Структура и текстура горных пород

    При первом взгляде на породу необходимо определить, видны отдельные зерна  или кристаллы, ее слагающие, или  нет. Биогенные структуры (раковинная, коралловая и т.п.) опознаются сразу.

    Визуально незернистые породы называются пелитоморфными, если они землисты, т.е. глиноподобны (трепела, алевролиты и т.д.), илиафанитовыми, если они стекловаты, (как обсидиан, яшмы и др.).

    Если  порода явно зерниста, необходимо посмотреть на форму и размер отдельных зерен. Возможны 3 варианта: породы кристаллические (состоят из кристаллов), обломочные (состоят из обломков) или неполнокристаллические (состоят из афанитового матрикса с вкраплениями кристаллов). Дальше - вопрос определения размерности зерен: мелко- —> крупнокристаллические, либо мелко- —> грубообломочные. Потом определяется форма зерен (гипидиомрофная, кристаллобластовая, окатанная и т.д.).

    По  размеру кристаллов структуры подразделяются на:

1. Скрытокристаллические, размер меньше 0.1 мм, взглядом отдельные кристаллы не видны, но виден блеск на отдельных сколах по спайности и т.д.
2. Мелкокристаллические, размер от 0.1 до 1 мм.
3. Среднекристаллические, размер от 1 до 5 мм.
4. Крупнокристаллические, размер от 5 до 10 мм.
5. Гигантокристаллические, размер более 10 мм.

Структуры магматических пород

    В зависимости от степени охлаждения магм должна находиться и степень  их кристаллизации:  
1) при кристаллизации расплавов и магм в условиях оптимума получаются полнокристаллические структуры;  
2) в наихудших условиях могут получиться совершенно или почти совершенно лишенные кристаллов стекловатые структуры;  
3) в промежуточных условиях получаются структуры неполнокристаллические часто весьма неудачно называемые полукристаллическими.

    С условиями кристаллизации магм должна быть связана величина зерна в  полнокристаллических породах. Очевидно, если магма отвердевает медленно, то условия наиболее благоприятны для  получения или наиболее крупных  кристаллов (небольшое количество центров, достаточно быстрый рост), или, во всяком случае, кристаллов более или менее  равномерных. Получаемые в результате структуры называются равномернозернистыми. При этом по величине кристаллов различают структуры:

·  гигантокристаллические при величине кристалла свыше 1—2 см;

·  крупнокристаллические при размере кристалла выше 5 мм;

·  среднекристаллические с величиной кристалла от 1 до 5 мм;

·  мелко- и тонкокристаллические — кристаллы видны невооруженным глазом;

·  микрокристаллические — кристаллы видны в лупу или под микроскопом, и

·  скрытокристаллические — в породах под микроскопом обнаруживается только кристалличность, а отдельные зерна неразличимы.

    Из  схем кристаллизации видно, что при  кристаллизации расплавов и, следовательно, при образовании горной породы сначала  выделяется один минерал, который в  дальнейшем растет, затем, при продолжающемся выделении этого минерала, начинает выделяться следующий и т.д. Кроме  того, при наличии порядка кристаллизации отдельных минералов, совершенно неизбежно, что первые минералы, кристаллизуясь при более высокой температуре, находятся в более благоприятных  условиях для роста, чем более  поздние, выделяющиеся в более вязкой жидкости, и т.д. Наконец, может случиться  и так, что часть магмы затвердевает в очень благоприятных для  кристаллизации условиях на глубине, а  не успевшая закристаллизоваться часть  ее вместе с выделившимися кристаллами  изливается или в более высокие  горизонты или на земную поверхность, где условия для кристаллизации менее или весьма неблагоприятны как вследствие быстрого понижения  температуры, так и вследствие выделения  газов и паров, благоприятствующих жидкостности магмы, и следовательно, росту кристаллов. Эти обстоятельства, порознь или вместе, неизбежно влекут за собой неравномерность зерен минералов одних и тех же или разных видов в породе. Получается так называемая порфировая структура, при которой минералы породы весьма сильно отличаются друг от друга по величине. Раньше предполагали, что порфировая структура обусловливается исключительно внезапным изменением условий кристаллизации при излиянии; но она может получиться и при нормальном ходе кристаллизации по эвтектической схеме.

    Во  всякой порфировой структуре различаются  два элемента: более крупные кристаллы  — порфиры или вкрапленники и  мелкая масса, стекловатая или неполнокристаллическая, служащая как бы цементом для вкрапленников  — основная масса. Выделяют, кроме  нормальной порфировой структуры, еще  структуру порфировидную. Под порфировидной понимают такую структуру, при которой полнокристаллическая основная масса имеет легко различимое макроскопически зерно, в том числе и такое, которое может встретиться и в среднезернистой породе, как, например, в порфировидных гранитах. Связь степени кристалличности и величины кристаллов с условиями отвердевания магмы зависит от того, как скоро идет процесс остывания магмы. Магма затвердевает в породу не при определенной температуре, а в некотором интервале температур.

    Неполнокристаллическую  породу без четко выраженных крупных  вкрапленников часто называют афировой.

    От  формы зерен минералов зависит  облик структуры, особенно под микроскопом. Если минералы должны выделяться из магмы  в определенном порядке, то, естественно, наибольшее число шансов для выявления  свойственной им кристаллической огранки  имеют минералы, выделяющиеся в самом  начале; наоборот, минералы, кристаллизующиеся  в конце, будут связаны в проявлении своей огранки выделившимися  ранее минералами, так как они  могут только заполнять оставленное  последними пространство. Минералы, имеющие  хорошую огранку, называются идиоморфными (греч. idjos — свой, собственный, свойственный); минералы, не имеющие собственных форм, представляют собой минералы ксеноморфные (ksenos — чужой); наконец, минералы, частью проявляющие собственную огранку, частью ограниченные другими, суть минералы гипидиоморфные (hupo — подчиненные). Полнокристиллические структуры зернистых пород или основных масс порфировых пород, в которых можно наметить степень идиоморфизма отдельных минералов, называются гипидиоморфнозернистыми.

    Многие  авторы отождествляют степень идиоморфизма минералов с порядком их выделения  из магмы. Это неверно. Резкий идиоморфизм  одной составной части по отношению  к другой может иметь место  и при одновременной кристаллизации обеих и даже при более поздней  кристаллизации более идиоморфного компонента. Известно также, что некоторые  минералы обладают свойством проявлять  при кристаллизации лучшую огранку, чем другие, кристаллизующиеся в  тех же условиях; что тенденция  к проявлению граней зависит от примесей и т.д. Все это говорит за то, что мы имеем право на основании  структурных наблюдений говорить только о порядке идиоморфизма, а не о  порядке выделения минералов. Гипидиоморфнозернистая структура все же, понятно, показывает, что какой-то порядок имел место  не только в степени идиоморфизма минералов, но и в последовательности их выделения. Признавая правильность и важность всех высказанных здесь  предостережений, можно, однако, признать, что в первом приближении наблюдение порядка идиоморфизма позволяет  судить и о порядке кристаллизации.

    Структура, в которой минералы прорастают друг друга, давая более или менее  правильные грани — структура письменная или пегматитовая. Если же при одновременном выделении минералы не прорастают друг друга, а соприкасаются, то получается структура аплитовая илипанидиоморфнозернистая (греч. pan - весь; в приставках - совсем), в которой все минералы более или менее идиоморфны, более или менее изометричны. Эту структуру называют иногда сахаровидной. 

Структуры осадочных пород

    Структура - важнейшая характеристика породы, выражающая ее зернистость (см. Фролов, 1992, стр 22,88). Надо сначала подразделить породы на визуально зернистые и  незернистые, "однородные". У яснозернистых отмечаются все стороны структуры: диапазон размеров зерен (от крупногo до самогo мелкоro видимогo), размер преобладающих преобладающей фракции зерен, степень равно- или разнозернистости, форма зерен и их соотношение (конформное или неконформное), если видно. Поскольку предел разрешения глазом около 0,05 мм (по другим данным - 0,1 мм), то визуально фиксируют этот размер (естественно, если такие зерна имеются в породе), а о более тонких фракциях породы или веществе гoворят в возможной форме. По преобладающему размеру называют породу, например, "среднезернистой". Если порода настолько разнозерниста, что преобладающую фракцию нельзя выделить, породу так и называют "разнозернистой". По мере увеличения содержания преобладающей фракции возрастает и степень сортировки от плохой и средней к хорошей и очень хорошей или степень равнозернистости (см. Фролов, 1992). Осадочные породы имеют структуры, отличные от магматических. Большая масса этих пород — породы обломочные, структура ихкластическая, т.е. порода состоит большей частью из обломков отдельных минералов или даже пород.

    К органическим осадочным породам  кластического же происхождения  применяются те же структурные обозначения, а в химических осадках, по самому способу их происхождения, могут  получиться структуры и кластического  характера, и аналогичные структурам пород метаморфических, и частично также изверженных.

    В осадочных породах нередки порфировые структуры: на фоне относительно микрозернистой или даже пелитоморфной массы выделяются крупные зерна (не больше 30-35%) - раковины, гальки или кристаллы, нередко идиоморфные. В последнем случае неправильно всегда делать вывод о их самом раннем выдлении: они могут быть и самыми последними в генерациях минералов, если минерал обладает большой кристаллизационной силой, например доломит в кальцитовой основной массе (Фролов, 1992). Я считаю, что употребление этого термина для кластических и органогенных пород недопустимо, его логичнее оставить для магматических и хемогенных пород во избежание путаницы.

    Визуально незернистые породы называются пелитоморфными, если они землисты, т.е. глиноподобны (трепела, опоки, мергели, алевролиты и т.д.), или афанитовыми, если они стекловаты, как обсидиан (яшмы, кремни, некоторые фарфоровидные известняки, фосфориты и др.).

    Форма зерен оценивается по степени  искаженности, например, мexaническими - разламыванием (дроблением), окатыванием  или химическими способами, а  также по стeпени идиоморфности. Выделяют неокатанные, плоxo-, средне-, хорошо и  очень хорошо окатанные зерна. Идиоморфные  зерна противопоставляют неидиоморфным, не выразившим свою форму, как бы "бесформенным", а также ксеноморфным, приобретшим  чужую форму (форму минерала, которого заместил данный или заполнил после  растворения). В осадочных породах  важна не только кристаллическая  форма, но и органогенная или натечно-коллоидная, конкреционная и др. (см. Фролов, 1992)

    Различают три или четыре типа конформных структур (см. табл.1).

 
 
Рис. 1. Структуры  осадочных пород  по соотношению зерен: 
1-3 - конформнозернистые и 4-6 - неконформнозернистые структуры: 1a - гипидиоморфная, 1б - гипидиобластовая с элементами биоморфной, 2а, 2б, 2в - гpaнo-, лепидо- и нематобластовые; 3 - механоконформная; 4 - обломочная, или кластическая; 5 - биоморфная раковинная; 6 - сфероагpeгатная, например оолитовая

    (по: Фролов, 1992)

    1. Гипидиоморфная (рис.1, 1а), в которой зернами являются кристаллы, последовательность выделения которых выражается их степенью идиоморфизма: ранние более идиоморфны, поздние приспосабливаются к промежуткам; образуется при кристаллизации из раствора, т.е. первично, подобно тому, как это происходит при кристаллизации из расплавов (граниты, габбро и др.).

    2. Гипидиобластовая (рис.1, 1б) внешне похожа на гипидиоморфную, но существенно отличается происхождением: она не первична, а вторична, возникает при метасоматозе или перераспределении вещества в твердой породе, например при доломитизации известняков. Доломит, обладая большей кристаллизационной силой по сравнению с кальцитом, способен образовать свою ромбоэдрическую форму даже в твердой, известковой породе, как бы раздвинуть или уничтожить кристаллы кальцита. Эта структура является промежуточной между гипидиоморфной и гранобластовой.

    3. Гранобластовая (рис.1, 2а), а в случае листоватой или волокнистой формы кристаллов -лепuдобластовая (рис.1, 2б) и фuбробластовая (нематобластовая, рис.1, 2в). Кристаллы не идиоморфны, а неправильны. Они образуются при бластезе - росте кристаллов в твердой породе, при раскристаллизации аморфногo вещества или перекристаллизации кремневых, карбонатных, глинистых и других пород. Структура, таким образом, вторична. Она также свойственна всем метаморфическим породам: гнейсам, сланцам, амфиболитам и т.д.