Передмова.

Date: 2015-10-07; view: 762.

Основою кожної інженерної споруди є гірські породи, які у взаємодії з фундаментами суттєво впливають на надійність експлуатації будівлі. Для підземних споруд гірські породи слугують за навколишнє середовище. Від складу гірських порід, їх будови, стану, властивостей, а також від умов залягання залежить вибір конструкції споруди, методи проходки і кріплення котлованів, підземних виробок, застосування заходів щодо зменшення негативної дії небезпечних геологічних процесів і явищ.

Знання з інженерної геології необхідні будівельникам для забезпечення надійної роботи будівель і споруд у складних природних умовах із дотриманням сучасних вимог раціонального використання і охорони довкілля та високого рівня техніко-економічної ефективності будівництва.

Фахівець з основ та фундаментів повинен добре знати інженерно-геологічні особливості головних генетичних комплексів гірських порід і типові для них геологічні процеси, що відбуваються внаслідок дії різноманітних природних та техногенних чинників. Інженер повинен володіти головними принципами і методами вивчення гірських порід, геологічної будови основ, гідрогеологічних умов і геологічних процесів.

Інженер-будівельник повинен вміти:

- розпізнавати виявлені при розробці котловану гірські породи і прояви небезпечних геологічних і інженерно-геологічних процесів;

- оцінити розходження фактичного геологічного розрізу в конкретних природних умовах із вказаним в матеріалах проекту фундаментів;

- при проектуванні певного об'єкта аналізувати і читати головну інженерно-геологічну документацію з метою вибору місця для будівництва;

- давати оцінку інженерно-геологічних умов району і прогноз їх зміни за час будівництва і експлуатації споруд;

- складати на основі первинної інженерно-геологічної документації узагальнену характеристику інженерно-геологічних та гідрогеологічних умов будівельного майданчика;

- обґрунтувати головні проектні рішення з основ і фундаментів із урахуванням взаємодії їх з довкіллям і запропонувати заходи щодо його охорони;

- установити склад додаткових інженерно-геологічних досліджень, необхідних для проектування конкретних споруд.

Завданням нашої дисципліни є вивчення трьох головних розділів: геології, гідрогеології та безпосередньо інженерної геології.

Геологія – це наука про Землю, її будову, склад, історію розвитку та процеси, що відбуваються на її поверхні і в надрах.

Гідрогеологія – наука про підземні води, іх походження, класифікацію, закони руху.

Інженерна геологія – це наука, що вивчає властивості гірських порід як основи будівель і споруд (розділ „грунтознавство”) та фізико-геологічні процеси і явища, які впливають на умови будівництва і експлуатації (розділ „геодинаміка”).

До складу курсу входять також відомості із мінералогії (науки, що вивчає природні сполуки, однорідні за хімічним складом та фізичними властивостями), петрографії (науки про гірські породи, їх походження, класифікацію, властивості) і геоморфології (науки про стародавні та сучасні форми рельєфу).

Інженерна геологія виникла із загальної геології. Сама ж геологія сформувалася в самостійну науку в кінці ХVШ століття. Її засновниками були загальновідомі вчені - М. В. Ломоносов (1711-1765р.р), Д. Геттон (1726-1797), Ч. Ляйєль (1797-1875) та інші. Серед вітчизняних вчених значний внесок зробили вчені В.М. Севергін, А.П.Карпінський, Е. С. Федоров, А. Е. Ферсман, В. А. Обручев та інші.

Засновником інженерної геології був академік Ф. П. Саваренський (1881-1946), велику роль в становленні цієї науки зіграли також праці М. М. Філатова, А. Ф. Лебедева, В. В. Охотіна та ін.

Розвиток інженерної геології як самостійної галузі загальної геології почався в XIX столітті і мав три етапи:

1. Друга половина XIX століття.

2. 20…30-ті роки XX століття.

3. Період після Великої Вітчизняної війни.

Перший етап. В другій половині XIX та на початку XX століття в країні набуло значного розвитку будівництво залізниць, зокрема через Кавказький хребет, Сибір, Закаспій. Значна протяжність доріг, перетин ними територій з різноманітними природними умовами дали можливість накопичити велику кількість геологічних даних. Будівельники вперше познайомились з багатьма геологічними процесами - зсувами, карстом, обвалами і т. ін. Геологія почала застосовуватися для вирішення конкретних завдань будівельників.

Другий етап. Після відновлення зруйнованого народного господарства в країні в 20…30-х роках почалося величезне будівництво - гідротехнічне, промислово-цивільне та ін. Будувалися зрошувальні канали Середньої Азії, Дніпровська гідроелектростанція в Запоріжжі, судноплавні канали - Біломоро-Балтійський та Москва-Волга, велетенські промислові об'єкти в Харькові, металургійні комбінати на Дніпропетровщині

На цьому етапі інженери-геологи перейшли від якісної до кількісної оцінки властивостей гірських порід. З'явилися перші нормативи і технічні умови будівництва в складних природних умовах (в умовах вічної мерзлоти, на просадкових ґрунтах та ін.). Вийшли з друку перші книги з інженерної геології.

Третій етап. В країні відбувається велике будівництво. Це гідроелектростанції на Дніпрі, Волзі, ріках Сибіру, нові залізничні та автомобільні шляхи, міста, промислові об'єкти. Все це вимагало подальшого розвитку інженерної геології. На цьому етапі розвитку в інженерну геологію значний внесок зробили такі вчені як І. В. Попов, М. М. Маслов, М. Я. Денисов, А. К. Ларионов, В. П. Ананьєв і багато інших.

Сучасна інженерна геологія вивчає природні геологічні умови місцевості до початку будівництва, а також ті зміни, котрі відбуваються в довкіллі внаслідок будівництва та експлуатації споруд. В наш час жодна будівля чи споруда не може бути запроектована без відповідних інженерно-геологічних досліджень. Це визначає головні задачі інженерної геології.

1) вибір місця, найсприятливішого в інженерно-геологічному відношенні, для спорудження певної будівлі;

2) оцінка інженерно-геологічних умов території (вивчення геологічних умов, визначення фізико-механічних властивостей грунтів основи, виявлення небезпечних геологічних процесів) з метою вибору найбільш раціональних типів і конструкцій фундаментів і споруд ;

3) рекомендації необхідних заходів щодо інженерного поліпшення вибраної території.

1.2. Загальні відомості про Землю.

1.2.1. Походження Землі.

Сонячна система складається із Сонця, 9 великих планет і десятків тисяч малих планет, комет і метеоритів.

Питання про походження Землі - одне з найважливіших в природознавстві. Першою гіпотезою про походження планет була гіпотеза Канта-Лапласа, згідно з якою Сонячна система утворилася з величезної розжареної газоподібної туманності, що оберталася навколо своєї вісі. Земля спочатку була в рідкому стані, потім затверділа.

Подальший розвиток науки показав непереконливість цієї гіпотези. В 40-х роках XX століття російський вчений О. Ю. Шмідт (1891-1956) запропонував нову гіпотезу походження планет Сонячної системи. Він вважав, що Сонце на своєму шляху зустріло і захопило одне з пилових скупчень Галактики, а отже, планети утворилися не із розжарених газів, а з холодних твердих часток, які оберталися навколо Сонця. В цьому скупченні виникли ущільнені згустки матерії, що поклали початок планетам. За ствердженням О. Ю. Шмідта Земля спочатку була холодною. Надра її почали поступово розігріватися лише тоді, коли вона досягла значних розмірів. Це відбувалося за рахунок виділення тепла внаслідок розпаду радіоактивних речовин, що містяться в ній, хімічних реакцій, тертя при тектонічних рухах і т. ін. Надра Землі набули пластичного стану, щільніші речовини зосередились ближче до центру планети, легші - на поверхні. Відбулося розшарування Землі на окремі оболонки; воно продовжується до цього часу і є головною причиною тектонічних рухів.

Заслуговує уваги також гіпотеза В. Г. Фесенкова, який вважав, що в надрах зірок відбуваються ядерні процеси. В один із періодів це призвело до швидкого стиснення і збільшення швидкості обертання Сонця, внаслідок чого утворився довгий протуберанець (виступ), який відірвався від Сонця і розпався на окремі планети.

1.2.2. Форма і будова Землі. Геосфери Землі.

За формою Земля схожа на кулю, сплющену біля полюсів. Таку форму називають сфероїдом, але, оскільки поверхня Землі ускладнена глибокими океанічними западинами і високими гірськими системами на материках, цю дійсну, притаманну тільки Землі форму, називають геоїдом. Довжина земного меридіану складає 40008,548 км, довжина екватору - 40075,7 км. Відстань від полюсу до центра Землі - 6356км, від екватору – 6378км, середній радіус кулі, рівновеликої Землі, дорівнює 6371,11 км. Різниця між екваторіальним і полярним радіусом складає 21,5 км. Загальна площа поверхні Землі - 510 млн. км², із них площа суходолу - 149 млн. км² (28,8%), площа води - 361 млн. км² (71,2%). Об'єм Землі – 1,083х10¹²км³. Вік Землі за даними радіологічних методів складає 4,5 млрд. років.

Знання внутрішньої будови Землі має велике наукове і практичне значення, грунтуючись на вивченні землетрусів, визначенні маси і щільності Землі вважають, що наша планета має концентричну будову і складається із ядра, мантії і літосфери (див. рис. 1). На поверхні Землі знаходиться водяна оболонка (гідросфера), сфера життєдіяльності організмів (біосфера) і газова оболонка (атмосфера). Щільність внутрішніх геосфер зростає у напрямку до ядра.

Рис. 1. Схема будови Землі.

Ядро Землі займає біля 17% її об'єму і 34% її маси. Вважається, що ядро Землі виповнене залізом та нікелем. Воно має зовнішню і внутрішню сфери. Зовнішнє ядро не пропускає поперечні сейсмічні хвилі, тобто поводиться як рідина. В умовах високих температур і тиску це, звичайно, не рідина, але речовина має властивості рідини. Радіус ядра складає близько 3470 км, щільність досяга 9- 11 гр/см³. Внутрішнє ядро знаходиться в переущільненому, металізованому стані, що зумовлює магнітне поле навколо Землі. Температура досягає 2000…2500°С, тиск - до 3,5 млн. ат.

Мантія – найбільший елемент Землі, займає 83% її об'єму і біля 63% її маси. Верхня мантія розміщується в межах від 80 до 400 км, перехідна зона – 400…900 км, нижня мантія - 900…2900 км, середня щільність мантії 5,3…6,5 гр/см³. Особливу цікавість викликає склад мантії, оскільки земна кора з усіма корисними копалинами утворилася із речовини мантії. Виповнена вона переважно з кремнію, заліза, магнію, нікелю. Верхня мантія характеризується наявністю в ній астеносфери („геосфера” без міцності) – інтервалу з розм'якшеним, пластичним станом речовини. У верхній мантії містяться осередки розплавленої магми, зароджуються сейсмічні та вулканічні явища, відбуваються процеси гороутворення.

Літосфера (земна кора) - це зовнішня частина Землі поширюється до глибини 50…80 км. Найбільш вивчена її верхня частина (бурові свердловини досягли глибини 8…12 км). У межах материків літосфера товща, в межах океанів - тонша. Складається вона з різноманітних гірських порід і мінералів зі щільністю 2,7…2,8 г/см³. Хімічний склад до глибини 16 км такий: кисень - 46,8%; кремній-27,3%; алюміній-8,7%, залізо-5,1%, кальцій-3,6%, натрій-2,6%, калій -2,6%, магній-2,1%, інші елементи – 1,2%. За складом і потужністю виділяють три типи земної кори.

1. Континентальна кора має потужність до 80 км. Це магматичні, метаморфічні та осадові породи, що утворюють три шари. Верхній, осадовий, має невелику щільність, потужність його не перевищує 10…15 км. Підстиляє його гранітний шар потужністю 10…50 км; це магматичні та метаморфічні породи, переважно кислі за складом. В нижній частині кори залягає базальтовий шар потужністю до 30…40 км, містить магматичні породи переважно основного складу. Особливістю континентальної кори є наявність коренів гір - різкого збільшення потужності під гірськими системами до 100…120 км.

2. Океанічна кора значно тонша, її потужність зменшується до 5…10 км. Вона також складається із трьох шарів: пухкого осадового потужністю до кількасот метрів, потужнішого середнього шару із ущільнених осадів та продуктів підводних вулканічних вивержень та нижнього - базальтового, потужністю до 4…10 км.

3. Кора перехідних зон знаходиться на периферії великих континентів, де є моря і архіпелаги островів. Тут відбувається зміна континентальної кори на океанічну. За будовою, потужністю та щільністю порід ця кора займає проміжне положення між континентальною та океанічною.

Між атмосферою, гідросферою, біосферою і літосферою існує постійна взаємодія, що в значній мірі відзначається на будові, складі і властивостях гірських порід.

Гідросфера – зовнішня водяна оболонка Землі (океани, моря, ріки, озера, льодовики); вона вкриває 71,2% земної поверхні. На дні океанів виділяють три зони: континентальний шельф, материковий схил та океанічне ложе (див. рис. 2). Середня потужність світового океану біля 3,8 км, найглибша океанічна западина – 11022м (Маріанська в Тихому океані). Об'єм води у світовому океані сягає 1370 млн. км³.

Рис. 2. Зони відкладення морських осадів та їх співвідношення із зонами рельєфу дна Світового океану

Температура води змінюється в залежності від широти місцевості та глибини океану (до 150 м). Найвища температура верхнього шару води в Перській затоці +35,6°С, найнижча - у Північному Льодовитому окані -2,8°С. Середній вміст солей 3,5 г/л; це хлориди, сульфати, карбонати, йод, фтор, фосфор, рубідій, цезій, золото та ін. елементи. Значний вміст у воді органічних форм (бентос, планктон, нектон).

Біосфераабо сфера життєдіяльності організмів пов'язана з поверхнею Землі і невіддільна від інших геосфер. Вона охоплює нижню частину атмосфери, гідросферу, верхню частину літосфери. Мікроорганізми існують в земній корі до глибини сотень метрів. Організми і рослини суттєво впливають на гірські породи: руйнують їх, створюють нові.

Атмосфера – зовнішня повітряна оболонка, виповнена із суміші газів і оточує Землю шаром в 3000 км. Вона складається з трьох шарів: тропосфери, стратосфери та іоносфери

Тропосфера має товщину від 6 км біля полюсів до 15…18 км біля екватору. В тропосфері міститься майже 80% всієї маси газів атмосфери: це азот (78.0%), кисень (21,0%) аргон (0,93%), вуглекислий газ (0,031%) та інші гази, а також майже вся водяна пара. Температура на висоті 10…12 км складає -50°С. В тропосфері утворюються хмари зосереджуються теплові рухи повітря, відбувається кругообіг води.

Стратосфера розповсюджується до висоти 80…90 км. Присутність озонового шару на висоті 25 км обумовлює підвищення температури до +25°С, але на висоті 80…90 км вона знову знижується до -60...-90°С.

Іоносфера - це верхня частина атмосфери, яка на висоті 3000 км переходить у міжпланетний простір. Іоносфера має невелику щільність та високу іонізацію газів. На висоті 220 км фіксується підвищення температури до кількасот градусів.

1.2.3. Тепловий режим Землі.

Земля має два джерела тепла: зовнішнє - від сонячної радіації (99,5%) та внутрішнє - від розпаду радіоактивних речовин, хімічних реакцій, тертя при тектонічних рухах та ін. (0,5%.). Сонце щохвилини дає на 1см² земної поверхні близько 8,1 Дж теплової енергії (це сонячна константа). Цим теплом можна нагріти 1г води на 2⁰С.

В земній корі виділяють три зони розподілу температур (рис. 3):

I – зона добового та сезонного коливання температур;

II – зона постійних температур;

III - зона зростання температури з глибиною.

Рис. 3. Схема розподілу температури у Земній корі.

Загальна потужність першої зони - 9…15м (для Дніпропетровська -10 м); добові коливання температури затухають на глибині біля 1.5 м, це залежить від кліматичних умов місцевості. Взимку в цій зоні утворюється підзона з мінусовою температурою - глибина промерзання ґрунту (в м. Дніпропетровську вона сягає 80…90 см).

На глибинах 15…40 м знаходиться зона незмінної температури, яка дорівнює середньорічній для місцевості: у північній півкулі це +15.5°С, у південній +1З,6°С.

В межах третьої зони температура зростає при заглибленні. Величина підвищення температури на кожні 100 м глибини називається геотермічним градієнтом. Середня величина геотермічного градієнта складає 3⁰С. Інтервал глибин, в якому температура зростає на 1°С, називають – геотермічним ступенем. Середня величина геотермічного ступеня дорівнює 33 м. Вказана закономірність справедлива тільки до певних глибин Земної кори.

2. МІНЕРАЛИ ТА ГІРСЬКІ ПОРОДИ

2.1. Мінерали, їх походження та класифікація

2.1.1. Загальні відомості

Мінерали - це природні сполуки, однорідні за фізичними властивостями і хімічним складом. Виникають вони в надрах Землі або на її поверхні внаслідок фізико-хімічних процесів.

Усього в природі налічується кілька тисяч мінералів. Приблизно 100 з них зустрічаються досить часто. Оскільки вони створюють переважну більшість гірських порід, то їх називають породотворними. Мінерали бувають в твердому (кварц, кальцит та ін.), рідкому (вода, нафта) та газоподібному (азот, кисень, вуглекислий газ) стані.

В земній корі мінерали інколи зустрічаються самостійно, але найчастіше вони входять до складу гірських порід. Певні їх комбінації і кількість в значній мірі визначають властивості гірських порід. Якщо мінерал складає понад 10% маси породи, то його називають головним, менше 10% - другорядним (акцесорним).

Тверді мінерали бувають як кристалічними, так і аморфними. Кристалічні мінерали анізотропні, тобто їх фізичні та оптичні властивості в різних напрямках не однакові. Кристали таких мінералів можуть мати форму правильних багатогранників (галіт), оскільки атоми в них розмішені в закономірному порядку, що створює просторові кристалічні грати. Аморфні мінерали мають у всіх напрямках однакові властивості, без кристалічної структури, оскільки їх атоми розміщені безладно (кремінь).

Українські вчені винайшли значну кількість штучних мінералів, які в природі не зустрічаються, приміром, штучні алмази та інші з`єднання вуглецю і кремнію твердіші за природні алмази.

Оскільки кожен мінерал утворюється внаслідок різноманітних геологічних процесів, то й існувати він може лише у відповідних умовах; визначальне значення мають температура, тиск, концентрація речовин. Коли ці умови змінюються, мінерал видозмінюється або руйнується.

2.1.2. Походження мінералів

Мінерали утворюються трьома шляхами: ендогенним, екзогенним і метаморфічним.

Ендогенним шляхом мінерали утворюються з магми - вогняно-рідкого силікатного розплаву, збагаченого газами і водяною парою. Ці мінерали часто називають магматичними. При зниженні температури магма твердіє, кристалізується, утворюються мінерали. Так виникають силікати, кварц та ін. Характерною рисою цього процесу є наявність високої температури (>1200°С) та високого тиску (до 3000 т/см²). Ендогенні мінерали первинні за походженням.

Екзогенні процеси протікають на поверхні Землі, на суходолі або у водяному середовищі. Вони сприяють створенню осадових мінералів, вторинних за походженням На суші осадові мінерали виникають в процесі вивітрювання, тобто, руйнування існуючих порід під дією води, вуглекислого газу, кисню, добових та сезонних змін температури і т. ін. Так, наприклад, виникає каолініт, кварц при хімічному вивітрюванні ортоклазу. У водяному середовищі мінерали осідають із перенасичених розчинів (галіт, кальцит) при їх охолодженні або висиханні.

Метаморфічним шляхом мінерали виникають внаслідок перетворення магматичних і осадових мінералів під дією високих температур, високого тиску, а також магматичних газів та водяної пари. Вказані мінерали змінюють свій початковий стан, зазнають перекристалізації, набувають більшої щільності та міцності. Так утворилися рогова обманка, тальк, хлорит та ін. метаморфічні мінерали, вторинні за походженням.

2.1.3. Фізичні властивості мінералів.

Мінерали відрізняються один від одного як своїм хімічним складом, так і фізичними властивостями (зовнішніми ознаками); головні з них такі: твердість, колір, блиск, прозорість, щільність, злам і спайність; деякі мінерали мають особливі властивості. Більшість породотворних мінералів мають 2…3 визначальні ознаки, за якими їх завжди можливо розпізнати.

Колір залежить від хімічного складу мінералу та домішок, які можуть суттєво впливати на забарвлення. Є мінерали, які, залежно від кольору отримаи свою назву (рубін - червоний, альбіт - білий, хлорит - зелений). Зустрічаються мінерали з різноманітним забарвленням, приміром, кварц може бути безбарвним, білим, буро-жовтим, сірим, бузковим, чорним. Для деяких мінералів визначають також колір мінералу, розтертого в порошок: він встановлюється за кольором риски, яку мінерали залишають на непокритій поливою порцеляновій поверхні. Наприклад, золотисто-жовтий пірит має чорний або чорно-зелений колір риски.

Прозорість - це здатність мінералу пропускати промені світла. За цією властивістю розпізнають прозорі (гірський кришталь, ісландський шпат, топаз), напівпрозорі (гіпс, галіт) та непрозорі (ортоклаз, лабрадор) мінерали.

Блиск - здатність відбивати промені світла від своєї поверхні. Ця важлива діагностична властивість залежить від показника заломлення мінералу. Визначається блиск на поверхні свіжого зламу. Всі мінерали за цією ознакою розподілені на дві групи:

1. Мінерали з металевим блиском (пірит, самородне золото, мідь, срібло).

2. Мінерали з неметалевим блиском, серед яких зустрічається;

- скляний блиск має більшість мінералів ;

- масний ( кварц, галіт) ;

- перламутровий (мусковіт, тальк);

- шовковистий ( мінерали з тонковолокнистою будовою - рогова обманка, гіпс-селеніт ) ;

- восковий ( халцедон );

- алмазний ( алмаз, сірка );

- тьмяний або ж блиск відсутній ( каолініт, монтморилоніт, кремінь).

Твердість - це здатність протидіяти зовнішньому механічному впливу - дряпанню або розтиранню в порошок.

При розтиранні в порошок визначається дійсна твердість, при дряпанні - відносна. В геологічній практиці частіше вживається остання. Для встановлення відносної твердості користуються шкалою Мооса (див. табл. 1), до якої входять десять мінералів-еталонів.

Таблиця 1

Шкала твердості

Для визначення твердості невідомого мінералу необхідно його рівну площину подряпати з легким натиском мінералом - еталоном або предметом, твердість якого відома. В якості еталонів твердості використовують різні предмети (табл. 1).

Щільність– це кількість речовини в одиниці її об'єму, тобто відношення маси мінералу до його об'єму. Поділяють мінерали на легкі - з щільністю до 2,5 г/см³ (сірка, гіпс, галіт, гази, вода), середні - із щільністю 2,5...4,0 г/см³ (кварц, ортоклаз, більшість породотворних мінералів) та важкі - щільність більше 4,0 г/см³ (пірит, золото)

Спайність - це здатність мінералів розщеплюватися або розколюватися при ударі в закономірних напрямках з утворенням рівних, блискучих поверхонь, що називаються площинами спайності. Ця властивість пов'язана з внутрішньою будовою і тому добре виражена у кристалічних мінералів.

Спайність буває:

- надто досконалою - коли мінерал легко розщеплюється на тонкі пластини чи волокна (тальк, слюди, азбест);

- досконалою - мінерал розколюється при ударі молотком з утворенням чітко окреслених площин; досконала спайність спостерігається в одному (гіпс), двох (ортоклаз) або трьох (кальцит) напрямках;

- середньою, коли мінерали від удару розколюються на куски, що покриті як площинами спайності, так і криволінійними поверхнями злому; кількість напрямків спайності не завжди вдається визначити (авгіт, рогова обманка) ;

- недосконалою, що визначається за допомогою лупи (апатит);

- надто недосконалою (спайність відсутня) - від удару мінерал розколюється в довільних напрямках (кварц, пірит).

Площини спайності слід відрізняти від граней кристалів; на останніх майже завжди є штриховка.

Злам (злом) - вид поверхні мінералу у напрямку, що не збігається з площиною спайності. Злам є важливою діагностичною ознакою при вивченні мінералів. Зустрічаються такі види зламу: рівний, нерівний, зернистий, землистий, цукроподібний, раковистий, голчастий, скалкуватий, ступінчастий, волокнистий, пластинчастий.

Особливі ознаки мають тільки деякі з мінералів. Це можуть бути ознаки, що показують відношення мінералів до світла, води, кислот. Так, мінерал лабрадор має на площинах спайності блакитно-зелені відблиски - іризацію. Мінерал ісландський шпат (прозорий різновид кальциту) має властивість подвійного променезаломлення, поляризації світла, використовується в оптичній промисловості. Мінерали класу галоїдів легко розчиняються у воді та мають смак: галіт - солоний, сільвін – гірко - солоний, карналіт - гіркий. Деякі мінерали мають специфічний запах (нафта, гази). Є мінерали, що мають підвищену гігроскопічність і легко прилипають до вологих рук (каолініт, монтморилоніт). Мінерали класу карбонатів реагують з 10% розчином соляної кислоти: кальцит - в чистому вигляді, доломіт та магнезит в порошкоподібному стані або при підігріванні; при цьому виділяється вуглекислий газ. Мінерал тальк масний на дотик; таке враження складається тому, що він має лускоподібну будову. Деякі рудні мінерали мають магнітні властивості (магнетит), інші – горять (сірка).

2.1.4. Класифікація і характеристика основних породотворних мінералів

Кожен мінерал характеризується певним хімічним складом. В окремих випадках зустрічаються мінерали, що схожі за хімічним складом, але відрізняються будовою і зовнішністю.

Хімічний склад кристалічних мінералів відтворюють кристалохімічні структурні формули, котрі одночасно вказують на кількісне співвідношення елементів і характер їх взаємозв'язку в просторових гратах. Досить часто хімічний склад мінералів показують у вигляді простих з`єднань, приміром СаSО₄ 2H₂O (гіпс), Al₂O₃ ^· 2SiO₂ ^· 2H₂O (каолініт) Хімічна формула аморфних мінералів відображує лише кількісне співвідношення елементів.

Хімічний склад мінералів є основою для їх класифікації. Всі мінерали в залежності від їх складу та поширенням в Земній корі розподіляють на десять класів:

I. Силікати - 75%

II. Карбонати – 1,7%

III. Оксиди 17%

IV. Гідрооксиди,

V. Сульфіди - 1,2%

VI. Сульфати, 0,5%

VII. Галогени, 0,5%

VIII. Фосфати, 0,5%

IX. Вольфрамати,

1X. Самородні елементи. 0,1%

Інженеру-будівельнику доводиться мати справу як з окремими мінералами, так і з гірськими породами, які є відповідним поєднанням мінералів. В складі гірських порід мінерали розподіляються неоднаково, наприклад, польові шпати складають до 60% об'єму магматичних порід, біля 30% метаморфічних і до 12% осадових порід. Багато місця у складі порід займає кварц ( 12% об'єму земної кори), менше - карбонати (1,7%), сульфати (0,1%) і т. ін.

2.1.5. Характеристика породотворних мінералів.

I. Силікати. Це найчисленніший клас, до складу якого входить до 800 мінералів. Клас поділяється на групи, об'єднані спільним складом та будовою: польові шпати, піроксени, амфіболи, слюди, тальк та хлорит, глинисті мінерали, ортосилікати.

Польові шпати (каркасні силікати) - це мінерали ендогенного походження; в залежності від хімічного складу їх поділяють на дві підгрупи: плагіоклазів та ортоклазу.

Плагіоклази (кальцієво-натрові) являють собою безперервний ланцюг суміші мінералів, що складаються з різної кількості альбіту Na₂O Al₂O₃ 6SiO₂ і анортиту CaO Al₂O₃ 6SiO₂. Залежно від вмісту альбіту і анортиту плагіоклази мають різну назву (див. табл.2)

Таблиця 2

Різновиди плагіоклазів

Плагіоклази мають білий, сірувато-білий, сірий та темно-сірий колір, інколи з зеленкуватим, синім та червоним відтінком (іризація), блиск скляний, твердість 6…6.5 балів, спайність досконала у 2-х напрямках, щільність змінюється від 2,61 г/см³ (альбіт) до 2,76 г/см³ (анортит).

До складу широко розповсюджених магматичних гірських порід (габро діабази, базальти) найчастіше входить мінерал лабрадор. Лабрадор є основним плагіоклазом, колір має від сірого до чорного з синьо-зеленим відблиском на площинах спайності (іризація). Має досконалу спайність у двох напрямках, твердість 6 балів, колір риски – білий. Хімічна формула 0,5Ал х 0,5Ан.

Найбільш розповсюдженими мінералами підгрупи ортоклазу (калієво-натрові польові шпати) є ортоклаз і мікроклін, що мають однакову хімічну формулу К₂O Al₂O₃ 6SiO₂. На відміну від плагіоклазів, що розколюються при ударі навкіс, ортоклаз розколюється під прямим кутом, мікроклін - під кутом, що трохи менше від прямого.

Ортоклаз має рожевий, м'ясо-червоний, жовтий та сірувато-рожевий колір, інколи - білий або сірий; блиск скляний, спайність досконала у 2-х напрямках, твердість 6 балів, щільність 2,5…2,6 г/см³. Мікроклін має подібні властивості.

Польові шпати входять до складу гранітів, сієнітів, гнейсів та багатьох інших порід, часто в значних кількостях. Їх використовують в скляній та керамічній промисловості; лабрадор - як корисний матеріал для виготовлення прикрас та облицювання.

Піроксени (ланцюжкові силікати) мають складний хімічний вміст. Найпоширенішим серед них є авгіт _,Ca(Mg, Fe)[(SiAl)₂O₆], зеленкувато-чорного, інколи бурого кольору, блиск скляний, твердість 5…6 балів, злам ступінчастий, зернистий, спайність досконала, щільність 3,2…3,6 г/см³. Є головною складовою частиною габро та піроксенітів. Його присутність надає породі ламкості, утруднює її обробку. При вивітрюванні авгіт переходить у серпентин, хлорит або каолініт.

Амфіболи (стрічкові силікати) являють собою групу широко расповсюджених мінералів, що входять до складу магматичних і метаморфічних порід. Найбільше значення серед них мають рогова обманка та актиноліт. Кристали цих мінералів звичайно подовжені, призматичні або голчасті.

Рогова обманка - це алюмосилікат заліза та магнію, має складний хімічний вміст (Ca, Mg, Fe, Na)(OH)₂ [Si4O₂]₂. Колір темно-зелений, бурий, колір риски світлий, зеленкуватий, спайність середня, досконала, блиск шовковистий; злам скалкуватий, кристали мають голчасту, подовжену форму, твердість 5,5 балів. Походження магматичне, метаморфічне. Підвищує в'язкість гірських порід.

Актиноліт схожий з роговою обманкою, але відрізняється світло-зеленим забарвленням, голчастим зламом та низькою твердістю (4 бали).

До групи слюд (листкуваті силікати та алюмосилікати) належать досить поширені мінерали мусковіт та біотит.

Мусковіт K_2,O 3Al₂O₃ 6SiO₂ 2H₂O - калієва слюда світлого кольору (безбарвна або серебристо-біла, зеленкувата, жовтувата). Колір риски білий, блиск скляний, перламутровий, твердість 2…3 бали, щільність 2,8…3 г/см³, форма кристалів пластинчаста, листкувата, лускувата, злам пластинчастий, спайність надто досконала. Походження магматичне, пегматитове, метаморфічне. Використовується в електротехнічній промисловості (як діелектрик), для виготовлення толю, термо - та звукоізоляційних матеріалів. В зоні вивітрювання переходить у глинисті мінерали.

Біотит (залізо-магнієва слюда) - K_2,O 6FeO₂ Al₂O₃ 6SiO₂ 2H₂O. Колір чорний, зеленкувато-чорний, колір риски білий або зеленкуватий, блиск скляний. Спайність, форма кристалів, твердість та злам - як у мусковіта. Щільність 3,0…3,1 г/см³. Утворюється гідротермальним та метаморфічним шляхом. Біотит - поганий діелектрик. При вивітрюванні переходить у вермикуліт. Використовується як покрівельний матеріал, для прикрас. Присутність слюд у складі гірських порід знижує їх міцність.

У групі тальку та хлориту (листкуваті силікати) найпоширенішими є власне ці мінерали.

Тальк 4SiO₂ 2MgO H₂O - листкувата, лускувата, інколи щільна маса. Колір блідо-зеленкуватий або білий із буруватим, жовтуватим відтінком. Блиск перламутровий, скляний. Спайність надто досконала, твердість 1 бал, щільність 2,7…2,8 г/см³. Характерною ознакою є відчуття милкості на дотик. Походження гідротермальне (гідроліз олівіну), метаморфічне. У будівельній промисловості використовується як вогнестійкий, ізоляційний матеріал.

Хлорит - 4SiO₂ 3MgO H₂O - має колір від світло - до темно-зеленого, риска біла, блиск скляний, перламутровий, твердість 2 бали, щільність 2,0…2,5 г/см³, спайність досконала в одному напрямку, злам нерівний, скалкуватий. Вторинний мінерал, утворюється при хімічному вивітрюванні рогової обманки, авгіту, біотиту в умовах високого тиску і температури.

Олівін (ортосилікати) - 2FeO SiO₂. Колір від жовто-зеленого, оливково-зеленого до чорного, риска біла. Блиск скляний, твердість 6,5…7 балів, спайність недосконала, щільність 3,5 г/см³, злам нерівний, раковистий. Походження магматичне, інколи метаморфічне. Використовується як вогнетривкий матеріал, для виготовлення технічного скла.

Група глинистих мінералів -це гідросилікати алюмінію, марганцю і частково заліза. Зустрічаються у вигляді тонкозернистих та щільних мас. Найпоширенішими є мінерали каолініт, монтморилоніт і гідрослюди. Це породотворні мінерали глинистих порід.

Каолініт - Al₂O₃ 2SiO₂ 2H₂O, має пластинчасті, лискуваті кристали, білий колір з відтінками (жовтуватим, зеленкуватим, буруватим, червонуватим), блиск тьмяний або масний, твердість 1…1,5 бали, щільність 2,63 г/см³, злам землистий, спайність помітна тільки при збільшенні під мікроскопом. Утворюється при хімічному вивітрюванні алюмосилікатів (польових шпатів, слюд). Використовується при виготовленні вогнетривів, кераміки.

Монтморилоніт- алюмосилікат заліза і магнію. Колір білий з відтінками (синім, рожевим, зеленкуватим). Блиск тьмяний, спайність як у каолініта, твердість 1 бал, щільність мінлива, утворюється при вивітрюванні. Важливою відзнакою є властивість набрякати (збільшуватися в об'ємі більше ніж в 10 разів) у воді. Він утворює бентонітові відбілюючі глини, входить до складу багатьох глинистих порід.

II. Карбонати. До цього класу належать солі вугільної кислоти - всього до 80 мінералів. Мінерали вторинні, утворюються при вивітрюванні інших мінералів, шляхом випадіння із водяних розчинів або життєдіяльності організмів, що синтезують для побудови свого скелета вуглекислий кальцій. Найпоширенішими породотворними мінералами є кальцит, доломіт, магнезит.

Кальцит (вапняковий шпат) СаСОз - білого, сірого, жовтуватого кольору, буває з червонуватим, чорним, блакитним відтінком, часто безбарвний, риска біла; щільність 3,0 г/см³, спайність досконала у трьох напрямках, твердість - 3 бали, злам - ступінчастий. Бурхливо реагує із соляною кислотою з виділенням вільного вуглекислого газу

СаСОз + 2HCl = CaCl₂ + H₂O + СО₂­

Прозорий різновид кальциту -ісландський шпат має властивість подвійного променезаломлення, використовується в оптиці для одержання поляризованого світла та в електротехніці.

Кальцит є головним породотворним мінералом вапняків, крейди, мергелю, мармуру та ін.

Доломіт СаСОз МgСO₃- схожий на кальцит, має білий, жовтуватий, сірувато-білий, рожевий, зеленкуватий колір, інколи безкольоровий. Блиск скляний до тьмяного, риска біла, спайність досконала у трьох напрямках, злам ступінчастий, твердість 3,5…4 бали, щільність 2,85 г/см³. Із соляною кислотою реагує у порошкоподібному вигляді, походження гідротермальне. Породотворний мінерал, використовується при виготовленні портландцементу, вогнетривів, як флюс в металургії, як добриво.

Магнезит МgСO₃ має сірий, білий, жовтуватий колір, скляний блиск, досконалу спайність в 3-х напрямках, твердість 4,0…4,5 бали; риска біла, злам зернистий; із соляною кислотою реагує погано, тільки при підігріванні або у порошкоподібному стані. Використовується для виготовлення вогнетривів, цементу, абразивів.

III, IV. Оксиди та гідрооксиди. Налічується біля 200 мінералів, тобто 17% маси земної кори.

Найпоширенішим серед оксидів є кварц - SiO₂. Колір частіше світлий: білий, сірий, жовтий, рожевий, інколи чорний, буває безбарвним, риска біла. Спайність відсутня, блиск скляний, масний, твердість 7 балів. Щільність 2,65…2,7 г/см³, злам раковистий, зернистий, нерівний. Кристалічний кварц (шестигранна подовжена призма з пірамідальною вершиною і штриховкою на гранях) безкольоровий і прозорий - це гірський кришталь, фіолетового кольору – аметист, чорного - моріон, жовтого - цитрин, зеленого - празем, жовтувато - та бурувато-червоного – авантюрин. Кварц стійкий щодо хімічного та механічного впливу. Походження магматичне, гідротермальне, пегматитове. Породотворний мінерал. Використовується в скляній, керамічній промисловості, при виготовленні вогнетривів.

Халцедон - SiO₂ - прихованокристалічний або аморфний різновид кварцу. Колір світлосірий, блакитно-сірий, риска біла, напівпрозорий, блиск тьмяний до воскового, твердість 6,5-7 балів, спайність відсутня, злам раковистий, щільність 2,6 г/см³. Утворюється із водяних розчинів у вигляді напливів, брунькоподібних утворень, зерен та конкрецій. Входить до складу уламкових осадових та магматичних порід. Смугастий різновид халцедону - це агат, синій - сапфірин, із червоними плямами оксидів заліза - геліотроп або кровавик, з великою кількістю механічних домішок - кремінь.

Опал - SiO₂ nH₂O - гідрооксид кремнію, аморфний різновид, зустрічається у вигляді напливів; колір світлий, зеленкуватий, червонуватий до чорного, риска біла. Інколи буває прозорим. Блиск тьмяний до воскового, перламутровий, скляний. Спайність відсутня, злам раковистий, (на зламі має увігнуті поверхні) твердість 5…6,5, щільність 1,8…2,3 г/см³. Входить до складу осадових та магматичних порід.

Корунд - Al₂O₃ - синій, червоний, сірий, зелений, твердість 9 балів, злам нерівний до раковистого, спайність відсутня, блиск алмазний, скляний. Має різновиди: червоний - рубін, синій - сапфір, темний - наждак.

V. Сульфіди. До цього класу належить біля 350 мінералів, але у земній корі їх менше 0,28%. З них добувають мідь, цинк, свинець, сірчану кислоту. Вони не є породотворними, у вигляді домішок знижують якість порід та сировини для виготовлення будівельних матеріалів. Це пов'язано з тим, що сульфіди легко розкладаються під дією атмосферних чинників із утворенням сірчаної кислоти, яка діє на оточуючі мінерали, руйнує породу вцілому. Найпоширеніші серед сульфідів є пірит та халькопірит.

Пірит (сірчаний колчедан) - FeS₂ - латунно-жовтого кольору, риска чорна, блиск металевий, спайність відсутня, злам раковистий, твердість 6,0…6,5, щільність 5 г/см³. Використовується для виробництва сірчаної кислоти.

Халькопірит CuFeS - використовується як мідна руда

VI. Сульфати - це солі сірчаної кислоти. До класу належить приблизно 260 мінералів, що складають 0,1% маси земної кори. Мінерали світлого кольору, м'які, розчинні у воді. Утворюються звичайно як хімічні осади. Породотворними є гіпс та ангідрит.

Гіпс - СаSО₄ 2H₂O. Блиск скляний, перламутровий, шовковистий, колір білий, сірий, жовтуватий, червонуватий, буває безбарвним, риска біла; твердість 2 бали, спайність досконала в одному напрямку, злам ступінчастий, голчастий, у волокнистих різновидів (селеніт). При температурі 107°С переходить в напівобпалений гіпс, що має в'яжучі властивості (будівельний алебастр). Використовується для виробництва цементу, алебастру, сірчаної кислоти, фарб,

Ангідрит - СаSО₄ . Колір сірий, блакитний, коричневий. Блиск скляний, масний, спайність досконала, злам нерівний, ступінчастий, твердість 3,5 бали, щільність 3,0 г/см³. Використовується для виробництва окремих видів цементу.

VII. Галогени. До цього класу належить більш як 100 мінералів. Це солі галоїдних кислот, що легко розчинюються у воді, а тому являють собою шкідливі домішки в породах. Породотворними є галіт, сильвін, флюорит.

Галіт – NaСl. Безкольоровий, сіруватий, напівпрозорий, блиск масний, скляний, твердість 2,5 бали, риска біла. Спайність досконала у трьох напрямках, кристали мають форму куба. Солоний на смак, легко розчиняється у воді. Використовується для виробництва соляної кислоти, хлорного вапна, кераміки.

VIII. Фосфати. Це солі ортофосфорної та інших фосфорних кислот. Найбільш поширеним представником класу є апатит.

Апатит - Ca₅[PO₄]₃(Cl, F). Колір зелений, зеленкувато-сірий, бурий, жовтий, фіолетовий. Блиск скляний, масний, спайність недосконала, злам нерівний, раковистий, цукристий. Твердість 5 балів, щільність 3,2…3,4 г/см³. Входить до складу магматичних і осадових порід. Цінна сировина для виробництва фосфорних добрив.

X. Самородні елементи.До цього класу належить приблизно 100 мінералів, які є простими хімічними елементами. Вони складають 0,15% маси земної кори. Це насамперед благородні та кольорові метали – золото - Au, срібло - Ag, платина - Pt , мідь - Cu та ін., а також неметали - графіт, алмаз - С , сірка - S та ін. Породотворними з них є тільки графіт та сірка.

Графіт - C. Колір від сіро-сталевого до чорного, риска чорна, блискуча. Блиск металевий, спайність надто досконала, твердість 1 бал, масний на дотик, щільність 2,2 г/см³, пише на папері. Зустрічається в метаморфічних та магматичних гірських породах. Використовується для виготовлення олівців, як мастило, у гумовій, електротехнічній та атомній промисловості (як сповільнювач та відбивач нейтронів).

Сірка – S. Колір світло-жовтий, червоний, коричневий та чорний, інколи буває біла та блакитна. Блиск скляний, масний, спайність досконала, злам раковистий. Твердість 1 бал, щільність 2 г/см³. Утворюється вулканогенним та осадовим шляхом. Використовується для виробництва сірчаної кислоти, целюлози, ядохімікатів, штучних волокон, гуми та ін.

3. ГІРСЬКІ ПОРОДИ

Гірські породи - це природні об'ємні утворення, з яких складається земна кора (літосфера). Породи виникають як закономірні сполучення одного або декількох мінералів; у першому випадку вони мають назву мономінеральних (гіпс, мармур), у другому - полімінеральних (граніт, гнейс). Кожна порода має більш-менш сталий мінералогічний склад, будову (структуру та текстуру) та форми залягання.

Структура – це внутрішня будова гірської породи. Вона залежить від форми, розмірів та кількості зерен мінералів.

Текстура - це склад породи, обумовлений взаємним розміщенням зерен у просторі.

За своїм походженням гірські породи поділяються на магматичні, осадові та метаморфічні утворення.

3.1. Магматичні гірські породи

3.1.1. Походження та класифікація

Налічується близько 600 видів та різновидів магматичних порід. Вони виникають при охолодженні розплавленої магми, що утворюється в земних надрах і являє собою силікатну за складом масу, насичену різноманітними газами та водяною парою. Розплавлена магма тріщинами та розломами проникає у напрямку поверхні землі. В одних випадках вона захолоняє в надрах і таким чином утворюються глибинні (інтрузивні) магматичні породи, в інших випадках вона досягає поверхні землі і таким чином утворюються виливні (ефузивні) магматичні породи; останні є аналогами глибинних.

Умови охолодження магми на глибині та на поверхні (чи близько до поверхні) Землі різні. Глибинні порода утворюються в умовах високого тиску, повільного та рівномірного охолодження. В цьому разі відбувається повна розкристалізація магми, утворюються щільні, масивні, повнокристалічні породи, що залягають великими масивами (граніт, габро).

Ефузивні магматичні породи формуються в умовах низького тиску і температури, при швидкому охолодженні та виділенні газових компонентів. Магма не повністю кристалізується, виникають породи з великою кількістю аморфного скла, нерідко з великою пористістю (базальт, пемза). Ефузивні породи, що утворилися в палеозойській ері і раніше, називають стародавніми (палеотипними), а в більш пізній час – молодими (кайнотипними). В палеотипних породах відбулися вторинні процеси, хімічні реакції, що призвели до появи вторинних мінералів (приміром, хлориту у складі діабазів).

Магматичні породи класифікуються також за вмістом двоокису кремнію SiO₂. Якщо у їх складі SiO₂ >75% вони ультракислі, 65...75% - кислі, 52...65% - середні, 40...52% - основні, SiO₂< 40% – ультраосновні. Цей розподіл магматичних порід за вмістом кремнезему має певне практичне значення: породи з невисоким вмістом SiO₂ мають більшу питому вагу, нижчу температуру плавлення, краще поліруються. При зменшенні вмісту SiO₂ забарвлення змінюється від світлого до темного, поступово зникає вільний кварц і збільшується вміст піроксенів, підвищується в'язкість порід.

До складу магматичних порід входить велика кількість первинних мінералів (польові шпати, амфіболи, піроксени, кварц, слюди), що утворилися ендогенним шляхом, а також зустрічаються вторинні мінерали (карбонати, глинисті), які виникли з первинних мінералів при їх вивітрюванні. Кількість цих мінералів свідчить про ступінь вивітрилості порід.

3.1.2. Структура і текстура

Властивості порід в значній мірі залежать від внутрішньої будови та складу їх. В зв'язку з цим виникає необхідність у вивченні структури та текстури гірських порід.

Структура інтрузивних магматичних порід завжди кристалічно-зерниста; вона буває:

- рівномірнозерниста: крупнозерниста (розмір зерен більш ніж 5 мм), середньозерниста (1...5 мм), та дрібнозерниста (менше 1мм)

- порфироподібна - коли серед маси дрібних чи середнього розміру зерен зустрічаються значно крупніші (порфирові вкраплення).

Структура ефузивних порід буває:

- порфирова - серед аморфного вулканічного скла зустрічаються окремі зерна мінералів;

- прихованокристалічна, коли вкраплені у вулканічне скло зерна дуже малі за розміром;

- склувата - зерна мінералів відсутні, порода складена вулканічним склом.

Текстура магматичних порід буває:

- масивна – рівномірне, щільне розміщення зерен мінералів в масиві гірської породи;

- смугаста - чергування смуг із різним мінеральним складом, кольором або різною структурою;

- шлакова - порода містить в собі великі пори, пустоти, залишені пухирцями газів, що виділялися з лави;

- плямиста - на фоні однорідної маси вирізняються плями іншого кольору;

- очкова - плями мають округлу форму;

- флюїдальна - зерна зорієнтовані в напрямку потоку.

3.1.3. Форми залягання

Ефузивні магматичні породи залягають у вигляді різноманітних потоків, покривів та куполів залежно від рельєфу місцевості та складу магми.

Форми залягання інтрузивних порід розподіляються на січні та згідні. До січних відносять батоліти, жили, штоки, дайки і гарполіти. До згідних - лаколіти, лопотіти (див. рис. 5).

Батоліт - це велика магматична інтрузія, площа якої перевершує 100 км², в плані батоліт має овальну форму, подекуди з нього можуть виступати куполи.

Гарполіт у розтині має серпоподібну форму, у плані - овальну.

Шток – частіше невеликого розміру інтрузія стовпоподібної або неправильної форми.

Дайка - плитоподібна за формою, стрімкопадаюча інтрузія, має невелику товщину і значну протяжність.

Лаколіт - це інтрузія грибоподібної форми, розміром до 10 км²; магматичний розплав проникає в міжшаровий простір, злегка підіймаючи верхні шари гірських порід.

Лополіт - блюдцеподібне магматичне утворення, що залягає узгоджено із тими породами, що вміщують його.

Сіл – жила пластова, утворена внаслідок проникнення магми між шарами осадових порід таким чином, що підошва жили є покрівлею нижнього шару, а покрівля являє собою підошву верхнього шару. Особливістю сілу є зберігання постійної потужності - від кількох см до десятків метрів.

Рис.4. Форми залягання магматичних гірських порід

3.1.4. Види окремостей порід

При охолодженні магми зменшується її об'єм, що призводить до виникнення тонких тріщин в масивах гірських порід. Такі тріщини розділяють породу на блоки певної форми, які називаються окремостями. Приміром, гранітам притаманна матрацеподібна окремість, діоритам – кульова, базальтам – стовпчаста (рис. 5).

Вид окремостей має значення при розробці гірських порід, він в деякій мірі полегшує видобуток, розколювання та обробку матеріалу. Стовпчаста окремість базальту, приміром, сприяє видобутку та застосуванню його для брукування шляхів.

Рис.5. Види окремостей. а - матрацеподібна, б – стовбчаста.

3.1.5. Будівельні властивості

Невивітрілі магматичні породи мають високі будівельні властивості, обумовлені мінеральним складом та жорсткими кристалізаційними зв'язками між окремими зернами. Найміцнішими є породи, з дрібнозернистою і рівномірнозернистою структурою та масивною текстурою. Меншу міцність мають породи крупнозернисті, з порфировою та склуватою структурою. Смугаста текстура полегшує розробку гірської породи, але знижує її якість.

Значна частина магматичних порід, що залягають близько від поверхні Землі, зазнають значних змін внаслідок фізичного (розтріскування) та хімічного (хімічні реакції) вивітрювання. Так утворюється рапаківі („гнилий камінь”) та каолініти.

Міцність магматичних порід оцінюють межею міцності при стисканні зразків. Так, для гранітів, сієнітів. вона дорівнює 1200¼2500 кг/см², для діоритів, андезитів - 1500¼3000 кг/см², для габро, діабазів, базальтів - 2500¼5000 кг/см². Але слід враховувати, що в природних умовах, в масивах гірські породи звичайно розбиті системою тріщин, що значно знижують міцність.

В цілому на оцінку надійності магматичних гірських порід впливає ступінь їх вивітрілості, наявність тріщинуватості, форми залягання, структура, текстура т. ін.

3.2. Осадові породи.

Осадові гірські породи є вторинними породами. Вони утворюються на поверхні землі, де під впливом води, повітря, живих організмів і сонячної енергії постійно змінюється поверхневий шар літосфери, руйнуються первинні гірські породи і мінерали. Продукти руйнування транспортуються на схилах під впливом сили тяжіння, переносяться вітром або водою, осідають із водяних розчинів.

3.2.1. Походження осадових порід.

Зміна форми залягання, мінерального складу та місця залягання гірської породи під впливом фізичних та біологічних чинників називається вивітрюванням. Виділяють три типи вивітрювання гірських порід: фізичне, хімічне та біологічне. Внаслідок дії атмосферних чинників, таких як коливання температури повітря та вода, відбувається фізичне вивітрювання первинних гірських порід, тобто, руйнування їх внаслідок розширення мінералів при нагріванні та стискання при охолодженні. Оскільки гірські породи неоднорідні за своїм мінералогічним складом, а різні мінерали змінюються в об'ємі при нагріванні та охолодженні по-різному, то порушується зв'язок між окремими мінералами. На контактах поміж ними з'являються щілини, в них потрапляє вода, повітря, проникає коріння рослин, оселяються лишайники та бактерії. Усе це з часом зумовлює руйнування масивної кристалічної породи і сприяє створенню уламків.

Виділяють певні стадії утворення уламкових осадових гірських порід:

- руйнування;

- перенесення;

- накопичення (акумуляція);

- перетворення первинного осаду в гірську породу (діагенез); при цьому витискується зайва волога, з'являються кристалічні зв'язки, інколи відбувається цементація.

Фізичне руйнування гірських порід спричинюється і льодовиками. Льодовикові маси під час руху механічно подрібнюють та переносять уламки кристалічних порід, перетворюючи їх на валуни, гальку, пісок і. т. ін..

Руйнує тверді гірські породи і вітер внаслідок обточування скель дрібними, зваженими рухомим повітрям, уламками (коразія) див. рис. 6.

Рис.6 Геологічна робота вітру

Вітер видуває (дефляція) уламки (частки) і переносить їх на великі відстані. При зменшенні швидкості вони відсортовуються і відкладаються. Утворюються так звані еолові відклади (піски, леси)

Значну роль в утворенні гірських порід відіграють річки. Величезна кількість змитих текучими водами піску, глини, пилу відкладається в долинах, дельтах річок, морях, океанах.

Помітну роботу виконують дощові і снігові води. Вони переносять продукти руйнування (пісок, мул, глину), сортують і відкладають наносні породи, розчиняють різні хімічні сполуки.

Велику руйнівну роботу виконують також морські хвилі – руйнують, подрібнюють скелясті береги, переносять і обробляють продукти руйнування, відкладають їх, утворюючи потужні товщі осадів.

Внаслідок сукупної дії всіх чинників, які беруть участь у фізичному руйнуванні, кристалічні порода на поверхні Землі перетворюються на брили, валуни, гальку, щебінь, жорству гравій, пісок; при цьому мінералогічний склад уламків не змінюється. Вказані породи називаються уламковими осадовими породами.

Фізичне вивітрювання сприяє розвитку хімічного вивітрювання, яке відбувається під впливом води, кисню, вуглекислоти та інших газів, що містяться в повітрі.

Внаслідок хімічного вивітрювання змінюється хімічний склад мінералів і вони перетворюються на сполуки з іншою будовою і властивостями. Процеси хімічного вивітрювання досить складні і різноманітні. Це розчинення, окислення, гідратація, гідроліз, каолінізація, карбонізація, серпентинизація, бокситизація.

Одним з основних чинників хімічного вивітрювання є вода. Вона розчиняє мінерали, зволожує продукти їх розкладу, входить до складу мінералів. Наявність у воді вуглекислого газу посилює гідроліз. Суть цього процесу полягає в тому, що в кристалічних просторових гратах мінералів іони лужних металів замінюються іонами водню дисоційованої води.

Дуже поширеним у природі є процес окислення, коли кисень повітря проникає в товщу гірських порід і взаємодіє з ними. Окислюються здебільшого породи, що містять сполуки оксиду заліза або інші елементи, здатні окислюватися. Внаслідок окислення змінюється будова, колір породи, утворюються вторинні мінерали.

Гідратація - це хімічне приєднання до мінералів води. Сполуки, що утворюються в процесі гідратації, називаються гідратами.

Каолінізація - складний процес хімічного вивітрювання, суть якого полягає в дії води і вуглекислоти, внаслідок чого утворюються глинисті мінерали. Наприклад, з польових шпатів утворюється каолініт.

Карбонізація - це процес зміни гірської породи, у результаті якого утворюються карбонати кальцію, магнію, заліза та ін.

Серпентинизація - процес перетворення магнезіально-залізистих мінералів на серпентин.

Бокситизація полягає в тому, що в умовах вологого і теплого клімату алюмосилікатні гірські породи вилуговуються природними водами, багатими на органічні кислоти .Так утворюється мінерал боксит.

Продукти хімічного вивітрювання не залишаються без змін. Вони взаємодіють між собою і утворюють досить складні сполуки, виникають нові вторинні мінерали - алюмосилікати і феросилікати або глинисті мінерали. Таким шляхом утворюються хімічні осадові гірські породи, до яких належать вапняки, гіпси, доломіти, соляні поклади та ін.

Біологічне вивітрювання - це фізичні і хімічні зміни мінералів і гірських порід під впливом рослинних і тваринних організмів. Коріння рослин (досягає 10-20 м) механічно розпушує породу, залишаючи після себе кореневі ходи, якими в грунт надходить вода з розчиненими в ній вуглекислим газом і киснем. З ростом коріння зростає напруженість рослини, розширюються тріщини навіть у скелях. Досліди свідчать, що корінь діаметром 10 см і довжиною 100см може зрушити брилу породи масою 30-50 т. Це сприяє фізичному вивітрюванні гірських порід.

У процесі життєдіяльності коріння рослин зі своїх клітин виділяє вуглекислий газ і органічні кислоти, що руйнують мінерали. Відбувається повний розпад мінералу, його біохімічне вивітрювання. Значну роль у вивітрюванні відіграють водорості, лишайники, мохи та мікроорганізми. Бактерії, гриби і водорості руйнують мінерал в 20 разів швидше, ніж фізичні чинники. Так, деякі бактерії в процесі життєдіяльності виділяють азотну кислоту, яка руйнує порівняно стійкі гірські породи. Польові шпати під впливом мікроорганізмів, зокрема діатомових водоростей, перетворюються на глину. Таким шляхом утворюються органогенні осадові породи, різноманітні за складом і походженням:

- зоогенні (вапняки – черепашники, крейда);

- органогенні (торф, вугілля, діатоміти);

- сапропелеві (мули, сапропелі, асфальт, бітум).

Часто пухка вторинна порода переноситься за допомогою води, вітру, льоду на далекі відстані. Під час транспортування осадові породи сортуються за розмірами і масою часток, певною мірою змінюється їх хімічний склад. З осадових порід складається верхня частина літосфери, отже вони знаходяться в зоні інженерної діяльності людини і найчастіше використовуються як основа, середовище та матеріал для будівництва.

3.2.2. Особливості осадових порід

Осадові породи значного мірою відрізняються від інших гірських порід за рядом ознак: це шаруватість залягання, пористість, характерний мінеральний та хімічний склад, залежність складу і властивостей від кліматичних умов, вміст органічних залишків.

Шаруватість - це властивість утворювати своєрідну макротекстуру – специфічну форму залягання осадових гірських порід. Віділяють такі форми:

- шари (пласти, верстви) - однакові за складом, кольором та розміром часток значної потужності (найкоротша відстань між покрівлею і підошвою) та протяжності з чітко вираженими площинами нашарування – покрівлею і підошвою; це поверхні що відокремлюють його від молодого і давнього шарів;

- прошарки - шари невеликої потужності і протяжності;

- пропластки - шари невеликої потужності, але значної протяжності; .

- лінзи - це поклади значної потужності, але незначної протяжності.

Декілька шарів невеликої потужності складають пачку. Група шарів різної потужності, що мають спільний склад та вік, називається товщею.

У більшості випадків осадові гірські породи морського походження мають горизонтальне залягання шарів. Континентальні накопичення характеризує велика кількість лінз, виклинювання шарів, похиле залягання, фаціальне заміщення. Під впливом повітряних або водяних течій утворюються асиметричні знаки брижів. Останні зазвичай перекриті іншими накопиченнями („поховані”)

Шаруватість виникла внаслідок зміни умов утворення (періодична зміна складу матеріалу, перерва в накопиченні і т. ін.).

Пористість - це наявність великого об'єму пор у складі породи. Ця властивість характерна для більшості осадових порід, за виключенням хімічних осадів. Пори бувають дрібні, середні, великі та каверни. Загальна величина пористості мулу досягає 70¼80%, глини, суглинку - 40¼60%, лесів - 48¼52%, пісків - 35¼40%; пісковиків - 10¼15%. Пористість - це відношення об'єму пор Vп до об'єму всієї породи V, тобто

n=Vп / V

Частіше користуються коефіцієнтом пористості, який показує відношення об'єму пор до об'єму твердих часток Vч в породі:

e=Vп / Vч

За мінеральним і хімічним складом осадові породи також відрізняються від магматичних і метаморфічних. Крім первинних мінералів (кварцу, слюди) до складу осадових порід входить значна кількість вторинних мінералів (каолініт, гіпс, кальцит). У багатьох випадках вторинні мінерали відіграють головну роль (в глинах, наприклад). Загалом склад осадових порід значно бідніший, ніж магматичних, але вивчати його важче, тому що в них крім кристалічних, зустрічаються аморфні мінерали, а також, пилуваті, глинисті і колоїдні частки. За хімічним складом значну частину осадових порід складають карбонати, сульфати, зустрічаються також силікати, оксиди, галоїди, фосфати.

Кліматичні умови утворення порід накладають відбиток на їх властивості. Так, у пустелях відклади уламкових порід мають яскраве забарвлення; відклади хімічних осадів у холодних морських басейнах світло-сірого кольору. Присутність вапняків-черепашників у прохолодних зонах свідчить про те, що колись там був теплий клімат, оскільки тільки в теплих морях проживають організми, що поглинають із води вуглекислий калій, з якого будують свої скелети. Хімічні осади утворюються лише в умовах сухого клімату, а уламкові – континентального.

Характерною властивістю осадових порід є також наявність у їх складі органічних речовин - залишків флори і фауни у вигляді скам'янілостей та відбитків.

3.2.3. Структура і текстура

.

Структура осадових порід досить різноманітна. Серед уламкових порід за розмірами уламків або часток виділяють такі види структури:

- грубоуламкова (псефітова), коли в складі породи переважають уламки або частки Æ> 2 мм;

- піщана (псамітова) - Æ 0.05¼2мм;

- пилувата (алевритова) - Æ 0.05¼0,005мм;

- глиниста (пелітова) - Æ < 0.005мм;

За формою зерен структури розділяють на кутасту, круглясту і напівкруглясту

Серед піщаних порід виділяють гравелисту, крупно -, середньо-та дрібнозернисту структури.

Структура хімічних і біохімічних порід буває рівномірнозерниста, різнозерниста, листкувата, волокниста, голчаста, та ін.

Досить різноманітною буває також і текстура осадових порід: безладна брекчієподібна (брекчія, конгломерат), листкувата, черепитчаста, зоогенна (вапняк – черепашник), фітогенна (торф), смугаста. За щільністю виділяють щільну (хімічні осади) та пористу (переважна більшість порід) текстури.

3.2.4. Класифікація уламкових порід

В основу класифікації приймають розмір уламків і їх форму .Виділяють грубоуламкові, піщані, пилуваті та глинисті уламкові осадові породи.

Грубоуламкові породи.

До складу цієї групи входять кутасті (брили, щебінь, жорства) та круглясті (валуни, галька, гравій) уламки різних гірських порід. Розмір уламків перевищує 2 мм. Ці пухкі сипкі поклади залягають шарами, найбільша кількість їх припадає на гірські, прибережні райони, річкові долини, райони льодовикових відкладів. Грубоуламкові породи широко застосовують у будівельному виробництві.

Піщані породи.

Піщані породи створюють здебільшого сипкі накопичення, що складаються з часток розміром від 2 до 0,05 мм у кількості не менш як 50%. Переважають стійкі до вивітрювання мінерали - це кварц, польові шпати, слюди та ін. Інколи зустрічаються мономінеральні породи, наприклад кварцові піски. Шкідливими домішками у пісках є оксиди заліза, гіпс, глинисті мінерали і слюди. Колір піщаних порід різноманітний, частіше білий, сірий, бурий. Середня щільність 1,80 г/см³, питома вага 2,64 г/см³.

За розміром зерен піски поділяються на грубозернисті (2...0,5мм), середньозернисті (0,5...0,25мм), дрібнозернисті (0,25...0.1мм), пилуваті (0,1...0.05мм).

За походженням піски бувають річкові, вітрові, озерні, морські. Піски розповсюджені скрізь, мають велике практичне значення, використовуються як будівельний матеріал, а також у різних галузях промисловості.

Пилуваті і глинисті породи.

Пилуваті і глинисті частки є основними складовими суглинків, супісків та глин. За вмістом цих часток названі породи відрізняються одна від одної (див. табл. 3.).

Таблиця 3

Класифікація глинистих порід.

Глинисті породи складають більше як 50% загального об'єму осадових порід. Вони часто використовуються як основа для фундаментів, мають складні деформативні властивості.

Представниками пилуватих порід є широко розповсюджені в Україні (біля 70% території) лесові породи. Серед лесових порід найчастіше зустрічаються типові леси, як первинна порода, та лесові суглинки, як вторинна.

Лес – це пилувата порода, що містить до 70% часток розміром 0.05…0.005 мм, палевого кольору, має високу (до 50…52 %) пористість (макропористий). Частки лесу – це кварц, польові шпати, слюди, в невеликій кількості каолініт, рідше монтморилоніт. В значній кількості (до25 %) містяться кальцит і гіпс. Питома вага лесу 2,5…2,66 г/см³, щільність - 1,2…1,5 г/см³. Дещо меншу пористість та вищу щільність (до 1,8 г/см³) мають лесові суглинки делювіального походження. Власне леси утворилися внаслідок перенесення вітром пилових часток в умовах сухого клімату.

Внаслідок широкого розповсюдження лесових порід вони досить часто є основою будівель і споруд. Але будівельні властивості їх досить складні – при замочуванні водою леси здатні до просадковості тобто, додаткових деформацій внаслідок руйнування структури при дії навантаження від споруди чи від власної ваги.

Глини. Якщо у складі глинистої порода міститься більш як 30% глинистих часток (розміром менше 0,005 мм), то вона називаються глиною. До складу глин входять такі породотворні глинисті мінерали як каолініт, монтморилоніт, гідрослюди. Забарвлення у глини різноманітне: сіре, темно-сіре, буре, червонувате, зеленкувате, біле, пістряве (залежно від домішок оксидів заліза, органічних речовин та ін.). У сухому стані глини тверді, міцні і щільні, у вологому - пластичні і навіть - текучі. Монтморилонітові глини при зволоженні збільшуються у своєму об'ємі (набрякають). Щільність глини 1,8…2,1 г/см³.

Глини поділяються на пісні (з невисоким вмістом глинистих часток) та масні (з високим їх вмістом), на осадові (утворюються шляхом осідання глинистих часток у воді) та залишкові (утворюються шляхом хімічного вивітрювання ортоклазу і залишаються на місці утворення, наприклад каоліни). Глини використовуються для вироблення цегли, кераміки, в'яжучих, фарб і вогнетривів. Шкідливими домішками у морських глинах є гіпс та пірит.

Зцементовані породи.

Пухкі уламкові породи у природних умовах можуть не тільки ущільнюватися, але й зцементовуватися за рахунок природних цементуючих речовин, котрі випадають із циркулюючих підземних розчинів. Такі речовини за своїм складом можуть бути глинистими, карбонатними, залізистими, кремнеземистими. Найміцнішим є кремнеземистий цемент, найслабкішим - глинистий.

До зцементованих порід належать конгломерати, брекчії, піщаники, алевроліти та аргіліти.

Конгломерат і брекчія – складаються із зцементованої гальки та щебеню відповідно. Щільність їх 1,5…2,9 г/см³, міцність від 50 до 1600 кг/см². Значне коливання міцності пов'язане зі складом уламків, типом цементуючої речовини та ін. Використовуються як будівельний, облицювальний матеріал, при виготовленні цементів.

Піщаники (пісковики) утворюються шляхом цементування пісків. Найміцніші піщаники з кремнеземистим цементом. Забарвлення різноманітне: сіре, буре, біле та ін. Щільність 1,8…2,5 г/см³, міцність від 50 до 2000 кг/см². Будівельні властивості піщаників погіршуються, якщо в них зустрічаються домішки піриту, лимоніту, глини. Кремнеземисті піщаники використовуються при виготовленні вогнетривів, як стіновий, кислотостійкий матеріал і т. ін.

Аргіліти - темні, каменеподібні глини, що не розмокають у воді. В них глиниста речовина частково перейшла в хлорит, мусковіт та інші мінерали. Використовуються як неміцний будівельний матеріал.

Пірокластичні породи

Ці породи утворюються із твердих вулканічних продуктів (вулканічного попелу, піску і т. ін.), які, випадаючи на земну поверхню, утворюють накопичення з прикметами як магматичних, так і осадових порід. До пірокластичних порід належать вулканічні туфи та вулканічний попіл.

Вулканічний попіл це пухке, слабко зцементоване накопичення твердих вулканічних часток (пил, пісок та ін.). У його складі переважає вулканічне скло, присутні також деякі мінерали, уламки гірських порід.

Вулканічний туф складається з дрібних уламків ефузивних порід і магматичних мінералів, що зцементовані попелом. Колір білий, сірий, рожевий. Щільність 0,7…1,4 г/см³, пористість досягає 70%, міцність 80…100 кг/см² і більше. Туфи широко використовують як стіновий та облицювальний матеріал.

3.2.5. Хімічні та змішані породи

Хімічні породи утворюються при випадінні із розчинів хімічних осадів. Це відбувається у водах морів, континентальних басейнів з перенасиченими розчинами, соляних джерел та ін. До хімічних порід належать такі групи:

- карбонатні (вапняки, вапнякові туфи, доломіти);

- сульфатні (гіпси, ангідрити);

- галогенові (кам'яна сіль);

- фосфатні (фосфорит, апатит);

- силікатні (кремнистий туф).

Вапняки являють собою найпоширеніші осадові породи. До їх складу входить мінерал кальцит і частково доломіт; присутні також кварц, пірит, глинисті мінерали. Колір різноманітний - сірий, білий, жовтуватий та ін.

За структурою бувають землисті, щільні, мармуроподібні, а також черепашники. В основі класифікації вапняків лежить їх походження: органогенні (біохімічні), хімічні, уламкові та змішані.

Хімічні вапняки виникають шляхом випадіння карбонатів з водяних розчинів. Типовими представниками є вапняковий туф, масивні та оолітові вапняки.

Вапнякові туфи - це пористі відклади, які утворюються в місцях виходів підземних вод. У сухому стані мають міцність до 800 кг/см².

Оолітові вапняки складаються з дрібних круглястих зерен кальциту, зцементованих кальцитовим цементом: утворюються в морях, залягають шарами. Міцність низька - 160…200 кг/см².

Найміцнішими є щільні, масивні, інколи мармуроподібні вапняки, що утворюються за рахунок випадання із перенасичених розчинів та зазнають ущільнення під дією маси накопичених пізніше порід.

Уламкові вапняки складаються з уламків вапнякового матеріалу, зцементованого зернистим кальцитом. Це перевідкладені породи.

Змішані вапняки мають досить поширене розповсюдження. За складом це матеріал органогенного, хімічного та уламкового походження. Найхарактернішим представником є мергель. Мергель має світлий колір, складається з карбонатних та глинистих мінералів із різноманітними домішками. Структура тонкозерниста. Мергель має морське походження і залягає товщами. В атмосферних умовах швидко вивітрюється, розтріскується і руйнується. Властивості мергелю залежать від вмісту глинистих домішок. Щільність 1,9…2,5 г/см³, міцність щільних різновидів досягає 600 кг/см².

Вапняки мають широке практичне використання як стіновий та облицювальний матеріал, сировина для одержання вапна, цементу та ін.

Доломіти складаються з однойменного мінералу доломіту з домішками кальциту, гіпсу, кварцу та ін. Колір сірий, білий, червонуватий. Структура зерниста, щільна. Щільність 2,7…2,9 г/см³, міцність 1000…1400 г/см². Найміцнішими є кремнисті різновиди доломітів. Їх використовують як будівельний камінь, для одержання вогнетривів, у металургійній промисловості.

Гіпс складається із однойменного мінералу з домішками ангідриту, глинистих та інших мінералів. Колір білий, сірий, зеленкувато-сірий, червонуватий. Структура грубозерниста, волокниста. Щільність 2,2 г/см³, міцність менш ніж 200 кг/см².

Ангідрит являє собою щільну зернисту породу білого, сірого, блакитнувато-сірого кольору. Щільність 2,8…2,9 г/см³, міцність 600…800 кг/см². Залягає разом з гіпсом, переважно у нижній частині товщі хімічного походження .Під впливом води ангідрит переходить в гіпс; процес супроводжується збільшенням об'єму до 33%.

Кам'яна сіль складається з мінералу галіту, утворюється в мілководних лагунах шляхом осідання із перенасичених розчинів. Залягає у вигляді шарів та покладів великого розміру.

3.2.6. Органогенні (біохімічні) породи.

Утворюються породи внаслідок накопичення і перетворення залишків тваринного світу (зоогенні) і рослин (фітогенні). До зоогенних відносять вапняк-черепашник, крейду та інші, до фітогенних - трепел, опоку, діатоміт, торф, яшми; до цієї групи належить також кам'яне вугілля, нафта, асфальт та інші.

Органогенні породи відрізняються високою пористістю, більшість з них розчиняється у воді, мають високу стисливість, наприклад, торф.

Органогенні вапняки утворюються за рахунок накопичення вапняних залишків організмів. Поширені вапняки-черепашники, що мають високу пористість. Щільність їх коливається від 1,2 до 3,1 г/см³.

Різновидом органогенних вапняків є крейда, вона складається з залишків черепашок та скелетів дрібних морських організмів.

Діатоміт – слабкозцементована, дуже пориста порода білого, світло-сірого кольору, утворилася із скелетів морських і озерних водоростей (діатомей). Складається з опалу, завжди містить домішки глинистого матеріалу. Загальний вміст кремнезему досягає 80…95%.

Трепел схожий на діатоміт, але відрізняється невеликим вмістом незмінених органічних залишків. Легка, землиста порода. Складається з опалу з домішками глинистих часток. Колір білий, світло - сірий, бурий, чорний. Щільність 0,25…1,0 г/см³.

Діатоміти і трепели залягають шарами. Мають вогнетривкі, кислотостійкі, звуко-, та теплоізоляційні властивості, служать сировиною для виробництва цементу, цегли.

Опока - тверда пориста порода, містить до 10% кремнистих залишків водоростей та морських організмів, а також глинистий матеріал, кварц. Колір жовтий, темно-сірий, чорний. Легка, крихка порода. Зовні схожа з мергелем, залягає шарами.

Торф - утворився під водою без доступу повітря із рослинних залишків, які розклалися і обвуглились не повністю. Рослинні залишки ще виразно розрізняються, змішані з піском і глиною. Торф має високу вологість, високу пористість та стисливість під навантаженням. Колір чорний, чорно-бурий. Щільність 0,6…1,1 г/см³. Залягає шарами, лінзами. В сухому стані може горіти.

3.3. Метаморфічні гірські породи.

Метаморфічні породи виникають із магматичних та осадових внаслідок глибинних змін та перетворень, шляхом метаморфізму. Це глибинний процес, він відбувається за рахунок внутрішньої енергії Землі. При метаморфізмі породи зазнають значних текстурних та структурних видозмін внаслідок одночасного впливу високого тиску, високої температури та хімічно активних речовин, що виділяються в надрах Землі із магматичних осередків; породи у розплавлений стан не переходять. Ступінь метаморфізму залежить від величини тиску і температури. Чим більша дія цих чинників, тим значніші зміни відбуваються в материнській породі, вищий ступінь метаморфізму. В залежності від переваги того або іншого чинника метаморфізму визначають такі його типи: контактовий, динамометаморфізм, регіональний.

Контактовий метаморфізм спостерігається в місцях контакту магми з гірськими породами, в які вона проникла. Зміни в породах відбуваються під впливом високої теплової дії розплавленої магми (t > 1000°С), а також під дією газів (пневматолітовий підтип) та водяної пари і термальних розчинів (гідротермальний), що виділяються з магми. Супроводжується цей тип метаморфізму перекристалізацією, зміною мінерального та хімічного складу порід. Так утворюються мармури, кварцити.

Динамометаморфізм зумовлений високим однобічним тиском, якого зазнають породи під дією тектонічних рухів. Видозміни проходять при порівняно низьких температурах і полягають в інтенсивному подрібненні мінеральних зерен без перекристалізації. Значних змін зазнають структури і текстури порід. Утворюються тектонічні брекчії, глинисті сланці та милоніти.

Регіональний метаморфізм - охоплює великі площі у рухливих зонах земної кори (геосинкліналях); перетворення відбуваються під впливом високої температури і високого тиску. Породи зазнають перекристалізації, стають сланцюватими, в них виникають нові мінерали, змінюється структура і текстура.

Глибинну товщу, в якій протікає цей процес, називають поясом метаморфізму. Цей пояс за глибинами та інтенсивністю прояву факторів метаморфізму поділяється на три зони: верхню, середню та нижню.

Верхня зона є початковою стадією метаморфізму, в якій відбувається перетворення під впливом тиску від маси верхніх горизонтів. Частково змінюється мінеральний склад, але початковий вигляд найчастіше ще зберігається. Наприклад, кварцитоподібний піщаник, у якого перекристалізований кремнистий цемент, але ще вирізняються уламкові зерна кварцу. У верхній зоні виникають також глинисті сланці, типу філітів, яким властивий нижчий ступінь метаморфізму.

Середня зона характеризується високим гідростатичним тиском, високою температурою, сильним однобічним тиском, що виникає внаслідок перерозподілу речовини в надрах літосфери. У цій зоні утворюються кристалічні вапняки, сланці, кварцити і мармури.

Нижня зона залягає найглибше, відрізняється високою температурою, високим гідростатичним і порівняно низьким однобічним тиском. Так, гнейси (ортогнейси), що утворюються з гранітів, подібні до них за мінеральним складом структурою і міцністю.

Приклади видозмін, що їх зазнають порода в різних зонах метаморфізму, наведені в табл. 4

Таблиця 4

Видозміни порід в різних зонах метаморфізму

3.3.1. Особливості метаморфічних порід

Метаморфічні гірські породи відрізняються від магматичних і осадових за кількома характерними особливостями: структурою, текстурою, мінеральним складом.

Суттєвих змін при метаморфізмі зазнають первинні структури і текстури гірських порід.

Структура метаморфічних порід виникає внаслідок вторинної перекристалізації речовини у твердому стані, тому всі метаморфічні породи мають кристалічну структуру. При слабкій дії метаморфізму структура може бути потайкристалічною або перехідною з окремими ділянками кристалічної будови. За розміром кристалів структура буває: крупнозерниста (з кристалами розміром більше 5 мм); середньозерниста - (від 1 до 5 мм); дрібнозерниста – (менше 1 мм). Оскільки ріст кристалів при вторинній перекристалізації у твердому стані утруднений, в більшості випадків метаморфічні породи бувають рівномірнозернистими.

За формою зерен (кристалів) структура буває листкувата, лускувата, голчаста, таблитчаста. Кристали витягнуті в одному напрямку, розплющені внаслідок дії високого тиску.

Текстура порід в умовах метаморфізму змінюється у першу чергу. Під дією високого тиску породи ущільнюються, а кристали подовженої форми виявляються зорієнтованими в одному напрямку. Всі метаморфічні породи мають щільну текстуру. За розміщенням окремих структурних елементів найбільш характерними текстурами метаморфічних порід є такі:

- гнейсова - характеризується орієнтованими кристалами таблитчастої форми;

- смугаста - чергуються смуги мінералів різного кольору;

- волокниста - порода складена мінералами волокнистої та голчастої форми;

- сланцювата - відзначається орієнтованим розміщенням таблитчастих та лускуватих мінералів, а порода має властивість розщеплюватися на окремі, інколи дуже тонкі пластини або плитки, оскільки має низьку міцність вздовж сланцюватості;

- плойчаста (складчаста) - порода має вигляд дрібних складок;

- масивна, подібна до текстури вивержених порід.

Стійкими в умовах метаморфізму виявляються далеко не всі мінерали, деякі з них руйнуються. Серед мінералів ендогенного походження стійкими є кварц, плагіоклази, слюди, рогова обманка, авгіт; серед екзогенних мінералів - кальцит. Мінерали, що утворилися метаморфічним шляхом - це гранат, графіт, тальк, серіцит, серпентин, хлорит та ін.

Класифікація і характеристика метаморфічних порід.

Метаморфічні породи за структурно-текстурними ознаками і мінеральним складом поділяють на масивні (зернисті), до яких відносять мармур і кварцит та сланцюваті, представниками яких є гнейси і сланці різного мінерального складу.

Гнейси дуже поширені породи. Гнейси, що утворилися із магматичних порід, носять назву ортогнейсів (із кислих та середніх магматичних порід) та плагіоклазових гнейсів. Структуру мають повнокристалічну, текстуру щільну, смугасту, гнейсову, інколи плойчасту. Мінеральний склад - як у магматичних порід, колір пістрявий.

Гнейси, що утворюються на вищій стадії метаморфізму осадових порід мають назву парагнейсів. Виникають із піщано-глинистих порід. Структура повнокристалічна, текстура щільна, слабко сланцювата, смугаста; мінеральний склад: плагіоклази, кварц, слюди, авгіт, рогова обманка. Колір темно-сірий, пістрявий.

Гнейси використовуються як будівельний, оздоблювальний матеріал.

Глинисті сланці виникають на початковій стадії метаморфізму глинистих порід, для них характерна добре виражена сланцюватість. Колір зелений, бурий, сірий до чорного. У воді не розм'якають. Міцні тонкі пластини використовуються як покрівельний матеріал.

Філіт - тонкосланцювата порода сірого, зеленого, червонуватого і чорного кольору. Складаються із тонкозернистого кварцу та слюди, часто з великою кількістю глинистого матеріалу. На поверхні сланцюватості спостерігаються блискучі лусочки хлориту і серициту, що мають шовковистий блиск. Тонкі, рівні, щільні пластини, на які розколюється філіти, використовуються як покрівельний матеріал.

Слюдяні сланці виникають при регіональному метаморфізмі. Часто це світлокольорові блискучі породи. Складаються переважно із слюди (біотит та мусковіт), кварцу і хлориту. В тих випадках, коли вміст кварцу та слюди в породі приблизно рівний, вони називаються слюдяно-кварцитовими сланцями. Інколи використовуються як покрівельний матеріал, а також для одержання термо - та електроізоляційних плиток.

Хлоритові сланці - зеленкуватого кольору породи, що складаються переважно із хлориту з невеликою кількістю кварцу та інших другорядних мінералів. Легко дряпаються ножем. Виникають при регіональному метаморфізмі основних вивержених (магматичних) гірських порід. Текстура сланцювата, волокниста. Породи неміцні, з низькими фізико-механічними властивостями, легко вивітрюються. Часто містять тальк і тоді носять назву талько-хлоритових. Як будівельний матеріал майже не використовуються.

Талькові сланці мають зеленкувате та сірувате забарвлення, жирні на дотик. Текстура сланцювата. Складаються із тальку з домішками кварцу та хлориту. Утворюються при метаморфізмі ультраосновних порід. Використовуються для одержання талькового матеріалу, як магнезіальний та вогнетривкий матеріал, в паперовій та гумовій промисловості,

Серпентини (змійовики) - зеленкувато-сірі, світло-зелені, жовто-зелені, бурувато-зелені за кольором. Сланцюватість ледве помітна. Складаються з серпентину, зустрічаються прожилки білого блискучого азбесту, Утворюються в процесі метаморфізму основних та ультраосновних магматичних порід.

Амфіболіти - зеленого та темно-зеленого кольору, інколи майже чорні. Складаються із рогової обманки та деякої кількості плагіоклазів. Сланцюватість рідко буває ясно вираженою. Зустрічаються амфіболіти з масивною текстурою. Виникають при регіональному метаморфізмі основних та ультраосновних вивержених, а інколи і осадових порід.

Роговообманкові (без польових шпатів) амфіболіти мають чітко виражену сланцюватість. Щільні різновиди амфіболітів використовуються як бутове каміння і щебінь.

Мармури мають різноманітне забарвлення, частіше світле: біле, рожеве, блакитне, сіре, червонувате, пістряве. Колір залежить від наявності домішок. Складаються, головним чином, з кальциту, а тому реагують із соляною кислотою. Структура мармурів кристалічна, текстура - масивна. Утворюються при регіональному та контактовому метаморфізмі внаслідок перекристалізації вапняків і доломітів. Мармури легко обробляються, добре поліруються. Використовуються у цементній промисловості, як облицювальний матеріал, для утворення орнаменту, спорудження пам'ятників, для одержання декоративного бетону, кольорової штукатурки, а також як будівельний камінь, щебінь.

Кварцити - це щільна кристалічна порода з масивною, а інколи смугасто-сланцюватого текстурою. Сланцюваті різновиди називаються кварцитовими сланцями. Колір різноманітний: жовтуватий, рожевий, червонуватий, сірий. Складаються із кварцу з домішками слюди, хлориту та інших мінералів. Виникають в процесі різних типів метаморфізму (регіонального, контактового), пісків та кварцових піщаників. Мають високу твердість і щільність, кислото - та лугостійкі, але крихкі і важко обробляються. Використовуються як будівельний, облицювальний матеріал, абразив, при виробництві вогнетривів і щебеню.

Графітові сланці мають чорний колір. Складаються з мінералу графіту. М'які, на папері залишають чорну риску, бруднять руки. Текстура тонко сланцювата і лускувата. Утворюються при регіональному та контактовому метаморфізмі із кам'яного вугілля, торфу, бітумінозних порід, асфальту та гумусу. Використовуються в електропромисловості, як термостійке мастило, для виготовлення плавильних тиглів, в лакофарбовій та атомній промисловості

4. ГЕОХРОНОЛОГІЯ.

4.1. Відносний та абсолютний вік гірських порід.

Велике наукове та практичне значення має геологічне літочислення, тобто встановлення геологічного віку гірських порід. Це необхідно для оцінки властивостей та визначення їх положення серед інших порід. Так, наприклад, породи, що утворилися одночасно і в однакових умовах, мають однаковий склад. А якщо схожість умов зберігалась і надалі, то однаковими будуть і будівельні властивості.

Історію та закономірності розвитку Землі з початку утворення земної кори вивчає історична геологія. До задач цієї науки входить:

- визначення абсолютного віку Землі, а, отже, і гірських порід;

- реконструкція фізико-географічних умов в різні періоди існування Землі;

- визначення відносного віку гірських порід, з'ясування послідовності їх утворення.

Для визначення відносного віку порід, тобто, встановлення положення шарів по відношенню один до одного (по вертикалі), з'ясування умов їх формування використовують методи: стратиграфічний, петрографічний, тектонічний, палеонтологічний.

Стратиграфічний метод базується на законі Стено. Він враховує послідовність відкладання осадових порід, при цьому верхні шари завжди молодші, ніж ті, на яких вони залягають. Цей метод ефективний для осадових порід горизонтального чи похилого залягання без тектонічних порушень (рис. 7, а); при порушенні початкового залягання застосовують інші методи.

Рис.7. Умови залягання гірських порід:

а) - непорушене, б) - порушене

Петрографічний метод ґрунтується на детальному вивченні складу гірських порід земної кори. Використовується при визначенні відносного віку вивержених і осадових порід. В першому випадку (рис. 8, а) вапняк старіший за граніт, оскільки зазнав метаморфізму від пізнішого проникнення магми з якої утворився граніт. В другому випадку (рис. 8, б), вапняк молодший за граніт.

Рис. 8. Схеми залягання гірських порід

Тектонічний метод полягає у вивченні наслідків тектонічних рухів в земній корі. Встановлюють розбіжність в заляганні товщ (свит) гірських порід, що виникла внаслідок перерви в осадонакопиченні при тектонічних рухах земної кори (рис. 7, б). Приміром, розбіжність в заляганні гірських порід буде у випадку, коли проміжні шари відсутні, на прадавніх гранітах залягають сучасні відкладення.

Палеонтологічний метод дає можливість визначити відносний вік гірських порід при будь-якому їх заляганні та незалежно від місця розташування. Цей метод ґрунтується на визначенні віку певних видів залишків рослин і тварин (скам'янілостей, відбитків), які розвивалися у визначений час і після своєї загибелі були поховані в шарах осадових порід, отже, вік породи відповідає вікові скам'янілості. Скам'янілості - це залишки у вигляді черепашок, скелетів або їх частин (кістки, зуби і. т. ін.), стовбурів дерев, а також відбитки листя, пилку квітів та ін. Органічна речовина в цих залишках повністю заміщена мінеральною, найчастіше кальцитом або кремнеземом.

Органічне життя на Землі розвивалось поступово, переходячи від найпростіших форм до найдовершеніших, аж до появи людини. Знаючи історію розвитку життя на Землі, можна визначити вік тих гірських порід, в яких знаходяться залишки органічного світу. Для точного визначення віку користуються тими організмами, які мали невеликий, певний термін існування, потім вимирали і більше не з'являлися3+ їх називають "керівними" викопними формами. Шари гірських порід, що містять однакові викопні організми, називають геологічними або стратиграфічними горизонтами одного віку.

Абсолютний вік визначається в роках; він свідчить, скільки часу минуло з моменту утворення гірських порід. Для цього користуються ізотопними (радіологічними) методами, що ґрунтуються на вивчені процесів радіоактивного розпаду певних елементів. знаючи кількість радіоактивног ізотопу і кінцевих продуктів його розпаду у мінералі можна визначити час існування мінералу (породи). Наприклад, радіоактивний розпад U ²³⁸ відбувається за формулою

U ²³⁸ ® 8Не⁴ + Pb²⁰⁶

Відомо, що з 1г U²³⁸ за 1 рік утворюється 1.351 10^-10 г Рb²⁰⁶. Визначивши масу урану і свинцю в гірській породі, можна визначити її вік. Так, вік гранітогнейсів на р. Дніпрі оцінюється в 2,5 мільярди років, вік гірських порід земної кори 4,5 мільярди років. Інтервал часу, в якому застосовують різні методи в залежності від періоду напіврозпаду речовин, такий: радіовуглецевий метод – 2000…3000 років; калій - аргоновий – 100000 років; рубідій - стронцієвий – 5 млн. р; урановий U 235 – 200 млн. р., U 238 – 1...4.5 млрд. р.,

Вік молодих осадових порід визначають радіовуглецевим методом, встановлюючи вік органічних речовин, що містяться у викопних формах. Відношення між ізотопами вуглецю С¹³ і С¹⁴ в атмосфері постійне і поглинається рослинами у відповідній пропорції. Після відмирання рослин кількість радіоактивного ізотопу С¹³ зменшується внаслідок його розпаду, при цьому змінюється співвідношення С¹³ / С¹⁴ . Період напіврозпаду вуглецю С¹⁴ -5750 років. Виходячи з припущення про постійну концентрацію вуглецю в атмосфері і визначивши кількість його ізотопу, що не розпався, встановлюють час поховання його в гірських породах.

4.2. Геологічна хронологія.

Вивчення геологічної будови Земної кори та історії розвитку життя дало можливість розділити всю геологічну історію на окремі відрізки часу і скласти за даними абсолютного та відносного віку гірських порід шкалу геологічного часу - геохронологічну шкалу.

Найбільший відрізок часу, в якому розвивалися певні форми життя на Землі, називається ерою. Виділяють п'ять ер. Кожна ера поділяється на періоди; періоди - на епохи; епохи - на віки.

Протягом кожного відрізку часу утворювались товщі гірських порід. Так, протягом ери утворювалася група товщ порід, за період – система, за епоху відділ, за вік - ярус.

Кожен відрізок часу і відповідна йому товща порід мають свою назву і позначаються індексами (див. табл. 5 ), При розчленуванні періоду на епохи до індексу додається цифра, при розчленуванні епох на віки до індексу додається ще цифра або літерний індекс (з правого боку зверху). Так, індекс Сr₂^dat - це датський ярус верхнього крейдяного відділу.

Епохи четвертинного періоду позначаються римськими цифрами, а також літерним індексом, який відзначає умови утворення гірської породи, наприклад, індекс Q_III^al – свідчить, що породи четвертинного періоду пізньочетвертинної епохи належать до алювіальних річкових і озерних відкладів.

Таблиця 5

Геохронологічна і стратиграфічна шкали геологічної історії Землі

4.3. Характеристика геологічної історії.

Архейську і протерозойську ери об'єднують під загальною назвою -докембрій. Вони найстародавніші в геологічній історії Землі. В той час формувалась Земна кора, утворювались перші морські басейни, в них накопичувались перші товщі осадових порід (конгломерати, піщаники). Відбувалася інтенсивна вулканічна діяльність із горотвореннями, внаслідок яких виникли найстародавніші гірські системи. Відбулось розчленування Земної кори на жорсткі малорухомі ділянки - платформи та рухливі, гнучкі сполучення між платформами - геосинклиналі. На території Європи це Російська платформа, в Азії - Сибірська. Геосинкліналі – це гірські системи Уралу, Кавказу, Паміру, Алтаю та. ін.

Архейську групу порід складають гнейси, кварцити, сланці, що утворились за рахунок метаморфізму осадових порід. Ці породи інтенсивно дислоковані, розірвані гранітними інтрузіями, містять ефузиви.

Породи докембрію відзначаються високою твердістю і щільністю, є добрими основами для будівель і споруд, використовуються як будівельні матеріали.

Палеозойська ера почалася більш як 500 млн. років тому і продовжувалась протягом 335 млн. років. В цей період на Землі мали місце два великих тектонічних етапи - каледонський і герцинський, в які формувались гірські системи Уралу, Тянь-Шаню та ін. Утворились значні товщі осадових порід. На платформах - піски, глини, піщаники, вапняки, доломіти; тут вони залягають горизонтально, без тектонічних порушень. В геосинкліналях породи цього ж віку дуже видозмінені, метаморфізовані (сланці, гнейси).

Палеозойська ера поділяється на шість періодів: кембрійський (Сm), ордовікський (O), силурійський (S), девонський (Д) ), кам'яновугільний (С) і пермський (Р).

Серед кембрійських порід зустрічаються глини, піски, піщаники, конгломерати, вапняки. Вивержених порід дуже мало.

Відклади ордовіку - піски, вапняки залягають на розмитій поверхні кембрійських.

Силур відзначаться процесами гороутворення і вулканізмом. Силурійські породи - це вапняки, доломіти, мергелі, гіпси, глини, а також магматичні породи; зустрічаються поклади міді, золота, свинцю.

Девонські відклади – це, головним чином, осадові уламкові породи: червонуваті піщаники, піски, глини, зустрічаються також вапняки і доломіти. Інтенсивна вулканічна діяльність призвела до утворення великої кількості вивержених порід.

Кам'яновугільний період відрізняється від інших розкішною рослинністю, що в умовах вологого тропічного клімату призвело до утворення значних покладів кам'яного вугілля. З цим періодом пов'язаний герцинський тектонічний цикл, який характеризується потужними складчастими рухами в Альпійсько-Гімалайській геосинклинальній зоні, на Уралі. В південній Африці та в Індії було покрівне зледеніння. Породи кам'яновугільного періоду - це піщаники, конгломерати, вапняки, піски, глини, сланці, .кам'яне вугілля, нафта.

В пермському періоді гине вся палеозойська флора і фауна, з'являються рептилії і плазуни, хвойні. Клімат стає прохолоднішим, утворюються льодовики, пустелі. Продовжується герцинська складчастість, триває формування Уралу, утворюються гори Алтаю, Тянь-Шаню. Гороутворення супроводжується інтенсивною вулканічною діяльністю. Пермські відклади - це конгломерати, піщаники, вапняки, доломіти, глини, мергелі, кам'яне вугілля. Розповсюджені хімічні осади - сіль, гіпс, а також вивержені породи. Зустрічаються поклади вогнетривкої глини.

Мезозойська ера почалася більш як 180 млн. років тому і продовжувалась 125 млн. років. В цю еру відбуваються потужні тектонічні рухи (мезозойська складчастість) і утворюються гірські пасма Кордильєр, Верхоянська та ін. Іде подальший розвиток органічного світу - з'являються водяні плазуни, головоногі молюски, рептилії середні і велетенські, хижаки та травоїдні. З'явились перші представники сучасної флори і фауни - сумчасті, ссавці, птахи. Серед мезозойських порід переважають вапняки, піщаники, глини, суглинки. Магматичні і метаморфічні породи мають підпорядковане значення.

Мезозойська ера поділяється на тріасовий (Т ), юрський (Y) та крейдяний (Сг ) періоди.

В тріасі переважають породи континентального походження, такі як конгломерати, піщаники, кремнисті вапняки, сланці. Породи мають низьку міцність.

Юрський період відзначається посиленням процесів горотворення, (Кавказ, Крим), трансгресією морів на континенти. Юрські відклади – це піски, глини, сланці, конгломерати, вапняки, мергелі. Значне місце займають також кам'яне вугілля, горючі сланці, нафта та ін.

Крейдяний період також характеризується посиленням процесів гороутворення і вулканізму. В цей час сформувалась більшість гірських хребтів Далекого Сходу, починають формуватися Альпи. Найпоширенішими породами є вапняки, особливо біла крейда, піски, глини. Зустрічаються також конгломерати, піщаники, опоки, кам'яне вугілля, ефузиви.

Кайнозойська ера почалася більш як 60 млн. років тому і продовжується в наш час. Складається з двох періодів: третинного і четвертинного. Протягом третинного періоду інтенсивно формується альпійська складчастість; вона супроводжується землетрусами, виверженням вулканів, формуванням гір. Протягом кайнозойської ери остаточно сформувалися Альпи, Карпати, Крим, Кавказ, Копетдаг, Памір, Тянь-Шань, Гімалаї, Сіхоте-Алінь, а в четвертинному періоді - Сахалін і Камчатка. В кайнозої виникли великі провалля в Земній корі (грабени) і утворилось озеро Байкал, Мармурове та Егейське моря.

Серед тваринного світу подальший розвиток одержали ссавці, птахи, риби, а в кінці неогену з'явилась людина.

Клімат відзначається значним похолоданням в середині четвертинного періоду і зледенінням значної частини території, після якого знову наступило потепління.

Формувалися переважно осадові породи. Вулканічна діяльність дала велику кількість магматичних інтрузій та ефузій.

Третинний період (Тг) поділяється на два відділи: палеоген (Pg) і неоген (N).

Палеоген - найстаріший в кайнозойській ері. Породи палеогену мають широке розповсюдження. Серед них переважають піски, глини, мергелі, вапняки, піщаники. На Камчатці, Сахаліні та Курильських островах вони містять багато ефузивів (андезити, туфи). Палеогенові відклади містять також буре і частково кам'яне вугілля, великі поклади нафти.

Неоген, в порівнянні з палеогеном, займає меншу площу, оскільки в цей час почалася регресія моря. Протягом неогену продовжується формування альпійської складчастості (Альпи, Карпати, Кавказ, Середня Азія, Східний Сибір). Серед неогенових відкладів мають місце глибоководні глини, вапняки-черепашники, піски, конгломерати.

Четвертинний період (Q) продовжується до цього часу. Останнім часом його називають антропогеновим (An). Четвертинні породи наймолодші за віком. Вони суцільним чохлом покривають поверхню Землі і являють собою відклади, утворені річками, вітром, льодовиками і т. ін. Серед четвертинних відкладів суходолу переважають континентальні породи типу конгломератів та пісків. Морські відклади мають підпорядковане значення, зустрічаються в прибережних районах у вигляді глини та піску. Сучасні осади знаходяться головним чином на дні морів. Магматична діяльність в четвертинному періоді незначна.

Період відзначається різкими змінами клімату, тричі наставало похолодання - від Скандинавії насувався льодовик. Ці три зледеніння називаються лихвинською, дніпровською та валдайською льодовиковими епохами (за альпійською термінологією це міндельська, риська і вюрмська епохи). Ці льодовики досягали широти міста Дніпропетровська, а на сході - Уралу. Накопичувались потужні товщі льодовикових відкладів (валуни, піски, глина, суглинки, галька, гравій).

В позальодовикових зонах четвертинні континентальні відклади являють собою виключно продукти геологічної діяльності атмосферних вод, річок та вітру. Серед них алювіальні, делювіальні і пролювіальні утворення, а також еолові накопичення у вигляді лесових порід та пісків.

Четвертинні відклади мають велике значення для будівництва, оскільки вони найчастіше контактують зі спорудами як основи фундаментів, а також є джерелом місцевих будівельних матеріалів.

На відміну від четвертинних, всі відклади інших періодів, починаючи з третинного, називають корінними породами. Це говорить про те, що четвертинні породи являють собою свіжовідкладені пухкі наноси, які часто мають невелику потужність і пістрявий склад як у товщі, так і по площі розповсюдження.

Слід відзначити, що земна кора ніде не зберегла повного геологічного розрізу, що складався б з порід від кембрію і до наших днів. Внаслідок дії геологічних процесів, тектонічних рухів, розмивання водою і т. ін. геологічні розрізи завжди не повні.

СПИСОК ВИКОРИСТАНОЇ ЛІТЕРАТУРИ

1. Зоценко М.Л. та ін. Інженерна геологія, механка грунтів, основи та фундаменти. К. –1992

2. Ананьев В.П., Передельский А.В. Инженерная геология. М.: Высшая школа, 1980 г

3. Курс лекцій з дисципліни „Інженерна геологія” укладач Любіч Л.Г. ДІБІ, - 1992 р.

4. Ананьев В.П., Коробкін В.І. Инженерная геология. М.: Высшая школа, 1973.

5. Зоценко М.Л., Коваленко В.І., Яковлєв А.В., Петраков О.О., Швець В.Б., ШколаО.В., Біда С.В., Винников Ю.Л. Інженерна геологія, механка грунтів, основи та фундаменти. Полтава, 2004 р.

6. Пешковский Л.М., Перескокова Т.М- . Инженерная геология. М.: Высшая школа, 1982.

7. СНиП 2.01.15-90. Инженерная защита зданий и сооружений от опасных геологических процессов.

8. СНиП 01.02.17-87. Инженерные изыскания для строительства.

9. Методичні вказівки до лабораторних робіт.