Procese metamorfice complexe

Procese metamorfice complexe

1. Blasteza sincinematica

Cresterea cristalelor in stare solida, ca urmare a cristalizarii izofazice sau reactiilor metamorfice se numeste blasteza. Cristalele formate in acest context se numesc cristaloblaste.

Blasteza are trei factori mai importanti (viteza de crestere, dimensiune, forma):

1) viteza de alimentare a cristalelor cu particule;

2) rezistenta pe care o opune mediul solid ambiant la cresterea cristalului;

3) forta de cristalizare (presiunea de crestere) definita prin relatia:

(14)

unde: - forta motrice a procesului de blasteza.

V - volumul molar al cristalului.

Daca blasteza are loc in lipsa unei deformari plastice, atunci avem de-a face cu blasteza statica. Iau nastere astfel trei tipuri fundamentale de cristale:

a) tipul de cristale poliedrice, marginite de interfete plane de compromis, rezultate prin stoparea simultana a cresterii cristalelor adiacente in lungul unui plan (fig. 61 - plansa XIX

ex. la rocile monominerale, prin recristalizarea izofazica.

b) cristale xenomorfe, cu forme complicate, frecvent cu incluziuni solide, care apartin fie fazelor vechi (metastabile), fie neoformatiilor din care rezulta cristale cu forte de cristalizare egale cu a gazdei, dar cu viteza de crestere mai mica (fig. 61 - plansa XIX

c) porfiroblaste idiomorfe sau idioblaste, diferite ca dimensiuni de cristalele din jur si cu viteze de crestere mare si respectiv mica (fig. 61 - plansa XIX

Toate cristalele care iau nastere in blasteza statica, nu au deformari plastice (macle de alunecare, benzi de deformare, benzi de alunecare).

Blasteza care ia nastere in timpul deformarii rocii poarta numele de blasteza sincinematica.

Blasteza are in acest caz doua tendinte:

-blasteza constructiva (cresterea progresiva a dimensiunilor cristalelor);

- blasteza destructiva (fragmentarea, micsorarea cristalelor).

Prin urmare, cristalele se pot mari, micsora sau pot ramane constante. Supuse unui stress (P_S), evident, cristalele de dimensiuni mai mari se vor rupe mai usor. Exista dimensiuni optice ale cristalelor, determinate de un echilibru blasto-dinamic (ex. Structurile porfiroblastice in sisturile cristaline).

2. Formarea sistozitatii (fig. 62 a;b - plansa XIX).

In cele mai multe roci metamorfice, cristalele se gasesc orientate unele fata de altele conducand la aparitia structurii sistoase. Daca axele lungi ale cristalelor prismatice se dispun paralel unele fata de altele, se realizeaza o sistozitate tip linear (fig. 62 a).

Cristalele tabulare se orienteaza adesea cu planele de aplatizare in pozitie paralela, formand sistozitatea de tip planar (fig. 62 b).

Cand sistozitatea se vede numai la microscop sau este determinata prin metode fizice, se numeste sistozitate criptica (roci formate din cristale izometrice sau cristale anizotrope foarte mici).

Cauzele orientarii cristalelor in roci sunt numeroase. Iata cateva dintre acestea:

1) Cristalizarea mimetica (blasteza epitaxiala)

Unele roci magmatice si sedimentare au deja o orientare a mineralelor, prin urmare orientare preexistenta. Prin blasteza, mineralele noi formate pe seama celor preexistente, sunt germinate epitaxial (orientat). Epitaxia reprezinta orientarea germenului fata de suport. Prin urmare, cristalizarea mimetica, accentueaza de fapt o sistozitate preexistenta, adica transforma o sistozitate criptica intr-o sistozitate evidenta.

2) Recristalizarea intr-un camp de stress

Un cristal anizotrop, sub influenta stressului, poate fi dizolvat si reprecipitat dupa principiul lui Riecke. Prin acest principiu, cristalele tind sa se subtieze in directia de actiune a stressului. Cristalele care au axul de maxima viteza de dizolvare de-a lungul stressului se vor dizolva rapid, iar pe seama lor, vor creste cristale cu axul perpendicular pe stress.

3) Blasteza sincinematica

Aceasta este cea mai frecventa. Ea are loc in rocile care au suferit o curgere plastica de mare amploare. Toate cristalele tind sa se orienteze in asa fel incat sa opuna cea mai mica rezistenta la curgerea plastica a rocii.

3. Metasomatoza

Ea se realizeaza in sisteme deschise prin aport de substanta. Metasomatoza (Sindgren, 1933) reprezinta inlocuirea unui mineral solid cu un altul, cu chimism diferit (deci, pe seama paleosomei sau a mineralului vechi se formeaza neosoma, mineral nou). De cele mai multe ori neosomul este diferit total de paleosom (ex. substitutia calcitului de catre pirita). Metasomatoza se realizeaza prin doua procese: dizolvarea paleosomului si precipitarea neosomului. Sistemul in ansamblu ramane solid.

Exista situatii cand metasomatoza se realizeaza atat cu substanta din paleosom, cat si cu substanta din neosom.

ex. calcit + SiO₂ T wollastonit + CO₂

(Ca)  (Wo)

Tot in cazul metasomatozei realizata prin intermediul reactiilor chimice se poate vorbi simultan de dizolvare si precipitare, numai ca aici, precipitarea substantei aduse este mijlocita de reactia sa cu substanta paleosomatica, iar dizolvarea priveste numai acea parte din paleosom care rezulta din reactie si care este eliminata din sistem.

Prin esenta sa, metasomatoza implica o circulatie de substanta in roca solida, care se poate realiza:

1) direct, prin difuzia ionilor (sau moleculelor) in retelele cristalelor rocii solide;

2) indirect, prin intermediul unei faze fluide, mediatoare care poate rezulta din:

- solutii de origine magmatica;

- reactii metamorfice (H₂O, CO₂);

-solutii fluide, predominant apoase, provenind prin deshidratarea mantalei. In toate aceste trei cazuri e nevoie de un sistem osmotic, deschis.

Tipuri de metasomatoza:

Exista mai multe criterii dupa care se poate stabili o sistematizare a metasomatozei, si anume:

- natura rocii paleosomatice (Goldsmidt - 1922);

- natura neosomului (Eskola - 1939);

-conditia geologica in care se desfasoara metasomatoza (ex. metasomatoza de contact, metasomatoza regionala);

-temperatura (ex. metasomatoza la temperaturi joase prezenta in sedimente, metasomatoza la temperaturi inalte prezenta in aureolele de contact).

In general, procesul metasomatic se desfasoara cel mai adesea in spatii reduse, cu migrari de substanta de ordinul centimetrilor, lucru de altfel demonstrabil. Se accepta insa si cazuri, desi nu exista dovezi concrete, ca migrarea se produce si pe distante mari. De aici si asa numitul caracter regional al metasomatozei. Din punct de vedere al ocurentei, metasomatoza poate fi:

- asociata metamorfismului termic (pirometasomatoza);

- asociata metamorfismului regional;

- asociata metamorfismului fundurilor oceanice;

-autometamorfismul (serpentinizare, biotitizare, carbonatare, propilitizare, etc.).

Nu vom insista asupra lor si ne vom rezuma a spune ca in ansamblu, metasomatoza este un proces esentialmente foarte important in cadrul procesului fundamental de formare a rocilor metamorfice. In cea mai mare masura, metasomatoza imbraca aspecte particulare functie de caracteristicile tipului de metamorfism, fara a-si schimba procesul fenomenologic in sine.

4. Diferentierea metamorfica

Rocile omogene isi pierd aceasta calitate ca urmare a segregarii partiale sau totale a constituentilor minerali, segregare care poarta numele de "diferentiere metamorfica" (ex. diferentierea metamorfica a rocilor bazice).

In decursul diferentierii metamorfice, sistemul petrografic, privit in ansamblu, este inchis. Cu toate ca sistemul ramane inchis, diferentierea metamorfica se face adesea dupa principiul metasomatozei, adica avand doua faze minerale A si B, care se inlocuiesc reciproc una cu cealalta. In final se realizeaza un schimb de pozitii fara ca volumul total al sistemului sa se modifice. Prin urmare, metasomatoza in acest caz respecta legea conservarii volumelor.

Deplasarea componentilor minerali in diferentierea metamorfica se realizeaza prin difuzie. Temperatura joaca un rol primordial. Diferentierea metamorfica este mult mai accentuata la rocile "umede" (adica cele care au in componenta lor grupari hidroxilate) si la temperatura mare, decat in rocile lipsite de apa si la temperaturi joase.

Cauzele diferentierii metamorfice:

a) Concretionarea metamorfica

Unele minerale care rezulta prin reactii metamorfice tind sa creasca centrifug in jurul unui centru, fie sub forma unui monocristal imens, fie sub forma unui cuib policristalin. Megacristalul obtinut se numeste porfiroblast (fig. 63 - plansa XIX). In acest sens pot fi date ca exemplu porfiroblaste de granat, disten, staurolit in micasisturi sau gnaise.

Cuiburile policristaline monominerale sunt concretiunile metamorfice propriu-zise si ele apar ca o ingramadire a cristalelor apartinand aceluiasi mineral in jurul unui centru.

b) Secretia metamorfica

Datorita miscarilor tectonice, rocile metamorfice se pot rupe de-a lungul mai multor sisteme de plane, aparand goluri temporare. La adancimi mari, aceste goluri creeaza o stare instabila. Sistemul tinde sa-si elimine golul prin migrarea substantei minerale dinspre roca spre gol. Astfel se obtin filoanele de secretie metamorfica, asemanatoare morfologic cu dycke-urile magmatice.

Golurile sunt umplute predominant cu componentii cu cele mai mari viteze de migrare (ex. la temperaturi mari, componentii cuarto-feldspatici au viteza de migrare mai mare decat a celor feromagnezieni, formandu-se aici, prin migrare, filoane cuarto-feldspatice, cu cristale mari de cuart si feldspat numite "pegmatite de secretie").

c) Rubanarea metamorfica

In multe roci metamorfice, componentii minerali tind sa se separe sub forma de paturi sau benzi alternante. Aceasta alternanta (rubanare) poate fi mostenita de la rocile preexistente sau se obtine prin procesul de rubanare metamorfica (fig. 64 - plansa XIX).

In acest caz sunt frecvente doua cauze:

1. germinarea preferentiala a unor minerale de-a lungul unor suprafete de discontinuitate (suprafete de clivaj tectonic);

2. blasteza sincinematica in regim de alunecari neafine. Alunecarile neafine, sunt alunecari pe un set de plane paralele, dar cu viteze relative diferite (ex. alternanta de paturi minerale bogate in plagioclaz si respectiv hornblenda).