MAGME

MAGME

Din punct de vedere fizico-chimic, magma este un sistem mineral fluid si heterogen, stabil numai la temperaturi inalte, de peste cca. 700⁰. Heterogenitatea magmei consta in faptul ca ea este alcatuita dintr-o faza lichida (de obicei), faze solide - reprezentate prin cristale apartinand diverselor minerale - si, uneori, o faza gazoasa.

1. Cristalizarea (CONSOLIDAREA) magmelor

Acesta este procesul prin care faza lichida trece in faza solida (cristalina sau amorfa, necristalizata), cauza principala fiind racirea magmei. Consolidarea prin cristalizare este un proces complicat, care deriva din natura policomponenta, in regimul unei raciri lente. Componentii minerali cristalizeaza cel mai adesea succesiv si pe un interval termic larg, uneori de cateva sute de grade. Succesiunea cristalizarii mineralelor difera de la caz la caz, fiind dependenta de temperaturile de topire ale componentilor in stare pura si de proportiile acestora in topitura.

Prin consolidarea integrala a magmei, rezulta o masa solida (formata numai din cristale sau din cristale si sticla), care reprezinta roca magmatica. In paralel cu ea, prin consolidare, din topitura magmatica se separa, aproape intotdeauna, o faza fluida, formata predominant din substante volatile dizolvate in magma. Aceasta faza este principalul agent care intervine in evolutia ulterioara a sistemului magmatic.

Cauza si tendinta cristalizarii.

Asa cum am aratat mai sus, cristalizarea este procesul de trecere din stadiul fazei lichide in faza cristalina (solida). Cele mai frecvente cauze sunt:

racirea sistemului magmatic;

pierderea (partiala) a fazei volatile.

Consolidarea magmelor se poate realiza in doua forme:

aparitia de cristale è roci plutonice;

aparitia sticlei è sticle vulcanice.

In principiu, cristalizarea este inversul fenomenului de anatexie (topire partiala sau pragul de la care magma incepe sa se topeasca). El se desfasoara pe un interval termic Dt si respectiv baric Dp, a carui marime depinde de compozitia magmei. In acest interval, o faza solida coexista cu o faza lichida, procesul evoluand spre cresterea treptata a fazei solide (invers fata de anatexie). In mod esential, intr-un sistem inchis, cristalizarea ar trebui sa reproduca etapele anatexiei, dar in sens invers. Exista insa unele abateri, care deriva din doua situatii (imprejurari):

1. viteza procesului direct - in sensul cresterii temperaturii - este mult mai rapida decat viteza procesului invers (Vpd > Vpi). De aici rezulta ca supraincalzirea de mare amplitudine este greu de realizat, pe cand supraracirea se realizeaza cu usurinta. Ex: in cazul magmelor relativ vascose, la racirea rapida, exista posibilitatea conservarii starii topite, ca stare metastatica, pana la temperaturi normale. Dimpotriva, supraincalzirea fazelor solide si conservarea lor ca faze metastabile in domeniul de stabilitate a topiturilor, nu se realizeaza nici la cele mai rapide incalziri. Consecinta acestei asimetrii cinetice este ca procesul de cristalizare poate continua chiar si in domeniul subsolidus (adica sub conditiile indicate de curba solidus) putand sa apara faze solide metastabile efectiv noi: sticla vulcanica, tridimit, cristobalit, leucit pseudocubic, adica faze care n-au existat in roca initiala supusa anatexiei;

a doua situatie provine din conditia geologica a magmei. In deplasarea spre locul de consolidare, magma se poate contamina. In plus, este posibila separarea fazei solide de cea lichida si prin urmare etapele cristalizarii nu pot fi aceleasi cu cele ale anatexiei.

Cunoasterea in detaliu a procesului (etapelor) de cristalizare nu este posibila. Totusi, din observatiile directe si experimente se pot detasa cateva tendinte generale:

a. in magmele bazice primele minerale care cristalizeaza sunt: olivina, spinelii, plagioclazii calcici, feldspatii alcalini, feldspatoizii, plagioclazii acizi, cuartul, micele (ultimele);

b.toate mineralele mixte (olivina, piroxenii, plagioclazii) isi schimba chimismul ca urmare a interactiunii dintre cristale si topitura. In cazul cristalizarii rapide, apar fazele de cristale zonate;

c. unele minerale cristalizeaza in fazele initiale si prin urmare devin instabile in fazele tarzii, reactionand cu magma si ducand la formarea unor minerale noi:

olivina trece in piroxeni (reactii de incongruenta, cu degajare de caldura);

leucitul trece in feldspatoizi (reactii de incongruenta, cu degajare de caldura);

piroxenii trec in hornblende;

hornblendele trec in biotit.

d. mineralele hidroxilate (bogate in volatile) cristalizeaza in etapele finale ale procesului, ca urmare a cresterii presiunii partiale a substantelor volatile.

Viteza de cristalizare - VC

VC = masa cristalina formata intr-un cm³ de lichid in unitatea de timp. VC este controlata de doi factori:

viteza de formare a germenilor cristalini (numarul de germeni intr-un cm³ de lichid intr-o secunda) = vfgc.

viteza de crestere a cristalelor = vcc (cm/s).

Ambele sunt dependente de gradul de subracire a topiturii.

Subracirea (DT):

DT = T₁ - T_crist.   

T₁ - temperatura liquidus;

T_crist. - temperatura la care se desfasoara cristalizarea.

Cresterea gradului de subracire determina cresterea vfgc si a vcc. Cresterea vascozitatii duce la scaderea vfgc si a vcc. Vfgc si vcc ating maximum la anumite valori pentru DT, ele diferind de la un mineral la altul. Prin urmare, viteza de cristalizare este o functie extrem de variabila.

Racirea magmei este conditionata de:

masa corpului;

gradientii termici la contactul magma / mediu ambiant;

conductivitatea termica a mediului si a magmei;

marimea efectelor calorice care insotesc cristalizarea, factori greu de apreciat in conditii geologice date.

DIFERENTIEREA MAGMELOR

Diferentierea magmelor reprezinta procesul de formare a 2 sau n magme (eventual roci), dintr-o magma initial omogena. Cu alte cuvinte diferentierea este procesul prin care dintr-o magma initiala rezulta fie mai multe magme de compozitii diferite, fie mai multe roci cu compozitii diferite. Mecanismele de diferentierea a magmelor, cu implicatii petrogenetice sunt in numar mai mare. Totusi, doua dintre ele sunt mai eficiente.

Diferentierea prin cristalizare.

Diferentierea prin cristalizare este calea cea mai eficienta de proliferare a magmelor secundare. Corpurile magmatice pot sta in intervalul de cristalizare sute si mii de ani, timp in care are loc o separare a fazei solide de cea lichida (Darwin a intuit-o la mijlocul secolului trecut). Mecanismul cel mai posibil, sugerat de Darwin, este separarea gravitationala si respectiv flotarea mineralelor felsice, adica a celor leucocrate (fig. 20 - plansa V

Relatia lui Stockes:

    (5)

unde: v - viteza de deplasare; h - vascozitatea; r - raza medie a cristalului;

g - acceleratia gravitationala; ρ_c - ρ_t = densitatea cristalului si respectiv a topiturii.

Ex: din topituri bazaltice, cristalele de olivina cad cu cativa cm/min, viteza suficienta pentru a contribui la formarea corpurilor de dunit, timp indelungat, din partile centrale ale masivelor gabbroice. PA

O alta cale ar putea fi existenta curentilor turbulenti. In acest mod s-ar putea forma cuiburile de cristale melanocrate cu forme neregulate, desemnate sub termenul de slire (fig. 21 - plansa V

Ex: slirele de magnetit din gabbrouri, slirele de cromit, illmenit din anortozite.

Separarea partiala sau totala a fazei solide din faza lichida (o magma bazaltica) poate duce la o faza solida bine individualizata. In final, In loc sa rezulte un bazalt din magma bazaltica, datorita separarii treptate din ea a diferite faze solide, magma ramasa va fi o magma riolitica, trahitica sau andezitica si prin urmare pot sa rezulte asemenea roci, dupa o prealabila faza de cristalizare initiala. Acest lucru se datoreaza fenomenului de cristalizare fractionata.

In sfarsit, o a treia cale ar putea fi filtrarea sub presiune. In acest caz, diferenta de greutate specifica dintre faza lichida si faza solida este suficient de mare pentru a permite separarea fazei solide in spatii diferite. Cristalele raman in suspensie la diverse nivele. In urma presiunii tectonice, faza lichida se elimina prin "stoarcere" din "reteaua" ("buretele") fazei solide, rezultand o faza solida + faza lichida. Se realizeaza astfel o diferentiere in cadrul sistemului magmatic initial (fig. 22).

Diferentierea prin transfer in stare gazoasa.

Desi nu este extrem de eficient si important, acest proces se numara printre mecanismele de diferentiere magmatica. Procesul se desfasoara la adancimi mici, adica acolo unde conditiile de presiune permit separarea si migrarea ascensionala a componentilor volatili. Acestia migreaza spre partea superioara a camerei magmatice, antrenand cu ei si alti componenti ai sistemului, pe care ii concentreaza in partea superioara. Acest fenomen se explica astfel: solubilitatea gazelor este direct proportionala cu presiunea. De aici se deduce ca magmele umede, in drumul lor ascensional la suprafata, datorita scaderii presiunii, elibereaza o parte din componentii volatili. Mecanismul este ilustrat schematic in diagrama din figura 23 a,b - plansa V, care reprezinta schema de evaporare izoterma a unui lichid binar, format dintr-un component A greu volatil si un component B usor volatil, ca urmare a scaderii presiunii. La P₁, sistemul binar cu compozitia x₁ este complet lichid. La P₂, se separa faza gazoasa = g₁, de compozitie x₂. Masa gazoasa este si ea mixta, dar spre deosebire de l₁ (lichidul) din care se separa, este mai bogata in componentul usor volatil. Lichidul isi schimba treptat compozitia, datorita saracirii in componentul B. La P₃, faza lichida capata compozitia x₃, iar faza gazoasa capata compozitia x₁. La P₂, faza gazoasa este infima. La P₃, faza lichida dispare (lichidul fiind complet evaporat).

Din acest model simplu se pot trage doua coNcluzii:

la temperatura T = constanta, evaporarea unui lichid policomponent se face pe un interval de presiune (interval baric). Acest interval baric, se mareste odata cu cresterea numarului componentilor si cu diferenta P_B - P_A, unde P_B = presiunea de vaporizare izoterma a componentilor usor volatili, iar P_A = presiunea de vaporizare izoterma a componentilor greu volatili;

faza gazoasa nu este formata exclusiv din componenti usor volatili (H₂O, CO₂, H₂S, HCl, HF). Ea contine si componenti greu volatili (K₂O, Na₂O, Al₂O₃, MgO).

Dupa opinia unor autori, aceste "gaze" se acumuleaza in partile superioare ale camerelor magmatice, antrenand compusii greu volatili ai magmelor. Se realizeaza astfel un transfer de substanta in stare gazoasa, care poate genera o diferentiere magmatica.

3. MISCAREA MECANICA A MAGMELOR

(MIGRAREA MAGMELOR)

In stadiile initiale de formare ale magmelor (prin anatexie - topire partiala), faza lichida este mult subordonata fazei solide. Faza lichida este ca o pelicula intergranulara, legata prin aderenta de granulele fazei solide. Abia cand se depaseste o anunita proportie (raport), incepe fenomenul de segregatie a magmelor (topiturii). In acest proces, un rol foarte important il joaca diferentierea gravitationala (duce la segragarea pe verticala a topiturii fata de partea superioara care se numeste "restit" anatectic).

Daca in timpul acestei diferentieri gravitationale, centrul de greutate al corpului magmatic ramane pe loc, miscarea mecanica se localizeaza exclusiv in interiorul camerei magmatice, fiind o miscare relativa a fazelor constituente.

Daca centrul de greutate se deplaseaza, se realizeaza o intruziune (daca ea se realizeaza in spatiile deja ocupate cu rocile solide) sau extrusiune, daca masa magmatica iese la suprafata (fig. 24 - plansa VI). Forta motrice a deplasarii o constituie diferenta dintre densitatea medie a magmei si densiatate medie a rocilor ambiante. Magma tinde sa migraze la suprafata pentru a restabili echilibrul gravitational. Forta motrice a ascensiunii dispare numai acolo unde magma intalneste mediul cu densitate mai mare decat propria sa densitate.

Se cunosc cazuri cand o magma bazaltica a parcurs 100 km pe verticala, intr-un interval de timp relativ scurt. Cand forta motrice a ascensiunii este mai mica decat forta de frecare (de rezistenta), deplasarea nu se mai produce:

F_mot = K' V = K' 4/3 p x³

F_rez = K 4 p r²

V = volumul;

K' = forta motrice care revine unitatii de volum;

K = forta motrice care revine unitatii de suprafata;

p r² = suprafata corpului cu raza r;

K'=r _{mediu ambiant} - r _magma (r = densitate).

In zonele adanci din manta si scoarta, unde presiunile se comporta hidrostatic, aceasta este singura cauza care determina miscarea pe verticala a magmelor. Cauza ultima a miscarii mecanice spre suprafata ramane diferenta densitatilor.

Nu este exclus ca, la scara mare, rocile sa sufere o deformare plastica, "curgand" invers fata de sensul de miscare a magmei, pentru compensarea maselor. Mecanismul mai eficace este dezlipirea rocilor din acoperis si afundarea lor spre bazinul magmatic, fenomen cunoscut sub denumirea de "stopping".

4. ASIMILAREA MAGMATICA

Asimilarea este procesul de dizolvare in lichidul magmatic a substantei (rocii initiale) din mediul cu care magma vine in contact. In mod curent, acest mediu il reprezinta rocile inconjuratoare. Acestea sufera o topire partiala sau totala. Topitura rezultata intra in compozitia magmei initiale, careia ii schimba chimismul (fig. 25 - plansa VI), proces oarecum similar contaminarii.

Pentru asimilare sunt necesare doua conditii:

temperatura solidus a rocii sa fie mai mica decat temperatura magmei. Acest lucru este infaptuit in cazul in care avem de-a face cu magme "autohtone" (locale). Pentru magmele "alohtone" (migrate), exista un echilibru termic intre acestea si mediul inconjurator;

temperatura magmei sa fie superioara propriei sale temperaturi solidus. Este absolut necesar acest lucru, pentru ca topirea rocilor inconjuratoare este un proces endoterm (cu consum de energie calorica).

Pornind de la ultima conditie, se pot trage cateva concluzii:

magmele aflate la temperatura solidus nu pot asimila, pentru ca orice asimilare cat de mica, determina deplasarea temperaturii sistemului magmatic in domeniul solidus;

cantitatea de roca asimilata este direct proportionala cu masa magmei.

Ex: masele bazaltice, supraincalzite, asimileaza usor roci granitice, roci sedimentare (din cuart, minerale argiloase, carbonati).

Ex: magmele granitice, situate foarte aproape de temperatura minima posibila a magmelor, asimileaza foarte greu rocile cu care vin in contact.

Tot o asimilare este considerat si procesul de dizolvare in topitura magmatica a diverselor fluide (exemplu asimilarea apei din rocile "umede" rezultand micsorarea temperaturii solidus, implicand o crestere considerabila a capacitatii generale de asimilare a magmei).

ANATEXIA

Daca o roca este adusa in domeniul T - P intre curbele solidus si liquidus, are loc un proces de topire partiala = anatexie. Cu alte cuvinte, la un anumit nivel de P si T, rocile trebuie sa sufere un inceput de topire (fuziune partiala). Aceste elemente au condus la ideea existentei unui domeniu de extrema intensitate a metamorfismului, care face trecerea in litosfera la domeniul magmatic. In cadrul acestuia, se produce injectarea unor componenti topiti in mase solide, fenomen care se numeste ulrametamorfism (metamorfism de injectie sau anatexie sau palingeneza).

Din una si aceeasi roca initiala, prin anatexie pot sa rezulte diverse magme. Variatia calitatii si proportiei fazei topite este in functie de:

compozitia minerala a rocii, adica:

- doua minerale imiscibile in stare solida;

- minerale mixte;

- roci poliminerale;

prezenta apei.

Din numeroae anatexii experimentale, executate pe diverse roci magmatice, sedimentare si metamorfice, s-a ajuns la concluzia ca majoritatea rocilor care contin SiO₂, alcalii, oxizi de aluminiu, formeaza in primul stadiu, o topitura granitica (cu chimism identic cu cel al granitelor alcali-feldspatice), rezultand in stadiile urmatoare, o compozitie din ce in ce mai bazica.

Indiferent de natura rocii, compozitia fazei lichide evolueaza spre o bazicitate din ce in ce mai mare, pe masura ce creste gradul de anatexie.

2.6. MIGRAREA MAGMELOR

Modul de miscare a magmei este controlat in primul rand de adancimea la care se gasesc si evolueaza magmele. Prin urmare, din punct de vedere termodinamic (presiune si temperatura), magmele evolueaza diferit.

Manifestari intracrustale (INTRUZIUNI)- fig. 24 - plansa VI

In zonele adanci, pierderea caldurii se produce foarte lent (in milioane de ani), fapt care da posibilitatea cristalizarii in bune conditii.

Cristalizarea este controlata de cantitatea de caldura (Q), presiunea litostatica (P_lit). La acestea se poate adauga dupa caz si influenta stressului (presiunea orientata).

In cazul 1 din fig. 29 - plansa VIII , magma foloseste un spatiu format prin fisurare, prin urmare actiunea ei poate fi considerata calma.

In cazul 2 din fig. 29 - plansa VIII, litosfera este supusa unor actiuni mecanice si chimice puternice, pentru a putea creea loc de ascensiune a magmei. Actiunile mecanice constau in boltirea acoperisului, fracturarea acestuia (cazul 3), distrugerea lui in masura mai mare sau mai mica.

Fracturarea poate avea loc si lateral, permitand injectarea magmelor (fig. 29 plansa VIII). Migrarea prin injectare poate fi foarte eficienta, mase de magma pot fi transferate in noi camere magmatice. Toate aceste forme de migrare pot duce la separarea principalelor forme de zacamant ale rocilor magmatice (cazul 4).

Aparitia unui corp fierbinte in masa rece a rocilor, duce la aparitia unui metamorfism termic. Daca apar fisuri in peretii camerei magmatice, fluidele magmatice au posibilitatea sa circule (aparitia factorului chimic), ducand la aparitia metamorfismului alochimic, pirometasomatic.

Daca fisurarea se prezinta intr-un mod mai avansat, rezulta fragmente din peretii mediului ambiant, care cad in camera magmatica, producand fenomenul de asimilare si totodata un proces de inaintare a magmelor catre suprafata (ex: fenomenul de Stopping - Daly) si totodata contaminarea ei.

Procesele de diferentiere si in general intreaga evolutie a maselor magmatice, conduc in fazele finale, la aparitia unor fluide cu un caracter apos, care pot circula la distante mari in raport cu camera magmatica. Rezultatul direct il reprezinta rocile filoniene.

Pentru descrierea conditiilor in care evolueaza magma se folosesc termenii:

plutonic: domeniul adancimilor foarte mari; aici nu exista indicatii despre un transport al magmei;

intruziv: exista evidenta unui transport al maselor magmatice, al introducerii (intruderii) lor intr-un fond de roci preexistent, in rocile gazda;

subvulcanic: domeniu localizat in apropierea suprafetei, in cadrul caruia se gasesc corpuri magmatice, eventual in legatura cu aparatele vulcanice.

Manifestari subcrustale (EXTRUZIUNI)- fig. 24 - plansa VI

Domeniul in care au loc asemenea fenomene se numeste domeniu vulcanic sau extruziv. Contactul cu atmosfera poate avea loc prin deschideri in litosfera sub forma de puncte sau linii. De aici manifestarile cu un caracter central sau linear (areale) - fig. 40 - plansa XIII.

Manifestarile de tip central pot fi foarte explozive, constand in aruncarea in aer a lavei si a rocilor preexistente.

Ele pot fi:

efuzive à emisiuni linistite de lava;

mixteà emisiuni explozive si lente.

Manifestarile de tip linear constau din emisiuni linistite de lave, revarsarea acestora peste marginile fisurii (magme bazice). Exista si emisiuni de magme acide, la fel de linistite, cu ample revarsari de magme spumoase (manifestari de tip ignimbritic sau curgeri cineritice).

Factorii fundamentali care controleaza manifestarile lavelor la suprafata sunt:

Presiunea - mare (cand acumuleaza componente volatile);

- mica (decomprimare in contact cu atmosfera);

Compozitia chimica, exprimata in vascozitati diferite astfel:

magmele bazice se manifesta efuziv (linistit);

magmele acide se manifesta exploziv si mixt;

magmele foarte acide (si foarte vascoase) se manifesta violent si protuziv (magma se gaseste sub forma de pasta care nu curge, ci se consolideaza in apropierea punctului de emisie).

Manifestarile supracrustale sunt insotite adeseori de solutii apoase vapori si gaze. In manifestarile submarine sunt antrenate numai magmele bazice.

3.3. CORPURI PETROGRAFICE MAGMATICE

ROCA = este definita printr-o anumita compozitie mineralogica si structurala. Aceasta compozitie si structura determina un anumit TIP PETROGRAFIC.

ex. tipul granitic: - Q, A, P (A > P) M = compozitie mineralogica;

- structura faneritica, adica complet cristalizata.

CORP PETROGRAFIC = spatiul geologic ocupat de un anumit tip petrografic (fig. 33 - plansa IX). Corpurile petrografice au forma si dimensiuni.

Un corp petrografic este definit prin:

- continut litologic;

- locatie (repere geografice);

- varsta.

ex. corpul petrografic de la DITRAU (sienite, sienite nefelinice, sienite sodalitice, monzodiorite, esexite, roci granitice aplitice in aureola). El este situat in Carpatii Orientali - Seria de Tulghes si este de varsta triasica.

1 sau n corpuri petrografice = CORP PETROGRAFIC COMPLEX.

Corpurile petrografice se deosebesc intre ele prin continutul litologic. Tranzitia dintre 2 corpuri poate fi neta sau gradata.

Corpurile petrografice pot fi:

- omogene (ex. corp granitic, alcatuit din minerale apartinand Q,A,P).

- neomogene sau heterogene (ex. corp granitoidic, alcatuit din minerale care apartin grupelor Q, A, P + Q, P, A).

Prin asocierea corpurilor omogene rezulta corpuri petrografice compozite sau complexe. Ele sunt definite, indicandu-se tipul de roca dominant.

ex. toate batholitele din Romania.

In fig. 34 - plansa IX sunt reprezentate tipuri de corpuri petrografice.

Suma corpurilor petrografice care sunt puse in loc in aceeasi etapa geologica reprezinta o provincie petrografica sau suprafata pe care se distribuie asociatia de roci magmatice de aceeasi varsta (ex. provincia neogena, provincia banatitica).

3.3.1. FORMELE DE ZACAMANT ALE CORPURILOR PETROGENETICE

Pentru acest lucru se utilizeaza 2 notiuni: corp petrografic si corp magmatic. Nu exista o similitudine intre corpul petrografic magmatic si corpul magmatic.

Corpul magmatic = spatiul geologic ocupat de magma;

Corpul petrografic = spatiul geologic ocupat de un anumit tip petrografic de origine magmatica. Nu exista de asemenea o congruenta din punct de vedere al formelor de zacamant.

Corpul petrografic poate sa aiba:

- suprafete de discontinuitate interne: - plane (de fisuri);

- sferice.

Suprafetele de discontinuitate interna, plane, sunt de origine endogenetica si sunt reprezentate prin fisuri de racire sau fisuri tectonice. Prin fisurare se obtin subcorpuri, uneori cu forme regulate (fig. 35 - plansa X):

- coloane;

- cilindrii;

- elipsoizi;

- cuburi.

Corpurile de roci magmatice sunt de fapt corpuri magmatice, deoarece ele mostenesc forma si dimensiunile corpurilor de magma din care au provenit.

Dupa adancimea la care s-au format, corpurile magmatice se clasifica in:

PLUTONICE (abisale) = formate la mare adancime: ex. batholit.

2. PLUTONICE HIPABISALE = formate la mica adancime: ex. lacolit, filon, dyck, sill.

3. VULCANICE = formate la suprafata: ex. panza de lave, neckul (stalp vulcanic - fig. 5 - plansa II). Aparatul vulcanic (vulcanul) este un corp magmatic heterogen, adesea compus din numeroase corpuri omogene, formate nu numai din lave, ci si din magme hipoabisale.

Prin miscari tectonice si procese de eroziune, numeroase corpuri au ajuns la suprafata, putand fi studiate usor. Altele sunt studiate prin foraje sau metode geofizice indirecte.

ex. granitul de Pricopan, granitul de Cerna, gabbroul de Iuti, bazaltul de Racos, andezitul de Ignis (cu diferite varste geologice).

3.4. ASOCIATII NATURALE DE ROCI MAGMATICE

Pentru a putea intelege cateva elemente privind petrografia regionala a rocilor magmatice, trebuiesc definite cateva notiuni de esenta. Notiunea de asociatie naturala de roci desemneaza modul in care se asocieaza in litosfera rocile, ca urmare a desfasurarii proceselor genetice. Elementul hotarator pentru conturarea notiunii il reprezinta sursa comuna pentru toate rocile care fac parte din asociatie. Notiunea comagmatic (= consagvin) are acest inteles, de derivare a rocilor dintr-un unic corp de magma. Cu alte cuvinte, asociatii de doua sau mai multe specii petrografice rezultate prin diferentiere dintr-un acelasi corp magmatic.

Un prim element definitoriu il reprezinta distributia spatiala a rocilor, care poate fi prin contacte, apropiere sau pur si simplu repartitie. Toate acestea trebuie sa sugereze apartenenta la acelasi proces genetic.

Suprafata pe care se distribuie o asociatie naturala de roci magmatice se poate face pornind de la nivelul tectonicii globale in placi si se numeste provincie petrografica. Din acest context se pot distinge magmatismul de la marginea placilor si cel din interiorul acestora (fig. 36 - plansa XI).

La marginea placilor se disting situatiile de convergenta (coliziune). Aici sunt generate magme si prin urmare, asociatii de roci magmatice cu un caracter tholeitic, calcoalcalin, shoshonitic.

La marginile divergente se formeaza asociatii cu un caracter tholeitic. In cazul rifturilor din domeniul continental apar, pe langa primele si asociatii cu un caracter calcoalcalin.

Magmatismul din interiorul placilor este reprezentat prin zonele fierbinti (hotspot). O prima concluzie este aceea ca, atat in domeniul oceanic cat si in cel continental, sunt generate magme, care formeaza asociatii de roci cu un caracter atat alcalin cat si nealcalin (tholeitic).

Aceasta este o imagine bine conturata, raportata in mod clar la modelul tectonicii globale. Exista insa si asociatii a caror eventuala aparitie genetica este, deocamdata, incerta din acest punct de vedere.

Pentru simplificare, exista relatii intre tipurile fundamentale de magme si conditiile tectostructurale de generare. Pe baza acestor tipuri "fundamentale" se poate explica aparitia celor mai multe dintre asociatiile naturale de roci magmatice. Ideal este ca, aceste asociatii de roci sa fie discutate pe relatia: asociatie de roci - tip de magma - conditii tectostructurale.

3.4.4. ASOCIATII DE ROCI MAGMATICE CU POZITIE

TECTOSTRUCTURALA NECLARIFICATA

Exista situatii in care modelul tectonicii globale nu corespunde, conditiile tectostructurale neputand fi precizate. Pentru aceste situatii, se poate presupune ca:

- exista o cunoastere incompleta asupra acestora;

- ele au luat nastere in alte conditii decat cele cerute de tectonica globala (acest lucru este perfect posibil pentru ca este vorba de asociatii de varsta cambriana).

5. Asociatii ignimbritice

Ignimbrite = roci vulcanice fragmentare, coerente sau necoerente care au luat nastere prin emisiunea fisurala a unor lave extrem de bogate in componenti gazosi. Bulele erau asa de numeroase, incat ajungeau sa formeze un "fond" in care materia magmatica aparea numai ca particule de mici dimensiuni. Astfel de magme erau niste emulsii, "spume". Dupa depunerea pe sol, particulele din partea superioara a paturii formate se aplatizau si se sudau intre ele datorita greutatii partii superioare a acesteia. Roca formata era coerenta, cu particulele de sticla aplatizate. Fiecare emisiune, dadea nastere la astfel de secvente. Cantitatea mare de materie emisa facea ca relieful initial sa fie "ingropat" si sa ia nastere forme morfologice de platou (fig.46 - plansa XV).

Astfel de asociatii au fost descrise in regiuni cu vulcanism vechi si nou. Pozitia lor tectono-structurala nu este cunoscuta. Nu exista substante minerale utile. In Romania, zona muntilor Vladeasa (M-tii Apuseni) este un exemplu elocvent.