Caracteristici compozitionale sedimente si roci sedimentare

Caracteristici compozitionale sedimente si roci sedimentare

Principalii componenti ai sedimentelor si rocilor sedimentare sunt particulele alogene si autigene. Particulele alogene se formeaza prin procese fizico-mecanice: dezagregare, fragmentare, transport din aria de provenienta in bazinul depozitional. Particulele autigene se formeaza prin procese chimice si bio-chimice chiar in bazinul de sedimentare; acestea pot fi cristale si agregate de cristale (ortochema) si corpusculi autigeni (sau alocheme).

Siliciclastitele pot fi alcatuite din:

granule detritice (de diverse dimensiuni)

particule autigene (precipitate in situ)

matrice alcatuita dintr-un detritus fin granular (de dimensiuni siltice si/sau lutitice)

ciment (format in timpul diagenezei prin precipitare chimica in spatiul interstitial).

Granulele detritice sau clastele formeaza adesea fractia dominanta a siliciclastitelor. Ele pot fi alcatuite din granoclaste si litoclaste si cel putin teoretic acestea pot fi alcatuite din orice tip de mineral sau roca. Practic insa, doar clastele care prezinta stabilitate chimica si mecanica mare in raport cu factorii climatici si de mediu pot rezista pe tot parcursul transportului de la aria sursa la bazinul de sedimentare si asftel se pot regasi si dupa ce sedimentul a fost transformat in roca.

Ordinea descrescatoare a stabilitatii mineralelor este:

(1) cuart, zircon, turmalina; (2) muscovit; (3) feldspati potasici, plagioclazi; (4) hornblenda, biotit; (5) piroxeni; (6) olivina. Coreland gradul de stabilitate al mineralelor cu procentul in care acestea se gasesc in rocile sursa, se poate lesne deduce ca principalele granule minerale care pot intra in componenta siliciclastitelor sunt: cuartul, feldspatii, muscovitul ca fractie usoara si zirconul, turmalina, rutilul, granatii, staurolitul, distenul ca fractie grea (nedepasind 5%).

Cuart

Cuartul fiind un mineral cu duritate mare, rezistent la abraziune, cu stabilitate chimica mare, poate deveni un component major al rocilor siliciclastice sau chiar exclusiv (80-98%) in anumite conditii (reciclari repetate ale unor sedimente). Este de altfel si un component important in multe tipuri de roci (granitoide, gnaise, sisturi, etc). Cuartul monocristalin (Qm) provine din roci magmatice sau metamorfice larg cristalizate. Atat rocilor plutonice adanci cat si celor metamorfice le este caracteristica extinctia ondulatorie a cuartului, astfel incat departajarea se poate face doar pe baza incluziunilor minerale (turmalina, apatit, zircon in cazul provenientei dintr-o sursa plutonica; staurolit, muscovit, clorit daca sursa este metamorfica). Rocilor vulcanice le este caracteristica extinctia neta si incluziunile fluide. Cuartul policristalin (Qp) poate avea drept sursa o roca silicioasa sedimentara (silicolit) sau sisturi si filite microcristaline.

Raportul intre cuartul monocristalin si cel policristalin poate fi utilizat drept indicator de maturitate al sedimentului prin faptul ca pe masura cresterii gradului de prelucrare si a timpului de reciclare, sedimentele se imbogatesc in fractia stabila (cea monocristalina).

Feldspati

Frecventa feldspatilor in rocile siliciclastice este limitata (10-15%), doar in arcoze fiind peste 25% dar de regula nedepasind 50%. Acest aspect este datorat instabilitatii mecanice si chimice a feldspatilor. Clivajul bun si duritatea in general mai mica decat a cuartului determina instabilitatea mecanica a feldspatilor in timpul proceselor de transport. De exemplu sedimentele fluviatile si cele deltaice cuprind o cantitate mai mare de claste de feldspati decat sedimentele intens prelucrate din zonele litorale sau din mediile eoliene. Instabilitatea chimica este datorata usurintei cu care feldspatii hidrolizeaza in mediile acvatice, fie inca din aria sursa, fie in timpul transportului sau chiar in timpul diagenezei. In aria sursa, conditiile climatice isi pun amprenta in distributia feldspatilor, un climat umed favorizeaza hidroliza, pe cand un climat arid nu. Din cauzele descrise anterior rezulta faptul ca feldspatii din siliciclastite se afla la primul ciclu exogen, ei nerezistand la reciclari multiple.

Dintre feldspati, cei mai frecventi sunt cei potasici (ortoclaz si microclin). Feldspatii plagioclazi au stabilitatea chimica mai mica decat cei potasici, astfel incat ai sunt mai repede inlaturati prin hidroliza inca din aria sursa. Chiar si sursele pentru feldspati sunt mult diferentiate: Feldspatul potasic este mai frecvent in ariile continentale cu fundament metamorfic si plutonic, a caror frecventa pe glob este mai mare decat a ariilor sursa cu fundament oceanic emers (datorita proceselor orogenetice) sau a ariilor sursa din arcurile insulare unde predomina feldspatii plagioclazi. De foarte multe ori frecventa feldspatilor in siliciclastite este subestimata, si asta datorita greutatii cu care feldspatii potasici pot fi departajati de cuart atunci cand nu prezinta macle sau alteratii specifice, iar clivajul este slab evidentiat. Pentru a inlatura acest obstacol se utilizeaza metoda colorarii feldspatilor printr-o reactie chimica cu un reactiv direct pe sectiunile subtiri. Aceste reactii produc pelicule divers colorate pe minerale in functie de compozitia acestora.

Sursa clastelor de feldspati poate fi identificata urmarind caracterele structurale si compozitionale ale acestora. Zonalitatile de exemplu sunt specifice rocilor vulcanice, structurile pertitice sunt definitorii pentru roci plutonice, microclinul este mai frecvent in rocile metamorfice. Toate aceste aspecte pot fi folosite pentru caracterizarea ariilor sursa pentru siliciclastitele in care apar clastele de feldspati.

Filosilicati

Adesea muscovitul si biotitul pot fi intalniti in siliciclastite sub forma de claste foioase mari concentrate pe planele de laminatie sau stratificatie. Flotabilitatea mare a acestor granule in mediile acvatice duce la inlaturarea lor din sedimentele mai grosiere cu origine comuna si acumularea lor in sedimentele mai fine. Muscovitul are stabilitatea chimica mai mare decat a biotitului si de aceea si frecventa acestuia este mai mare, desi in ariile sursa biotitul este mai frecvent. Ambele minerale pot proveni din roci metamorfice si magmatice.

Mineralele argiloase (caolinit, illit, clorit) apar mai frecvent sub forma de matrice in rocile siliciclastice. In aceste cazuri frecventa lor este guvernata de conditiile climatice si procesele de dezagregare din aria sursa. Dar mineralele argiloase pot sa apara in siliciclastite si datorita proceselor autigenetice si diagenetice. Adesea alterarea diagenetica a sticlei vulcanice si a feldspatilor duce la aparitia mineralelor argiloase. Pe masura cresterii adancimii de ingropare mineralele argiloase existente se vor transforma in minerale cu un grad de cristalizare superior si mai stabile in noile conditii termodinamice. Astfel in etapa de ankimetamorfism ramanand doar illitul si cloritul ca minerale argiloase.

Litoclaste

Fragmentele de roci (litoclaste) sunt mai frecvente in rocile cu glanulatie grosiera, in cele fine fiind dominante granoclastele ca rezultat al spargerii litoclastelor in particule monocristaline pe masura avansarii gradului de prelucrare al clastelor in timpul transportului. Cele mai frecvente si totodata cele mai stabile litoclaste sunt cele microcristaline: cuartite, silicolite (cuantificate procentual in fractia cuartoasa - Qp), filite, micasisturi, roci vulcanice, roci sedimentare (argile, siltite, micrite). Litoclastele larg cristalizate (gnaise, roci plutonice) tind sa se dezagrege mai usor si sunt prezente doar in fractia ruditica. Pentru analizele de reconstituire a ariilor sursa, litoclastele sunt foarte utile pentru ca permit identificarea cu precizie a rocilor de provenienta. In general litoclastele rezulta din erodarea unor centuri orogenice sau arcuri vulcanice care prezinta energii mari de relief, mai rar furnizeaza litoclaste zonele de scut sau platformele peneplenizate cu fundament granitic-metamorfic. In felul acesta litoclastele pot fi utilizate si drept criteriu de identificare a configuratiilor paleotectonice (tecto-faciesuri).

Adesea pe langa litoclastele cu provenienta extrabazinala apar si litoclaste cu sursa intrabazinala ca rezultat al erodarii sedimentelor subiacente cu grad ridicat de coeziune interna: argile, sedimente carbonatice. In timpul compactarii acestea pot fi deformate usor datorita gradului lor ridicat de plasticitate.

Minerale grele

Mineralele grele sunt silicati si oxizi cre au greutati specifice mai mari de 2,9 si sunt foarte rezistenti la alterare chimica si la abraziune mecanica. Aceste minerale constitue fractia accesorie atat in rocile sedimentare cat si in rocile de provenienta. Cele mai frecvent intalnite sunt: granati, apatit, epidot, rutil, zircon, staurolit, turmalina, disten, ilmenit si magnetit.

Datorita faptului ca mineralele grele nu depasesc in mod normal 1-2 % in rocile siliciclastice (in special arenitice), studiul acestora se realizeaza dupa prepararea unor concentrate. Modul de obtinere al concentratelor nu este dificil, insa necesita laboratoare special echipate. Separarea fractiei usoare de cea grea se realizeaza pe sedimente neconsolidate sau dezagregate in prealabil. Prima etapa este cea de separare pe fractii granulometrice si apoi inlaturarea fractiei usoare cu ajutorul unor solutii speciale, cu densitati ridicate, precum bromoformul sau iodura de metilen. Ambele solutii sunt foarte toxice, incat lucrul cu ele se va face doar in incinte ventilate. Concentratele astfel obtinute pot fi lipite pe lamele de sticla si analizate optic la microscop sau lupa binoculara.

Studiul mineralelor grele este foarte util atunci cand se urmareste caracterizarea petrografica a ariei sursa (Morton, 1985). Asociatii de minerale grele precum granatii, epidotul, staurolitul si distenul indica o arie sursa metamorfica, in timp ce una alcatuita din apatit, rutil si turmalina indica o sursa magmatica. In felul acesta evolutii majore ale ariilor sursa, precum erodari puternice ale unor zone orogenice, pot fi recunoscute din analiza continutului in minerale grele din secvente de siliciclastite. In alte cazuri, poate fi recunoscut aportul de sedimente provenind din arii sursa complet diferite, venite pe cai diferite in bazinul de sedimentare.

In interpretarea ariilor sursa pe baza mineralelor grele, trebuie avuta grija si intelese si procesele diagenetice care pot provoca modificari in continutul asociatiilor de minerale grele. Adesea au fost raportate, mult mai diverse minerale grele in nisipurile care au suferit rapid o cimentare decat in cele poroase adiacente care aveau urme vizibile ale dizolvarilor selective diagenetice.

Mineralele grele se gasesc adesea concentrate in mod natural in anumite lamine sau strate prin sortare hidraulica (Slingerland, 1984). In aceste cazuri, ele vor avea dimensiuni mai mici decat ale clastelor din fractia usoara cu care sunt asociate. Acesta este de fapt conceptul echivalentei hidraulice. Astfel de concentrate naturale pot fi intalnite in depozitele de plaje sau de bare arcuite ale sistemelor fluviatile meandrate. Atunci cad au valoare economica, astfel de depozite poarta denumirea de "placers". De exemplu placers-uri aurifere fluviatile precum cele din Alaska, sau placers-uri titanifere (rutil, ilmenit) ca cele din zona grindului Chituc (Tulcea).

Maturitate compozitionala

Un sediment este matur (intens reciclat) atunci cand in compozitia sa intra in special minerale stabile chimic. Pentru fractia usoara, ordinea descrescatoare a stabilitatii mineralelor in conditii exogene este: cuart, muscovit; feldspati potasici, plagioclazi; biotit. In mod similar si minearlele grele sufera si ele procese de alterare in aria sursa, funtie de stabilitatea chimica. Ordinea crescatoare de stabilitate a acestora este: olivina, sillimanit, piroxeni, sfen, andaluzit, amfiboli, epidot, disten, staurolit, apatit, granati, zircon, turmalina, rutil.

Raportul existent intre clastele stabile si cele instabile dintr-un sediment reprezinta un indicator de maturitate compozitionala. De exemplu adesea se utilizeaza raportul intre cuart si feldspat, intre rutil-turmalina-granati-zircon si amfiboli-piroxeni-biotit, intre cuart policristalin si monocristalin, sau cuart-litice. Daca se include si un aspect textural, raportul intre clastele angulare si cele rotunjite atunci se obtine un indicator de maturitate si mai fidel.

Aria sursa si provenienta clastelor

O problema importanta care se cere rezolvata prin analize petrografice asupra rocilor siliclastice este stabilirea provenientei clastelor si caracterizarea petrologica, climatica si tectonica a potentialei arii sursa. Cheia acestei probleme consta in examinarea individuala a clastelor, precum si definirea asociatiilor de claste caracteristice unei arii sursa si nu in ultimul rand analize geochimice (in special identificarea elementelor minore dar foarte caracteristice) atat ale rocilor siliciclastice cat si a celor presupuse ca sursa.

Clastele care permit recunoasterea cu precizie a unor tipuri petrografice sunt considerate ca "indicatori de provenienta". Cateva dintre acestea sunt:

- feldspati cu diverse tipuri de zonalitati si concresteri. Argumentatie: corpurile vulcanice au evolutii specifice, dependente de conditiile locale (rata de racire, caracteristicile rocilor penetrate - reactia acestora la prezenta topiturilor, grad de fisuratie, prezenta acviferelor), astfel incat tipul de zonalitate (normala, inversa sau recurenta), concresterile, dimensiunile si compozitia fenocristalelor sunt caracteristici locale, si deci reprezinta indicatori de provenienta cu grad maxim de certitudine.

- natura si distributia incluziunilor (solide, lichide sau gazoase) in diverse minerale sunt dependente de procesele genetice si pot fi utilizate ca indicatori de provenienta. Argumentatie: incluziuni fluide neomogen distribuite in cuart sunt tipice proceselor hidrotermale filoniene (datorita continuturilor mari in elemente volatile si vitezelor mari de cristalizare); incluziunile distribuite paralel cu fetele cristalelor se formeaza prin procese de cristalizare cu evolutie stadiala - lichid-magmatice si sedimentare autigene; incluziunile solide reflecta de regula ordinea de cristalizare.

- asociatiile de minerale grele pot fi utilizate si ele ca indicatori de provenienta cu grad mare de certitudine.

Numeroase incercari au fost efectuate de-a lungul timpului pentru a produce modele de identificarea a particularitatilor tectonice sau de climat ale ariei sursa a sedimentelor arenitice pe baza compozitiei clastelor. Cateva dintre aceste modele mai rezista si astazi (Dickinson, 1985; Basu, 1985) cu conditia ca studiul sa fie realizat pe roci nediagenizate (Zufa, 2001) in care raportul QFL nu a fost modificat postdepozitional (Fig. 3‑ ).