura materialului parental,caracterul su regional, exprimat prin actiunea sa pe ntreaga suprafat a globului tere-stru devine o functie a conditiilor de clim si relief. Aceste conditii - diferentiate prin regimpluviometric, temperatura atmosferic si altitudine - vor determina mari variatii n canti-tatea si gradul de transformare a produselor de alterare, imprimnd astfel, un caracterzonal modificrilor chimice pe care le sufer rocile preexistente l-a suprafata scoartei.

n acest context, o compozitie mineralogic considerat stabil ntr-o anumitzon climatic sau de relief devine instabil atunci cnd aceste conditii se modific, pen-tru c si din punctul de vedere al apei ori oxigenului situatia se modific. Dac n modobisnuit se consider c, de exemplu, cuartul, caolinitul si oxizii de fier sunt minerale sta-bile n conditiile zonei de alterare, afirmatia este valabil pentru zonele temperate,deoarece n zonele tropicale att cuartul ct si caolinitul devin instabile.

Zona ecuatorial, caracterizat prin umiditate si temperaturi ridicate, este cea maifavorabil desfsurrii alterrii. Aici, reactiile chimice sunt de 4 - 5 ori mai rapide dectcele care se desfsoar n zonele temperate si conduc Ia concentrarea masiv a oxizilorliberi de fier si aluminiu. Zonele tropicale - datorit umidittii insuficiente - sunt impropriidesfsurrii unor procese de alterare. n zonele temperate, cu umiditate si temperaturmoderate, modificrile chimice suferite de mineralele primare sunt frecvente si conducIa acumulri de minerale argiloase (caolinit, montmorilIonit, hidromice). n zonele subpo-lare, datorit mentinerii ndelungate a unor temperaturi sub 0 C, alterarea rocilor se des-fsoar ntr-un ritm foarte lent sau lipseste cu desvrsire.

Fenomenul de alterare are un caracter selectiv si n functie de altitudinea si mor-fologia reliefului. n acest sens, se poate urmri o zonalitate pe vertical, evidentiat princresterea treptat, de la nivelul mrii spre zona marilor nltimi, a intensittii produselorde transformare a rocilor preexistente. Relieful cu pante line si scurgere redus, caredeci mentine un contact ndelungat ntre substrat, si ap, favorizeaz dezvoltareaalterrii mai mult dect relieful cu pante puternic nclinate si scurgere rapid.

Procese chimice de alterare

Transformarea mineralelor si rocilor n zona de alterare are loc prin dizolvare,care duce la disocierea lor n elemente chimice componente, si prin reactii de schimb,care faciliteaz aparitia produselor secundare (sau a mineralelor de neoformatie).

Prin alterare sunt eliberati ionii metalelor alcaline si calcoalcaline si se consumoxigen si ap pentru a fixa Fe, Mn, Al, S, C, Desfsurarea acestor procese la suprafa-ta scoartei stabileste echilibrul chimic dintre compozitia hidrosferei, atmosferei si litosfer-ei.


87

Solubilizarea. Prima reactie pe care o manifest o faz mineral n contact cuapa este aceea de a disocia, de a trece, deci n solutie si a schimba, astfel, compozitia"solventului". n ariile continentale, procesul se desfsoar frecvent sub influenta precip-itatiilor atmosferice si a apelor curgtoare si, de aceea, desfsurarea unor astfel de reac-tii se consider c are loc n sistem deschis. Practic, toate mineralele prezint un anumegrad de solubilitate, dar, desigur, cele caracterizate prin legturi ionice (de exemplu,NaCl, CaCO3) sunt mult mai solubile dect cele cu legturi covalente (silicatii, de exem-plu).

Trecerea n solutie poate avea loc continuu astfel nct raportul ionic al elementelordisociate rmne constant si egal n acelasi timp cu raportul elementelor din reteauamineralului (este cazul solubilizrii congruente), sau dizolvarea poate avea un caracterselectiv si discontinuu, atunci cnd raportul ionic al elementelor disociate difer de celexistent ntre elementele din "retea" care, de regul, se dizolv si reprecipit imediatpentru a genera noi faze minerale (este cazul solubilizrii incongruente). n ambelecazuri, sistemul functionnd deschis, nu se poate realiza un echilibru termodinamic ntresolvent si faza mineral. O regul care reflect, de fapt, energia de legtur a fazei min-erale este aceea c stabilitatea sa fat de dizolvare creste invers proportional cu vitezade trecere n solutie.

Cunoasterea relatiilor care se stabilesc ntre fazele minerale si "solvent" permitenu numai stabilirea unei ierarhii privind ordinea de trecere n solutie a mineralelor, dar siefectele pe care acest proces elementar le va avea asupra compozitiei chimice a solven-tului. Acesta va suferi modificri continui pe msura avansrii solubilizrii, ceea ce vaafecta, n mod evident, capacitatea lui de reactiona n continuare si ntr-un acelasi modcu substratul. Schimbarea calittii sale tine, n primul rnd, de modificarea pH-ului si Eh-ului. Dac o solutie; initial acid, solubilizeaz sruri oxigenate care leag metale dingrupa I sau a II-a (Na2SO4, CaCO3 etc.), pH-ul ei va deveni, treptat, neutru si apoialcalin. n aceste conditii, efectul solventului asupra srurilor respective nceteaz; el vadeveni agresiv fat de alti constituenti (silicati, silice etc.).

Solubilizarea congruent. Ca proces natural, solubilizarea congruent captsemnificatie geologic atunci cnd este analizat comportarea compusilor naturali cu olarg rspndire n edificiile petrografice de la suprafata scoartei. Ei se ntlnesc n clasahalogenurilor, sulfatilor, carbonatilor si oxizilor si ofer exemple clasice privind conditiilede solubilizare a mineralelor cu legturi ionice (fig. 1.26).

Solubilizarea incongruent. Trecerea n solutie a silicatilor exprim cel mai fidelconditiile solubilizrii incongruente, iar mecanismul a fost studiat adesea si pe caleexperimental, pentru a permite o mai bun ntelegere a treptelor pe care le parcurgealterarea rocilor.

Pulberi de silicati traversate de solutii cu diverse pH-uri si la diverse temperaturiau fost dizolvate cu viteze variate n functie de natura mineralelor: ntotdeauna n trepte,la nceput, mai rapid, cu eliberarea cationilor de Na+, K+, Mg2+, Ca2+, Fe2+ si, apoi,mai lent, cu trecerea n solutie a reziduurilor de alumosilicati hidratati (care nu au fost


88

retinute de membranele instalatiei de solubilizare). Solubilitatea silicatilor are la baz procesul de hidratare si de schimb ionic, care

faciliteaz dizolvarea. n contact cu dipolul de ap, din cauza valentelor nesatisfactoarede la suprafata silicatilor apare o permutatie ntre (OH-) din solutie si oxigenul din "com-plexul" Si - O - Si, cu formarea unor Iegturi de tip Si - OH mai puternice dect Si - O.Schimbul de anioni precede dizolvarea propriu-zis cnd cationii metalicii Na, K, Mg...ies din retea si cedeaz locul lor (H)+ sau (OH)- simultan cu trecerea n solutie a cation-ilor solubili; Al3+ si Si4+ se redistribuie n cadrul retelei, alturi de grupri (OH), siformeaz nvelisuri de protectie stabile (de fapt germenii produselor reziduale carerezult prin alterarea silicatilor). Evolutia schimbului de ioni n procesul de dizolvareatrage dup sine, pe de o parte, slbirea retelei primare a silicatilor, iar pe de alt parte,o reactie alcalin a mediului apos, ce ntretine solubilizarea, n continuare, a silicatilor.

Studiul silicatilor care formeaz n rocile magmatice si metamorfice constituentiiaccesorii, iar n cele sedimentare "fractiunea grea" a permis asezarea lor n ordineacresterii gradului de stabilitate n contact cu apa, astfel: olivina, piroxeni, amfiboli, epidot,granat, andaluzit, sillimanit, disten, sfen, turmalin, zircon. Dintre tectosilicati, feldspa-toizii sunt mult mai solubili dect feldspatii, iar n cazul ortoclazilor si plagioclazilor,dizolvarea lor are loc prin reactii succesive de tipul:

I) KalSi3O8 + 8 H2O = K+ + Al(OH)4 + 3 H4SiO4 la o cantitate de 10 moli

de feldspat solubilizat;

II) KAlSi3O8 + 8 H2O = K+ + OH- + 3 H4SiO4 + Al(OH)3, cnd s-a ajuns la

6 10-6 moli feldspat solubilizat, dar produsul format, instabil, intr imediat n reactie, ast-fel c:

III) 2AI(OH)3 + 2 H4SiO4 = AI2Si2O5(OH)4 + 5 H2O; toat cantitatea degibbsit dispare cnd cantitatea de feldspat disociat ajunge la 10-5 moli. Produsul de reac-tie prin solubilizarea incongruent a ortoclazului este caolinitul; trecerea n solutie afeldspatului K este de 3 10-7 moli/litru, iar a feldspatului Na de 6 10-7 moli/litru.

Autigeneza prin oxidare si hidroliz. Paralel cu trecerea n solutie a mineralelorcu legturi ionice si, partial, a celor instabile, cu legturi covalente, n zona de alterare,n prezenta oxigenului si a apei, se desfsoar cu intensitate crescut reactii de oxidaresi hidroliz din care rezult o mare varietate de minerale de neoformatie: oxizi, hidioxizi,sulfati, silicati etc.

Procese de oxidare. Elementele chimice cu variate stri de valent - S, Fe, Mnetc. - legate n reteaua unor minerale cristalizate n conditii reductoare, aduse nprezenta oxigenului manifest tendinta de a pierde electroni si de a intra n combinatiinoi, mai stabile n zona superficial a scoartei terestre. Astfel, sulfurile, si silicatii trec noxizi, sulfati si carbonati, iar solutiile care au mediat procesul si modific sever pH-ul.Un exemplu ilustrativ l constituie reactia de descompunere a piritei n care pot fi sur-prinse modificri succesive n starea de valent att a S, ct si a Fe:

Fe2S + 7/2 O2 + H2O = Fe2++ 2 SO4

2- + 2H siFeS2+ + 1/2 O2 + H = Fe

3+ + 1/2 H2O


89

Fierul trivalent ca produs de oxidare a fierului bivalent este instabil n prezentaapei si precipit ca hidroxid:

Fe3+ + 3 H2O = Fe(OH)3 + 3H+,

iar n prezenta oxigenului, ca oxid.Acidul sulfuric format prin oxidarea piritei poate fi neutralizat n prezenta

carbonatilor, n urma unei reactii a crui produs mineral este gipsul: H2SO4 + CaCO3 + H2O = CaSO4 + 2 H2O + CO2,

Dac, ns, solutiile rezultate din descompunerea sulfurilor ajung n contact cu sil-icatii, ele accelereaz punerea n libertate a Na, K, Ca, Mg si si modific treptat chimis-mul (si, implicit, pH-ul). Alti compusi generati prin astfel de procese sunt oxizii si hidrox-izii de Mn si Al (piroluzit - MnO2, psilomelan - (BaH2)Mn5O10, hidrargilit - Al(OH)3.

Procese de hidroliz. Compusii minerali metastabili si instabili n prezenta apeihidrolizeaz schimbnd cationii lor bazici cu ionii de hidrogen sau oxidril proveniti dindisocierea apei. n esent, hidroliza este o reactie de schimb prin care elementele chim-ice cu potential ionic mic sunt ndeprtate din sistem prin solubilizare, iar reziduul sereorganizeaz sub forma unor edificii cristaline care aditioneaz grupri OH sau mole-cule de ap.

n timpul alterrii rocilor preexistente, hidroliza silicatilor este procesul cel maifrecvent ntlnit. Mineralele femice sunt mai putin stabile dect cele salice, iar silicatii cugrupri insulare (neso-) si "n lanturi" (ino-) se transform mai usor si mai repede dectcei cu grupri planare (filo-) si tridimensionale (tecto-). Prin hidroliza lor, neoformatiilegenerate vor avea structura de filosilicati (cea mai stabil n zona de alterare) si vor fimbogtiti n grupri oxidril.

Dintre silicatii feromagnezieni, olivinele, piroxenii si amfibolii hidrolizeaz si daunastere la produse secundare de tipul talcului, serpentinei, uralitului si, uneori, cloritului,adesea nsotite de oxizi sau hidroxizi de fier. Reactiile se desfsoar n trepte; de exem-plu, prin alterarea amfibolilor magnezieni rezult, succesiv, talc si antigorit:

H2O


90

Fig. 1.26. Exemple de compui natu-rali cu solubilitate congruent; variaiasolubilitii cu temperatura [50].

Ca2(Mg, Fe)5Si8O22(OH)2 =Mg3Si4O10(OH)2 + Ca2+ + Fe2+

CO2 talc= Mg6Si4O10(OH)8...

antigorit

Biotitul elibereaz K+ si trece n clorit (eventual si goethit) dac rmne fier disponibil:

H2OK(Mg, Fe)3Si3AIO10(OH)2 = (Mg, Fe)5AI2Si3O10(OH)8 + K

+

CO2 clorit

Feldspatii sunt metastabili si pot hidroliza n prezenta solutiilor cu pH alcalin (> 9)si a unui Eh pozitiv; n conditii experimentale, ei au fost solubilizati si n solutii cu pH =8. Contactul prelungit cu apa si temperaturile ridicate accelereaz desfsurarea proce-sului. Principalele produse secundare formate prin alterarea feldspatilor sunt pirofilitul(illitul), caolinitul si gibbsitul, dup reactii de tipul:

KAlSi3O8+ H2O = K+ + OH- + 3 H4SiO4 + Al(OH)3

ortaclaz gibbsit microclin

Gibbsitul este nestabil n prezenta SiO2 trece rapid n pirofilit -Al2Si4O10(OH)2 sau caolinit - Al4Si4O10(OH)8Mentinerea pH-ului alcalin poate duce la ndeprtarea silicei si reprecip-

itarea definitiv a gibbsitului: Al(OH)3.


91

Fig. 1.27. Direciile de alterare a principalilor silicaidin roci i produsele de neoformaie realizate [78].

Feldspatii calcici hidrolizeaz mai repede dect cei sodici si trec n caolin-it:

CaAl2Si2O8 + 3 H2O = Al4Si4O10(OH)8 + Ca2+ + 2 (OH)-

n zona de alterare, hidroliza se contureaz ca cel mai activ mecanism de trans-formare a silicatilor si se confund, practic, cu procesele de caolinizare, sericitizare, ser-pentinizare, uralitizare etc. (fig. 1.27). n comparatie cu fenomene identice afiliatehidrotermalismului juvenil si autometamorfismului intensitatea lor descreste cuadncimea, iar izotopii oxigenului argumenteaz originea exogen a proceselor care le-

au generat.

Alte procese fundamentale care nsotesc oxidarea si hidroliza din zona de alter-are sunt carbonatarea si hidratarea; ele sunt responsabile pentru ocurentele de calcit,malachit, azurit, gips etc.

Produsele alterrii

Interactiunea care se stabileste ntre litosfer, pe de o parte, si atmosfer, hidros-fer, biosfer, pe de alt parte, se materializeaz n timp geologic prin formarea unornvelisuri discontinui cu compozitie si proprietti fizico-mecanice distincte de ale rocilorcare le-au generat. n ariile continentale ele formeaz scoartele de alterare si solurile.

Scoarta de alterare. Este rezultatul actiunii simultane a meteorizrii (deza-gregrii) si alterrii rocilor preexistente. Ea se individualizeaz la partea superioar ascoartei terestre sub forma unei cuverturi cu grosimi foarte variabile (ntre ordinul cm sia zecilor de m), plasat ntre materialul parental (pe roca proaspt) si nvelisul de sol.Caracterizat prin porozitate si permeabilitate mult mai ridicate dect ale substratuluicare a generat-o, scoarta de alterare reprezint o zon cu bun drenaj al apelor de pre-cipitatie. Compozitia sa mineralogic - de o mare complexitate - va exprima, att naturamaterialului parental (roci magmatice, metamorfice, sedimentare) si esenta proceselor


92

Geluri instabile Agregate metastabile Minerale stabile

silice (opal) (Si)gel limonitic (Fe)sporogelit (Al)wad (Mn)giobertit (Mg)procaolin (Al, Si)

calcedonieturgitmetadiasporpsilomelanhidromagnezithidrocaolinit

cuarhematitdiasporpiroluzitmagnezitcaolinit

chimice care le-au generat, ct si pozitia Iui n raport cu factorii de clim si relief.Structurile ei pot fi clastice, brecioase, metacoloidale, spongioase, concretionare, ptate,reticulare, pmntoase.

Privit n ansamblu, scoarta de alterare grupeaz cteva categorii genetice deconstituenti si anume: minerale relicte, compusi coloidali si minerale de neoformatie.

Mineralele relicte reprezint constituentii cei mai stabili ai materialului parental,fractiunea care nu a suferit transformri n cursul alterrii. Reprezentate, aproape ntot-deauna, prin minerale accesorii ale rocilor preexistente, granulele relicte din scoartele dealterare sunt un indicator sensibil al naturii petrografice a rocilor supuse alterrii: zircon,rutil, turmalin, casiterit, topaz, corindon, disten, monazit, baritin etc. sau chiar cuart,aur.

Compusi coloidali, care sunt instabili n timp n stare de geluri, se ntlnesc n

Tabelul 1.4. Specii minerale cu diverse grade de stabilitate provenite din compuicoloidali

scoartele recente; formati n primele momente ale alterrii, ei au tendinta de a trece nagregate cripto- si microcristaline. Din punct de vedere mineralogic ei apartin silicei,oxizilor si hidroxizilor, carbonatilor si, mai rar, silicatilor (tab. 1.4).

Mineralele de neoformatie au caracter autigen si rezult prin oxidare, hidroliz,carbonatarea si hidratarea compusilor preexistenti n roci supuse alterrii, sau prin pre-cipitare direct din solutii care dreneaz "sistemul" devenit, permeabil al scoartelor dealterare. n conditiile existente la suprafata scoartei terestre, aceste minerale prezint omaxim stabilitate si reprezint, din punct de vedere chimic:

a) oxizi - Fe2O3, MnO2b) hidroxizi - Al(OH)3, AlO.OH, FeO.OH, Mn(OH)4c) silicati - minerale argiloase (caolinit, montmorillonit, illit, vermiculit), clorite,

minerale serpentinice, zeolitid) carbonati - CaCO3, FeCO3d) sulfati - CaSO4.2H2O

Examenul unei sectiuni transversale executate n scoarta de alterare pune, ade-sea, n evident o zonalitate vertical marcat de particularitti mineralogice si struc-turale comune pentru diversele niveluri dispuse ntre ptura de sol si roca proaspt.Aceast zonalitate reflect, de fapt, relatia care se stabileste ntre pozitia nivelului hidro-static din regiunea analizat si ambianta chimic pe care el o creeaz. n raport cu acestnivel, cu modul de circulatie al apei libere si accesul oxigenului n mediul respectiv sepoate vorbi de dou zone distincte:

a) zona de oxidare sau de aerare, cuprins ntre contactul scoartei cu atmos-fera si nivelul hidrostatic; aici apele meteorice circul descendent, au un pH acid si secaracterizeaz printr-un potential redox pozitiv (Eh > 0). Transformrile mineralelor pre-existente sunt profunde, iar neoformatiile stabile si frecvente apartin oxizilor si hidrox-izilor de Fe, Mn, Al (goethit, lepidocrocit, piroluzit, diaspor);

b) zona de cimentare sau de saturare cu ap (activ si pasiv) extins subnivelul hidrostatic; se caracterizeaz printr-un mediu neutru si alcalin (pH = 5,5 - 8,5) siprintr-un potential redox negativ (Eh < 0). n partea sa superioar sunt stabili filosilicatiide AI si hidroxizii de Ni si Co, iar n baza sa se conserv minerale relicte (cuart, biotit)alturi de neoformatii de minerale argiloase si sulfuri secundare. Aceste zone au odeosebit important economic atunci cnd scoarta de alterare, intersectndzcminte metalifere se confund - n zona de oxidare - cu "plria de fier" multmbogtit n oxizi si hidroxizi de Fe si Mn, si se mbogteste, n zona de cimentatie, nsulfuri (n special de cupru - covelin, calcozin, bornit). Un exemplu n acest sens lreprezint zcmntul de la Altn Tepe (Dobrogea Central).

Privit prin prisma materialului parental, zonalitatea vertical a scoartelor de alter-are reflect particularittile mineralogice ale rocilor din substrat: granite, granodiorite,gnaise, gabbrouri, bazalte, amfibolite etc. n tabelul 1.5 se poate urmri compozitia min-eralogic a scoartelor de alterare formate pe roci acide (granite) si bazice (gabbrouri) sisensul transformrilor suferite de constituentii lor principali n fiecare zon determinat


93

de pozitia nivelului hidrostatic.

Zonalitatea areal este o functie a modificrilor climatice si a diversittii reliefuluipe Glob (fig. 1.28). Scoartele de alterare sunt foarte groase (60 m) n regiunile cu climcald si umed (ecuator) si foarte subtiri sau practic absente n regiunile subpolare sipolare. Pe baza compozitiei lor mineralogice Ruhin (1960) a propus separarea a treitipuri fundamentale:

- sialitic saturat sau hidromicaceu, specific regiunilor reci si temperate, cualterare chimic relativ slab si fr migrarea silicei. Asociatii mineralogice specifice:montmorillonit, beidelit, hidroclorit, hidromice;


94

PROCESUL DE ALTERARE

OXIDARE HIDROLIZ OXIDARE HIDROLIZ

Zona de oxidarepH< 5,5

Neoformaii Limonit (Fe)Goethit (Fe)Psilomelan (Mn)Diaspor (Al)

Limonit, GoethitPsilomelanOpalCalcedonie

Zona de cimenta-repH= 5,5 8,5

GipsCalcit

CaolinitMontmorillonitHidrocloritHidromice

Hidroxizi de FeOpalMagnezitDolomit

FerimontmorillonitNontronitCaolinitSerpentin, TalcClorit

Roca proaspt

Relicte CuarMuscovit

Biotit Plagioclazi Amfiboli

Nealterat GRANIT *1)amfiboli 2) mice 3) albit4) ortoz 5) cuar

GABBROU *1)olivin2) piroxeni3) amfiboli

4) plagioclazi

Tabelul 1.5. Asociaii mineralogice formate n scoara de alterare pe roci acide i baz-ice (dup eclman i Anastasiu, 1983)

Fig. 1.28. Proporia mineralelor rezid-uale i de neoformaie n partea supe-rioar a scoarei de alterare, n zonetemperate, subtropicale i tropicale [7].

- sialitic nesaturat sau argilitic, caracteristic zonelor calde cu alterare chimicactiv, din care silicea a fost partial ndeprtat. Asociatii mineralogice specifice: caolin-it, halloysit, nontronit, cuart;

- litic sau lateritic, propriu regiunilor ecuatoriale cu temperaturi ridicate si umidi-tate accentuat; alterarea este foarte intens, silicea este complet ndeprtat, iar alu-miniul este reprecipitat sub form de hidroxizi.

Asociatii mineralogice specifice: hidrargilit, diaspor, oxizi si hidroxizi de fier, meta-haloysit.

Scoarta de alterare constituie un depozit rezidual, adesea cu caracter de eluviu,caracterizat printr-o mare mobilitate chimic. Ea este sediul transformrilor care conducn timp geologic la mbogtiri n aluminiu, fier si minerale hidroxilate si reprezint, nfoarte multe cazuri, un material care va evolua spre bauxite. n timpurile actuale, scoar-ta de alterare este suportul pe care microorganismele si vegetatia faciliteaz formareasi evolutia solurilor.

Solurile. Scoartele de alterare si pot modifica sensul evolutiei lor n momentul ncare devin un suport pentru microorganisme si, implicit, se asociaz cu substanta organ-ic. Factorul climatic are un rol esential n accelerarea sau frnarea proceselor chimicesi biologice care conduc pe fondul scoartei de alterare, la individualizarea solului: unnvelis superficial al ei, adesea discontinuu, dar ntotdeauna caracterizat prin fertilitate(capacitatea sa de a constitui un mediu de viat pentru plante asigurnd nevoile lor deap si substante nutritive).

Reflectnd substratul litologic, conditiile climatice si de relief, precum si naturavegetatiei care se dezvolt pe ele, solurile constituie produse cu o mare capacitate detransformare. Procese fizico-chimice si biochimice foarte active determin remobilizareaelementelor dintr-un loc ntr-altul si, implicit, diferentierea organic si mineralogic a con-stituentilor. n sol se diferentiaz astfel, orizonturi pedogenetice - niveluri centimetricesau decimetrice, cu proprietti mineralogice, texturale si structurale distincte. n modconventional, principalele orizonturi pedogenetice au fost notate cu literele A, E, B, C, R,G, O, T si se caracterizeaz prin urmtoarele trsturi diagnostic (grosime, culoare, con-tinut mineral si substant organic, textur si structur):

"A" - orizont bogat n humus, situat ntotdeauna la partea superioar asolului prin amestecul intim dintre constituentii minerali si substanta organic. Are culorinchise si grosimi variabile. Dup gradul de saturatie n baze (Ca, Mg, K, Na) si canti-tatea de humus poate fi:

- molic (Am) - cu mai mult de 55% baze si pn la 35 %, humus; este ori-zont diagnostic pentru clasa molisolurilor, tipul-cernoziom;

- umbric (Au) - cu mai putin de 55% baze si humus acid;- ocric (Ao) - deschis la culoare si srac n substant organic.

"E" - orizont mineral (intermediar), mbogtit rezidual n silice prin elu-vierea argilei, oxizilor/hidroxizilor de fier si substantei organice. Are culori deschise sipoate fi:

- luvic (El) - de culoare galben cenusiu si cu structur poliedric;- albic (Ea) - de culoare cenusiu-albicios, nestructurat;- spodic (Ep) sau podolic - de culoare cenusiu-deschis, nestructurat si


95

textur nisipoas; orizont diagnostic pentru clasa spodosolurilor (tipul podzol, cumbogtiri n silice).

"B" - orizont mineral situat n partea inferioar a profilului de sol, sub ori-zontul A sau E si caracterizat prin acumularea sau neoformarea fractiunii argiloase sidepunerea coloizilor de fier (de regul, proveniti din orizonturile superioare). El poate fi:

- cambic (Bv) - cu neoformatii de minerale argiloase (caolinitul este propriusolurilor cu reactie acid, iar montmorillonitul celor cu reactie alcalin) si culori brune,ruginii, relativ structurat; este orizont diagnostic pentru clasa cambisolurilor;

- argiloiluvial (Bt) - bogat n fractiune argiloas adus din orizonturile supe-rioare (apare ca pelicule la suprafata agregatelor structurate); nu contine sruri solubilesi carbonati; prin distrugerea coloizilor organici de protectie are loc precipitarea hidrox-izilor de fier (goethit, lepiclocrocit), este orizont diagnostic pentru clasa argiluvisolurilor

"G" - orizont mineral individualizat n conditii restrictive, de umiditate exce-siv, periodic sau permanent si caracterizat prin formarea "argilelor" smectitice - cenu-siu-verzui; este diagnostic, pentru solurile gleice.

"O" - orizont organic (nehidromorf), acumulat la suprafata solurilor cudrenaj normal, formate sub vegetatie lemnoas;

"T" - orizont turbos (sau organic hidromorf), cu grosime minim de 20 cm,format la suprafata solurilor exclusiv umezite, aproape tot timpul anului.

Orizonturile din baza profilului de sol definesc de multe ori natura materialuluiparental ("roca mam") si fac tranzitia spre scoarta de alterare. Astfel:

orizontul "C" corespunde unui interval parental reprezentat prin depozite friabile,neconsolidale, cu (Cca) sau fr carbonati;

orizontul "R" este alctuit din roci compacte dure sau epiclastite mobile grosiere(pietrisuri) lipsite de carbonati;

orizontul Rrz - rendzinic - are drept corespondent litologic calcare si dolomite com-pacte sau roci metamorfice si magmatice bazice si ultrabazice.

Succesiunea diferitelor orizonturi pedogenetice ntr-o anumit regiune con-


96

Fig. 1.29. Clase i tipuri de soluri zonalei intrazonale cu precizarea profilurilorpedogenetice respective.

stituie profilul de sol si conditioneaz stabilirea unittilor taxonomice: clasa de sol si tipulde sol.

Constituindu-se ca un produs dependent de conditiile de clim si relief, profilul desol la suprafata globului se va putea repeta simetric de la ecuator la poli si din regiunilede cmpie spre cele montane. Tipurile astfel conturate se nscriu n categoria solurilor

zonale din clasa cambisoluri (tip terra-rossa), molisoluri (tip cernoziom), argiluvisoluri (tipbrun-roscat), spodosoluri (tip podzol) (fig. 1.29). n zonele temperate si reci, cu umiditatepronuntat, n profilul de sol se pot pstra cuartul si fractiunea grea (zircon, rutil) careziduu insolubil si pot aprea neoformatii de filosilicati - illit, vermiculit, montmorillonit.n zonele calde (subtropicale si ecuatoriale) si umede, silicea din cuart si silicati estendeprtat prin solubilizri si apar neoformatii de caolinit, gibbsit, si goethit. n zonelearide (desertice) si n cele foarte reci (polare), solurile nu sunt evoluate si, de aceea, nuse poate vorbi de diferentiere n orizonturi pedogenetice.

Variatii locale, de ordin litologic, microclimatic sau determinate de pozitia niveluluihidrostatic permit dezvoltarea unor soluri intrazonale al cror profil se abate de la regu-la general impus de pozitia sa n raport cu latitudinea sau altitudinea. n aceast cat-egorie intr solurile hidromorfe (tipul gleic), solurile halomorfe (solonceacurile si solone-turile) si histosolurile (cu orizont turbos - T).

Cunoasterea compozitiei mineralogice a solului, a caracterelor sale texturale sistructurale si, prin aceasta, a permeabilittii pentru ap si aer devin conditii indispens-abile pentru aprecierea fertilittii sale si, n final, pentru dirijarea culturilor agricole.Implicarea mineralogiei si petrografiei n cercetrile pedologice a devenit, n zilele noas-tre, o necesitate.

Produs exclusiv al zonelor continentale subaeriene si format n strns depen-dent cu scoartele de alterare, solul este supus permanent, transformrilor (chimice,mineralogice, organice) si simultan expus degradrii si ndeprtrii sale de ctre agentiiexogeni (eroziune torential, alunecri de teren etc.). Din aceste dou cauze fundamen-tale profilul de sol actual nu se poate conserva n timp si, astfel, regsi n profilulscoartelor de alterare fosile. Cercetri recente ale unor depozite reziduale paleozoice simezozoice caut s gseasc criterii pentru corelarea unor microzonalitti mineralogicesi organice cu vechi orizonturi pedogenetice.

b. Alterarea subacvatic

Alterarea - ca proces geologic - trebuie privit si n mediul subacvatic, pentru aavea imaginea real a cilor si locurilor prin si n care apar produse reziduale. Ea semanifest att asupra clastelor ajunse n reteaua hidrografic, ct si asupra acelora carese depun sub form de suspensii n lacuri si mri. Contactul prelungit al apei cu partic-ulele alogene este o conditie a cresterii gradului lor de alterabilitate, adesea continuareaunui proces nceput n zona dezagregrilor mecanice si transformrilor chimice sub-aeriene. Modificrile de compozitie pe care le sufer aceste particule, dup ngroparealor, apartin proceselor postdepozitionale (diagenezei).

Cutnd ns o similitudine cu pozitia si evolutia pe care o au scoartele de alter-are n ariile continentale, o discutie despre alterarea subacvatic ar nsemna o analiza transformrilor chimice si mineralogice suferite de rocile preexistente n contact directsi prelungit cu apa (din ruri, lacuri si mri).

O parte din factorii de care depinde transformarea substratului vor fi n mod evi-dent aceiasi pe care i-am considerat si n procesele subaeriene, cu deosebirea c naceast nou situatie contactul permanent dintre "faza mineral" si "solutia apoas" vaaccelera desfsurarea reactiilor. n mediul subacvatic, hidroliza si, uneori, oxidarea suntprocesele cele mai active care stric echilibrul chimic n rocile preexistente si genereazneoformatii. Dificultatea observrii directe a acestor transformri si, n general, aaprecierii contextului geologic nu permite o estimare a ponderii pe care alterarea n


97

mediul subacvatic o are n generarea de produse reziduale; de asemenea, este greu deprecizat raportul n care aceste produse se afl cu unele "precipitate directe" din mediulacvatic. De exemplu, n ce msur gIauconitul, oxizii de Mn sau zeolitii trebuie priviti caproduse secundare sau ca "precipitate", cunoscndu-se foarte bine faptul c toate aces-te minerale se pot forma pe ambele ci.

Alterarea submarin sau halmiroliza (descrise sub acest termen de Hummel,1922), cu ponderea cea mai mare printre procesele de transformare subacvatic, sedesfsoar sub controlul unor factori reIativ constanti (salinitatea solutiilor este ridicat,pH-ul alcalin = 8-8,2 si are un caracter selectiv). Variatiile mineralogice la care ne astep-tm sau pe care le sesizm vor fi determinate de contaminarea apelor marine cu solutiijuvenile (n lungul - sistemelor de fracturi crustale, a zonelor cu flux termic ridicat, a man-ifestrii unor activitti vulcanice submarine etc.) de diversitatea petrografic a substrat-ului sau/si de aportul de oxigen n apele de fund. Din analiza carotelor extrase din sed-imente si roci submarine (Golful Mexic, Oc. Atlantic, Pacificul de est etc.) a rezultat chalmiroliza este activ n raport cu rocile magmatice si metamorfice feldspatice deschisen canioanele marginilor continentale, cu bazaltele de fund oceanic si cu produsele vul-canice acumulate n aceste regiuni (sticle, cenusi). Alturi de feldspati, vor suferi modi-ficri ino- si nesosilicatii, care trec n talc si minerale serpentinice, micele feromag-neziene (biotitul, de exemplu, care trece n clorit) etc. Concentratia, relativ ridicat nMg2+ a apelor marine dirijeaz halmiroliza spre substitutii de tipul:

Ca - montmorillonit + Mg2+ (legat n nivele brucitice) Mg - clorite (cu structuri dublu stratificate).

Glauconitul, un mineral autigen frecvent n sedimentele marine, poate fi privit si caun efect al alterrii filosilicatilor detritici, cu structur tristratificat, bogati n aluminiu.Elementele necesare pentru formarea glauconitului Fe2+, Fe3+, K+ provin din apa mrii sinlocuiesc Al3+ n momentul n care potentialul redox permite fixarea acestor elemente (laun Eh = 0, realizat prin descompunerea substantei organice asociat fractiunii detritice).Zeolitii, asociati frecvent cu sticla vulcanic si lave bazaltice submarine, se consider siei a avea o astfel de provenient "secundar". Ei sunt reprezentati prin analcim, phillip-sit-harmotom etc.

Produsele reziduale se vor dezvolta la interfata substrat-ap, sub forma unei"scoarte de alterare" cu grosimi, de regul, mai mici dect cele continentale. Evolutia eieste posibil n ariile n care sedimentarea terigen lipseste. Efectul unor astfel de pro-cese pe fundul mrii este complex. Ionii eliberati prin hidroliz si oxidare se vor recom-bina cu ionii n exces existenti n solutiile marine pentru a genera, prin precipitare, alteproduse autigene (ortoclorite, oxizi de mangan, zeoliti, mice etc.). Astfel, hidroliza, caproces global, este nu numai un efect al reactiilor care se petrec n mediul marin ntreap si roc, dar si o cauz a dezechilibrelor chimice n solutii saline.

Solutii naturale si precipitate chimice

Pe lng celelalte functii ale sale, apa constituie si un mediu chimic, un solventcu compozitie foarte variat, din care elementele care-si ating si depsesc "pragul desaturatie" se separ prin precipitare sub form de compusi minerali.

Apele continentale - din fluvii, lacuri, mlastini -, precum si cele lagunare saumarine reprezint solutii naturale cu caracter electrolitic sau coloidal n care se gsescdizolvate elemente usor solubile: Li+, Na+, K+, Ca2+, Mg2+ Sr2+, CO2

2-, SO42-, NO3- si


98

greu solubile Al3+, Fe3+, Mn3+, Si4+ , P5+ sub form de cationi si anioni. Compozitia lor foartediferit reflect tendinta ctre un echilibru chimic, rezultat din interactiunea hidrosferei culitosfera si atmosfera (prin procese de alterare, prin evaporare, prin contaminare cusurse juvenile, prin cristalizarea compusilor excedentari etc.).

Trsturile petrogenetice ale compusilor separati din astfel de solutii reflect, nprimul rnd, caracterul coloidal sau electrolitic al mediului din care au provenit si apoiparticularittile sale chimice (pH, Eh).

Solutiile electrolitice (ionice sau moleculare) sunt sisteme ultradisperse rezultateprin dizolvarea congruent si incongruent a fazelor minerale; desi ndeplinesc conditiaunui sistem omogen, ele prezint proprietti variabile n functie de cantitatea de sub-stante dizolvate. Elementele chimice frecvent ntlnite n solutiile electrolitice sunt Na+,K+, Ca++, Mg++, Cl-, SO4-, HCO3-,.

Coloizii sunt sisteme disperse, aparent omogene, alctuite din particule cu dimen-siuni cuprinse ntre 10-6 si 10-3 mm, care nu permit decantarea lor cnd mediul este nrepaus. Aceast caracteristic face din coloizi, o faz intermediar ntre suspensii sisolutii electrolitice. Dup natura chimic a fazei disperse, coloizii naturaIi pot fi: de dis-persie, moleculari si "de asociatie" sau micelari.

Coloizii de dispersie au caracter metalic iar particulele fazei disperse sunt alctu-ite din atomi identici nelegati chimic ntre ei.

Coloizii moleculari sunt hidrofili si alctuiti din particule macromoleculare (atomi unicovalent) care se ncarc cu sarcini electrice. Astfel, SiO2, MnO2, PbS se gsescfrecvent n mediul apos sub form de coloizi cu sarcini negative.

Coloizii de asociatie rezult din gruparea unui numr mare de molecule legateslab prin forte Van der Waals si caracterizeaz elementele chimice greu solubile si sub-stantele organice; ei mbrac forma compusilor Al(OH)3, Fe(OH)2, Cu(OH)2, ncrcaticu sarcini pozitive. n toate tipurile de coloizi miscarea brownian a particulelor compo-nente ncetineste pe msur ce diametrul acestora creste. Orice mediu natural, prinvolumul de ap pe care-I reprezint si dinamica acesteia n cadrul "bazinului" respectiv,poate ndeplini alternativ sau simultan calitatea de solutie electrolitic sau solutiecoloidal. Analiza succesiunii produselor precipitate va constitui msura calittii mediu-lui chimic care le-a generat.

a. Compozitia chimic a apelor naturale (fluvii si mri)

Reteaua hidrografic ce dreneaz ariile continentale nmagazineaz o foartebuna parte din elementele rezultate prin solubilizare si hidroliz, si le transport n solu-tie spre bazinele marine si oceanice. Cantitatea de substante solide anorganice dizol-vate n apa unui ru determin gradul su de mineralizare, care se exprim, n g/m3 sise poate calcula prin relatia

n care: S este cantitatea de substante chimice "uscate", n g;V - voIumul probei, n cm3.

Cantitatea total de sruri dizolvate n apele fluviale oscileaz ntre 37 si 8 000ppm si se nscrie mult; sub continuturile apelor marine. Din punct de vedere chimic eIesunt dominate de Ca2+, HCO3

-, si H3SiO4-, o bun parte din compusii si provenind


99

direct din atmosfer (astfel pot ajunge n ape, CO2 si respectiv HCO3, Na+, Cl- si SO42

-

). n aceast asociatie de elemente se poate remarca legtura dintre comportarea Na+si a Cl-, precum si legtura dintre continutul de K+ si SiO2, si solubilizarea silicatilor(tabelul 1.6).

Cunoscnd gradul de mineralizare al unei ape curgtoare se poate aprecia deb-itul substantelor chimice transportate de acestea (P) si, implicit, cantittile introduse nbazinele n care se vars. Astfel:

P=M.Q/103 {kg/s]

n care: M este gradul de mineralizare, n g/m3;Q - debitul de ap, n m3/s.

Holland (1984) a apreciat rata denudrii chimice n ariile continentale la 2,2 10-3 gsolide/cm2, ceea ce corespunde cu un transport n solutie al srurilor solubiIe efectuatde ntreaga retea hidrografic de pe glob de cca 42 1014 g/an. Valorile obtinute par a fideterminate de natura si reactivitatea substratului, de conditiile climatice din aria bazin-ului hidrografic respectiv si, mai putin, de altitudinea reliefului traversat (totusi pentruzonele cu altitudini medii reduse, unde scurgerea este mai lent, posibilittile dedizolvare ale rurilor sunt mai mari).

Apa mrilor si oceanelor, mult mai concentrat n sruri dect apa fluviilor, consti-


100

Tabelul 1.6. Originea i coninutul principalilor cationi i anioni n apele flu-viale (valori medii) i n oceane (dup Holland, 1984)

Sursa Anioni (meg/kg)HCO3- SO4

2- Cl-Cationi (meg/kg) Ca2+ Mg2+ Na+ K+

m sol/kgSiO2

Timp derezidenlog10(pao)/aniAlterarea- silicailor- car-bonailor- sulfailor- sulfurilor- clorurilorC. organicAtmosfera

TOTALn oceane145(ppm)

4,54,9-

0,31

---0,070,580,962712

6,9

-

-0,070,07--

0,090,2319350

7,9

----0,16-0,060,22

5,9

0,140,500,07-0,01-

0,010,75

412

7,0

0,200,13--0,01-

0,010,35

1294

7,7

0,10---0,11-

0,050,26

10760

6,7

0,05---0,01-

0,010,07

3,8

0,21-----

0,010,22

399

tuie o solutie de cloruri, bromuri, sulfati, carbonati si foarte putine sruri ale elementeloralcaline si alcalino-pmntoase. Deosebirile calitative si cantitative ntre cele dou medii- fluviatil si marin - sugereaz ideea c srurile din apele marine nu pot fi consideraterezultatul concentrrii prelungite a compusiIor deversati prin reteaua hidrografic; orig-inea lor trebuie legat de contaminarea apelor cu produsele vulcanismului si magma-tismului din primele momente de formare si consolidare a crustei terestre, precum si amanifestrilor vulcanice submarine din toat perioada de evolutie a spatiului oceanic; unrol deloc neglijabil l-a avut si schimbul de elemente al hidrosferei marine cu atmosfera.

n constitutia apelor marine intr elemente thalasofile (Cl, Br, SO4, B, Na, K, Ca,Mg, Sr) n concentratii care depsesc cantitatea furnizat hidrosferei de alteratie si eroz-iune, si elemente thalasogene (Fe, Al, Si, Mn, Sc, Mo etc.) Iegate, n special, de fazelesolide care ajung n mediul marin si pe care le elibereaz prin hidroxizi (v. tabelul 1.7).

Chimismul global al apelor marine si concentratia n sruri a acestora sunt apreci-ate, n mod curent, prin salinitate, care exprim cantitatea total de sruri dizolvate la 1litru de ap de mare cnd toti carbonatii au fost convertiti n oxizi, bromurile si iodurilenlocuite prin cloruri si toat materia organic oxidat. Valoarea medie a salinittii apelormarine este de 35 g/l si deriv din coexistenta urmtoarelor tipuri de sruri si, respectiv,ioni disociati:

Compozitia apelor marine se consider pentru o anumit regiune constant,ntruct concentratia elementelor chimice se regleaz singur n asa fel nct "iesirile"chimice "precipitrile" echilibreaz "intrrile" ntr-o perioad de timp egal cu de ctevaori timpul de rezident a elementelor n solutie; Elementele cu timpi de rezident maimici de 1 000 ani tind s aib o distributie eterogen fat de elementele cu timp de rezi-


101

Elementul n fluvii g/kg n oceane g/kg Timp de reziden

AgAlAuBBaCuFeGaMnMoNiPPbThTiZn

0,093600,01012455,34800,09201,810204,00,0968,645

0,00820,005-200,320,030,2100,6600,030,001513

52574,542445442,62-4

Tabelul 1. 7. Concentraia elementelor minore n apele fluviale i apele oceanice (valorimedii)

dent mai mare Na, K, Mg, Ca, Cl, Br = 108 ani, HCO3- = 105 ani) care realizeaz dis-tributii omogene; elementele care intr n ciclurile biologice (Si, P, N) se abat de laaceast regul avnd timpi de rezident mult redus. Astfel, concentratia acestor ele-mente este redus n stratul de apa de la suprafat, n care abund organismele, cresten apele de adncime n care reintr din cauza descompunerii oxidante a organismelor,si este complicat de transportul fizic al maselor de apa n oceane.

n mod curent ns, fat de valoarea medie a salinittii apele oceanice si marineprezint abateri mari, conditionate de zona climatic n care se gsesc (si deci de tem-peratur si evaporatie), de adncimea la care ne referim, de relatia cu marginea conti-nental unde exist un raport substantial de ape dulci, de prezenta lor n vecintateasectoarelor de divergent a plcilor crustale, unde temperatura este mult, mai ridicat siaportul de solutii juvenile aproape omniprezent. Din aceste cauze, salinitatea tinde sdescreasc spre fundul bazinelor Ia 34o/oo dar tot aici s ating n zonele de rift, 175o/oo (M. Rosie), Marea Moart, un bazin nchis situat ntr-o regiune cu evaporatie foarteintens, are la suprafat 200 o/oo, n Marea Rosie S = 40 o/oo, Marea Neagr - un bazinseminchis care beneficiaz de aportul a dou fluvii, Dunrea si Nistrul, are o salinitatede 18 - 22 o/oo iar Marea Caspic, bazin intracontinental, are S = 1 - 15 o/oo. Pentru ane apropia ct mai mult de situatiile naturale care controleaz diversitatea produselorchimice separate din solutii, s-a ncercat o grupare a mediilor naturale dup concentra-tia lor n sruri, n diferite "faciesuri de salinitate". Astfel, au fost separate:

0-0,5 o/oo - facies dulcicol, n ape curgtoare si lacuri;0,5 - 5 o/oo - facies oligohalin, n lacuri si unele mri nchise;5 - 16,5 o/oo . facies salmastru, n unele mri marginale sau nchise, (Marea

Caspic);16,5 - 30 o/oo - facies brachihalin, n mri seminchise (M. Neagr);30 - 50 o/oo - facies marin propriu-zis, n mri si oceane; > 50 o/oo - facies hipersalin (sau lagunar), n golfuri si lagune (G. Persic, Coorong

Lagoon etc.).


102

Raportat la greutatea apei [%] Raportat la cantitatea desruri dizol-vate [%]

NaCl 2,72MgCl 0,38MgSO4 0,17CaSO4 0,12K2SO4 0,09MgBr2 0,01CaCO3 ialtele 0,01

77,7510,874,733,602,460,21

0,34

Tabelul 1.8. Coninutul n sruri al apelor marine

1 Timpul de reziden reprezint raportul dintre cantitatea total Ao a substanei respective napa marin a i rata dA ro/dt a aportului reelei hidrografice. El poate varia de la (perioada deamestec a apelor pn la 108 ani; (perioada de amestec a apei oceanice n primii 100 m este de 10ani; amestecul apelor n adncime are loc n cca 1000 ani). De exemplu, pentru Na 260 000 000 ani;Mg - 12 000 000 ani; K - 11 000 000 ani; Ca - 1000 000 ani; Si - 8 000 ani; Mn - 7 000 ani; Fe - 140ani; Al - 100 ani.

b. Autigeneza prin precipitare chimica

Separarea compusilor anorganici si formarea mineralelor autigene din solutii nat-urale - coloidaIe sau electrolitice - reprezint un proces de esent chimic si urmeazaceleasi legi, indiferent de originea si natura fluidelor (juvenile sau meteorice, fluviatilesau marine); pentru acest motiv pot exista unele similitudini structurale si texturale ntreprodusele endogene si cele exogene (de exemplu, ntre agregatele silicioase formateprin precipitare din solutii marine si cele depuse din solutii hidrotermale subacvatice sauntre zeolitii autigeni si cei vulcanogeni etc.).

n domeniul sedimentar, procesele de autigenez sunt Iarg rspndite si vizeazatt formarea unor edificii petrografice de origine chimic bine individualizate ncoloanele litologice (calcare, evaporite, fosforite, silicolite) ct si depunerea din solutiiinterstitiale a cimentului ce leag clastele sedimentelor detritice (calcit, gips, apatit, cal-cedonie) (vezi si capitolul "Procese postdepezitionale").

Depunerea mineralelor autigene sub form de geluri sau agregate cristaline estestrict controlat de concentratia n sruri a solutiilor, de pH-ul, Eh-ul si temperatura lorde evaporatie, precum si de factori geologici, cum ar fi: volumul si adncimea apei nbazin, gradul de deschidere a acestuia spre ocean, circulatia apelor si pozitia bazinuluin raport cu factorii de clim.

Coagularea coloizilor. Precipitarea solutiilor coloidale si pierderea stabilittiicoloizilor se realizeaz atunci cnd energia superficial a particulelor (Es) - ca expresiea produsului dintre tensiunea superficial (s) si suprafata particulei (A) (adic Es = s A)tinde s creasc peste o limit admis. Acest lucru se petrece prin neutralizareasarcinilor electrice (n contact cu solutii care determin alturarea particulelor coloidale)sau prin evaporarea mediului de dispersie, adesea n corelatie cu cresterea temperaturii.

Trecerea brusc a solutiilor coloidale dintr-o stare n alta - de exemplu, la transfer-ul acestora din reteaua hidrografic n bazinele marine bogate n electroliti - grbesteevident depunerea lor si face, din zonele deltaice si cele litoral-neritice, spatii oportunepentru concentrarea gelurilor de Al, Fe, Mn, Si. Un fenomen similar poate avea loc lantlnirea a dou mase de ap cu temperaturi diferite; de asemenea, o cantitate marede suspensii n bazinul n care ajung coloizii poate decIansa coagularea acestora (nspecial, a celor de Fe si Si).

Acumularea centrilor de coagulare conduce la mase gelatinoase cu structur cor-puscular sau fibroas, ntotdeauna cu proprietti izotrope, puternic absorbante sibogate n molecule de ap. Morfologia "corpurilor de gel" este ntotdeauna specific,mamelonar, reniform, cu suprafete rotunjite si, adesea, lucioase. Afinitatea unormicroelemente (U, Th, Cu, Pb) fat de astfel de produse este o expresie a propriettilorlor aditive (adsorbante).

Precipitarea solutiilor electrolitice. Elementele chimice disociate n solutie potreactiona ntre ele pentru a forma compusi minerali atunci cnd ating simultan o anumeconcentratie si solutia devine suprasaturat. Conditia valabil la un moment dat pentruun anume compus, de exemplu, pentru carbonati, nu este suficient pentru altul, deexemplu pentru sulfati. Aceasta nseamn c n mediu natural "pragul de saturatie" pen-tru diversele sruri ce-i determin compozitia chimic se va atinge progresiv, iar sepa-rarea lor din solutie, prin cristalizare, se va realiza succesiv, ntr-o ordine care ntotdeau-


103

na este invers proportional cu ordinea de solubilizare. Acest prag de saturatie, pentruun anume produs, poate fi atins prin cresterea concentratiei n solutie (deci prin adaosdin afara sistemului, prin ridicarea temperaturii si evaporarea soIutiei, prin modificriesentiale ale conditiei de pH si Eh) n raport, cu care, n conditiile initiale ale intrrii salen solutie, produsul respectiv este stabil (de exemplu CaCO3 disociaz n solutii acide sireprecipit din solutii alcaline).


104

Fig. 1.30. Ordinea ideal de precip-itare a mineralelor autigene n raportcu volumul apei n bazin.

Fig. 1.31. Compoziia apelor oceanicei nceputul preciptrii sulfailor iclorurilor n condiii izoterme (la 25 C)(!) n loc de hexaedrit se citete hexa-hidrat.

1 Soluia suprasaturat conineo cantitate mai mare de substandizolvat dect cea corespunztoaresolubilitii ei n condiiile date ireprezint ntotdeuna un sistem chim-ic instabil; excesul de substane poatecristaliza brusc i n cantitate mare. Osoluie saturat - care conine dizol-vat cantitatea maxim dintr-o sub-stan nu este ntotdeauna i o sluieconcentrat; dac solubilitatea sub-stanei respective este foarte redus -cazul SiO2, 6 ppm n fluvii - soluiasaturat poate fi foarte diluat.

O asemenea succesiune, care cuprinde oxizi, hidroxizi, silice - ca geluri - si apoifosfati, carbonati, sulfati de calciu, halit, kainit, carnalit, silvin, bischofit - ca mineraleautigene cristalizate - s-ar putea realiza n conditii ideale dac bazinul n care are locprecipitarea ar fi foarte stabil, ar fi lipsit de aport terigen si ar fi supus continuu unei evap-orri care s modifice concentratia srurilor n solutie. n natur, astfel de situatii se con-sider accidentale, iar coloanele litologice din formatiunile sedimentare surprind, de reg-ul, doar secvente ale acestei succesiuni. Astfel este frecvent descris asociatia dintreFe si Si, silicolite si fosforite, fosforite si calcare, sulfati si cloruri

c. Medii naturale chimice (cadrul geologic)

n domeniul sedimentar, precipitarea din solutii electrolitice se circumscrie ca unproces petrogenetic major, care are drept cadru de desfsurare, att ariile continentale- n jurul izvoarelor, n lacuri si mlastini, n zone lagunare - ct si bazinele marine sioceanice. Formarea asociatiilor minerale chimice n aceste domeniu este expresia com-plex a faciesului de salinitate a apelor si a regimului hidrodinamic (caracterul stagnantsau mobil al lor) si, implicit, a tipului de bazin (nchis/deschis) si a pozitiei lui n raport cufactorii de clim (cald-temperat, umed-arid).

ntr-un cadru geologic natural astfel conditionat se vor naste asociatii min-erale si succesiuni de edificii petrografice capabile oricnd s fundamenteze reconsti-tuirea unui context chimic care, astzi, este generalizat din punct de vedere sedimento-logic n cinci medii ale sedimentrii autigene: lacustru (n climat umed), marin normal,marin restrictiv, lacustru n climat arid si euxinic (lagunar sau marin) (fig. 1.32).

Asociatiile de facies dulcicol - din mediile lacustre, de climat umed sunt dominatede produsele consolidrii gelurilor de fier si silice din solutii cu pH slab acid si potentialredox pozitiv. Din punct de vedere mineralogic, ele reprezint acumulri de goethit,hematit, opal si calcedonie dup reactiile:

Fe(OH)3 = FeO OH = Fe2O3gel goethit hematit

SiO2.nH2O = SiO2. nH2O = SiO2gel opal calcedonie

si sunt identificate n asociatii litologice sub forma depozitelor de ferilite si, respec-tiv, silicolite chimice, care se acumuleaz astzi n lacurile situate la latitudini mari dinnordul Europei, Asiei si Americii de Nord.

Asociatiile de facies marin normal formate n bazine cu circulatie permanent potncepe n baz cu depozite feruginoase si silicioase, dar sunt dominate de ocurentele decarbonati, fosfati, silicati (glauconit, leptoclorite, minerale argiloase, feldspati, zeoliti) sioxizi de mangan. Silicea, cu un continut mediu de 4 - 6 mg/kg, precipit mai usor subform de opal dect de cuart si, n prezenta hidroxizilor de Al, Fe, Mn, Mg, chiar din solu-tii diluate cu pH mai mic de 8. Rata de depunere a compusilor amorfi este apreciat la3,6 1014 g/an, ceea ce nu compenseaz aportul de SiO2 introdus n mare de reteauahidrografic (si egal cu 6 1014 g/an). Apele marine - la suprafat - sunt de regulsuprasaturate n calcit si aragonit si nesaturate n adncime datorit presiunii mari aCO2 si temperaturii sczute a apelor, factori care inhib precipitarea carbonatilor.


105

Precipitarea CaCO3 poate avea loc pe un interval batimetric larg, n special nzonele litorale, neritice si batiale si pn n vecintatea limitei de compensatie a carbon-atilor (CCD - de la initialele n limba englez carbonate compensation depth), adic pnla nivelul la care ritmul aportului de carbonat din zona de suprafata (apreciat la 18 1014g/an) este echilibrat de ritmul dizolvrii lui. Sub aceast limit - plasat n jur de 4000 -4 500 m - germenii de calcit ncep s se dizolve. n mediile cu pH alcalin precipitarea cal-citului este catalizat de prezenta srurilor de NaCI, KCl si CaCl2 si a cationului Mg

2+; deaceea, acest mineral se poate separa mai usor n ape dulci. n schimb, aragonitul pre-cipit mai reede n prezenta Mg2+ si este un constituent frecvent n apele marine dinzonele calde. Rata de depunere a carbonatilor n astfel de zone (regiunea Bahama, deexemplu), considerate foarte "productive", poate atinge 50 mg/cm2/an sau o medie de0,4 - 2 cm grosime/1 000 ani. n ciuda faptului c alturi de calcit, si dolomitul se afl napa de mare la limita de saturatie, cresterea cristalelor de dolomit este foarte lent dincauza dificulttii de ordonare a Ca2+ si Mg2+ n structura sa reticular, adesea inhibat dehidroliza ionilor de Mg2+, care se blocheaz n Mg(OH). Colofanul si apatitul - produsulcolomorf si respectiv cristalizat al fosfatului de Ca - precipit n conditii similare cuCaCO3 si de aceea formeaz frecvent asociatii cu acesta. n apele adnci si reci cu pHsczut, continutul n P2O5 este ridicat (pn la 300 mg/m3) si scade n apele superfi-ciale (pn la 1 - 50 mg/m3), unde sunt create conditiile pentru precipitarea celor dou


106

minerale (la scderea PCO2 si ridicarea temperaturii). Investigatiile din ultimii ani au completat mult, imaginea despre posibilittile de

precipitare autigen a silicatilor. Sedimentele marine actuale din zonele neritice, dar nspecial, abisale, contin numeroase minerale autigene: glauconit, sepiolit, paligorskit,talc, chamosit, montmorillonit si illit, zeoliti (phillipsit si clinoptilolit), albit. Ele se separ nconditiile unui pH alcalin si n functie de starea cationilor legati n retea, n conditii vari-abile ale Eh-ului. Astfel, glauconitul este un indicator tipic pentru un Eh foarte apropiatde zero, n care ar putea fi stabili - simultan - cei doi cationi de Fe2+ si Fe3+ din reteauasa; n aceste conditii rata de sedimentare este mai mare dect pentru multi alti silicati.Pentru zeoliti, de exemplu, este apreciat o rat de 0,1 g/cm2/1 000 ani.

Mediul marin actual se dovedeste a fi foarte favorabil pentru separarea pe calechimic a oxizilor de mangan sub form de piroluzit (MnO2), psilomelan

(BaMn2+

Mn4+O16(OH)4), todorokit (MnO2Mn(OH)4). Reactia de depunere a MnO2, nmediu cu potential redox pozitiv, este catalizat de prezenta cationilor de Fe3+ si a frac-tiunii clastice (piro- sau epi-) si se desfsoar foarte lent. Rata de depunere a compusilorrespectivi este de ordinul milimetrilor la 100 000 - 1 000 000 ani.

Dintre toate aceste minerale, un rol petrogenetic important l au silicea sicarbonatii, fosfatii si oxizii de mangan, care, prin acumulare prelungit, genereaz rocisilicioase, calcare de precipitatie, fosforite si, respectiv, noduli polimetalici; restul com-pusilor mentionati reprezint o fractiune autigen care se asociaz cu sedimentelepelitice de fund oceanic.

Asociatiile faciesului hipersalin din mediile marine cu circulatie restrictiv (ocazion-al) si respectiv ale celor lagunare (sau lacuri din zone aride) cuprind toat gama de min-erale evaporitice - sulfati (gips si anhidrit), halit, si sruri delicvescente (silvin, carbon-ati si sulfati de Na si Mg) care repauzeaz ocazional pe calcare sau dolomite.Cristalizarea acestor minerale sugereaz alcalinitatea crescut a apelor n bazin (pH >7 - 8) si ntotdeauna potential redox pozitiv. Precipitarea sulfatilor si clorurilor - la 25 C- poate ncepe (dup Braitsch) cnd volumul apei di bazin se reduce, prin evaporare siatinge o concentratie (salinitate) de:

3,4 ori si S = 120 o/oo pentru a se separa CaSO4 .2H2O; 11 ori si S = 385 o/oo, pentru a se separa NaCl;

10 ori si S = 2 100 o/oo pentru a se separa KCl si MgCl. Acest lucru ilus-treaz clar gradul de nesaturare n aceste sruri a apei de mare. Rata de acumulare amineralelor evaporitice este apreciat dup exemplul, de exceptie, al Golfului KaraBugaz la 500 cm/1 000 ani sau 1,3 108 t/an.

Mediul euxinic se contureaz astzi prin informatia abundent obtinut din anal-iza sedimentelor de pe fundul Mrii Negre - vestitul Pontus Euxinus - ca un domeniu par-ticular al sedimentrii chimice, conditionat de stagnarea apelor si caracterul ei anoxic,acumularea substantei organice si generarea, n aceste conditii, a H2S. Mediul estereductor, acid sau alcalin si din punct de vedere chimic generator de sulfuri. n astfel deconditii, curentii verticali "aductori" de oxigen lipsesc, substantele organice care se acu-muleaz contin C, N si P (n proportie de 106 : 16 : 1), iar reactiile chimice pe care ledetermin consum tot oxigenul preexistent si elibereaz azot, hidrogen sulfurat si CO2:

(CH2O).106(NH3).16H3PO4 + 94,4 HNO3 = 106 CO2 + 55 N2 + 177 H2O + H3PO4


107

(CH2O)106(NH3).16H3PO4 + 53 SO42- = 106 HCO3- + 53 H2S + 16 NH3 + H3PO4

Reducerea sulfatilor la sulfuri este influentat de cantitatea de materie organicdin care pentru acest proces se consum 15 - 45%. n mediile euxinice sulfurile care seformeaz - pirit, galen, blend, calcopirit (dac exist ioni disponibili de Fe2+, Pb, Zn,Cu) - si mineralele argiloase existente pentru aditionarea Mo, Cu si U (pn la 0,001 -0,010 %). Ca o expresie a conditiilor n care pot precipita, sulfurile autigene se asociazfrecvent cu mlurile negre si, respectiv, cu argile si, mai rar, cu gresii si calcare.

d. Criterii de identificare si semnificatii geologice

Produsele de origine chimic contrasteaz prin caracterele lor petrografice cucelelalte formatiuni sedimentare si se individualizeaz printre cele de origine marin saulacustr prin limite nete ce ilustreaz schimbarea brusc a conditiilor de mediu. Astfel deproduse sunt definite prin constitutii mineralogice omogene si uniforme; din punct devedere chimic, ele formeaz acumuIri de carbonati, sau de sulfati, sau de halogenurisau de fosfati etc., schimbnd prin aceasta chimismul apelor care le-au generat si echili-brul atins la un moment, dat ntre "solutie" si "faza mineral" dizolvat.

n asemenea agregate, constituentii minerali au caracter autigen si se recunoscprin:

- structura lor amorf (dac reprezint geluri) sau cristalin;- morfologia cristalelor, dominat de forme euhedrale si subhedrale (daca

forta de cristalizare a speciilor minerale este ridicat, de exemplu, la dolomit) sianhedrale (la minerale cu fort de cristalizare redus - la calcit, halit etc.; mai putinfrecvente dar ntotdeauna semnificative prin morfologia lor sunt: agregatele sferuliticesau fibros radiare (de calcedonie, zeoliti, aragonit etc.);

- contactul dintre cristale, care este liniar sau sutural, ntotdeaunaasemntor cu cel realizat prin blastez (n rocile metamorfice - n cuartite, de exemplu)sau cristalizare fractionat (n rocile magmatice plutonice sau subvulcanice granite, sien-ite, aplite);

- incluziunile, cnd sunt prezente au o distributie zonar, paralel cu fetelecristalelor si o constitutie identic cu cea a fractiunii alogene care impurific agregatul(carbonatic, argiloas etc.);

- pseudomorfozele si coroanele de reactie sunt proprii compusilor autigeniformati secundar, prin reactie cu un produs primar instabil, n prezenta unei solutii cuchimism net diferit (de exemplu, ocurentele de silice - calcedonie sau opal - n testelecarbonatice ale unor foraminifere; nlocuirea feldspatilor plagioclazi detritici prin calcit;substitutia carbonatilor prin colofan etc.);

- mineralele de neoformatie intersecteaz vechile structuri sedimentare(suprafata laminelor sau a unui bioclast), evidentiind prin aceasta caracterul lor secun-dar, postdepozitional. AstfeI de relatii sunt specifice proceselor de autigenez din timpuldiagenezei. Analiza corelat a tuturor acestor trsturi este n msur s ofere informatiipretioase att pentru reconstituirea parametrilor chimici ce au definit mediul respectiv(valoarea salinittii, pH, Eh...) ct si pentru cinetica reactiilor desfsurate sau a momen-tului declansrii lor (n mediul acvatic propriu-zis) sau n raport cu sedimente detritice,postdepozitional, din solutii interstitiale.


108

Documents

Www.geo.Edu.ro Catmin Rom PDF Curs 05-06-Curs Procese Chimice