| Хімічний тип породи за вмістом SiO2,% | Інтрузивні породи | Ефузивні породи | Головні породоутворюючі мінерали | ||
| абісальні (глибинні) | гіпабісальні (приповерхневі) | кайнотипні (незмінені) | Палеотипні (змінені) | ||
| Ультраосновні (‹45%) | Дуніт, перидотит, піроксеніт, горнблендит | Кімберліт | Коматіїт, пікрит | Олівін, піроксени, рідко біотит, рогова обманка | |
| Основні (45-52%) | Габро | Габро-порфірит, діабаз | Базальт | Базальтовий порфірит | Основні плагіоклази, піроксени, рідко олівін, біотит, рогова обманка |
| Середні (52-65% | Діорит | Діорит-порфір | Андезит | Андезитовий порфірит | Середні плагіоклази, калієвий польовий шпат, рогова обманка, рідко піроксени, біотит |
| Сієніт | Сієніт-порфір | Трахіт | Трахітовий порфірит | ||
| Кислі (›65%) | Граніт | Граніт-порфір, апліт, пегматит | Ліпарит (ріоліт) | Ліпаритовий порфір (кварцевий порфір | Кварц, кислі плагіоклази,калієвий польовий шпат, біотит, рідко мусковіт, рогова обманка, піроксени |
| Гранодіорит-порфір | Дацит | Дацитовий порфірит | |||
| Лужні (близько 55%, підвищений вміст K2O, Na2O) | Нефеліновий сієніт | Нефелін-сієнітові порфірити і пегматити | Фоноліт | Фонолітовий порфір | Калієвий польовий шпат, лужні піроксени і амфіболи |
Породоутворюючими мінералами магматичних порід є мінерали класу силікатів. Це кварц, польові шпати, слюди, амфіболи, піроксени, які в сумі складають близько 93% об’єму порід. У підпорядкованих кількостях (до 1%) тут присутні олівін, фельдшпатоїди та мінерали інших класів. Якщо врахувати хімічний склад зазначених мінералів, неважко здогадатися, що в ультраосновних і основних породах будуть переважати піроксени та олівін, які характеризуються низьким вмістом кремнезему і темним забарвленням, у зв’язку з чим для порід цих груп властиві темні кольори. В складі кислих і середніх порід переважають кварц та польові шпати, що зумовлює їх світле забарвлення. Ця ж закономірність лежить також в основі збільшення щільності порід від кислих, де її величина складає 2,58 г/см3, до ультраосновних, щільність яких досягає 3,4 г/см3.
Залежно від умов при яких відбувається застигання магми, магматичні породи діляться на дві групи: інтрузивні, які утворилися при застиганні магми на глибині, та ефузивні, або вулканічні, формування яких відбувалося шляхом застигання магми, що вилилися на земну поверхню і перетворилася на лаву. Різні фізико-хімічні умови застигання магми на глибині та лави на поверхні земної кори є основною причиною утворення різних за складом і структурно-текстурними особливостями порід, навіть у тому випадку, якщо склад первинної речовини (магми) однаковий, але найбільш чітко це виражається в структурах порід. На глибині при повільному застиганні магми в умовах поступового зниження температури, в присутності летких компонентів, які сприяють кристалізації, утворюються породи з повнокристалічною структурою. При цьому розміри мінеральних зерен залежать від фізичних і хімічних властивостей магми, режиму охолодження і швидкості кристалізації. Коли магма виливається на поверхню, де перетворюється на лаву, вона потрапляє в інші фізико-хімічні умови. Різко падає температура і тиск, втрачаються розчинені в ній гази, що зумовлює її застигання у вигляді аморфної маси з характерною склуватою структурою, або ж утворюється мікрокристалічна маса з афанітовою структурою. Для ефузивних порід характерна також і порфірова структура, зумовлена утворенням у різний час і при різних умовах основної некристалічної маси і порфірових вкраплень.
Інтрузивні породи, здебільшого характеризуються масивною текстурою для якої властива відсутність впорядкованого орієнтування зерен мінералів. Проте можливе утворення орієнтованих текстур, які відображають рух магми в процесі застигання, а також можуть бути результатом її гравітаційної диференціації. У ефузивних породах орієнтовані текстури зустрічаються частіше. Під час переміщення лави в ній відбувається впорядкування розташування мінеральних зерен, струменів скла і порожнин, що сприяє утворенню флюїдальної кулястої текстури. Для ефузивних порід характерна також пориста текстура, зумовлена виділенням з лави при її застиганні різноманітних газів.
Найпоширенішими в земній корі серед магматичних порід є кислі породи, складені кварцем, польовими шпатами, біотитом, роговою обманкою та, рідко, піроксенами. Найбільш широким розвитком з них користуються інтрузивні граніти та гранодіорити і їх ефузивні аналоги – ліпарити (ріоліти) і дацити.
Граніти – це глибинні породи, для яких характерна повнокристалічна, здебільшого середньозерниста, рідше крупно- і дрібнозерниста, структура. Їх породоутворюючими мінералами є кварц (25-35 об’ємн.%), калієві польові шпати (35-40%), кислі плагіоклази (20-25%) і темнобарвні мінерали – біотит, який в окремих відмінах гранітів заміщується мусковітом, рогова обманка і, рідко – піроксени. Якщо вміст кварцу в породі не перевищує 15-25%, а з польових шпатів переважають плагіоклази і збільшується кількість темнобарвних мінералів (особливо рогової обманки), вона називається гранодіоритом.
Ліпарити характеризуються порфіровою структурою, де на тлі світлої, здебільшого склуватої, рідше афанітової основної маси, виділяються вкраплення кристалічних зерен польових шпатів, плагіоклазів, кварцу і дуже рідко темнобарвних мінералів (рогової обманки або піроксенів).
Дацити за складом і характером будови подібні до ліпаритів але відрізняються тим, що серед вкраплень переважають зерна кислих плагіоклазів.
Кислі породи зі склуватою структурою, які являють собою однорідну аморфну масу сірого, до чорного, іноді з буро-червоним відтінком забарвлення і з вмістом води до 1% називаються обсидіанами, а аналогічні за складом та будовою породи, але з вмістом води 6-10% – пехштейнами. Для перших характерний скляний блиск і раковистий злам, а у других блиск смоляний. Якщо склувата порода має пористу текстуру, вона називається пемзою. Характерною властивістю пемзи, окрім високої пористості, є дуже низька її щільність – вона плаває на воді.
Найхарактернішими представниками групи середніх порід є діорити і андезити.
Діорити – це інтрузивні породи з характерною повнокристалічною структурою і вмістом світлих мінералів 65-70 об’ємн.%. Світло-сіре, зеленувато-сіре забарвлення породі надає середній плагіоклаз, який є основним породоутврюючим мінералом. В незначних кількостях присутні також кварц і ортоклаз. З темнобарвних мінералів переважає рогова обманка, присутні також біотит і, рідко, піроксени. Якщо кількість кварцу в такій породі становить 5-15% її називають кварцовим діоритом.
Андезити – це ефузивні аналоги діоритів. Вони характеризуються порфіровою структурою, де на тлі основної прихованокристалічної або дуже дрібнозернистої маси, яка містить вулканічне скло, виділяються світло-сірі вкраплення плагіоклазів і чорні – рогової обманки та піроксенів. Для андезитів здебільшого характерні пориста або масивна текстури.
Головними породоутворюючими мінералами основних порід є піроксени і основні плагіоклази в тісному парагенетичному зв’язку з якими знаходяться такі рудні мінерали як магнетит, титаномагнетит та інші. Значна кількість кольорових мінералів надає породі темного забарвлення, на тлі якого виділяються світлі вкраплення плагіоклазів. Найпоширенішими в земній корі породами цієї групи є габро і базальти.
Габро – це глибинні породи з повнокристалічною середньо- і грубозернистою структурою. Головними породоутворюючими мінералами є піроксени, які складають 35-50% об’єму породи, рідше присутні рогова обманка та олівін. Світлі мінерали представлені основними плагіоклазами. Відміна габро, яка складена майже повністю основними плагіоклазами називається анортозитом. Якщо цим плагіоклазом є лабрадор, то така порода називається лабрадоритом.
Базальти – це ефузивні аналоги габро. Вони характеризуються чорним, або темно-сірим забарвленням і афанітовою та порфіровою структурами. На склуватому тлі основної маси виділяються дуже дрібні порфірові вкраплення плагіоклазів, піроксенів і, рідше, олівіну. Структура породи масивна, або пориста. Аналогічні за складом породи, але з дрібнозернистою повнокристалічною структурою називаються долеритами.
Ультраосновні породи, які ще називають гіпербазитами або ультрамафітами, займають підпорядковане місце в складі земної кори. Найпоширенішими представниками цієї групи є дуніти, перидотити та піроксеніти.
Дуніти належать до інтрузивних порід. Вони характеризуються повнокристалічною дрібно- і середньозернистою структурою і складені на 85-100 об’ємн.% олівіном, який надає їм темно-сірого, жовто-зеленого і зеленого забарвлення. В результаті вторинних змін олівін перетворюється на серпентин і магнетит, що зумовлює темно-зелений і чорний колір породи.
Перидотити – це найбільш поширені з ультраосновних глибинних порід утворення. Вони складаються з олівіну, кількість якого коливається в межах від 50 до 70 об’ємн.% і піроксенів. Структура порід повнокристалічна середньо-, крупнозерниста порфіровидна. Забарвлення породи темно-зелене або чорне, що зумовлене кольором олівіну і вторинного серпентину. На цьому тлі виділяються більші вкраплення піроксенів, які добре помітні завдяки скляному блиску на площинах спайності.
Піроксеніти також належать до інтрузивних порід. Для них характерна повнокрсталічна крупно- або середньозерниста структура. Головними породоутворюючими мінералами є піроксени, які надають їй зеленувато-чорного та чорного забарвлення. В підпорядкованій кількості (до 10-20 об’ємн.%) присутній олівін. За вмістом оксиду кремнію піроксеніти аналогічні до основних і навіть середніх порід, проте відсутність в них польових шпатів дозволяє відносити їх до ультрамафітів.
Ефузивні аналоги ультраосновних порід, до яких відносяться пікрити і пікритові порфірити, зустрічаються дуже рідко. За складом це дуже близькі породи. Основними породоутворюючими мінералами пікритів є олівін і піроксени. В незначних кількостях в них присутні рогова обманка, основний плагіоклаз та біотит. Для них характерна зерниста структура. Пікритові порфірити взагалі позбавлені плагіоклазів і характеризуються порфіровидною структурою. В 1968 р. у Південній Африці, на річці Коматі була виявлена своєрідна відміна ультраосновних ефузивів, що дістали назву к оматіїти. Характерною їх ознакою є наявність так званої спініфекс-структури (структури пташиного сліду), зумовленої присутністю агрегатів “скелетних” кристалів олівіну та піроксену на тлі основної афанітової маси. Такі породи також поширені серед древніх верхньоархейських комплексів докембрійських щитів і Українського в тому числі, де є невід’ємною складовою зеленокам’яних комплексів Середнього Придніпров'я.
Більшість із згаданих вище порід відносяться до порід так званого нормального ряду, які характеризуються відносно низькими вмістами лугів (K2O і Na2O), проте в природі існують також магматичні утворення з підвищеним їх вмістом. Такі породи відносяться до порід лужного ряду і найбільш характерними їх представниками є сієніти.
Сієніти – це інтрузивні породи середніх глибин. Їх головними породоутворюючими мінералами є калієві польові шпати, які становлять більше ніж 30 об’ємн.%, кислі плагіоклази, біотит і рогова обманка. У незначних кількостях (до 5 об’ємн.%) присутній кварц. Завдяки наявності калієвих польових шпатів породи характеризуються рожевим або сіро-жовтим забарвленням. Їх структура повнокристалічна середньозерниста або порфіровидна. Сієніти є відносно рідкісними магматичними утвореннями, їх ефузивним аналогом є трахіти.
Трахіти характеризуються порфіровою або трахітовою структурою. Вони складені лужними польовими шпатами, середнім плагіоклазом і кольоровими мінералами серед яких найчастіше присутні біотит і піроксени. На дотик вони шорсткі, що є однією з їх діагностичних ознак.
Другими, відносно широко розповсюдженими, породами лужного ряду є нефелінові сієніти, характерною особливістю яких є присутність в їх складі фельдшпатоїдів. Це також інтрузивні утворення середніх глибин, з повнокристалічною, здебільшого крупнокристалічною структурою. Основну їх частину (70 об’ємн.% і більше) складають світлі мінерали, представлені польовими шпатами (ортоклаз, мікроклін, альбіт), і нефелін. З темнобарних присутні біотит, амфіболи і піроксени. Ефузивним аналогом нефелінових сієнітів є фоноліти.
Фоноліти складаються з лужних польових шпатів, фельдшпатоїдів і кольорових мінералів, представлених піроксеном та амфіболом. Структура порід порфірова або афірова. Характерною їх ознакою є те, що від удару молотком вони дзвенять, через що і одержали назву – камінь який дзвенить.
Особливе місце серед магматичних утворень належить жильним і вулканогенно-уламковим породам. Перші формуються в результаті застигання магматичних розплавів у тріщинах. Для таких порід характерна повнокристалічна дрібнозерниста або порфіровидна структура. Трапляються також породи з дуже крупнозернистою структурою, яку називають гігантозернистою. За своїм мінеральним складом жильні утворення можуть відповідати будь яким кислим магматичним породам. Серед них розрізняють невідокремлені (асхістові) жильні породи, тобто такі, які зв’язані з материнською інтрузією, і відокремлені (діасхістові), для яких відсутні будь-які зв’язки з магматичним джерелом. Перші за мінеральним складом подібні до глибинних інтрузивних порід, з якими вони зв’язані, і відрізняються лише структурою. Якщо структура дрібно- або мікрозерниста це відображається в назві породи. Наприклад, жильний дрібнозернистий граніт або мікрограніт. Якщо структура жильної породи порфіровидна, до назви відповідної глибинної породи з калієвим польовим шпатом додається слово порфір, для плагіоклазових – порфірит. Наприклад, граніт-порфіри, діорит-порфірити тощо.
Відокремлені породи у складі яких переважають світлі мінерали називаються аплітами, а при перевазі темнозабарвлених – лампрофірами. Світлі жильні відокремлені породи з крупнозернистою (до гігантозернистої) структурою називаються пегматитами. Найбільшим поширенням користуються кислі пегматити, складені з польових шпатів, кварцу і слюд. Характерною їх ознакою є закономірне взаємне проростання кристалів названих мінералів.
Вулканогенно-уламкові, або як їх ще називають пірокластичні, породи є результатом накопичення виверженого під час вулканічних вибухів матеріалу. В залежності від розмірів та умов виверження вулкану, викинутий у повітря матеріал розноситься на відстань від декількох метрів до сотень і тисяч кілометрів від місця виверження. Накопичені на поверхні Землі продукти виверження утворюють пухкі скупчення, які залежно від розмірів уламків називаються вулканічним попелом (при пилуватих розмірах часток), вулканічним піском (якщо їх розмір відповідає піщаній розмірності), лапілями (якщо розмір уламків більше від горошини і менше від грецького горіха), або вулканічними бомбами (розмір яких може досягати декількох метрів в поперечнику). Загалом пухкий пірокластичний матеріал називається тефрою. Згодом уламки ущільнюються і утворюють міцні породи – вулканічні туфи, складені зцементованим вулканічним попелом або піском, і агломерати або вулканічні брекчії, що являють собою зцементовані лапілі або вулканічні бомби. Якщо уламковий матеріал зцементований лавою, то такі породи називаються лавовими брекчіями.
Магматичні породи, як вже зазначалось раніше, поширені дуже широко. На Україні інтрузивні граніти, гранодіорити, габро складають Коростенський (Житомирська область) і Корсунь-Новомиргородський (південь Черкаської, західна частина Кіровоградської областей) масиви. У Кримських горах інтрузивними породами складені низка мисів серед яких гора Кастель поблизу Алушти, гора Ведмідь та інші. Ефузивні (андезити, ліпарити, базальти), а також вулканогенно-осадові породи (туфи, туфопісковики, вулканічні бомби тощо) беруть участь у будові Вигорлат-Гутинського вулканічного хребта в Закарпатті, гірського масиву Кара-Даг на Кримському півострові, а також відомі на півночі Волинської та Рівненської областей. Невеликі за розмірами масиви ультраосновних інтрузивних порід (дуніти, перидотити та інші) зустрічаються у Вінницькій, Кіровоградській, Запорізькій, Дніпропетровській областях, а також у Приазов’ї.
Магматичні породи широко застосовуються як будівельні матеріали, проте особливий інтерес вони викликають тим, що з ними пов’язані різноманітні комплекси металевих корисних копалин. Так, до ультраосновних порід приурочені руди платини, заліза, хрому і нікелю; породи основного складу супроводжуються промисловими концентраціями магнетиту, титаномагнетиту, ільменіту, мідних і поліметалічних руд; для середніх порід характерні поклади магнетиту, халькопіриту, золота і інших копалин; кислі породи містять родовища золота, кольорових, рідкісних, радіоактивних металів, а нефелінові сієніти використовуються як руди на алюміній. Окрім того магматичні породи супроводжує також низка цінних неметалевих корисних копалин. Наприклад, в асоціації з ультраосновними породами спостерігаються поклади тальку і азбесту, з кислими – мусковіту і флюориту, з лужними – нефеліну, апатиту і корунду тощо.
Осадові гірські породи
Осадові гірські породи тонким шаром покривають біля 75% поверхні континентів. За своєю природою всі осадові породи поділяються на чотири генетичні групи: уламкові, глинисті, хемогенні і органогенні.
Уламкові породи утворюються в результаті механічного руйнування вже існуючих порід і накопичення уламків. В залежності від величини уламків серед них розрізняють три гранулометричних типи порід: грубоуламкові, або псефіти – породи, розмір уламків який перевищує 2 мм в поперечнику, середньоуламкові, або піщані, які ще називають псамітами, розмір уламків яких знаходиться в межах 2-0,05 мм, і дрібноуламкові, або пилуваті породи, складені з уламків розміром від 0,05 до 0,005 мм.
У межах кожного гранулометричного типу породи поділяються за ступенем обкатаності уламків, а також залежно від стану, тобто це або пухкі накопичення, або скріплені цементом (зцементовані). Розрізняють цемент сингенетичний, тобто такий, що утворився одночасно з формуванням уламків, і епігенетичний, пізній, який утворився після накопичення самих уламків.
За складом цемент може бути кременистим, залізистим і карбонатним, а за співвідношенням уламків і цементуючого матеріалу він поділяється на наступні типи: базальний, виповнення пор, плівковий і контактовий (рис. 3.6).
Рис. 3.6. Типи цементації уламкових порід
а – базальний цемент, б – цемент виповнення пор, в – плівковий цемент, г – контактовий цемент.
Базальний цемент – це такий тип цементу, коли уламки не торкаючись один до одного занурені у цементуючу масу, яка складає від 30 до 50% об’єму породи (рис. 3.6, а).
Кількість цементуючої маси при типі цементу виповнення пор залежить від об’єму порожнин пор у породі (рис.3.6, б).
Плівковий цемент покриває тонким шаром всі уламки, скріплюючи їх між собою. При цьому частина порожнин пор між зернами може залишатися незаповненою. Кількість цементу в порівнянні з масою уламків не перевищує 10% (рис.3.6, в).
При контактовому типі цементуючої речовини в породі дуже мало і вона розвинена тільки в місцях дотику уламків (рис.3.6, г), при цьому пори в породі залишаються не заповненими.
До структурних особливостей уламкових порід відноситься також їх пористість. Розрізняють пористість грубу, крупну, дрібну та тонку. За походженням виділяють первинну пористість, яка виникає при формуванні самої породи (наприклад, міжзернова пористість), і вторинну, коли вона появляється в уже сформованій породі. Наприклад, у результаті вилуговування легкорозчинних мінералів).
Уламки можуть бути представлені як уламками мінералів, так і гірських порід. В залежності від складу всі уламкові породи діляться на мономіктові, олігоміктові та поліміктові. Мономіктові породи належать до однорідних порід і складені уламками одного мінералу, здебільшого це є кварц, як найбільш стійкий до руйнування мінерал. Олігоміктові породи складені з уламків двох різних мінералів, двох різних порід, або з уламків однієї породи та одного мінералу. При цьому кожний з складових компонентів повинен становити не менше ніж 5-10% об’єму породи. Поліміктовими називають породи у складі яких спостерігаються уламки трьох і більше порід, або мінералів. Породи, складені уламками середніх, основних і ультраосновних порід та їх мінералів називаються грауваками. У випадку коли до складу породи входять уламки продуктів руйнування гранітів, тобто польові шпати, кварц, кислі плагіоклази і слюди, вони називаються аркозами.
Серед грубоуламкових порід, в залежності від форми та розмірів уламків, розрізняють брили і валуни, щебінку і гальку, жорству і гравій (табл. 3.4).
Таблиця 3.4.
Класифікація уламкових порід (за Л.Б.Рухіним)
| Групи гірських порід | Розмір уламків, мм | Назва порід | |||
| Пухких | Зцементованих | ||||
| Складених обкатаними уламками | Складених не обкатаними уламками | Складених обкатаними уламками | Складених не обкатаними уламками | ||
| Грубоуламкові породи (псефіти) | Крупні >200 | Валуни | Брили | Валунні конгломерати | Брилові брекчії |
| Середні 200-10 | Галечники | Щебінка | Конгломерати | Брекчії | |
| Дрібні 10-2 | Гравій | Жорства | Гравійні конгломерати | ||
| Піщані породи (псаміти) | Грубі 2-1 | Піски грубозернисті | Пісковики грубозернисті | ||
| Крупні 1-0,5 | Піски крупнозернисті | Пісковики крупнозернисті | |||
| Середні 0,5-0,25 | Піски середньозернисті | Пісковики середньозернисті | |||
| Дрібні 0,25-0,1 | Піски дрібнозернисті | Пісковики дрібнозернисті | |||
| Алевритові породи (алеврити) | 0,1-0,01 | Алеврити | Алевроліти | ||
| Глинисті породи (пеліти) | <0,01 | Глини | Аргіліти |
Брили і валуни – це уламки розміром більше ніж 200 мм, які відрізняються характером обкатаності. Перші – кутасті, без ознак обкатаності, другі – обкатані, з округленими ребрами та кутами.
Щебінка і галька характеризуються розмірами уламків від 200 до 10 мм, при цьому щебінка – це не обкатані уламки, а галька – уламки які зазнали обкочування. Зцементована щебінка називається брекчією, а галька – конгломератом.
Жорства і гравій представлені уламками, розмір яких знаходиться в межах від 10 мм до 2 мм і відрізняються лише ступенем обкатаності. Уламки жорстви не мають будь-яких ознак обкатаності. Зцементованим аналогом жорстви є жорств’яник, а зцементований гравій утворює породу яка називається гравеліт.
До середньоуламкових порід відносяться піски та пісковики. Перші являють собою накопичення незцементованих уламків піщаної розмірності (0,05-2 мм), другі – це ті ж піски, але зцементовані. Залежно від величини уламків піски і пісковики діляться на грубо-, крупно-, середньо- і дрібнозернисті. За складом уламків серед них розрізняють мономіктові, олігоміктові, поліміктові відміни, а також аркози і грауваки.
Пухкі дрібноуламкові породи представлені уламками розміром від 0,005 до 0,05 мм називаються алевритами, а зцементовані відміни – алевролітами.
Глинисті породи належать до найбільш поширених серед групи осадових порід. На них припадає більше 50% від об’єму всіх осадових порід земної кори. Вони, здебільшого складаються з дуже дрібних кристалічних, рідко аморфних зерен глинистих мінералів розміром менше 0,02 мм. Окрім того до їх складу входять також дрібні зерна хлоритів, оксидів і гідроксидів алюмінію, глауконіту, опалу та інших мінералів, які є продуктами хімічного руйнування різних порід. Серед глинистих порід розрізняють глини, які легко розмокають у воді і аргіліти – сильно ущільнені глини, що втратили властивість розмокати.
У сухому стані глини утворюють міцні агрегати з пелітоморфною (мучнистою) структурою, дрібнопористою текстурою і характерним землистим, або раковистим зламом. Вони вбирають вологу та стають пластичними і водонепроникними. Забарвлення глин різноманітне та залежить від кольору глинистих мінералів і, здебільшого, від домішок. Залежно від властивостей глинистих мінералів деякі глини при намоканні розбухають і збільшуються в об’ємі.
Окрім суто піщаних, пилуватих і глинистих порід в природі існує низка змішаних утворень, представлених сумішшю часточок різних розмірів і складу. Найпоширенішими серед таких порід є суглинки, в яких кількість глинистого матеріалу складає 40-50% об’єму породи, і супіски, вміст в яких глинистих часток досягає 20-30%.
Уламкові породи дуже поширені в геологічних розрізах. Найбільше вони використовуються в будівельній галузі, але чисто кварцові відміни пісків є основним джерелом сировини для виготовлення різноманітних скляних виробів. На Україні піски поширені повсюди.
Хемогенні і органогенні породи утворюються в результаті випадання мінеральних солей з розчинів і в результаті життєдіяльності організмів, їх подальшому відмиранні та накопиченні. Хемогенні і органогенні породи, здебільшого, зв’язані одні з одними взаємними поступовими переходами і їх, як правило, розглядають у складі однієї групи.
Структури хемогенних порід визначаються агрегатним станом мінералів які їх складають (кристалічні або аморфні) і розмірами зерен. Розрізняють яснозернисту структуру, яка характеризується розміром зерен більше 0,1 мм, тонкозернисту з розміром зерен від 0,1 до 0,01 мм, прихованозернисту або пелітоморфну, коли розмір зерен менше 0,01 мм. Окрім того для деяких хемогенних порід характерна оолітова структура основним елементом якої є ооліти, що виникають при відкладенні мінеральної речовини у вигляді концентричних оболонок навколо мінералу, або уламка черепашки.
Структури органогенних порід відрізняються за відносною кількістю органічних рештків і неорганічної речовини, а також складом цих залишків і приналежністю їх до тих або інших груп. В залежності від походження органічної речовини розрізняють зоогенні (у випадку коли органічна речовина представлена залишками представників тваринного світу) і фітогенні (коли спостерігаються рослинні залишки) структури.
Породи хемогенно-органогенної групи за хімічним складом діляться на карбонатні, кременисті, галоїдні і сульфатні, залізисті, глиноземисті, фосфатні і каустобіоліти.
Карбонатні породи складають близько 14% осадової оболонки земної кори. До найпоширеніших серед них відносяться вапняки, доломіти, мергелі і крейда.
Вапняки належать до мономінеральних порід складених кальцитом. Вони, здебільшого характеризуються білим, світло-жовтим, світло-сірим забарвленням, але завдяки домішкам колір цих порід може змінюватися в дуже широких межах, від світлого до чорного. Серед вапняків розрізняють дві генетичні групи: хемогенні та біогенні.
Хемогенні вапняки утворюються в результаті випадання кальциту хімічним шляхом з води морів, озер і підземних вод. Серед низ розрізняють: пелітоморфні вапняки складені зі щільної дрібно- і тонкокристалічніої маси; оолітові вапняки, які являють собою скупчення вапнякових оолітів шкаралупуватої або радіально-променевої будови, зцементованих вапняним цементом; вапнякові туфи або травертини – дуже пористі породи, складені дрібнокристалічним або прихованокристалічним кальцитом, що утворився в результаті осадження з підземних вод при їх виході на поверхню; уламкові вапняки, складені різними за розмірами та ступенем обкатаності уламками вапняків, зцементованих карбонатним цементом.
Біогенні вапняки утворюються з залишків збагачених вапнистою речовиною скелетів організмів, або їх черепашок. Розрізняють вапняки-черепашкові, складені майже непошкодженими черепашками, і детритусові вапняки, представлені уламками черепашок, зцементованими карбонатним цементом. Окрім того органогенні вапняки діляться ще на цілу низку відмін за систематичною приналежністю органічних решток. Так, наприклад виділяють вапняки коралові, брахіоподові, фузулінові тощо. Іноді органічні рештки бувають дуже дрібними і макроскопічно неможливо визначити їх генетичний тип. Найхарактернішим прикладом таких порід може бути крейда, складена в основному з черепашок форамініфер і залишків коклолітофорид (вапнистих водоростей).
У вапняках, здебільшого, присутні домішки кремнезему, вуглистої речовини, теригенного матеріалу тощо. До найпоширеніших порід змішаного складу належить мергель. Ця порода складена на 25-75 об’ємн.% з кальциту і глинистих часток. За своїм зовнішнім виглядом вона дуже схожа на вапняк, але відрізняється від нього тим, що при реакції з соляною кислотою після висихання на її поверхні утворюється пляма, зумовлена наявністю глинистого матеріалу.
Доломіти складені агрегатами мінералу з аналогічною назвою. Вони дуже схожі на вапняки, але відрізняються від них значно слабшою реакцією з соляною кислотою. Утворюються доломіти, здебільшого, в результаті хімічних змін вапняків, а також шляхом осадження з водних розчинів.
Карбонатні породи широко використовуються в металургії, для виготовлення вогнетривких і будівельних матеріалів тощо. На Україні їх поклади відомі в Донбасі, Кримських горах, а також в західних районах країни.
Кременисті породи складені опалом і халцедоном. Вони, так як і карбонатні породи, також бувають біогенними, хемогенними та змішаного походження.
До біогенних кременистих порід належать діатоміти і радіолярити, які складаються з дрібних непомітних для ока залишків скелетів діатомових водоростей і радіолярій, скріплених опаловим цементом. Макроскопічно це білі, світло-білі або світло-жовті, дуже легкі (об’ємна маса 0,4-0,85) породи з високою мікропористістю.
Найпоширенішими хемогенними і хемобіогенними кременистими породами є трепели та опоки.
Трепели – це породи, складені дрібними зернами опалу, скріпленими також опаловим цементом. У їх складі переважають опалові шкаралупки діатомових водоростей і залишки кременистих скелетів радіолярій та губок. За зовнішнім виглядом вони не відрізняються від діатомітів.
Опоки, як і трепели, складаються з зернинок опалу і залишків скелетних організмів, що можна виявити тільки мікроскопічно. Макроскопічно це міцні породи білого, сірого до чорного кольору, з раковистим зламом. При ударі розколюються з характерним дзвінким звуком. Вони легкі, але мають більшу, в порівнянні з трепелами, об'ємну масу (1,1-1,82 г/см3).
На Україні опоки і трепели зустрічаються в межах Львівської, Рівненської, Тернопільської областей, а також на півдні країни і Рівнинному Криму.
Типовими представниками кременистих порід хімічного походження є гейзерити і кременисті туфи, складені опалом. Це світлобарвні породи з пористою текстурою. Утворюються вони на поверхні, шляхом осадження опалу з води гейзерів і гарячих мінеральних джерел.
До найпоширеніших з групи хемогенних кременистих порід належать кремені, складені халцедоном, опалом та глинистими часточками. Здебільшого вони зустрічаються у верствах осадових порід у вигляді конкрецій.
Галоїдні і сульфатні породи утворюються хімічним шляхом в результаті осадження з розчинів. Найпоширенішими серед них є кам’яна сіль, калійно-магнезіальні солі, гіпс і ангідрит.
Кам’яна сіль - це світлозабарвлена повнокристаліна порода, складена агрегатами галіту. Вона утворює верствуваті товщі, в яких перешаровується з іншими, подібними за генезисом, осадовими породами. Легко діагностується за ознаками, характерними для мінералу галіту.
Калійно-магнезіальні солі, здебільшого, зустрічаються в асоціації з кам’яною сіллю. Як і остання, вони характеризуються повнокристалічною будовою, складені з агрегатів сильвіну та епсоміту і характеризуються світло-сірим з червоним та бурим відтінками забарвленням.
Кам’яна і калійна солі на Україні відомі в Карпатському (Калушське родовище калійної солі), Закарпатському (Солотвинське родовище кухонної солі) регіонах, а також на півночі Донбасу (Артемівське і Бахмутське родовища) і в Дніпровсько-Донецькій западині (Сумська і Полтавська області).
Гіпс – це повнокристалічна, здебільшого дрібнозерниста, світлобарвна порода, складена агрегатами однойменного мінералу.
Ангідрит, як і гіпс, також світлобарвна дрібнозерниста порода, складена з агрегатів мінералу тієї ж назви. У більшості випадків зустрічається в асоціації з гіпсом та іншими галоїдами.
В межах території України гіпси і ангідрити поширені у Львівській, Тернопільській, Волинській, Хмельницькій областях, а також в Передкарпатті і Закарпатті.
Залізисті породи осадового походження характеризуються дуже різноманітним складом. Серед них виділяються оксидні, карбонатні, силікатні і сульфідні типи. Найхарактернішим і найпоширенішим представником цієї групи хемогенних порід є оксидні залізисті породи або бурі залізняки. Вони складені з гетиту і гідрогетиту з незначними домішками глинистих мінералів, а також опалу і халцедону. Колір порід темно-бурий або бурувато-жовтий (вохристий). Вони можуть бути пухкими, землистими або щільними. Для останніх характерні оолітова і шкаралупувата структури та масивна, кавернозна і конкреційна текстури.
Бурі залізняки є одним з джерел видобутку заліза. На Україні родовища цих корисних копалин поширені в межах Керченського півострова, окрім того вони також утворюють непромислові поклади в Криворізькому залізорудному басейні, Приазов’ї і Придніпров’ї.
До найпоширеніших хемогенних глиноземистих порід належать боксити і латерити.
Боксити характеризуються різноманітним зовнішнім виглядом. Вони можуть бути м’якими, пухкими, подібними на глину, щільними з раковистим зламом і дуже нагадувати аргіліти. Проте, на відміну від глин ці породи позбавлені пластичності. Породоутворюючими мінералами цих порід є такі гідроксиди алюмінію як гібсит, беміт і діаспор. У вигляді домішки в них присутні гематит, гетит, гідрогетит, каолініт, шамозит та інші уламкові і вторинні мінерали. Наявність домішок головним чином впливає на колір бокситів. Присутність гідроокислів заліза надає породі червоного, бурого, коричневого, зеленувато-сірого забарвлення, але в природі мають місце також сірі, білі, жовті і майже чорні відміни бокситів. Структура породи здебільшого оолітова і пелітова, але можлива також кристалічно-зерниста та уламкова. Текстура виражена слабо і нагадує верствувату.
Латерити належать до наймолодших осадових порід земної кори і формуються в результаті хімічного вивітрювання порід збагачених польовими шпатами, під впливом природних факторів, серед яких значна роль належить спекотному клімату і органічним кислотам. Складені вони каолінітом, гідроксидами заліза та, в підпорядкованій кількості, гібситом і бемітом. Забарвлені латерити в червоний, бурий або жовтий кольори. Структура порід пелітова і кристалічно-зерниста, текстура – слабко виражена верствувата.
Боксити мають велике практичне значення, оскільки є головним джерелом видобутку алюмінію. В межах території України ці породи у непромислових масштабах поширені на Українському щиті і особливо в його південній частині, яка за адміністративним поділом відноситься до півдня Кіровоградської, Дніпропетровської областей, а також північної частини Миколаївської і Херсонської областей.
Фосфатні породи або фосфорити, які містять в своєму складі значну кількість фосфатів кальцію за умовами залягання поділяються на два типи: конкреційні і пластові.
Конкреційні фосфорити являють собою скупчення фосфатних конкрецій або жовен у піщано-глинистих, карбонатних та інших осадових породах. Завдяки наявності домішок органічної речовини та глауконіту, конкреційні фосфорити, здебільшого, забарвлені в бурувато-сірі до чорного та зеленого кольори. В залежності від характеру будови серед них розрізняють радіально-променеві та жовноподібні відміни.
Пластові фосфорити залягають у вигляді пластів потужністю від декількох сантиметрів до десятків метрів. За зовнішнім виглядом вони можуть бути схожими на вапняки, пісковики і опоки. Для них характерні псевдоолітова або прихованокристалічна структури, а також наявність домішок карбонатного і теригенного матеріалу.
На території України фосфорити поширені в басейні ріки Дністер у Тернопільській області, на заході Волинської, Рівненської і Хмельницької областей, де залягають серед карбонатних і теригенних порід, як у вигляді пластів, так і скупчень конкрецій, а також у Дніпровсько-Донецькій западині і в Донбасі.
Каустобіоліти (грец. “каустос” – горючий, “біос” – життя) утворюються з рослинних і тваринних рештків, які зазнали певних перетворень під впливом різноманітних геологічних факторів. Характерною властивістю цих утворень є те, що вони горять. До них відносяться торф, викопне вугілля, горючі сланці, нафта та газ. Торф і викопне вугілля належать до порід ряду вугілля, які являють собою продукти різних стадій розкладу та перетворення рослинних організмів в умовах з незначним доступом кисню, або при його відсутності.
Торф – це відносно пухка порода, представлена землистою, пористою, гумусовою масою жовтого, бурого або чорного кольору, яка складається зі значної кількості рослинних рештків і теригенного матеріалу. Він є результатом неповного розкладання в болотах рослинного матеріалу при участі численних бактерій. Вміст вуглецю в торфах досягає 55-60%.
Викопне вугілля утворюється, здебільшого, при перетворенні деревної рослинності (гумусове вугілля) і значно рідше з водоростей (сапропелеве вугілля). Окрім органічної речовини до складу вугілля входить також теригенний матеріал. За ступенем розкладання органіки і вмістом вуглецю серед викопного вугілля розрізняють наступні відміни: буре вугілля, кам’яне вугілля і антрацит.
Буре вугілля являє собою щільну породу темно-бурого або чорного забарвлення з землистим, рідше раковистим зламом і матовим блиском, колір порошку темно-бурий. У незначних кількостях також присутні нерозкладені рештки рослин. Вміст вуглецю у цій відміні викопного вугілля коливається в межах 60-75%.
Кам’яне вугілля – це результат глибокого процесу перетворення органічної речовини, що підтверджується підвищенням вмісту вуглецю до 90%. Порода виключно чорного кольору, щільніша в порівнянні з бурим вугіллям, злам раковистий, полиск матовий, колір порошку чорний. Нерозкладені рештки рослин відсутні.
Антрацит – це результат найвищого ступеню переробки викопного вугілля в умовах високих тисків і температур. Вміст вуглецю в цих породах збільшується до 97%. Макроскопічно - це щільні породи чорного кольору з сіруватим відтінком і сильним металевим блиском. Злам нерівний, раковистий.
Горючі сланці належать до змішаних порід уламкового та органогенного походження. Вони утворюються на дні басейнів при одночасному накопиченні органічної речовини, вміст якої змінюється від 20 до 60 об’ємн.%, і глинистого або вапнисто-глинистого матеріалу. Породи здебільшого сірого, світло-сірого забарвлення, щільні, з раковистим зламом.
На Україні поширені всі відміни охарактеризованих твердих каустобіолітів. Торфяні родовища широко розвинені на Поліссі, у Волинській, Львівській, Рівненській областях. Буре кам’яне вугілля складає значні за розмірами родовища у Львівській та Волинській області (Львівсько-Волинський вугільний басейн), а також Кіровоградському та Дніпропетровському регіонах. Високоякісне кам’яне вугілля і антрацит складають основу сировинної бази Донбасу.
Нафта належить до рідких каустобіолітів і являє собою рідкий концентрат вуглеводневих продуктів перетворення похованої в осадовій товщі органічної речовини. Складається нафта з вуглеводнів метанового, нафтового і ароматичного рядів з домішками сірчистих, азотистих і кисневих сполук.
Газ, здебільшого, супроводжує нафту у вигляді газової шапки над покладами нафти, або може знаходитися у розчиненому стані в самій нафті. Основною його складовою є метан, вміст якого досягає 95%, присутні також у незначних кількостях CO2, N2 і пара води.
Нафта і газ на Україні локалізуються і трьох нафто-газоносних провінціях: Західній, або Карпатській, яка в адміністративному відношенні об’єднує Івано-Франківську, Закарпатську і Львівську області; Східній, або Дніпровсько-Донецькій, де найбільші запаси цих корисних копалин зосереджені в Чернігівській, Полтавській і Сумській областях; Південній, або Причорноморській, котра включає південь України і степову частину Криму. Значні поклади нафти і газу виявлено також в акваторіях Чорного та Азовського морів.
