FACIESURI METAMORFICE

FACIESURI METAMORFICE

Pentru a ordona sistematic formatiunile de roci metamorfice se utilizeaza notiunea de facies (Eskola - 1939). Totalitatea paragenezelor metamorfice cu acelasi domeniu termobaric de stabilitate poarta numele de facies metamorfic.

Asociatiile minerale stabile din punct de vedere chimic care iau nastere in reactiile metamorfice se numesc parageneze metamorfice. Poate constitui o parageneza, numai mineralele care vin in contact unele cu altele (fiecare cu fiecare - fig. 65 - plansa XX). Prin urmare, toate rocile care sunt cuprinse intr-un facies sau subfacies, au fost formate in aceleasi conditii fizico-chimice de temperatura si presiune.

Petrologul finlandez Eskola, a separat opt faciesuri, dandu-le denumiri dupa cea mai specifica parageneza (roca) din facies (ex. faciesul amfibolitelor cuprinde totalitatea paragenezelor (rocilor metamorfice) care au acelasi domeniu termo-baric de stabilitate ca parageneza de referinta: horblenda comuna + plagioclaz (anortit >18%) ± almandin, specifica rocilor metamorfice numite amfibolite). In acest facies mai pot intra si alte parageneze cum ar fi plagioclaz + cuart + biotit (gnaise) sau cuart + biotit + almandin (micasist).

Pana astazi, au fost facute o serie de cercetari care au schimbat anumite denumiri de faciesuri. Complexul logic al lui Eskola ramane insa neschimbat.

Iata ordinea, propusa de Myashiro (1965), primelor faciesuri functie de cresterea temperaturii:

- faciesul sisturilor-verzi (parageneza clorit-biotit);

- faciesul epidot-amfibolit (almandin);

- faciesul amfibolitic (parageneza disten+sillimanit);

- faciesul granulitic (almandin+pirop+piroxeni).

Faciesuri cu presiune litostatica ridicata:

- faciesul sisturilor cu glaucofan;

- faciesul eclogitelor.

Faciesurile metamorfismului de ingropare:

- faciesul cu prehnit-pumpelit;

- faciesul zeolitic.

Principalele tipuri barice de metamorfism, cu paragenezele respective, propuse de geologul englez George Barrow (fig. 66 - plansa XX) sunt:

a) Metamorfism de presiune scazuta

El se caracterizeaza prin andaluzit-sillimanit (ex. sisturi verzi T amfibolite T granulite).

b) Metamorfismul de presiune medie

El se caracterizeaza prin disten-silimanit (ex. sisturi verzi T epidot-amfibolite T amfibolite-granulite).

c) Metamorfismul de presiune ridicata

El se caracterizeaza prin parageneza jadeit + galucofan + lawsonit.

Faciesurile metamorfice pot fi grupate si independent de tipurile de metamorfism; indeosebi din punct de vedere al conditiilor de presiune se pot pune in evidenta afinitati care se dovedesc a avea, in unele cazuri si un suport geologic.

1. Gradele de metamorfism

Pentru a desemna conditia fizica a metamorfismului, se utilizeaza notiunea de grad de metamorfism. Acesta este indicat de domeniul termo-baric al metamorfismului. Winkler propune patru grade de metamorfism situate intre 150^oC si 650^oC:

- metamorfismul cu grad foarte coborat, adica acel metamorfism cu temperatura foarte joasa, care face racordul cu diageneza;

- metamorfismul cu grad coborat;

- metamorfismul cu grad mediu;

- metamorfismul cu grad ridicat.

Aceasta delimitare nu are insa precizia faciesurilor unde se includ (se iau in consideratie) presiunea, temperatura, adancimea. Clasificarea are totusi rolul ei, in sensul ca se poate stabili cu usurinta sensul procesului metamorfic, astfel:

- metamorfismul cu sens progresiv (in sensul cresterii temperaturii);

- metamorfismul regresiv (in sensul descresterii temperaturii).

Alt exemplu il constituie tipurile barice de matamorfism, mai sus discutate.

2. Zone de metamorfism

Zona de metamorfism reprezinta partea cartabila a unui corp metamorfic, in care rocile prezinta acelasi grad de metamorfism. In spatiul geologic, unui interval de metamorfism (termic sau baric) ii corespunde un anumit spatiu tridimensional care se numeste "spatiu izograd", avand in vedere ca in spatiul sau se desfasoara acelasi grad de metamorfism. Forma spatiului izograd este controlata de pozitia suprafetelor izoterme si izobare, iar dimensiunea sa este controlata de gradientii termo-barici. Fiecare zona de metamorfism este caracterizata de anumite minerale "index", care delimiteaza spatiul geologic in spatii paragenetice numite zone de metamorfism. Suprafata despartitoare dintre doua zone de metamorfism este suprafata izograda sau pur si simplu "izograd" (fig. 67 - plansa XX

Denumirea suprafetei izograde sau a izogradului este data de mineralele index adica, intre doua zone invecinate, poarta numele de minerale index specifice zonei de grad de metamorfism mai inalt. Exemplul clasic, este zona descrisa de Barrow in provincia Dalradian din Anglia. Componentii principali au fost Al₂O₃, SiO₂, MgO, FeO. Barrow a observat in teren roci incepand de la cele mai nemetamorfozate (argile) pana la cele cu cel mai inalt grad de metamorfism (metapelite). El a separat sase zone metamorfice, cu izogradele:

1. Zona cu clorit (filite, sisturi cloritice-muscovitice);

2. Zona cu biotit;

3. Zona cu almandin;

4. Zona cu staurolit;

5. Zona cu disten;

6. Zona cu sillimanit.

De la 1 la 6 creste temperatura (filite T micasisturi T gnaise). Acestea reprezinta "serii barrowiene".

Austriacul Becke separa doua zone generale de metamorfism functie de adancime (presiune si temperatura):

- zona superioara (factorul predominant este presiunea);

- zona profunda (factorul predominant este temperatura).

La acesti factori, Niggli mai adauga stressul (presiunea orientata), functie de care separa trei zone, fiecare dintre ele cu minerale tipice:

- epizona (zona de suprafata);

- mezozona (zona de mijloc);

- katazona (zona de profunzime).

Cea mai buna interpretare a izogradelor este aceea ca de cele mai multe ori, ele corespund nu unei anumite temperaturi sau adancimi, ci a unei anumite combinatii intre doi sau n factori ai metamorfismului.

Zonele si izogradul reflecta conditiile de metamorfism si nu aspectele depozitionale, compozitionale sau tectonice. Zonele de metamorfism pot fi denumite si dupa structurile metamorfice (Turner - 1981). In fine, concluzionand, zonele metamorfice reflecta variatia spatiala a conditiilor de presiune si temperatura de metamorfism si de distribuirea energiei intr-un sistem, independent de roca originala.

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 200⁰C).

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 3000⁰C. 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).