Глава III

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 *

100

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).

101

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.

Разновидности явнокристаллических микроструктур

Равномернозернистые микроструктуры разделяются на от­дельные типы на основании степени идиоморфизма главных по­родообразующих минералов, затем внутри каждого типа выде­ляются разновидности структур, обусловленные различным мине­ральным составом породы.

Для пород, размер минеральных зерен которых меньше 0,5 мм, а структурный рисунок аналогичен микроструктурам, опи­санным для явнокристаллических пород, к названию структуры прибавляется приставка «микро». Например, микрогаббровая, микрогранитовая и т. д.

Панидиоморфнозернистые структуры. Этот тип структур ха­рактеризуется достаточно совершенным идиоморфизмом всех ми­неральных зерен, слагающих породу. Структуры типичны для мономинеральных или почти мономинеральных пород — пироксе-нитов, дунитов, перидотитов (рис. 54).

Гипидиоморфнозернистые структуры. Этот тип структур отли­чается различной степенью идиоморфизма минералов и образует несколько разновидностей, среди которых наибольшее распрост­ранение получили следующие.

Офитовая (диабазовая) структура характеризуется наличием идиоморфны, натриево-калиевые полевые шпаты и кварц — ксено-лов плагиоклаза, между которыми заключены резко ксеноморф-ные зерна пироксена (рис. 55). Характерна для диабазов.

Гранитовая структура — цветные минералы и плагиоклазы идиоморфны, натриево-калиевые полевые шпаты и кварц—ксено-морфны (рис. 56). Структура характерна для гранитов, гранодио-ритов, кварцевых сиенитов, кварцевых диоритов.

Агпаитовая структура — идиоморфны нефелин и отчасти нат-триево-калиевый полевой шпат, ксеноморфны цветные минералы (рис. 57). Структура характерна для нефелиновых сиенитов.

Пойкилитовая структура характеризуется наличием многочис­ленных включений зерен одного или разных минералов в значи­тельно более крупных зернах другого минерала. Включенные кристаллы беспорядочно ориентированы, часто имеют округлую

102

Рис. 54 Панидиоморфнозернистая структура в пироксените (пи— пи­роксен) .

Рис. 55. Офитовая (диабазовая) структура в оливиновом диабазе. Промежутки между длинными сдвой-ииковаиными лейстами плагиоклаза (пл) заполнены ксеноморфными зер­нами пироксена (пи) и оливина (ол), имеются выделения рудного минера­ла (ру) (по Ю. Ир. Половиикинон и др, 1948).

Рис. 56. Гранитовая структура в биотит-роговообманковом граните.

(/се — кварц, пл — плагиоклаз, би — био­тит, ро — роговая обманка; кпш — калие­вый полевой шпат) Цветные минералы и плагиоклазы отчетливо идиоморфиее калиевого полевого шпата и кварца (по Ю Ир Половинкииой и др., 1948)

Рис. 57. Агпаитовая структура в уртите. Промежутки между идиоморфными табличками не­фелина (нф) заполнены ксено­морфными зернами эгирина (эг).

Рис. 58. Пойкилитовая струк- Рис. 59. Сидеронитовая структура в

тура в перидотите. Мелкие рудном пироксените. Порода состо-

округлые зерна оливина (ол) ит из зерен моноклинного пироксена

заключены в крупных кристал- (""), промежутки между которыми

лах пироксена (пи) (Г. М. Са- заполнены магнетитом (м) (по ранчнна и Н. Ф. Шинкарев, Ю. Ир. Половинкиной, 1966)

1967).

Рис. 60. Габбровая структура в нор- Рис. 61. Аплитовая структура в ап-

мальном габбро. Плагиоклазы (пл) лите. Плагиоклазы (пл), калиеайи

и пироксены (пи) в равной мере ксе- полевой шпат (кпш.) и кварц (кв)

номорфны (по Ю. Ир. Половинки- в равной мере ксеноморфны (по

ной, 1966). Ю. Ир. Половинкиной и др., 1948).

104

форму и образовались раньше, чем включающие их минералы (рис. 59). Встречается в породах различного состава.

Сидеронитовая структура характеризуется относительно идио-морфными зернами оливина, пироксенов, плагиоклазов, сцементи­рованными резко ксеноморфными зернами рудного минерала (рис. 58). Структура характерна для пироксенитов, перидотитов, габбро.

Аллотриоморфнозернистые структуры. В этом типе структур минералы, слагающие породу, не имеют характерных кристалло­графических очертаний. В зависимости от минерального состава пород выделяются следующие разновидности.

Габбровая структура характеризуется наличием ксеноморф-ных изометричных зерен плагиоклаза и пироксена (рис. 60). Структура типична для габбро.

Аплитовая структура определяется наличием ксеноморфных более или менее изометричных зерен полевых шпатов и кварца (рис. 61). Характерна для лейкократовых и аляскитовых грани­тов и аплитов.

Скрытокристаллические и стекловатые микроструктуры

Структуры этой группы характеризуют основную массу плот­ных афанитовых пород, как порфировых, так и афировых (ли­шенных вкрапленников). Основная масса афанитовых пород мо­жет быть сложена целиком микролитами — мелкими кристалли­ками размером менее 0,05 мм, минеральную природу которых еще можно определить, микролитами и вулканическим стеклом или только стеклом. Разделение структур этой группы произво­дится по форме микролитов, их расположению в пространстве и их количественному соотношению со стеклом, если последнее имеется.

105

Стекловатая (витрофировая) структура свойственна породам, состоящим в основном из вулканического стекла, в котором воз­можно присутствие редких микролитов. В породах со стекловатой структурой под микроскопом часто видно потокообразное (флюи-дальное) расположение стекла и микролитов. Стекловатая струк­тура характерна для обсидианов, образующихся из кислых вяз­ких лав.

Рис. 64. Фельзитовая структура в Рис. 65. Пилотакситовая структура''

сочетании со сферолитовой в альби- основной массы в пироксеновом ан-

тофире. Во вкрапленниках альбит дезите. Во вкрапленниках плагиоклаз

(аб); основная масса кварц-полево- (ял) и моноклинный пироксен (пи);

шпатового состава микрофельзитово- в основной массе субпараллельно

го строения с включением радиаль- ориентированные микролиты плагио-

но-волокнистых сферолитов (сфе) клаза (по Ю. Ир. Половинкиной, (по Ю. Ир. Половинкиной, 1966). 1966).

106

Гиалопилитовая (андезитовая) структура свойственна породе, в которой беспорядочно расположенные игольчатые микролиты плагиоклаза пропитаны стеклом, преобладающим над микроли­тами. Стекло может быть замещено продуктами его разложения. Структура характерна для андезитов, базальтов (рис. 62).

Интерсертальная (базальтовая) структура характеризуется беспорядочно расположенными микролитами плагиоклаза, не­большие угловатые промежутки между которыми заполнены стеклом или продуктами его разложения. Стекла значительно меньше, чем микролитов (рис. 63). Характерна для базальтов и их палеотипных аналогов.

Фельзитовая структура представляет собой тонкокристалличе­ский агрегат кварца и полевого шпата, отдельные зерна которых трудно различимы. Иногда среди фельзитовой массы встречаются радиально-лучистые срастания волокон калиевого полевого шпа­та и кварца в виде сферических образований, называемых сфе-ролитами (рис. 64). Структура характерна для риолитов, рио-литовых порфиров и альбитофиров.

Пилотакситовая структура характеризуется субпараллельным расположением микролитов плагиоклаза, ориентированных в виде потоков. Между микролитами плагиоклаза могут находиться зернышки цветных минералов и очень небольшое количество сте­кла (рис. 65). Характерна для андезитов, базальтов.

Трахитовая структура в отли­чие от пилотакситовой свойствен­на породам, состоящим из ми­кролитов, представленных кали­евым полевым шпатом. Послед­ние ориентированы в виде пото­ков. Между микролитами может находиться небольшое количество стекла. Встречается в трахитах (см. рис. 87).

Рис. 66. Микролитовая структура основной массы в роговообманковом андезите. Во вкрапленниках — плаги­оклаз (пл); основная масса пред­ставляет собой тонкий войлок мик­ролитов плагиоклаза (по Ю. Ир. По-ловинкиной, 1966).

Микролитовая структура

свойственна породам, состоящим из беспорядочно расположенных микролитов. Стекла нет (рис.66). Встречается в породах различ­ного состава.

Некоторые типы структур с закономерным срастанием минералов:

\ Пертитовая структура характеризует закономерное прораста­вшие калиевого полевого шпата альбитом. По форме вростков раз­личают шнуровидные, прожилковые, пятнистые и другие пертиты ^:' (рис. 67, а).

107

Пегматитовая структура представляет собой сростки двух ми­нералов, обычно кварца и калиевого полевого шпата, причем ка-лишпат образует крупные выделения, проросшие одинаково ориентированными индивидами кварца (рис. 67, б).

ТЕКСТУРЫ

Выделяют два главных типа текстур: однородную и неодно­родную.

Однородная (массивная) текстура характеризуется равномер­ным распределением минеральных компонентов в пространстве,

Рис. 67. Различные типы закономерных срастаний минералов:

а — пертитовые (1 — шнуровидный, 2— прожилковый, в — пятнистый),

б — пегматитовые

при котором порода в любом участке имеет одинаковый состав и строение. Такая текстура свидетельствует об однородности условий кристаллизации в пределах всего формирующегося маг­матического тела. Подавляющее большинство магматических по­род характеризуется массивной текстурой в отличие от широко распространенных слоистых текстур осадочных пород и сланце­ватых текстур метаморфических пород.

Среди неоднородных текстур наиболее распространенными являются: такситовая, полосчатая, директивная, флюидальная, пористая, миндалекаменная.

Такситовая, или шлировая, текстура определяется наличием отдельных участков породы, отличающихся друг от друга по со­ставу или по структуре, а иногда и по составу и по структуре одновременно.

Полосчатая текстура — разновидность такситовой, обусловле­на чередованием полос разного состава. Очень характерна для габбро.

108

Директивная текстура характеризуется ориентированным суб­параллельным расположением минералов в породе. Характерна для основных и щелочных пород.

Флюидальная текстура свойственна стекловатым и полустек­ловатым эффузивным породам, в которых отчетливы следы тече­ния лавы.

Пористая текстура определяется наличием округлых или не­правильных пустот. Возникает в результате выделения газов при кристаллизации эффузивных пород.

Миндалекаменная текстура образуется в эффузивной породе при заполнении пустот вторичными минералами — опалом, халце­доном, кварцем, хлоритом, цеолитами и др.

Породы однородной массивной текстуры отличаются большей устойчивостью к выветриванию и большей механической проч­ностью. Породы с неравномерным распределением минеральных компонентов, с флюидальной или пористой текстурой, легче раз­рушаются при выветривании и под воздействием внешних усилий, а также обнаруживают анизотропность гидрогеологических свойств.