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 полнокристаллические структуры, при которых всё вещество породы раскристаллизовано. Присутствие в магме летучих компонентов понижает температуру 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 полнокристаллические породы (например, граниты). Среди полнокристаллических структур выделяются явно кристаллические — у пород с видимыми невооруженным глазом составными частями, и афанитовые — с различимыми только под микроскопом составными частями. Явно кристаллические 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 кристаллографическими формами и образуют идиоморфные кристаллы (см. Идиоморфизм), в др. случаях, когда минералы лишены собственных форм, они называются аллотриоморфными или ксеноморфными (см. Аллотриоморфность). 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 называются панидиоморфнозернистыми (пироксениты, перидотиты, дуниты). Структуры, обусловленные сочетанием главных породообразующих минералов различной степени идиоморфизма, называются гипидиоморфнозернистыми (граниты, сиениты, диориты). При отсутствии у минералов правильных огранений образуются породы с паналлотриоморфными структурами. Одновременное выпадение из расплава полевого шпата и кварца создаёт пегматитовую, или графическую, структуру прорастаний этих минералов (см. Пегматитовая структура). По относительной величине кристаллов различают структуры равномерно- и неравномернозернистые, а среди последних — порфировую и порфировидную (см. Порфировая структура). Порфировидными называются структуры, у которых масса породы является мелко- или среднезернистой и содержит крупные порфировые выделения отдельных минералов (порфировые вкрапленники).
Среди текстур в интрузивных породах выделяются прежде всего массивные, или однородные, текстуры, когда все минералы равномерно распределены по породе, имеющей в любом участке приблизительно одинаковые состав и структуру. Широко распространены также неоднородные — такситовые — текстуры. Полосчатая и флюидальные 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 которой содержатся крупные выделения минералов — вкрапленники. Структуры эффузивных пород, не содержащих вкрапленников, называются афанитовыми. Среди структур основной массы по соотношению стекла и кристаллов (микролитов) различаются: стекловатые, или витрофировые (см. Витрофир), полукристаллические (например, гиалопилитовая структура) и микролитовые структуры. Степень кристалличности эффузивных пород зависит от состава магмы и геологической обстановки сё кристаллизации. На поверхности Земли остывание лав происходит быстро, с потерей летучих компонентов. Кислые и средние лавы (липаритовые, андезитовые) образуют полукристаллические и стекловатые породы (см. Обсидиан, Пемза), в стекловатой основной массе которых присутствуют тонкие (десятые и сотые доли мм) микролиты. Основные, более жидкие лавы застывают на земной поверхности в виде полукристаллических пород.
Среди текстур эффузивных пород различаются: массивные, флюидальные и полосчато-флюидальные, обусловленные параллельным расположением различно окрашенных полос вулканического 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.
Строение осадочных горных пород. Восадочных 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) зёрен 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.
Текстура обломочных пород, определяемая взаимным расположением зёрен, бывает 3 основных типов: беспорядочная, слоистая и флюидальная. При беспорядочной текстуре частицы расположены без какой-либо ориентировки: она характерна для грубозернистых пород — гравия, галечников, песков, но встречается и у более тонкозернистых пород. Беспорядочная текстура возникает в тех местах области осадконакопления, которые характеризуются обильным и непрерывным приносом однообразного обломочного материала или постоянным взмучиванием осадка. При слоистой текстуре отдельные 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 породособенно разнообразно у наиболее распространённых карбонатных пород (известняков и доломитов). При хорошей сохранности органических остатков, из которых в основном состоят эти породы, структура целиком определяется характером организмов; такие структуры называются биоморфными или цельнораковинными. Остатки организмов обычно лежат изолированно друг от друга, скрепляясь цементом иного минералогического состава или иной структуры (устричные, брахиоподовые, пелецнподовые и др. ракушняки). В некоторых 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, — онколит. Тела с формой роста в виде холмиков или высоких бугров получили название биогермов. 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. Детритусовые структуры образуются на мелководных участках дна под действием волнений, разрушающих раковины; большую роль в их образовании играют хищники, питающиеся раковинными животными и раздробляющие их раковины.
Для биогенных пород характерны структуры перекристаллизации и метасоматизма. Перекристаллизация сопровождается осветлением отдельных участков породы, что придаёт ей пятнистый или брекчисцидный характер (псевдобрекчии); при метасоматизме часть известкового цемента и раковин замещается доломитом или халцедоном с образованием пятен.
Строение хемогенных горных пород характеризуется развитием кристаллических зёрен разных размеров. При величинах менее 0,001 мм зёрна не видны даже в шлифе; такая структура называется 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 внешний облик породы и раковистый излом сохраняются. При зёрнах в 0,01—0,1 мм структура называется 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 называют разнозернистой. Среди текстур хемогенных пород наиболее распространены оолитовая, массивная и слоистая. Оолитовая текстура характеризуется наличием округлых зёрен или их агрегатов (оолитов); 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 минералогического 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 магматических горных пород под влиянием литостатического давления, температуры 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 метаморфических пород называются кристаллобластическими; они возникают в результате роста минералов (бластов) в твёрдой или пластической среде. Преобладают неправильные зёрна (ксенобласты), реже образуются зёрна с кристаллографическими формами (идиобласты). Различаются равномернозернистые (гомобластические) и неравномернозернистые (гетеробластические) структуры; частным случаем последних являются порфиробластические структуры, характеризующиеся наличием крупных кристаллов минералов (порфиробластов) среди мелкозернистой массы породы. По форме зёрен минералов среди метаморфических пород различают гранобластовые, или зернистые (кварциты, мраморы), лепидобластовые, или листоватые, свойственные породам, содержащим зёрна минералов листовидной формы (слюдяные сланцы, филлиты), и лепидогранобластовые, или зернисто-листовые. Если метаморфические 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), М., 1966: Ботвинкина Л. Н., Слоистость осадочных пород, М., 1962 (Тр. Геол. института АН(Академия наук) СССР, в. 59).
