Структуры и текстуры магматических горных пород

Особенности строения горных пород, зависящие от условий образования, выражаются в структурных и текстурных признаках.

Структура определяется степенью кристалличности и размера­ми зерен, а также формой и взаимными отношениями составных частей породы (минералов или минералов и вулканического стекла). Первая группа признаков часто достаточно отчетливо мо­жет быть установлена макроскопически и уже в поле позволяет судить о принадлежности породы к глубинному, гипабиссальному или эффузивному генетическому типу. Вторая группа структурных признаков относится к микроструктурам и требует изучения поро­ды под микроскопом.

Текстура — совокупность признаков, определяемых располо­жением и распределением составных частей породы относительно друг друга в занимаемом ими пространстве. Текстуры, как пра­вило, изучаются макроскопически, причем часто наиболее важные наблюдения получают именно в поле при изучении обнажений. Тип текстуры зависит и от условий кристаллизации и от влияния внешних факторов, особенно давления, на формирующуюся по­роду.

Структурные и текстурные признаки не всегда могут быть чет­ко разграничены, иногда они сливаются. Особенно это касается пород, сложенных призматическими, отчетливо удлиненными кри­сталлами, субпараллельно (суб — почти) ориентированными в про­странстве. Примером является пилотакситовая структура, харак­теризующаяся наличием мельчайших призматических кристаллов, образующих потоки (см. рис. 65).

СТРУКТУРЫ

Степень кристалличности — признак, на основании которого выделяют три типа структур: 1) полнокристаллические структу­ры, возникающие в глубинных условиях, обычно при медленном остывании магмы и часто при наличии летучих компонентов; 2) неполнокристаллические структуры, свойственные породам, кристаллизующимся в гипабиссальных, иногда поверхностных условиях; 3) стекловатые структуры, возникающие при быстром охлаждении магмы, что типично для лавовых образований.

В зависимости от размера зерен различают структуры явно-кристаллические (фанеритовые), зерна которых различимы не­вооруженным глазом, и скрытокристаллические (афанитовые), зерна которых не различимы без микроскопа.

По абсолютным размерам зерен среди явнокристаллических пород выделяют: крупнозернистые (средний размер зерен более 5 мм), среднезернистые (1—5 мм) и мелкозернистые (0,5—1 мм). 98

По относительным размерам зерен различают равномернозер-нистые и неравномернозернистые структуры. Равномернозерни-стые структуры характеризуются более или менее одинаковым размером зерен основных породообразующих минералов (рис. 50). Среди неравномернозернистых структур выделяют пор-фировидные и порфировые структуры.

Порфировидные структуры обусловлены наличием относитель­но крупных кристаллов на фоне полнокристаллической основной массы породы (рис. 51).

Порфировые структуры характеризуются наличием хорошо образованных кристаллов — порфировых вкрапленников (фено-кристаллов), погруженных в плотную афанитовую основную мас­су породы (рис. 52). Указанный тип структур образуется в две стадии: в начальную стадию на глубине выделяются наиболее тугоплавкие минералы, свободно растущие в магматическом рас­плаве; во вторую стадию в результате подъема магмы в верхние холодные слои земной коры или излияния лавы на поверхность и быстрого ее остывания образуется плотная, плохо раскристалли-зованная основная масса породы.

Структура — существенный признак, определяющий физико-механические свойства породы. Наиболее прочными являются равномерно-мелкозернистые и равномерно-среднезернистые поро­ды, тогда как породы такого же минерального состава, но круп­нозернистой порфировидной структуры более податливы к разру­шению, как при механическом воздействии, так и при резких колебаниях температур.

Форма минеральных зерен и их взаимные отношения зависят от кристаллографического габитуса и степени идиоморфизма ми­нералов.

Габитус минералов может быть призматический, таблитчатый, игольчатый, чешуйчатый, зернистый и именно он создает общий структурный облик породы.

Идиоморфизмом называется степень совершенства кристалло­графических форм минералов, зависящая от порядка их выделе­ния и их кристаллизационной силы. По степени идиоморфизма выделяют минералы идиоморфные (идиос — собственный), имею­щие хорошо развитые грани; гипидиоморфные (гипо — под, не вполне), имеющие частично собственные грани, а частично конту­ры, подчиненные граням других минералов; ксеноморфные, или аллотриоморфные (ксено, аллётриос — чуждый), не имеющие собственных граней, их контуры полностью подчинены формам других минералов (рис. 53).

Степень идиоморфизма во многих случаях позволяет судить о последовательности выделения минералов, так как большей частью идиоморфнее тот минерал, который выделяется раньше. Примером служат порфировые вкрапленники эффузивных или гипабиссальных пород, свободно растущие в магматическом распла­ве и поэтому имеющие правильные кристаллографические формы.

4* 99

 

Рис. 50. Равномернозернистая структура в граните. Восточное Забайкалье. Нат. вел.

SI *

Рис. 51. Порфировидная структура в граните. В порфировидны.х выделе­ниях—натриево-калиевые полевые шпаты. Восточное Забайкалье. Нат. вел.

 

Рис. 52. Порфировая структура в диоритовом порфирите. Восточное Забайкалье.

Нат. вел.

-иЗиоморфныи

гипидиоморфный SfA>, (-ксеноморфный

Рис. 53. Различная степень идиоморфизма минералов (пл — плагиоклаз, кв — кварц, ро— роговая обманка).

Однако для суждения о последовательности выделения мине­ралов в глубинных породах признак идиоморфизма недостаточен. На степень идиоморфизма существенное влияние оказывает кри­сталлизационная сила минералов или отдельных их граней, бла­годаря чему некоторые минералы в любых условиях приобретают идиоморфные формы, а другие почти всегда являются ксеноморф-ными. Так, высокой кристаллизационной силой объясняется пра­вильная форма многих акцессорных минералов, в основной своей массе кристаллизующихся последними.