Будова гірських порід, характер складання гірських порід з мінералів і мінеральних агрегатів. «З. р. п.» — узагальнений термін, що охоплює поняття структури і текстури гірських порід. Структура визначається розмірами, формою і взаємними стосунками мінералів; текстура обумовлена загальними особливостями крупніших складових частин породи (мінеральних агрегатів) і їх розташуванням в просторі.
Будова магматичних гірських порід. Структури магматичних гірських порід залежать від складу магми і від умов її застигання. Вони різні в порід інтрузивних, жильних і ефузивних. Для інтрузивних гірських порід типові повнокристалічні структури, при яких вся речовина породи раськрісталлізовано. Присутність в магмі летких компонентів знижує температуру кристалізації і зменшує в'язкість магми, що сприяє кращою раськрісталлізациі. Тому кристалізація кислої магми в глибинних умовах, при повільному охолодженні із збереженням летких компонентів дає в результаті зернисті повнокристалічні породи (наприклад, граніти). Серед повнокристалічних структур виділяються явно кристалічні — в порід з видимими неозброєним оком складовими частинами, і афанітові — з помітними лише під мікроскопом складовими частинами. Явно кристалічні структури по величині зерен підрозділяються на дрібнозернисті (кристали менше 1 мм ) , середньозернисті (1—5 мм ) , грубозернисті (5—10 мм ) , грубозернисті (більше 10 мм ) . Структури порід залежать також від форми кристалів складових їх мінералів. Мінерали в одних випадках володіють кристалографічними формами і утворюють ідіоморфні кристали (див. Ідіоморфізм ), в ін. випадках, коли мінерали позбавлені власних форм, вони називаються алотріоморфними або ксеноморфними (див. Аллотріоморфность ) . Один і той же мінерал може бути ідіоморфний по відношенню до одних мінералів і ксеноморфен по відношенню до інших. При ідіоморфізмі більшості мінералів структури інтрузивних порід називаються панідіоморфнозерністимі (піроксеніти, перідотіти, дуніти). Структури, обумовлені поєднанням головних породообразующих мінералів різної міри ідіоморфізму, називаються гипідіоморфнозерністимі (граніти, сиеніти, діоріти). За відсутності в мінералів правильних ограновувань утворюються породи з паналлотріоморфнимі структурами. Одночасне випадання з розплаву польового шпату і кварцу створює пегматитову, або графічну, структуру проростань цих мінералів (див. Пегматитова структура ). По відносній величині кристалів розрізняють структури равномерно- і нерівномірнозернисті, а серед останніх — порфірну і порфіровідную (див. Порфірна структура ). Порфіровіднимі називаються структури, в яких маса породи є мелко- або середньозернистою і містить крупні порфірні виділення окремих мінералів (порфірні вкрапленникі ).
Серед текстур в інтрузивних породах виділяються перш за все масивні, або однорідні, текстури, коли всі мінерали рівномірно розподілені по породі, що має в будь-якій ділянці приблизно однаковий склад і структуру. Широко поширені також неоднорідні — такситовиє — текстури. Смужчата і флюїдальниє текстури з орієнтованим розташуванням мінералів виникають в умовах руху магми, що кристалізується. Такситовиє текстури можуть бути обумовлені нерівномірним розподілом кольорових мінералів (рогова обманка, біотіт) або чергуванням ділянок різної зернистості.
Для жильних і ефузивних гірських порід характерна порфірна структура, обумовлена швидкою кристалізацією магми, пов'язаної з втратою летких компонентів і охолоджуванням; інколи ця структура спостерігається в краєвих частинах інтрузивних тіл. Вона обумовлена наявністю в породи щільної (афанітовою) основної маси, в якій містяться крупні виділення мінералів — вкрапленникі. Структури ефузивних порід, що не містять вкрапленников, називаються афанітовими. Серед структур основної маси по співвідношенню скла і кристалів (мікролітів ) розрізняються: стекловатиє, або вітрофові (див. Вітрофір ), напівкристалічні (наприклад, гиалопілітовая структура) і мікролітовиє структури . Міра кристалічності ефузивних порід залежить від складу магми і геологічної обстановки се кристалізації. На поверхні Землі охолодження лав відбувається швидко, з втратою летких компонентів. Кислі і середні лави (ліпарітовиє, андезітовиє) утворюють напівкристалічні і стекловатиє породи (див. Обсидіан, Пемза ) , в стекловатой основній масі яких присутні тонкі (десяті і соті долі мм ) мікроліти. Основні, рідші лави застигають на земній поверхні у вигляді напівкристалічних порід.
Серед текстур ефузивних порід розрізняються: масивні, флюїдальниє і полосчато-флюїдальниє, обумовлені паралельним розташуванням різно забарвлених смуг вулканічного скла, вкрапленников і мікролітів. Залежно від кількості газових бульбашок в лаві розрізняють пористі, пузиристі і пемзові текстури. При заповненні порожнеч вторинними мінералами (кварц, обпав, цеоліти, карбонати і ін.) утворюються міндалекаменниє текстури.
Будова осадових гірських порід. У осадових гірських породах зв'язок будови (структури і текстури) порід з їх генезисом виявляється ще наочніше, ніж у вивержених порід. Уламкові гірські породи складаються з уламкових (кластичних) зерен різної величини і форми: зустрічаються зерна незграбні, полуокатанниє і що скачали. Зерна, що складають уламкові породи, в одних випадках лежать вільно, не скріпляючись один з одним жодною єднальною речовиною (цементом), в інших — в більшій або меншій мірі зцементовані кремнеземом (опалом, халцедоном), фосфатами, карбонатами кальцію і магнію або ін. мінералами.
Текстура уламкових порід, визначувана взаємним розташуванням зерен, буває 3 основних типів: безладна, шарувата і флюїдальная. При безладній текстурі частки розташовані без якого-небудь орієнтування: вона характерна для грубозернистих порід — гравію, галечников, пісків, але зустрічається і в більш тонкозернистих порід. Безладна текстура виникає в тих місцях області осадконакопленія, які характеризуються рясним і безперервним принесенням одноманітного уламкового матеріалу або постійним взмучиванієм осаду. При шаруватій текстурі окремі прошарки відрізняються один від одного складом і розмірами часток (див. Шаруватість гірських порід ) . Флюїдальная текстура — результат вторинного порушення спочатку шаруватої текстури осаду дією підводних (і наземних) зсувів, сильного хвилювання або зім'яло риючими тваринами — зустрічається рідко.
Будова органогенних гірських порід особливо всіляко в найбільш поширених карбонатних порід (вапняків і доломіту). При хорошому збереженні органічних залишків, з яких в основному складаються ці породи, структура цілком визначається характером організмів; такі структури називаються біоморфнимі або цельнораковіннимі. Залишки організмів зазвичай лежать ізольовано один від одного, скріпляючись цементом іншого мінералогічного складу або іншої структури (устричні, брахиоподовиє, пелецнподовиє і ін. ракушняки). В деяких випадках організми наростають один на іншій і виникають текстури зростання (особливо вони характерні для коралів, моховаток, вапняних водоростей, гндрактіноїдов). Наростання організмів дає або плоске тіло, що стелеться на дні басейну, із злегка хвилястою поверхнею — строматоліт, або невелику овальних контурів масу, схожу на конкрецію, — онколіт. Тіла з формою зростання у вигляді горбків або високих горбів отримали назву біогермов. Коралові рифи (див. Коралові спорудження ) є зазвичай комбінацією строматолітов, онколітов і біогермов з переважанням останніх.
От біоморфних структур ясно відрізняються органогенно-уламкові, або детрітусовиє, структури, коли органогенна порода складається незграбними або такими, що скачали уламками організмів. Детрітусовиє структури утворюються на мілководих ділянках дна під дією хвилювань, руйнівних раковини; велику роль в їх освіті грають хижаки, що харчуються тваринами раковин і раковини, що роздрібнюють їх.
Для біогенних порід характерні структури перекристалізації і метасоматізма. Перекристалізація супроводиться освітленням окремих ділянок породи, що додає їй плямистий або брекчисцидний характер (псевдобрекчиі); при метасоматізме частина вапняного цементу і раковин заміщається доломітом або халцедоном з утворенням плям.
Будова хемогенних гірських порід характеризується розвитком кристалічних зерен різних розмірів. При величинах менше 0,001 мм зерна не видно навіть в шліфі; така структура називається аморфною або колоїдною; макроскопічно порода однорідна, щільна і володіє характерним раковістим зламом. При розмірах в 0,001—0,01 мм зерна стають різними в шліфах (мікрозерниста структура), але зовнішній вигляд породи і раковістий злам зберігаються. При зернах в 0,01—0,1 мм структура називається тонко- або дрібнозернистою, макроскопічно зерна ще непомітні. При зернах 0,1—0,5 мм структура — середньозерниста; 0,5—1,0 мм — грубозерниста: більше 1 мм — грубозерниста. Якщо зерна різної величини, структуру називають різнозернистою. Серед текстур хемогенних порід найбільш поширені ооліт, масивна і шарувата. Текстура ооліту характеризується наявністю округлих зерен або їх агрегатів (оолітов); вона типова для карбонатних порід (вапняків, доломіту), залізних, марганцевих, фосфатних руд і бокситів. Масивна текстура спостерігається в однорідних по складанню хемогенних порід (доломіту, вапняків, гіпсу, ангидрітов). Шарувата текстура утворена чергуванням шарів порід різного мінералогічного складу або хемогенних і пластогенних порід (ангидрітов, гіпсу, кам'яною і калійних солей).
Будова метаморфічних гірських порід. Структури і текстури метаморфічних гірських порід виникають при перекристалізації в твердому стані первинних осадових і магматичних гірських порід під впливом літостатічеського тиску, температури і глибинних розчинів (флюїдів), незрідка в обстановці деформації, що приводить до закономірного орієнтування зерен мінералів, властивого гнейсовим (див. Гнейс ) і сланцевим текстурам (див. Сланцеватость ) . Структури метаморфічних порід називаються кристалобластичними; вони виникають в результаті зростання мінералів (бластов) в твердому або пластичному середовищі. Переважають неправильні зерна (ксенобласти), рідше утворюються зерна з кристалографічними формами (ідіобласти). Розрізняються рівномірнозернисті (гомобластічеськие) і нерівномірнозернисті (гетеробластічеськие) структури; окремим випадком останніх є порфіробластічеськие структури, що характеризуються наявністю крупних кристалів мінералів (порфіробластов) серед дрібнозернистої маси породи. За формою зерен мінералів серед метаморфічних порід розрізняють гранобластовиє, або зернисті (кварцити, мрамори), лепідобластовиє, або листуваті, властиві породам, що містять зерна мінералів листоподібної форми (слюдяні сланці, філліти), і лепідогранобластовиє, або зернисто-аркушеві. Якщо метаморфічні породи зберегли релікти вихідних структур порід, назва структур дається по первинній структурі, але з додаванням «бласто» (бластопорфіровая, бластопсаммітовая і т.д.). У метаморфічних породах можуть також зберігатися релікти текстур вихідних порід.
Літ.: Половінкина Ю. І., Структури і текстури вивержених і метаморфічних гірських порід, ч. 1—2 (т. 1—2), М., 1966: Ботвінкина Л. Н., Шаруватість осадових порід, М., 1962 (Тр. Геол. інституту АН(Академія наук) СРСР, ст 59).
