ГлавнаяПо абсолютному размеру зерен выделяются структуры:
- гигантозернистая (размер зерен > 20 мм);
- крупнозернистая (5-20 мм);
- среднезернистая (1-5 мм);
- мелкозернистая (0.1-1.0 мм);
- скрытозернистая (< 0.1 мм).
В целом, размер зерен, слагающих горные породы, свидетельствует о скорости охлаждения магмы: чем медленнее охлаждение, тем крупнее кристаллы минералов.
По относительному размеру зерен структуры принято разделять на следующие группы:
- равномернозернистые (зерна минералов близки по размеру);
- неравномернозернистые (зерна минералов отличаются по размеру более чем в два раза).
При наличии в породе кристаллов-вкрапленников (фенокристаллов) отчетливо выделяющихся на фоне мелко- или среднезернистой основной массы (матрикса) структура носит название порфировидной. В случае если основная масса стекловатая или микролитовая (скрытокристаллическая) структура породы называется порфировой. Наличие в породе порфировидных и порфировых структур обычно свидетельствует о разных фазах охлаждения магмы: вкрапленники образуются при малых скоростях охлаждения в относительно глубинных условиях, матрикс - при высоких или даже очень высоких - в баизповерхностных или поверхностных условиях. Порфировидные структуры характерны для жильных и гипабиссальных пород, порфировые - для вулканических эффузивных и гипабиссальных.
По степени идиоморфизма зерен выделяются следующие основные разновидности структур.
Панидиоморфнозернистая структура обусловлена идиоморфными очертаниями большинства минералов, входящих в состав горной породы. Встречается редко.
Панамотриоморфнозернистая структура характеризуется тем, что все слагающие породу минералы имеют ксеноморфные очертания. Такие структуры встречаются в полиминеральных породах и образуются при одновременной кристаллизации минералов. К разновидностям паналлотриоморфнозернистых структур относятся аплитовая (рис. 3.9) и габбровая (рис. 3.10).
Гипидиоморфнозернистая структура характеризуется различной степенью идиоморфизма минералов, входящих в состав породы, и является наиболее распространенной для магматических пород (рис. 3.11).
Среди гипидиоморфнозернистых структур выделяются следующие главные разновидности.
Офитовая структура - характеризуется резким идиоморфизмом плагиоклаза по отношению к фемическим минералам. Плагиоклазы хаотично ориентированы, образуют удлиненно-призматические (лейсты) и призматические зерна, а ксеноморфные зерна темноцветных минералов занимают замкнутые угловатые промежутки между ними (рис. 3.12). Мелкозернистая офитовая структура носит название долеритововй (рис. 3.13). Офитовая структура свойственна основным породам, формирующимся в условиях быстрого остывания (малые интрузии, зоны эндоконтактов, субвулканические тела, внутренние части мощных лавовых потоков).
Гипидиоморфная гранитовая структура характерна для пород, содержащих кварц. Степень идиоморфизма плагиоклаза, как правило, выше, чем у кварца и калиевого полевого шпата (рис. 3.14).
Гипидиоморфная агпаитовая структура распространена в некоторых щелочных породах и характеризуется идиоморфизмом нефелина и калиевого полевого шпата по отношению к щелочным фемическим минералам (рис. 3.15).
Гипидиоморфная сидеронитовая структура встречается в ультрамафитовых и основных породах, богатых рудным минералом. Для нее отмечается идиоморфизм силикатов относительно рудных минералов, которые в виде цемента заполняют промежутки между первыми (рис. 3.16).
Включения одних минералов, как правило более идиоморфных, в других характеризует пойкилитовую структуру (рис. 3.17, 3.18).
Наиболее распространенными разновидностями пойкилитовой структуры являются пойкилоофитовая (включения плагиоклаза в пироксене) (рис. 3.17) и монцонитовая (включения плагиоклаза в калиевом полевом шпате) (рис. 3.18).
По характеру срастания зерен также можно выделить ряд структур магматических пород.
Эти структуры могут быть первичными, сформированныи в процессе кристаллизации расплава (пегматитовая или графическая венцовая), а также вторичными, возникшими в результате постмагматических процессов (мирмекиты, пертиты замещения, пертиты, антипертиты и др.).
Пегматитовая (графическая) структура (рис. 3.19) характеризуется тесным взаимным прорастанием кварца и калиевого полевом шпата, возникающим при одновременной кристаллизации обоих минералов. Микропегматитовая структура называется гранофировой (рис. 3.20). Она часто встречается в основной массе жильных и гипабиссальных гранитоидов.
Венцовая структура отличается развитием магматических реакционных каемок одних минералов вокруг зерен других минерам (рис. 3.21).
К вторичным структурам, характеризующимся взаимным прорастанием и срастанием минералов, относятся, например, пертиты антипертиты, мирмекиты и др.
Пертиты - закономерные вростки альбита в калиевом полевом шпате, представляющие собой продукты замещения или распада (рис. 3,22, 3.23).
Антипертиты - закономерные, ориентированные по определенным кристаллографическим направлениям вростки калиевого полевого шпага в плагиоклазе, представляющие собой продукты замещения.
Мирмекиты - закономерные вростки кварца в кислом плагиоклазе (рис. 3.23).
