FACTORII METAMORFISMULUI

FACTORII METAMORFISMULUI

Prin factori se poate intelege:

1. oricare din parametrii fizici si chimici ai mediului geologic care prin schimbare determina scoaterea rocilor solide din starile lor de stabilitate mineralogica si/sau structurala;

orice factor natural care poate conduce la trecerea rocilor din stare metastabila la cea stabila.

Din prima categorie fac parte factorii de echilibru ai procesului metamorfic si de ei depind compozitia mineralogica si structura de echilibru a viitoarei roci. Din cea de-a doua categorie, fac parte factorii catalitici ai metamorfismului si de ei depinde viteza procesului de metamorfism.

Factorii de echilibru in sistemele petrografice cu chimism constant sunt:

- temperatura;

- presiunile (de diferite feluri);

- tensiunea superficiala a suprafetelor cristalelor.

Factorii catalitici sunt:

- continutul de apa (fluide);

- stressul (presiunea orientata) de deformare;

- temperatura.

Temperatura

Valorile ei sunt cuprinse intre limita domeniului diagenezei si temperatura solidus a rocilor (150⁰ - 200^o C - 600^o C). Aceasta temperatura poate ajunge in cazuri particulare pana la 1000-2000^o C (gresii cuartifere, dunite, anortozite). Cresterea temperaturii (Turner si Verhoogen, 1950) poate fi rezultatul:

- injectiilor magmatice ( 1200^o C);

- afundarii rocilor in zone profunde ( 450^o C);

- cresterii fluxului caloric vertical in spatiul metamorfic (500-700^o C).

Variatia temperaturii, in cazul in care ceilalti factori sunt constanti, poate duce la modificari mineralogice si structurale. Sunt necesare doua precizari:

1. Orice roca are un anumit interval termic de stabilitate (fig. 53 - plansa XVIII). De aici concluzia ca nu orice variatie de temperatura poate determina un metamorfism. Deci, variatia temperaturii trebuie sa fie mare pentru a scoate roca din domeniul ei de stabilitate.

2. Intervalele termice de stabilitate a rocilor sunt o functie de compozitia mineralogica a rocii si presiune.

D T_{S =} f (compozitia mineralogica, presiune)

La aceeasi presiune, rocile poliminerale au intervale de stabilitate termica mai mici decat rocile monominerale (ex. Calcarul pur are un interval mai mare de stabilitate termica decat calcarul cu impuritati).

Deci, un interval de temperatura poate afecta roci poliminerale si lasa intacte rocile monominerale. De aici notiunea de metamorfism selectiv.

Cresterea temperaturii tinde sa realizeze paragenezele si structurile cu entropii ridicate, adica acele configuratii care au un grad de dezordine interna mai avansat. Principalele cauze ale ridicarii entropiei sunt (in cazul cresterii temperaturii):

-formarea fazelor gazoase (roci de deshidratare, roci de decarbonatare);

- cresterea gradului de miscibilitate a mineralelor solide;

- cresterea solubilitatii mineralelor in fluidele din pori.

Metamorfismul progresiv, determinat de incalzirea rocilor, este o adaptare entropica a sistemelor petrografice la cresterea temperaturii. Cresterea entropiei mineralelor se realizeaza de obicei prin:

- reactii de deshidratare:

T^o

muscovit T feldspat plagioclaz( potasic) + corindon + H₂O

- reactii de decarbonatare:

T^o

calcit + cuart T wollastonit + CO₂

- solubilizarea reciproca a mineralelor initiale, rezultand faze solide mixte:

T^o

albit, microclin T anortoza

(pertite)

Micsorarea temperaturii poate duce la reactii inverse: hidratari, carbonatari, dezamestecuri (metamorfism regresiv).

Presiunea de sarcina (litostatica - P_l) duce la adaptarea rocilor in sensul micsorarii volumului si cresterea densitatii:

P₁ = ρgh unde ρ - densitatea mediea coloanei de roci;

h - adancimea;

g- acceleratia gravitationala.

Aceasta presiune se estimeaza in bari sau Kbari. Variatia presiunii litostatice este posibila numai cand este asigurata ingroparea si afundarea rocii respective (ex. la baza crustei presiunea litostatica este 10 - 15 Kb).

Variatia presiunii litostatice duce la variatia energiei libere a sistemului petrografic. In lipsa temperaturii, o presiune litostatica poate duce la cresterea energiei libere a rocii, echivalentul a catorva sute de grade celsius (0 - 500^o C - ex. 50 bari corespund la 1^o C).

In general, cresterea presiunii si deci micsorarea volumului rocii, duce la micsorarea entropiei. Din acest punct de vedere, cresterea presiunii are efecte inverse cresterii temperaturii.

Presiunea orientata (Ps) - Stressul

Ea creaza tensiuni care duc la deformari plastice si rupturale ale cristalelor, precum si la o deplasare a lor prin translatii sau rotiri. Din punct de vedere fizic, deformarile joaca un rol distructiv. Din punct de vedere chimic insa, ele joaca un rol catalitic in metamorfism. De aceea, prezenta presiunii orientate provoaca tensiuni de forfecare. Un punct dintr-o roca este supus pe cele trei directii principale (x, y, z) la tensiuni diferite.

Valorile maxime atinse de presiunile orientate intr-o roca sunt egale cel mult cu tensiunile de rupere ( 3000 bari = 3 Kb).

Prin urmare, efectul presiunii orientate este dublu:

- de deformare (metamorfism dinamic);

- cu rol catalitic (alaturi de presiune litostatica si temperatura).

Presiunea fluidelor (P_f)

In majoritatea rocilor exista o faza fluida care se poate gasi in trei forme: lichida, gazoasa si supracritic. In general fluidele, functie de P si T reprezinta aproximativ 5% din volumul total al rocii. Faza fluida ocupa porii, fisurile minuscule sau formeaza filme granuloase (fig. 54 - plansa XVIII). Exista, in general, mai multe faze sau situatii specifice ale fazei fluide:

1. daca roca este suficient de permeabila, asa incat faza fluida sa comunice cu suprafata, se realizeaza faza osmotica. In acest caz: P_f este diferita de P_l si deci: ρ _f = densitatea medie a coloanei de fluid;

P_f = ρ _f gh     g = acceleratia gravitationala;

h = adancimea.

Cum ρ _roca > ρ _f , rezulta ca la o anumita adancime, fazele minerale solide au o presiune mai mare ca P_f coexistenta.

Daca fluidul se afla in spatii inchise (faza neosmotica), deci rocile sunt impermeabile, P_f poate deveni egala cu P_l cu adaugirea ca temperatura si numarul de moli poate perturba aceasta egalitate. Prin urmare, daca temperatura si numarul de moli vor creste, P_f > P_l. Aceasta, P_f poate invinge rezistenta de rupere a rocii si sa genereze un sistem de fisuratie locala. De regula insa P_f este aproximativ egala cu P_l .

Presiunea partiala a componentilor volatili

De regula, faza fluida este policomponenta, fiind alcatuita din H₂O, O₂, H₂S, CH₄. Fiecare din acesti componenti au presiuni partiale proprii. In acest caz:

P_f = x₁ P_f + x₂ P_f + . + x_c P_f = P₁+P₂ +..+P_c

x₁, x₂, x_c - proportiile componentilor volatili (concentratiile).

P₁ , P₂ , . P_c - presiunile partiale corespunzatoare.

Pentru metamorfism, presiunile patiale au un rol mult mai important ca presiune totala a fluidului.

ex. Cresterea presiunii partiale a apei favorizeaza reactiile de hidratare; scaderea presiunii partiale a apei favorizeaza reactii de deshidratare;

Presiunea partiala a CO₂ regleaza reactiile de carbonatare. Presiunea partiala a O₂ si a H₂ controleaza reactiile de oxido-reducere.

Determinarea presiunilor partiale este o problema foarte delicata. Ea este facila numai in cazul in care fluidul este aproximativ monocomponent si, prin urmare P_i = P_f (ex. In timpul metamorfismului rocilor argiloase, presiunea partiala a apei (P_H2O) este egala cu presiunea fluidului sau in timpul metamorfismului rocilor carbonatice presiunea partiala a CO₂ este egala cu presiunea fluidului).

La fluidele formate din H₂O si CO₂, presiunea partiala a unuia din componenti poate varia de la 0 la P_i= P_f.

In conditii speciale, la temperaturi de 300^o C, este posibila reactia H₂O si grafit (C):

2H₂O + C T CO₂ + 4H₂

2H₂O + C T CH₄ + O₂

In acest caz, la P_f constant, creste presiunea partiala a CO₂, CH₄, O₂, H₂ si scade presiunea partiala a H₂O.

Energia superficiala a mineralelor

Suprafata care separa faza minerala a rocilor este o marime fizica care joaca un rol important in metamorfism. In imediata apropiere a acestei suprafete, pe o grosime extrem de mica, atomii (sau ionii) sunt intr-o forma de aranjare care difera sensibil de aranjamentul existent in interiorul fazei.

Stratul superficial al mineralului (fig. 55 - plansa XVIII) are o stare energetica proprie care poarta numele de "faza superficiala". Ea are un surplus de energie interna numita energie superficiala a mineralelor (E_sup).

E_sup = sA, unde s - tensiunea superficiala a mineralului; A - suprafata totala a mineralului.

O roca este un agregat polimineral. Fiecare mineral se poate prezenta in cristale cu forme si dimensiuni diferite. Pentru un mineral dintr-o roca:

A_total = SA_i

Prin urmare, calcularea energiei superficiale totale este practic imposibila, necunoscandu-se numarul si formele tuturor cristalelor individuale. Se poate calcula insa suprafata specifica a mineralului, adica suprafata care revine la unitatea de volum, respectiv A/cm³.

Ca o concluzie, se poate afirma ca, cu cat abaterea de la forma izometrica ideala (cubul sau sfera) este mai mare, cu atat creste mai mult suprafata specifica.

In rocile eterogene sau policristaline, mineralele au energii superficiale apreciabile. Aici exista o tendinta interna a fazelor minerale de a-si reduce energia superficiala, astfel incat cristalele cresc in dimensiuni, in asa fel incat sa rezulte forme cu energii superficiale minime.

Energia superficiala controleaza structura rocii, fiind unul din principalii factori structurali ai metamorfismului.

3. Spatiul metamorfismului (S.M.)

Metamorfismul trebuie definit nu numai prin mecanism, factori si grad, dar si prin caracteristici pozitionale. Fiind un proces natural, el se realizeaza intr-un anumit spatiu. Portiunea din spatiul terestru unde, la un moment dat, se desfasoara in fapt o transformare metamorfica a rocilor, constituie spatiul metamorfic (S.M.). In unele zone de pe glob, S.M. are dimensiuni extrem de mici (cativa cm³), in altele este enorm. Prin urmare, dupa dimensiunea spatiului se poate vorbi de metamorfism local, regional si semiregional. Se considera local, daca S.M. este relativ mic (sub 1 km³) si regional, daca S.M. este enorm (> 100 km³).

Pozitia S.M. se defineste prin raportarea acestuia la diverse repere geologice, cum ar fi: diverse unitati geostructurale, diverse spatii unde au loc alte procese geologice etc.. De asemenea, pot fi luate in consideratie si repere geografice, daca S.M. este in apropierea suprafetelor geomorfologice. Primele clasificari ale proceselor metamorfice au avut ca baza tocmai pozitia si dimensiunea S.M. si multe decenii s-a crezut ca nu exista decat doua tipuri de metamorfism: de contact si regional. Astazi se stie ca spatiile in care se desfasoara metamorfismul sunt mult mai diverse si din acest punct de vedere se pot separa mai multe tipuri de metamorfism fie locale, fie regionale.

3.1. Metamorfism de contact

In acest caz, S.M. este plasat in jurul corpurilor magmatice intruzive (fig. H) si este cuprins intre suprafata externa a corpului magmatic si izoterma care defineste temperatura minima a metamorfismului, in conditiile intruziei (de exemplu 200⁰ C).

Metamorfismul are doua cauze posibile: cresterea temperaturii si circulatia fluidelor dinspre corp spre exterior. De aceea el este un metamorfism static si poate fi exclusiv termic (izochimic), dar si metasomatic. Deoarece temperaturile cresc spre corpul magmatic, in S.M. se pot separa zone cu diferite grade de metamorfism. Zona cea mai apropiata de magma are si gradul de metamorfism cel mai ridicat. Totalitatea zonelor constituie aureola magmatica de contact. Metamorfitele tipice acestor aureole sunt considerate skarnele (roci rezultate prin metamorfismul silicios al calcarelor) si corneenele, roci izotrope si echigranulare care apar in zona cea mai apropiata de corpul magmatic). Tot in acest mod se pot forma si alte tipuri de roci: marmure, cuartite etc..

De regula, metamorfismul de contact este local, dar poate fi si semiregional.

3.2. Metamorfism de falie

Acest metamorfism mai este denumit metamorfism al zonelor de forfecare. La acesta, S.M. este amplasat la limita dintre doua unitati solide, care se misca relativ una fata de cealalta, prin forfecare (fig. I). Datorita frecarii, temperatura poate creste in zona de forfecare. Totusi factorul dominant al transformarii este presiunea orientata sau stressul, ceea ce face ca metamorfismul sa fie, in esenta, deformational. Metamorfitele specifice sunt cataclazitele si milonitele.

Dupa dimensiunea spatiului metamorfic, acest tip poate fi local (foarte frecvent), semiregional (mai rar) si regional (foarte rar).

3.3. Metamorfism filonian

Acest metamorfism este un metamorfism exclusiv local, fiind amplasat in jurul fracturilor din roci, in lungul carora au circulat solutii hidrotermale. Fluidul termal poate ridica temperatura rocilor, insa factorul dominant ramane schimbul de substanta intre fluid si roca. Prin urmare, metamorfitele sunt in esenta metasomatice. Corpul metamorfic rezultat este bidimensional, facand parte din categoria "filoanelor hidrotermale".

3.4. Metamorfism intraplutonic

El se realizeaza inauntrul corpurilor magmatice plutonice, ca urmare a racirii acestora sau ca urmare a circulatiilor solutiilor hidrotermale prin porii sau fracturile din corp. De regula el este un metamorfism static si retrograd. Un exemplu concludent in acest sens il poate constitui metamorfozarea prin serpentinizare a corpurilor de peridotite. S.M. poate fi local sau semiregional.

3.5. Metamorfism de impact

Spatiul metamorfic este in jurul craterelor de impact meteoritic. In jurul punctului de impact se propaga "unde de soc" semisferice, acestea generand cresterea instantanee a presiunii si temperaturii. Presiunea undei de soc este maxima in centru de impact si scade exponential cu distanta fata de centru. Valoarea presiunii maxime depinde de energia cinetica a meteoritului (mv²/2) si poate fi estimata prin formule empirice. In principiu, energia de impact, prin urmare presiunea, este direct proportionala cu diametrul craterului. Presiunile in zona centrala pot ajunge la valori enorme (>500 kbar), indicand cresteri de temperatura de peste 3000⁰ C. La aceste temperaturi, orice roca de pe Pamant se evapora. Este de remarcat ca in cazul prezentat mai sus, o parte din crater poate rezulta in urma evaporarii rocilor. Spre exterior, se poate delimita o a doua zona, unde temperaturile permit topirea rocilor - zona magmatitelor de impact. Abia la exteriorul zonei de topire se localizeaza spatiul metamorfismului de impact, iar acesta, la randul sau, se divide in doua subzone: a) zona mai interna, unde mineralele solide trec in modificatii polimorfe de presiuni inalte si chiar suprainalte. Unele dintre aceste modificatii nu se pot realiza decat in conditii de impact meteoritic, fiind cu totul specifice; b) zona externa, unde rocile se fisureaza si se sparg fara sa aiba loc transformari minerale. Tipice sunt fisurile conice, fiind specifice exploziilor in medii solide.

Ca urmare a impactului, o buna parte din materia solida si chiar cea lichida este azvarlita in aer sub forma de fragmente (claste) de dimensiuni variabile. Dupa un tract aerian - cand o parte din fragmente capata o forma aerodinamica - urmeaza depunerea, care are ca efect final formarea breciilor de impact.

3.6. Metamorfismul catenelor orogenice

Acesta este in fapt metamorfismul regional clasic, deoarece S.M. este enorm. I se spune orogenic deoarece este plasat in lungul catenelor orogenice continentale. Fundamentul tuturor acestor catene este predominant format din sisturi cristaline, cu diferite grade de metamorfism, adaptate la presiuni medii, inalte si chiar ultrainalte. Diapazonul foarte larg de presiuni inregistrat de rocile metamorfice, ne avertizeaza ca spatiul metamorfic a avut si o mare extindere pe verticala. Miscarea descendenta (ingroparea) si apoi ascendenta (exhumarea) in S.M. este confirmata de numeroase observatii. De aceea, tipul dominant de metamorfism este cel blastocinematic, avand ca efect final larga dezvoltare a metamorfitelor sistoase.

3.7. Metamorfismul de fund oceanic

El este metamorfismul suferit de rocile bazice si ultrabazice in crustele oceanice tipice, de sub oceanele actuale. Acest metamorfism se extinde pe spatii imense, fiind cel mai voluminos S.M. din crusta, depasind pe cel orogenic. In cea mai mare parte este un metamorfism de tip static, astfel ca metamorfitele pastreaza structura izotropa a rocilor magmatice preexistente. Totusi, in lungul faliilor transcrustale, apar si roci sistoase milonitice (Seclaman et al., 1999).