СТРОЕНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД

СТРОЕНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД, характер сложения горных пород из минералов и минеральных агрегатов. "С. г. п."- обобщённый термин, охватывающий понятия структуры и текстуры горных пород. Структура определяется размерами, формой и взаимными отношениями минералов; текстура обусловлена общими особенностями более крупных составных частей породы (минеральных агрегатов) и их расположением в пространстве.

Строение магматических горных пород. Структуры магматических горных пород зависят от состава магмы и от условий её застывания. Они различны у пород интрузивных, жильных и эффузивных. Для интрузивных горных пород типичны полнокристаллич. структуры, при к-рых всё вещество породы раскристаллизовано (рис. 1; рисунки 1 - 19см. на вклейке к стр. 576- 577). Присутствие в магме летучих компонентов понижает темп-ру кристаллизации и уменьшает вязкость магмы, что способствует лучшей раскристаллизации. Поэтому кристаллизация кислой магмы в глубинных условиях, при медленном остывании с сохранением летучих компонентов даёт в результате зернистые полнокристаллич. породы (напр., граниты). Среди полнокристаллич. структур выделяются явно кристаллические - у пород с видимыми невооруж. глазом составными частями, и афанитовые - с различимыми только под микроскопом составными частями. Явно кристаллич. структуры по величине зёрен подразделяются на мелкозернистые (кристаллы менее 1 мм), среднезернистые (1-5 мм), крупнозернистые (5-10 мм), грубозернистые (более 10 мм). Структуры пород зависят также от формы кристаллов составляющих их минералов. Минералы в одних случаях обладают кристаллографич. формами и образуют идиоморфные кристаллы (см. Идиоморфизм); в др. случаях, когда минералы лишены собственных форм, они паз. аллотриоморфными или ксеноморфными (см. Аллотрио0морфность). Один и тот же минерал может быть идиоморфен по отношению к одним минералам и ксеноморфен по отношению к другим. При идиоморфизме большинства минералов структуры интрузивных пород наз. панидиоморфнозернистыми (пироксениты, перидотиты, дуниты; рис. 2). Структуры, обусловленные сочетанием главных породообразующих минералов различной степени идиоморфизма, наз. гипидиоморфнозернистыми (граниты, сиениты, диориты; рис. 3). При отсутствии у минералов правильных огранений образуются породы с паналлотриоморфными структурами (рис. 4). Одновременное выпадение из расплава полевого шпата и кварца создает пегматитовую, или графическую, структуру прорастаний этих минералов (см. Пегматитовая структура, рис. 5). По относительной величине кристаллов различают структуры равномерно- и неравномернозернистые, а среди последних - порфировую и порфировидную (см. Порфировая структура, рис. 6). Порфировидными наз. структуры, у к-рых масса породы является мелко- или среднезернистой и содержит крупные порфировые выделения отд. минералов (порфировые вкрапленники, рис. 7).

Среди текстур в интрузивных породах выделяются прежде всего массивные, или однородные, текстуры, когда все минералы равномерно распределены по породе, имеющей в любом участке приблизит, одинаковые состав и структуру. Широко распространены также неоднородные - такситовые-текстуры. Полосчатая и флю-идальные текстуры с ориентированным расположением минералов возникают в условиях движения кристаллизующейся магмы. Такситовые текстуры могут быть обусловлены неравномерным распределением цветных минералов (роговая обманка, биотит) или чередованием участков различной зернистости.

Для жильных и эффузивных горных пород характерна порфировая структура, обусловленная быстрой кристаллизацией магмы, связанной с потерей летучих компонентов и охлаждением; иногда эта структура наблюдается в краевых частях интрузивных тел. Она обусловлена наличием у породы плотной (афанитовой) основной массы, в к-рой содержатся крупные выделения минералов - вкрапленники. Структуры эффузивных пород, не содержащих вкрапленников, наз. афанитовыми. Среди структур основной массы по соотношению стекла и кристаллов (микролитов) различаются: стекловатые, или витрофировые (см. Витрофир), полукристаллические (рис. 8; напр., гиалопилитовая структура) и микролитовые структуры (рис. 9). Степень кристалличности эффузивных пород зависит от состава магмы и геол. обстановки её кристаллизации. На поверхности Земли остывание лав происходит быстро, с потерей летучих компонентов. Кислые и средние лавы (липаритовые, андезитовые) образуют полукристаллич. и стекловатые породы (см. Обсидиан, Пемза), в стекловатой основной массе к-рых присутствуют тонкие (десятые и сотые доли мм) микролиты. Основные, более жидкие лавы застывают на земной поверхности в виде полукристаллич. пород.

Среди текстур эффузивных пород различаются: массивные, флюидальные и полосчато-флюидальные (рис. 10), обусловленные параллельным расположением различно окрашенных полос вулканич. стекла, вкрапленников и микролитов. В зависимости от количества газовых пузырьков в лаве различают пористые, пузыристые и пемзовые текстуры. При заполнении пустот вторичными минералами (кварц, опал, цеолиты, карбонаты и др.) образуются миндалекаменные текстуры (рис. 11).

Строение осадочных горных пород. В осадочных горных породах связь строения (структуры и текстуры) пород с их генезисом проявляется ещё нагляднее, чем у изверженных пород. Обломочные горные породы состоят из обломочных (кластических) зерен разной величины и формы: встречаются зёрна угловатые, полуокатанные и скатанные. Зёрна, слагающие обломочные породы, в одних случаях лежат свободно, не скрепляясь друг с другом никаким связующим веществом (цементом), в других - в большей или меньшей мере сцементированы кремнезёмом (опалом, халцедоном), фосфатами, карбонатами кальция и магния или др. минералами (рис. 12).

Текстура обломочных пород, определяемая взаимным расположением зёрен, бывает 3 осн. типов: беспорядочная, слоистая и флюидальная. При беспорядочной текстуре частицы расположены без к.-л. ориентировки; она характерна для грубозернистых пород - гравия, галечников, песков, но встречается и у более тонкозернистых пород. Беспорядочная текстура возникает в тех местах области осадконакопления, к-рые характеризуются обильным и непрерывным приносом однообразного обломочного материала или постоянным взмучиванием осадка. При слоистой текстуре отд. прослойки отличаются друг от друга составом и размерами частиц (см. Слоистость горных пород). Флюидальная текстура - результат вторичного нарушения первоначально слоистой текстуры осадка действием подводных (и наземных) оползней, сильного волнения или смятия роющими животными - встречается редко.

Строение органогенных горных пород особенно разнообразно у наиболее распространённых карбонатных пород (известняков и доломитов). При хорошей сохранности органнч. остатков, из к-рых в основном состоят эти породы, структура целиком определяется характером организмов; такие структуры наз. бbоморфными или цельнораковинными (рис. 13 и 14). Остатки организмов обычно лежат изолированно друг от друга, скрепляясь цементом иного минералогич. состава или иной структуры (устричные, брахиоподовые, пелециподовые и др. ракушняки). В нек-рых случаях организмы нарастают один на другой и возникают текстуры роста (особенно они характерны для кораллов, мшанок, известковых водорослей, гндрактиноидов). Нарастание организмов даёт или плоское тело, стелющееся на дне бассейна, со слегка волнистой поверхностью - строматолит, или небольшую овальных очертаний массу, похожую на конкрецию,- о н к о л и т. Тела с формой роста в виде холмиков или высоких бугров получили назв. биогерм о в. Коралловые рифы (см. Коралловые сооружения) являются обычно комбинацией строматолитов, онколитов и биогермов с преобладанием последних.

От биоморфных структур ясно отличаются органогенно-обломочные, или детритусовые, структуры, когда органогенная порода слагается угловатыми или скатанными обломками организмов (рис. 15). Детритусовые структуры образуются на мелководных участках дна под действием волнений, разрушающих раковины; большую роль в их образовании играют хищники, питающиеся рако; винными животными и раздробляющие их раковины.

Для биогенных пород характерны структуры перекристаллизации и метасоматизма. Перекристаллизация сопровождается осветлением отд. участков породы, что придаёт ей пятнистый или брекчиевидный характер (псевдобрекчии); при метасоматизме часть известкового цемента и раковин замещается доломитом или халцедоном с образованием пятен.

Строение хемогенных горных пород характеризуется развитием кристаллич. зёрен разных размеров. При величинах менее 0,001 мм зёрна не видны даже в шлифе; такая структура наз. аморфной или коллоидальной; макроскопически порода однородна, плотна и обладает характерным раковистым изломом. При размерах в 0,001-0,01 мм зёрна становятся различными в шлифах (микрозернистая структура), но внеш. облик породы и раковистый излом сохраняются. При зёрнах в 0,01-0,1 мм структура наз. тонко или мелкозернистой, макроскопически зёрна ещё незаметны. При зёрнах 0,1 - 0,5 мм структура - среднезернистая; 0,5-1,0 мм - крупнозернистая; более 1 мм - грубозернистая. Если зёрна разной величины, структуру наз. разнозернистой. Среди текстур хемогенных пород наиболее распространены оолитовая, массивная и слоистая. Оолитовая текстура характеризуется наличием округлых зёрен или их агрегатов (оолитов; рис. 16); она типична для карбонатных пород (известняков, доломитов), железных, марганцевых, фосфатных руд и бокситов. Массивная текстура наблюдается у однородных по сложению хемогенных пород (доломитов, известняков, гипсов, ангидритов). Слоистая текстура образована чередованием слоев пород различного минералогич. состава или хемогенных и пластогенных пород (ангидритов, гипсов, каменной и калийных солей).

Строение метаморфических горных пород. Структуры и текстуры метаморфических горных пород возникают при перекристаллизации в твёрдом состоянии первичных осадочных и магматич. горных пород под влиянием литостатич. давления, темп-ры и глубинных растворов (флюидов), нередко в обстановке деформации, что приводит к закономерной ориентировке зёрен минералов, свойственной гнейсовым (см. Гнейс) и сланцевым текстурам (см. Сланцеватость). Структуры метаморфич. пород наз. кристаллооластическими; они возникают в результате роста минералов (бластов) в твёрдой или пластич. среде. Преобладают неправильные зёрна (ксенобласты), реже образуются зёрна с кристаллографич. формами (идиобласты). Различаются равномернозернистые (гомеобластические) и неравномернозернистые (гетеробластические) структуры; частным случаем последних являются порфиробластич. структуры, характеризующиеся наличием крупных кристаллов минералов (порфиробластов) среди мелкозернистой массы породы (рис. 17). По форме зёрен минералов среди метаморфич. пород различают гранобластовые (рис. 18), или зернистые (кварциты, мраморы), лепидобластовые (рис. 19), или листоватые, свойственные породам, содержащим зёрна минералов листовидной формы (слюдяные сланцы, филлиты), и лепидограно-бластовые, или зернисто-листовые. Если метаморфич. породы сохранили реликты исходных структур пород, название структур даётся по первичной структуре, но с добавлением "бласто" (бластопорфировая, бластопсаммитовая и т. д.). В метаморфических породах могут также сохраняться реликты текстур исходных пород.

Лит.: Половинкина Ю. И., Структуры и текстуры изверженных и метаморфических горных пород, ч. 1 - 2 (т. 1-2), M-,

1966; Ботвинкина Л. H., Слоистость осадочных пород, M., 1962 (Tp. Геол. ин-та АН СССР, в. 59). А. А. Маракушев.