Геологический Музей НГУ  
  Главная     Витрины     Учебные пособия     Поиск     Фотоальбомы     Фильмы     Ссылки     О проекте    статистика   81665 посещений   2246 образцов 
Учебные пособия

1 курс
Физические свойства минералов
Минеральные агрегаты
Минералы
Учебная коллекция минералов к курсу «Общая геология»
Горные породы
Учебная коллекция горных пород к курсу «Общая геология»
Пособие по минералогической кристаллографии «Кристалл»

2 курс
Минералообразующие процессы
Систематика минералов
Структуры минералов
Местонахождения минералов
Байкальская минералогическая практика
Палеонтология

3 курс
Осадочные горные породы
Магматические горные породы: систематика, номенклатура, структуры и текстуры
Агаты в кислых эффузивах

Пособия - коллекции
Пегматиты
Скарновые месторождения
Месторождения гидротермального генезиса
Месторождения поделочных и декоративно-облицовочных камней

Пособия в формате "pdf"
Минералы и минералообразующие процессы (к курсу "Общая геология")
Горные породы (к курсу "Общая геология")

Авторы: Ушакова Е.Н., Шелепаев Р.А., Изох А.Э., Сухоруков В.П., Никитин А. А.
Магматические горные породы: систематика, номенклатура, структуры и текстуры
В электронном пособии рассмотрены вопросы систематики и номенклатуры изверженных горных пород, в основу которых положены методические указания Межведомственного петрографического комитета, опубликованные в Петрографическом кодексе. С учетом многолетнего преподавания петрографии на геолого-геофизическом факультете НГУ таблицы по номенклатуре вулканических и плутонических пород максимально адаптированы к учебному процессу. Приведены развернутые описания и изображения структур и текстур горных пород, как заимствованные из различных литературных источников, так и находящиеся в коллекции Геологического музея НГУ.

ВВЕДЕНИЕ

Для классификации магматических пород в мировой геологической практике используется систематика, принятая подкомиссией по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук. На русский язык этот труд переведен благодаря усилиям С. В. Ефремовой [Классификация…, 1997]. В России для производственных геологических организаций, осуществляющих геологические съемки различных масштабов, инструкцией является Петрографический кодекс, утвержденный Петрографическим комитетом России [Петрографический…, 1995]. Поскольку студенты геолого-геофизического факультета НГУ проходят производственные практики в геолого-съемочных партиях или после окончания университета попадают в производственные организации, мы считаем необходимым читать курс петрографии изверженных пород в соответствии с Петрографическим кодексом. Тем не менее, нами внесены незначительные изменения и дополнения, учитывающие специфику преподавания петрографии. При написании статей в международные журналы мы рекомендуем пользоваться Международной систематикой магматических пород [Классификация…, 1997].
К сожалению, в настоящее время в России нет ни одного учебника по петрографии магматических пород, который удовлетворял бы требованиям Петрографического кодекса. В данном учебном пособии мы попытались восполнить этот пробел.
Авторский коллектив благодарит Широких Валентину Алексеевну и Пашкову Людмилу Борисовну за неоценимую помощь при подготовке пособия.

СИСТЕМАТИКА И КЛАССИФИКАЦИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

Основные принципы систематики и классификации

Петрографы должны разговаривать на одном языке, поэтому главной задачей систематики магматических пород является разработка принципов группировки всего их многообразия во взаимосвязанные таксономические единицы — типы, классы, группы, ряды, семейства и виды (рис. 1).

pict 1
Классификация — это разработанная система распределения множества горных пород по таксономическим подразделениям на основании определенных химических, минералогических и структурных признаков. При этом одинаковые по вещественному составу и структурам породы должны попадать в один и тот же таксон (семейство, ряд, вид и т. д.). Классификация закрепляет результаты изучения пород и открывает возможности для единообразной диагностики горных пород.
Самой крупной таксономической единицей, принятой в Петрографическом кодексе, является тип горной породы, который выделяется по механизму ее образования. Выделяют следующие типы горных пород: магматические, метаморфические, осадочные, метасоматические и рудные породы. Ведущим признаком для определения типа горной породы является ее генезис, который определяется в полевых условиях по форме геологических тел и текстурно-структурным особенностям. Дальнейшее подразделение множества горных пород производится по различным, разработанным отдельно для каждого типа пород, сочетаниям структурно-вещественных признаков.
Рекомендуемая Петрографическим кодексом классификация и номенклатура магматических пород базируется на общих принципах многоступенчатой петрографической систематики, которая предусматривает сочетание минералогических, химических и структурно-текстурных признаков горных пород. В этой систематике, разработанной Терминологической комиссией Межведомственного Петрографического комитета  [Там же], магматические породы группируются во взаимоподчиненные таксономические категории, для каждой из которых устанавливаются свои классификационные признаки, обладающие достаточной
объективностью. Каждое таксономическое подразделение занимает определенное место в общей иерархической схеме систематики.
Тип магматических пород разделяется по фациальным условиям образования на три класса: плутонический, вулканический и гипабиссальный. Признаком различия является глубина становления магматической породы, которая определяется по геологическим наблюдениям и текстурно-структурным особенностям.
Класс плутонических магматических породполнокристаллические породы, происхождение которых связано с глубинной кристаллизацией магматического расплава (граниты, габбро, перидотиты).
Класс вулканических магматических породпорфировые или афировые породы с микрокристаллической, криптокристаллической или стекловатой основной массой, являющиеся продуктами кристаллизации магмы, вышедшей на земную поверхность (базальты, риолиты, андезиты).
К классу гипабиссальных относятся породы, формирование которых происходило на небольших глубинах. Эти породы занимают по условиям залегания и структурам промежуточное положение между плутоническими и вулканическими породами. Гипабиссальные породы обычно проявляются в виде малых интрузий: даек, силлов, штоков (долериты, гранит-порфиры).
Такой принцип выделения этих классов характеризует глубину и скорость кристаллизации магматической горной породы, что объективно отражено в ее структурных особенностях и условиях залегания.
Дальнейшее подразделение магматических пород основывается на их вещественном составе (химическом или минеральном), причем вначале для последовательного выделения групп, рядов, семейств используются химические критерии как наиболее универсальные, так как один и тот же химический состав может соответствовать разным минеральным ассоциациям.

Семейства горных пород

  1. Оливиниты-дуниты
  2. Перидотиты
  3. Мелилитолиты
  4. Ультраосновные фойдолиты
  5. Пироксениты-горнблендиты
  6. Габброиды
  7. Монцогаббро
  8. Эссекситы
  9. Щелочные габброиды
  10. Основные фойдолиты
  11. Основные фельдшпатоидные сиениты
  12. Диориты
  13. Монцониты
  14. Сиениты
  15. Щелочные сиениты
  16. Фельдшпатоидные сиениты
  17. Гранодиориты
  18. Граниты
  19. Лейкограниты
  20. Граносиениты
  21. Умеренно-щелочные граниты
  22. Умеренно-щелочные лейкограниты
  23. Щелочные граносиениты
  24. Щелочные граниты
  25. Щелочные лейкограниты
  26. Пикриты
  27. Щелочные пикриты
  28. Мелилититы
  29. Ультраосновные фоидиты
  30. Пикробазальты
  31. Мелабазальты
  32. Базальты
  33. Лейкобазальты
  34. Трахибазальты
  35. Щелочные базальты
  36. Основные фоидиты
  37. Основные фонолиты
  38. Андезибазальты
  39. Бониниты-марианиты
  40. Андезиты
  41. Трахиандезибазальты
  42. Трахиандезиты-латиты
  43. Трахиты
  44. Щелочные трахиты
  45. Фонолиты
  46. Дациты
  47. Риодациты
  48. Риолиты
  49. Трахидациты
  50. Трахириодациты
  51. Трахириолиты
  52. Щелочные трахидациты
  53. Пантеллериты-комендиты

 

Группы магматических пород
Магматические породы по содержанию кремнезема (в мас. %) подразделяются на четыре группы: ультраосновные — 30–45; основные — 45–53; средние — 53–64 и кислые — 64–78. В предлагаемой классификации не рассматриваются особые по генезису магматические несиликатные и низкосиликатные породы.
Границы между группами магматических пород по содержанию SiО2 условны, так как все эти группы связаны между собой постепенными переходами.
Минералогическим признаком, отличающим ультраосновные породы от основных, в первую очередь является содержание полевых шпатов. В ультраосновных породах их содержание, как правило, не превышает 10 об. %.
Главное различие пород среднего и основного состава – это содержание анортитового минала в плагиоклазе. Но эта закономерность достаточно хорошо наблюдается только в породах нормального ряда. Для пород умеренно-щелочного и щелочного рядов такой признак не всегда дает удовлетворительные результаты, тогда приходится использовать комплекс признаков, таких как содержание темноцветных минералов, кварца и др., а также данные о химическом составе породы.
Наиболее легко по минералогическим признакам различаются породы среднего и кислого состава, в этом случае граница в 64 мас. % SiO2 соответствует 15 об. % кварца в  породе.
Петрохимические ряды
Группы магматических пород разделяются по содержанию щелочей (Na2O и K2O) на петрохимические ряды — нормальные, умеренно-щелочные (субщелочные), щелочные. Критерием для такого разделения служит содержание в горных породах суммы щелочей (Nа2О + К2О), пределы колебаний которой принимаются разными для различных групп пород, т. е. варьируют в зависимости от содержания SiO2 (рис. 2).

pict2

В классификационных таблицах видно, что принятые граничные содержания суммы щелочей коррелируются с особенностями минерального состава горных пород, т. е. с содержаниями и относительной ролью некоторых породообразующих минералов-индикаторов (фельдшпатоидов, щелочных полевых шпатов, щелочных пироксенов и амфиболов), что рекомендуется также независимо от химии использовать для определения границ между петрохимическими рядами по щелочности. Так, породам нормального ряда свойственно отсутствие фоидов (фельдшпатоидов) и щелочных темноцветных минералов, а также пироксенов и амфиболов с высоким содержанием титана. Щелочные полевые шпаты присутствуют только в кислых и средних породах нормального ряда. Средние и основные породы, в которых появляются кислые плагиоклазы (например, в гавайитах, муджиеритах) и (или) щелочные полевые шпаты а также титанавгит, должны относиться к умеренно-щелочному ряду. К щелочному ряду следует относить магматические породы, содержащие фоиды и (или) щелочные темноцветные минералы — эгирин, эгирин-авгит, арфведсонит или рибекит; в ультраосновных породах роль фоидов могут играть минералы группы мелилита.

Семейства и виды

Распределение магматических пород по группам (по кремнекислотности—основности) и по петрохимическим рядам (по общей щелочности) позволяет выделить следующий таксон систематики — семейства горных пород, т. е. сообщества магматических пород близкого минерального состава, характеризующиеся определенными отношениями кремнезема и щелочей. Для графического изображения этих соотношений используется бинарная TAS-диаграмма (total—alkali—silica) (см. рис. 2).
Дальнейшее деление семейств горных пород на виды и разновидности осуществляется введением новых классификационных критериев — количественно-минералогических, структурных, дополнительных петрохимических или геохимических. Вид горной породы — элементарное звено в систематике — выделяется по наибольшему числу признаков: составу первично-магматических типоморфных (главных) и существенных минералов, их количественным и структурным соотношениям в сочетании с некоторыми дополнительными петрохимическими параметрами. Характеристики видов плутонических магматических пород должны базироваться на их модальном минеральном составе, выраженном в объемных процентах.
Для вулканических пород при выделении видов также используются количественно-минералогические и химические характеристики. Для вулканических пород, модальный минеральный состав которых установить невозможно (присутствует стекловатая основная масса), в качестве первого классификационного признака может выступать только их химический состав или нормативные пересчеты.
В целях ликвидации двойственности в обозначении кайнотипных и палеотипных вулканических пород одного вида Петрографический кодекс рекомендует переход на единую одинарную кайнотипную номенклатуру для всех вулканических пород, принятую и в международной практике. Термины порфир и порфирит сохраняются только в наименованиях гипабиссальных магматических пород. Рекомендуется также отказаться от использования таких давно вошедших в практику, но устаревших терминов для палеотипных вулканических пород, как диабаз, мелафир, альбитофир, ортофир, кератофир и др. Для метаморфизованных вулканических пород следует употреблять названия метабазальт, метадацит и т. д.
Не следует использовать для видов вулканических пород названия, учитывающие только их структурные особенности: фельзит, витрофир, невадит, амигдалофир и т. п.; их целесообразно употреблять лишь в качестве прилагательных для некоторых разновидностей вулканических пород (риолит фельзитовый, трахит витрофировый и др.) Степень раскристаллизации вулканических пород не должна учитываться в названиях их видов; для разновидностей с преобладанием стекла в основной массе рекомендуется давать названия с приставкой (префиксом) гиало- (гиалобазальт, гиаломеланефелинит).
Кодекс не peгламентирует выделение разновидностей магматических пород иих номенклатуру. Право выделения таких разновидностей предоставляется самим исследователям при соблюдении ими единой номенклатуры видов магматических пород. Всоответствии с существующей практикой для выделения разновидностей магматических пород могут использоваться признаки: а) минералогические (особенности состава породообразующего минерала, например повышенная основность плагиоклаза; присутствие второстепенных или даже акцессорных минералов в количествах, превышающих нормальные для данного вида; отличные от среднего для данного вида значения цветового индекса, что обозначается приставками мелано- (мела-) или  лейко- к видовому названию); б) химические (повышенные или пониженные содержания отдельных породообразующих оксидов; в) структурные (нетипичные для данного вида зернистость, порфировость, трахитоидность и т. п.).
Предложения о выделении новых петрографических видов должны быть до опубликования рассмотрены и одобрены Терминологической комиссией МПК. Предложения о выделении разновидностей магматических пород Терминологическая комиссия не      рассматривает.
Магматические горные породы наряду с разделением их на группы по кремнекислотности–основности могут быть подразделены еще по степени мафичности — по величине цветового индекса М (отношение темноцветных минералов к салическим) на ультрамафические (М > 70), мафические (70 > М > 30), мафисалические (30 > М > 20), салические (М < 20).

Номенклатура гипабиссальных пород

Класс гипабиссальных магматических пород, по структурам являющийся промежуточным между классами плутонических и вулканических пород, включает горные породы малых интрузий (даек, силлов, небольших штоков) и субвулканических масс (некков, диатрем, экструзивных куполов). Сходные со многими из них по составу и облику породы встречаются также во внутренних частях мощных вулканических потоков и в краевых приконтактовых зонах интрузивных массивов, формировавшихся на умеренных глубинах.
Кристаллизация гипабиссальных пород и вулканических пород гипабиссального облика происходила в близких термодинамических условиях, что определило своеобразие их текстур и структур (порфировая, порфировидная, лампрофировая, гранофировая, аплитовая, микропегматитовая и др.).
По составу (химическому и минеральному) одни гипабиссальные породы вполне отвечают определенным видам плутонических или вулканических пород, представляя собой их структурные фации, обусловленные специфическими условиями кристаллизации. Гипабиссальные породы этой первой группы, как правило, находятся в тесной пространственно-временной (генетической) связи с интрузивными массивами или с вулканическими образованиями, т. е. они принадлежат к определенным плутоническим или вулканическим комплексам, в составе которых их и следует рассматривать.
Другие гипабиссальные породы не имеют петрографических аналогов среди плутонитов и вулканитов и известны только в форме малых гипабиссальных тел; к ним могут быть отнесены лампрофиры, лампроиты, кимберлиты и близкородственные последним щелочные беспироксеновые пикриты (мелилитовые, монтичеллитовые, флогопит-кальцитовые). Горные породы этой второй группы наблюдаются как автономные образования — комплексы малых интрузивных тел в виде протяженных поясов или небольших роев даек, силлов, мелких штоков, жил и диатрем (трубок взрыва).
Гипабиссальные порфировые породы, не имеющие собственных наименований, должны называться в соответствии с номенклатурой плутонических пород с отражением их порфирового строения (гранит-порфир, сиенит-порфир,  диорит-порфирит и т. д.); таким же образом следует давать названия входящим в состав вулканических комплексов гипабиссальным породам с фенокристаллами в полнокристаллической или криптокристаллической основной массе (габбро-порфирит в базальтовом вулканическом комплексе, сиенит-порфир в трахитовом комплексе и т. п.). К корневому названию соответствующей плутонической породы добавляется «порфирит» в том случае, если вкрапленники представлены плагиоклазом или темноцветными минералами, или «порфир», если во вкрапленниках присутствуют кварц, калиевый полевой шпат или фельдшпатоид.
Для афировых гипабиссальных пород, зернистость которых различима под микроскопом, рекомендуется использовать названия плутонических пород с префиксом микро- (микромонцонит, щелочной микросиенит и т. п.).
Для гипабиссальных (главным образом субвулканических, т. е. таких пород, для которых есть непосредственная связь с вулканическим аппаратом) пород, содержащих стекло или девитрифицированный мезостазис, рекомендуется использовать обычную номенклатуру вулканических пород (меланефелинит, базальт, андезит, дацит и т. д.).
Наиболее сложна и специфична проблема классификации и номенклатуры гипабиссальных пород второй группы, не имеющих плутонических или явных вулканических (покровных) аналогов. Международная подкомиссия по систематике изверженных пород рекомендует рассматривать такие образования в группе лампрофировых пород, в которую включаются собственно лампрофиры, лампроиты и кимберлиты [A classification…, 1989]. Для них указываются следующие общие характерные признаки: а) залегание, как правило, в виде даек (лампрофиры, лампроиты, реже кимберлиты), диатрем (кимберлиты, лампроиты) или небольших экструзий (лампроиты); б) нахождение полевых шпатов и (или) фельдшпатоидов, когда они присутствуют в породе, преимущественно в основной массе; те и другие отсутствуют в кимберлитах; в) кальцит, цеолиты и другие минера­лы, типичные для гидротермальных парагенезисов, могут появляться в качестве первичных минеральных фаз.
Условные обозначения минералов
(по Kretz R., 1983, с незначительными добавлениями)

Ab

альбит

Kls

кальсилит

Aeg-Aug

эгирин-авгит

Ktp

катафорит

Aeg

эгирин

Lab

лабрадор

Alk

приставка,обозначающая щелочность

Lct

лейцит

An

анортит; анортитовый компонент в Pl

Lct'

псевдолейцит

Am

амфибол

Lep

лепидомелан

Anl

анальцим

Mag

магнетит

Atg

антигорит

Mel

мелилит

Ap

апатит

Mtc

монтичеллит

Art

арфведсонит

Ms

мусковит

Aug

авгит

Ne

нефелин

Brv

баркевикит

Nsn

нозеан

Bt

биотит

Ol

оливин

Cpx

клинопироксен

Olg

олигоклаз

Cal

кальцит

Or

ортоклаз

Ccn

канкринит

Opx

ортопироксен

Chl

хлорит

Prv

перовскит

Chr

хромит

Рhl

флогопит

Ctl

хризотил

Pl

плагиоклаз

Cen

клиноэнстатит

Prp

пироп

Crs

кристобалит

Px

пироксен

Cum

куммингтонит

Qtz

кварц

Di

диопсид

Rbk

рибекит

Di- Aug

диопсид-авгит

Rt

рутил

En

энстатит

Sa

санидин

Ep

эпидот

Srp

серпентин

F

фойды

Sdl

содалит

Fa

фаялит

Spl

шпинель

Fl

флюорит

Tiaug

титанавгит

Fe-Aug

железистый авгит

Timag

титаномагнетит

Fo

форстерит

Tlc

тальк

Fsp

калиевый калинатровый полевой шпат

Ttn

титанит (сфен)

Grt

гранат

Toz

топаз

Hyn

гаюин

Tur

турмалин

Нbl

роговая обманака

Trd

тридимит

Ilm

ильменит

Zrn

циркон

 

1

pict3

pict4

pict5

6

7

8

3

9

10

11

4

12

13

 

14

15

5

5-1

16

17

18

19

20

21

22

6

23

24

25

26

7

27

8

28

9

29

10

31

32

11

33

12

34

35

36

37

13

38

14

39

15

40

41

16

42

43

44

17

45

46

47

48

49

18

50

51

52

53

19

54

20

55

56

21

57

22

58

23

24

59

60

61

62

63

 

Словарь терминов и структур пород

А

Авгитофировая структура – структура порфировых пород, вкрапленники которых представлены только авгитом (рис. 37; 116).
Агпаитовая гипидиоморфная структура плутонических нефелинсодержащих пород, характеризующаяся большей степенью идиоморфизма салических минералов относительно темноцветных минералов. Наиболее идиоморфным является нефелин, затем полевой шпат и, наконец, пироксен и амфибол (рис. 29; 127). Встречается в фойдолитах и в нефелиновых сиенитах. Аллотриоморфная (аллотриоморфнозернистая) – структура характеризуется тем, что слагающие породу зерна минералов не имеют свойственных им кристаллографических очертаний (рис. 26; 30; 45; 50; 51; 98; 126; 164). Син. ксеноморфная.
Андезитовая чаще ее определяют как синоним гиалопилитовой структуры, но иногда также рассматривают в качестве разновидности гиалопилитовой структуры с меньшим содержанием стекла, как войлок микролитов, склеенных, пропитанных стеклом (рис. 102). См. гиалопилитовую структуру.
Антипертит – плагиоклаз, содержащий закономерные вростки калиевого полевого шпата.
Анхимономинеральная порода (анхи- приставка, означающая «почти») – магматическая порода, почти целиком состоящая из одного минерала. Как правило, это плутонические породы ультраосновного – оливинит (рис. 4), дунит (рис. 6; 7), якупирангит (рис. 23) – и основного состава: горнблендит (рис. 42), орто-, и клинопироксениты (рис. 43; 44), анортозит (рис. 51).
Аплитовая – мелкозернистая аллотриоморфная структура преимущественно аплитов. Представлена мозаикой неправильных изометричных зерен полевых шпатов и кварца (рис. 173). Иногда кварц более идиоморфен, чем полевые шпаты. В некоторых случаях такую структуру называют гранулитовой (рис. 147, в).
Апо – приставка для обозначения вторичных пород (структур), возникших при изменении исходной породы (структуры). Апогарцбургитовый серпентинит (рис. 9); апоинтерсертальная структура (рис. 73).
Афанитовая – тонкозернистая структура, минералы которой неразличимы невооруженным глазом. Под микроскопом может быть микрокристаллической, т. е. отдельные минералы породы уже узнаваемы (глаз различает отдельные зерна, если их диаметр больше 0,01 мм); скрытокристаллической – минералы неразличимы даже при сильных увеличениях: наблюдается суммарное действие минерального агрегата на поляризованный свет; и даже стекловатой. Син. скрытокристаллическая, криптокристаллическая.
Афировая – структура эффузивных пород, не содержащих вкрапленников (рис. 68; 72).

Б

Базис основная масса пород с порфировой или порфировидной структурой. Син. матрица, мезостазис.
Базитовые структуры – структуры основных изверженных пород (базитов): офитовая, долеритовая, интерсертальная, толеитовая. «…В шлифе их сразу и прежде всего бросается в глаза сеть, образуемая лейстами плагиоклазов, дающими при взаимном соприкосновении (реже пересечении) замкнутые трех-, четырех- и многоугольные промежутки, в которых находятся остальные компоненты породы» [Лодочников, 1946; Половинкина, 1966].
Баститовая структура определяется широким развитием гомоосевых псевдоморфоз серпентина по ортопироксену (рис. 9; 13).
Бластовая – структура, возникшая при перекристаллизации исходной породы в твердом состоянии, т. е. в результате метаморфизма, бластеза. Бластоцементная структура в катаклазите (рис. 150), бластомилонитовая структура в милоните (рис. 152).
Бостонитовая – структура жильных пород сиенитового состава; характеризуется беспорядочно или субпараллельно расположенными лейстами калиевого полевого шпата с извилистыми, зубчатыми очертаниями. Промежутки между зубцами могут быть выполнены кварцем, нефелином, амфиболом и другими минералами (рис. 115).
Брекчиевая макроструктура и текстура кимберлитов; брекчия состоит из многочисленных обломков (ксенолитов мантийных пород: дунитов, перидотитов, эклогитов и коровых пород), сцементированных кимберлитом, обычно в значительной степени замещенным вторичными минералами (рис. 192). Недавно впервые описаны исключительно свежие кимберлиты из трубки Удачная – Восточная [Kamenetsky et al., 2004].

В

Вариолитовая разновидность сферолитовой структуры в базальтах. Вариоли – радиально-лучистые или тонковолокнистые обособления, состоящие из одного минерала (например, плагиоклаза), тонких прорастаний двух (плагиоклаза и авгита) и более минералов (рис. 74). Вариоли и окружающий их субстрат несколько различаются по составу, поэтому на выветрелой поверхности породы вариоли выступают в виде оспин.
Венцовая – характеризуется первично-магматическими каемками нарастания более поздних минералов на ранее выделившиеся, образующимися в результате реакции между фемическими минералами и расплавом.  Например,  реакция оливин + расплав = ортопироксен; или каемки первичной бурой или темно-зеленой роговой обманки вокруг клинопироксена за счет взаимодействия пироксена с остаточным расплавом и др. (рис. 21; 46). Термин широкого пользования. Нередко применяется при описании каемок разного, не только магматического, генезиса.
Витрофировая структура основной массы вулканических пород, почти полностью состоящая из стекла (рис. 67; 105). Син. гиалиновая, стекловатая.
Витропорфировая – полукристаллическая разновидность порфировой структуры со стекловатой основной массой (рис. 39; 65; 67; 92; 93; 105; 106; 154 б–г; 156; 161; 185; 187). В 12 указанных примерах при выборе названия структуры основной массы в восьми случаях использован синоним стекловатая, в двух – витрофировая (рис. 67; 105), в 2-х – гиалиновая
(рис. 67; 156). См. структуры витрофировую, гиалиновую.

Г

Габбровая – равномернозернистая структура пород семейства габброидов: зерна плагиоклаза и темноцветных минералов имеют более или менее изометричную форму (рис. 45, а), но в разных участках шлифа один из минералов может быть несколько идиоморфнее другого (рис. 45, б). Структура близка к аллотриоморфной (рис. 45, а; 47; 48; 50; 52; 53).
Габбро-офитовая структура, промежуточная между габбровой и офитовой. По сравнению с габбровой плагиоклаз представлен заметно удлиненными, но короткостолбчатыми кристаллами. В то же время в отличие от офитовой структуры идиоморфизм плагиоклаза относительно темноцветных минералов выражен менее резко (рис. 45, в). Син. габбро-диабазовая.
Гиалиновая структура. (рис. 67; 156). Син. витрофировая, стекловатая. См. структурыстекловатую, витропорфировую.
Гиалопилитовая – структура основной массы андезитов, реже дацитов, базальтов. В литературе используются два толкования этого термина: 1) в матрице преобладает стекло (больше 50 % ее объема), которое отделяет друг от друга разноориентированные микролиты плагиоклаза (рис. 70; 72; 100, в; 108); 2) в базисе преобладают микролиты плагиоклаза, но при значительном содержании стекла. Иголки плагиоклаза образуют тонкий войлок, склеенный, пропитанный стеклом (рис. 102). Такую структуру называют андезитовой. Вместе с тем, термины андезитовая и гиалопилитовая используются также как синонимы.
Гипидиоморфная (гипидиоморфнозернистая) – структура плутонических пород, минералы которых отличаются по степени идиоморфизма, обычно отражающей порядок их выделения из расплава (рис. 18; 24; 82; 97; 113; 120; 121; 123; 128; 137–140; 148; 175). Разновидности: агпаитовая, гранитовая, диоритовая, монцонитовая и др. Это наиболее распространенный тип структур в плутонических породах.
Гломеропорфировая разновидность порфировой структуры с неравномерным распределением вкрапленников в основной массе: наряду с одиночными фенокристаллами наблюдаются их скопления из нескольких индивидов (рис. 37; 70; 116; 130).
Гологиалиновая структура характерна для эффузивных и некоторых гипабиссальных пород, чаще кислого состава, целиком состоящих из стекла (рис. 162; 163). Син. стекловатая.
Гранитовая – разновидность гипидиоморфной структуры в кислых плутонических породах; степень идиоморфизма минералов снижается в последовательности: акцессорные минералы, темноцветы, плагиоклаз, калиевый полевой шпат, кварц (рис.137; 139; 147, а–б; 148; 170).
Гранофировая микропегматитовая или микрографическая структура основной массы, главным образом, кислых гипабиссальных пород. Распознается только под микроскопом (рис. 62; 141). См. пегматитовую структуру.
Гранулитовая – разновидность аплитовой структуры: кварц идиоморфнее полевых шпатов (рис. 147, в; 173).
Графическая структура (рис. 142; 143) – Син. письменная, пегматитовая. См. пегматитовую структуру.

Д

Дактилотипная – структура лейцитовых пород, в которой тонкие взаимные прорастания нефелина и калишпата или нефелина и кальсилита образуют псевдоморфозы по лейциту (псевдолейцит). Рисунок напоминает отпечатки пальцев (рис. 128; 129; 134). Разновидность симплектитовой структуры. Син. дактилитовая, дактилоскопическая.
Дендритовая (дендритовидная) тонкие волокнистые скелетные выделения минералов в основной массе эффузивных пород, напоминающие ветвящиеся растения (рис. 19; 20).
В базальтах в условиях резкого охлаждения «Клинопироксен также периодически образует дендриты, но обычно быстрая кристаллизация его приводит к росту мелких призматических кристаллов с полыми окончаниями. В разрезах вдоль удлинения такие кристаллы имеют типичную форму раздвоенного хвоста. Призматический облик и форма раздвоенного хвоста также характерны для закаленных плагиоклазов, которые, кроме того, могут иметь форму сноповидных сростков игольчатых кристаллов» [Кокс и др., 1982, с. 176–177]. Закаленные плагиоклазы см. на рис. 65; 67; 70; 72; 76; 95; 102, а закаленные клинопироксены – на рис. 72; 76; 92; 106.
Диабазовая – структура характеризуется резким идиоморфизмом плагиоклаза по отношению к фемическим минералам. В промежутках между разноориентированными таблицами плагиоклаза располагаются одиночные ксеноморфные зерна темноцветных минералов (рис. 46; 48; 63). Син. офитовая. См. базитовые структуры.
Долеритовая структура основных гипабиссальных и эффузивных пород: угловатые промежутки между разноориентированными лейстами плагиоклаза выполнены не одним, а несколькими мелкими изометричными зернами авгита или авгита и оливина. См. базитовые структуры.
Деформационные структуры, носящие следы механического воздействия на породу в виде деформаций ее минералов или участков (рис. 149–152).
Диоритовая – гипидиоморфная структура с отчетливым идиоморфизмом плагиоклаза по отношению к темноцветным минералам.
Друзитовая реакционная постмагматическая структура в метаморфизованных габброидах. В контакте с зернами плагиоклаза оливин обрастает концентрическими каемками радиально-лучистого строения в определенной последовательности. Например, ортопироксеновая кайма окружена оболочкой роговой обманки и граната, либо роговой обманки и шпинели, либо одного граната (рис. 54). Впервые такую структуру описал Е. С. Федоров (1896) в габброидах Беломорья; он же назвал такие породы друзитами. В настоящее время этот термин нередко используется также как синоним венцовой, келифитовой, коронитовой структур.

И

Интерсертальная – структура характеризуется большим количеством беспорядочно расположенных лейст основного плагиоклаза, образующих решетку с небольшими угловатыми промежутками (интерстициями), заполненными стеклом (рис. 68; 69; 95) или продуктами его девитрификации (рис. 73 – апоинтерсертальная). Син. базальтовая структура. Условная граница между интерсертальной и гиалопилитовой структурами иногда проводится по содержанию в основной массе стекла: > 50 % – структура гиалопилитовая, < 50 % – интерсертальная.

К

Катакластические структуры обусловлены механическим воздействием на породу после ее кристаллизации. На начальной стадии катаклаза наблюдаются волнистое погасание у кварца, изогнутые чешуйки слюды и двойниковые полоски у плагиоклаза. Более интенсивный катаклаз проявляется в изгибании, растяжении, раздроблении минералов и участков породы. Минеральные новообразования, сланцеватость отсутствуют (рис. 149; 150). См. милонитовую структуру.
Келифитовая – структура реакционная, постмагматическая: на контактах зерен двух разных минералов возникают концентрические каемки радиально-лучистого строения. Могут быть одинарными: кайма из радиально расположенных призмочек амфибола вокруг зерна оливина на стыке с плагиоклазом, двойными (рис. 54; 55; 82) и более сложными. Обычны в габброидах, встречаются в перидотитах и других породах.
Кинкбанд структура – в дунитах, гарцбургитах офиолитовых комплексов в зернах оливина в скрещенных николях наблюдаются параллельные или изогнутые полоски, напоминающие полисинтетические двойники. Это зоны скольжения, трансляции, возникающие при пластических деформациях породы.
Коронитовая структура – термин не имеет однозначного определения. Часто используется как синоним венцовых, келифитовых, друзитовых структур.
Крипто – приставка в названии структур, обозначающая их тонкозернистую природу.
Криптовая структура – разновидность неравномернозернистой (рис. 30) и порфировидной (рис. 145) структур: в породе резко преобладают относительно крупные не плотно соприкасающиеся зерна минералов, замкнутые промежутки между которыми (крипты) выполнены агрегатом более мелких зерен.
Криптокристаллическая – структура очень тонкозернистых пород. Син. скрытокристаллическая, микроафанитовая.
Кристаллитовая – стекловатая структура породы или основной массы со значительным содержанием кристаллитов (рис. 38; 107; 154, в; 160).
Кристаллиты – мельчайшие образования в стеклах кислого состава; не действуют на поляризованный свет. Рассматриваются как зародыши будущих скелетных кристаллов или микролитов. Типы кристаллитов: глобули – мелкие капли, шарики; маргариты – цепочки «бус» из глобулитов; лонгулиты – цилиндрики с округленными окончаниями; трихиты – изгибающиеся волосовидные образования; скопулиты – тонкие стебельки с боковыми веточками, перья; спикулиты – имеют ланцетообразную форму с острыми концами (рис. 154).

Л

Лейсты – кристаллы удлиненной призматической формы; например, лейсты плагиоклаза в офитовой структуре (рис. 63). Термин характеризует только форму зерен минералов, но не их размеры.
Лампрофировая структура – обычно порфировидная структура с полнокристаллической панидиоморфной основной массой. Характерная ее особенность – вкрапленники представлены идиоморфными, часто резорбированными кристаллами темноцветных минералов. Типичны водосодержащие амфиболы и биотит, а также пироксены. Полевые шпаты присутствуют только в основной массе (рис. 179–184), образуя призматическизернистую структуру. Некоторые лампрофиры имеют порфировую структуру при стекловатой основной массе (рис. 185; 187).
Линофировая – порфировая структура эффузивных пород с линейно-параллельным расположением вкрапленников, обычно вытянутой, удлиненной формы (рис. 101; 155). Иногда в качестве синонима этой структуры используется термин планофировая [Лапин, Фролова, 1992].

М

Маргинационная структура – в переводе с лат. означает «структура, имеющая оторочки». Термин используется как синоним структуры рапакиви, а также в более широком смысле, например, при обрастании зерен плагиоклаза калиевым полевым шпатом.
Микро – приставка к названиям пород (микрогаббро) или структур (микрогаббровая), указывающая на их относительно мелкозернистое строение: минералы породы или ее основной массы различимы только под микроскопом.
Микрогаббровая – структура мелкозернистых равномернозернистых пород или базиса порфировидных основных пород, минералы которых различимы только под микроскопом (рис. 59–61).
Микродиабазовая – мелкозернистая разновидность диабазовой структуры. Син. микроофитовая.
Микродолеритовая – микрокристаллическая разновидность долеритовой структуры
(рис. 71; 75; 81).
Микрокристаллическая – разновидность полнокристаллической структуры, в которой отдельные зерна различимы только под микроскопом (рис. 34; 36; 116). Макроскопически микрокристаллические породы являются афанитовыми.
Микролитовая – структура основной массы порфировых пород, состоящая из микролитов или микролитов и незначительного количества стекла (рис. 17; 33; 64; 91; 104; 133; 134).
Микролиты – микроскопические кристаллы игольчатой, пластинчатой, призматической, изометричной формы, слагающие афировые породы или основную массу порфировых пород. Минералы микролитов можно идентифицировать по их оптическим свойствам, чем микролиты отличаются от кристаллитов.
Микропегматитовая – См. пегматитовую структуру (рис. 144).
Микропойкилитовая – структура основной массы порфировых пород кислого состава. Образована неправильными относительно крупными зернами кварца, содержащими многочисленные включения беспорядочно расположенных микролитов щелочного полевого шпата (рис. 158). Возможный механизм образования этой структуры: полиморфное превращение тридимита в кварц сопровождается собирательной кристаллизацией, при этом несколько зерен тридимита превращаются в одно крупное зерно кварца с захваченными пойкилитовыми включениями полевого шпата. См. фельзитовую структуру.
Микропойкилоофитовая – структура основной массы базальтов: микрокристаллическая разновидность пойкилоофитовой структуры (рис. 69).
Микрофельзитовая – скрытокристаллическая структура кислых вулканитов; состоит из зернышек щелочного полевого шпата и кварца, или тридимита (рис. 110 б; 153 в; 161; 165). Син. криптофельзитовая (рис. 153 а, в). См. фельзитовую структуру.
Милонитовая – разновидность катакластической структуры. Характеризуется большой степенью дробления, истирания минералов и появлением параллельной текстуры
(рис. 151; 152). См. катакластическую структуру.
Мирмекитовая структура – микроскопическое прорастание зерен плагиоклаза червеобразными вростками кварца, которые местами гаснут одновременно. Наблюдается в краевых частях кристаллов плагиоклаза на контакте их с зернами калишпата (рис. 148; 166).
Монцонитовая гипидиоморфная структура с резким идиоморфизмом плагиоклаза относительно калишпата. Участками структура становится пойкилитовой: в крупные ксеноморфные кристаллы калиевого полевого шпата включены идиоморфные кристаллы плагиоклаза, а часто и другие минералы породы, кроме кварца (рис. 78; 111; 112).

Н

Невадитовая – разновидность порфировой структуры с повышенным содержанием вкрапленников (> 50 %) и подчиненным количеством основной массы; структура последней варьирует от полнокристаллической до стекловатой (рис. 75; 95; 99, б). Син. полифировая.
Неравномернозернистая – структура породы, состоящей из зерен разной величины (рис. 30; 36; 49 и др.).
Нефелинитовая – структура основной массы нефелинсодержащих вулканитов. Характерная ее особенность – короткостолбчатый габитус микролитов нефелина и соответственно морфология их разрезов: квадраты, укороченные прямоугольники, шестиугольники. В меланефелинитах, нефелинитах основная масса, кроме нефелина, содержит клинопироксен, титаномагнетит, нередко стекло (рис. 35). Основная масса нефелиновых фонолитов отличается от описанной только присутствием идиоморфных лейст калиевого полевого шпата – фонолитовая структура (рис. 96; 132). Количество калишпата резко варьирует, поэтому в богатых нефелином фонолитах структура приближается к нефелинитовой, в богатых калишпатом – к трахитовой. Так как нефелинитовая и фонолитовая структуры связаны переходами, их часто рассматривают как синонимы.
Норитовая – гипидиоморфная структура, отличается от габбровой бoльшим, но примерно равным идиоморфизмом плагиоклаза и темноцветных минералов (нориты, оливиновые нориты). Наблюдаются реакционные каймы ортопироксена вокруг оливина.

О

Ойкокристаллы в пойкилитовых срастаниях кристаллы, вмещающие вростки, называют ойкокристаллами, а сами вростки – хадакристаллами (рис. 12; 14; 15; 28; 35; 49; 87; 111; 125; 189).
Оливинофировая – порфировая структура вулканических пород, в которых вкрапленники представлены одним минералом, оливином (рис. 17; 39; 69; 74; 75; 76; 90).
Оливин-пироксенофировая – порфировая структура вулканических пород, в которых вкрапленники представлены оливином и пироксеном (рис. 70; 81; 91).
Олигофировая – разновидность порфировой структуры с небольшим количеством порфировых выделений (не более 5–10 % основной массы).
Опацитовая кайма – бурая до черной непрозрачная каемка вокруг вкрапленников темноцветных минералов. При резком изменении условий кристаллизации, например, при образовании основной массы, вкрапленники становятся неустойчивыми и разлагаются с образованием магнетита и других минералов (рис. 70; 104; 108; 110, б, в; 117; 153, б, в; 189).
Ортофировая – структура основной массы трахитов, характеризующаяся изометричными прямоугольными формами микролитов калиевого полевого шпата без примеси или с незначительной примесью стекла (рис. 118).
Офитовая структура (рис. 46; 48; 63). Син. диабазовая.
Оцелляровая – структура лейцитовых пород: кристаллы лейцита или псевдолейцита окружены микролитами клинопироксена (рис. 34; 83; 94). Син. глазковая, очковая.

П

Панидиоморфная (панидиоморфнозернистая) структура – почти все минералы породы имеют свойственные им кристаллографические формы, т. е. обладают высокой степенью идиоморфизма (рис. 4; 32; 44; 179–184; 186).
Пегматитовая макроструктура характеризуется наличием крупных и очень крупных зерен одного минерала, проросших закономерно ориентированными вростками другого (рис. 144). Наиболее типична для гранитных пегматитов, в которых такие срастания образуют калиевый полевой шпат и кварц. Форма вростков часто напоминает клинопись (древние еврейские письмена), поэтому такая структура получила название графической, или письменной. Подобные, но мелкозернистые, обнаруживаемые только под микроскопом структуры обычны в жильных породах, где они могут слагать всю породу с афировой структурой или только основную массу порфировидных пород. Различают микрографическую (рис. 143) структуру (вростки представлены ихтиоглиптами) и микропегматитовую (вростки имеют неправильную форму). Термин гранофировая объединяет обе названные структуры, хотя в литературе встречаются и другие толкования этот понятия.
Пертит – калиевый полевой шпат с закономерно расположенными вростками кислого плагиоклаза; это структура распадов твердых растворов (рис. 121; 126; 139; 170; 176), нередко осложненная пертитами замещения. Пертиты, различимые только под микроскопом, – это микропертиты; не различимые даже при больших увеличениях – криптопертиты.
Песочных часов структура – в скрещенных николях кристаллы пироксенов (авгита, титан-авгита) обнаруживают секториальное строение, нередко сопровождаемое концентрической зональностью (рис. 22). В метаморфических породах такая структура наблюдается у хлоритоида.
Петельчатая – структура серпентинизированных ультраосновных и основных пород, богатых оливином. Зерна неразложенного оливина сохраняются в виде островков внутри петель, сложенных серпентином (рис. 6; 7).
Пилотакситовая – структура основной массы базальтов, андезибазальтов. Состоит преимущественно из субпараллельно расположенных лейст плагиоклаза; в существенном, но подчиненном количестве присутствуют изометричные зернышки темноцветных минералов; возможно небольшое количество стекла (рис. 68; 69; 76; 80; 100, б; 101; 103; 110, а).
Пироксен-оливинофировая – вкрапленники эффузивной породы представлены двумя минералами – пироксеном и оливином (рис. 70; 81; 91).
Письменная – син. пегматитовая, графическая. См. пегматитовую структуру.
Плагиофировая – во вкрапленниках породы присутствует только плагиоклаз (рис. 101; 102; 141; 142; 155; 159).
Планофировая – см.линофировая.
Пойкилитовая – относительно крупные кристаллы одного минерала (ойкокристаллы) включают обильные, беспорядочно расположенные мелкие зерна другого или других минералов – хадакристаллы (рис. 12; 14; 15; 24; 32; 85–87; 167; 189).
Пойкилоофитовая – структура пород основного состава: в крупных ксеноморфных зернах темноцветов (ойкокристаллы), чаще всего в клинопироксене, заключены более мелкие разноориентированные лейсты плагиоклаза (хадакристаллы) (рис. 49).
Полифировая – син. невадитовая.
Полнокристаллическая – структура пород, не содержащих стекла.
Полукристаллическая – структура эффузивных пород, состоящих из кристаллов и стекла. Син. полустекловатая, неполнокристаллическая.
Порфировая – неравномернозернистая структура вулканических пород, состоящих из минералов двух генераций: крупных идиоморфных порфировых выделений (вкрапленников, фенокристаллов) и основной массы – криптокристаллической, микрокристаллической (микролитовой), полустекловатой, стекловатой. Особенности структуры: 1) структура основной массы всегда афанитовая; 2) минералы переменного состава (плагиоклаз, темноцветы и др.) во вкрапленниках и в основной массе отличаются по составу, габитусу; 3) не все минералы вкрапленников могут присутствовать в основной массе; 4) водосодержащие минералы в основной массе отсутствуют; 5) наблюдаются явления резорбции (оплавления) вкрапленников. Два поколения минералов в одной породе свидетельствуют о резкой смене условий кристаллизации. Примеры порфировых структур см. на рис. 64; 65; 80; 89; 100; 103; 104; 107; 108; 110; 117–119; 153; 157; 158; 164; 165; 185; 187–190).
Порфировидная – неравномернозернистая структура магматических, чаще гипабиссальных пород. Особенности структуры: 1) основная масса полнокристаллическая, мелко-, средне- и даже крупнозернистая; 2) основная масса сложена теми же минералами близкого состава, что и вкрапленники; 3) водосодержащие минералы могут присутствовать в основной массе; 4) явления оплавления и опацитизации не характерны; 5) плагиоклаз, темноцветы и другие минералы имеют близкий химический состав, что объясняется одинаковыми или почти одинаковыми условиями кристаллизации фенокристов и основной массы. Примеры порфировидных структур: рис. 22, а; 59; 60; 62; 79; 141; 142; 145; 146; 168; 169; 179–184; 186.
Далеко не всегда возможно провести четкую грань между порфировой и порфировидной структурами. В качестве критерия их различия часто используется размер зерен основной массы. Если вкрапленники погружены в афанитовую основную массу, структура порфировая; если матрица состоит из относительно крупных, различимых на глаз зерен, структура порфировидная.
Призматическизернистая – структура полнокристаллических пород, все минералы которой имеют более или менее призматический габитус. Характерна для бескварцевых полевошпатовых пород – сиенитов, нефелиновых сиенитов, эссекситов и др. (рис. 120; 124; 175).  Встречается в полевошпатовых лампрофирах (рис. 180–182).

Р

Рапакиви – порфировидная структура гранитов рапакиви. Крупные (до 5–10 см) порфировые выделения калиевого полевого шпата, часто округлой формы (овоиды), окружены каймой из зерен олигоклаза или олигоклаза и кварца. В последнем случае 3–4 соседних зерна кварца часто имеют одинаковую оптическую ориентировку. Основная масса по составу отвечает биотит-роговообманковому граниту (рис. 168; 169). Син. маргинационная.
Решетчатая – микроструктура серпентинитов: пересекающиеся полоски серпентина образуют решетку с замкнутыми близкими к четырехугольникам отверстиями. Последние выполнены  серпентином (например, антигоритом), отличающимся от серпентина решетки (хризотил) (рис. 8).

С

Сериальная (серийная) – разновидность неравномернозернистой структуры: зерна породы имеют разную величину, наблюдаются все переходы (серия) от самых крупных зерен до самых мелких.
Сериальнопорфировая – разновидность порфировой структуры: размер вкрапленников варьирует, наблюдаются все переходы от вкрапленников к зернам основной массы. Чаще встречается в гипабиссальных породах – дайках, силлах (рис. 105; 106; 109).
Сидеронитовая – разновидность гипидиоморфной структуры: ксеноморфные зерна рудного минерала образуют цемент, в котором заключены идиоморфные кристаллы силикатов: оливина в оливините (рис. 5), клинопироксена в косьвите (рис. 41), оливина в якупирангите (рис. 23); встречается в рудном габбро.
Симплектитовая (симплексная) структура – взаимное прорастание двух минералов. Понятие, не связанное с условиями образования минералов. Разновидности: пегматитовая, мирмекитовая, дактилоскопическая, пойкилитовая и др. [Петрогр. словарь, 1981].
Спинифекс – структура основной массы коматиитов. Скелетные монокристаллы оливина образуют пакеты из ряда субпараллельных связанных между собой пластинок длиной до десятков сантиметров при толщине в несколько миллиметров в измененном, главным образом, серпентинизированном стекле (рис. 19; 20). Встречающийся в коматиитах клинопироксен также образует скелетные кристаллы, но в виде мелких призм с полыми окончаниями. На поверхности породы кристаллы оливина образуют рисунок, напоминающий листья травы Triodia spinifex, отсюда синонимы  структура «птичьих следов», «перьев» и др. Чаще коматииты – породы афировые, но бывают и порфировыми в случае присутствия интрателлурических вкрапленников оливина.
Спорадофировая – порфировая структура с редкими фенокристаллами – один-два на весь шлиф; при этом в некоторых шлифах вкрапленники совсем отсутствуют (рис. 74; 116; 159).
Стекловатая – структура вулканической породы или ее основной массы, состоящей целиком или почти целиком из стекла. По количеству стекла для породы в целом выделяются две структуры. Гологиалиновая состоит преимущественно из стекла, содержание кристаллов не превышает 5 % (обсидиан, гиалодацит, гиалоандезит, гиалобазальт – тахилит). Витропорфировая – разновидность порфировой структуры, основная масса которой представлена стеклом. Для обозначения основной массы этих пород чаще других используется синоним стекловатая. Менее употребительны два других синонима – витрофировая и гиалиновая. См. структуры витрофировая, гиалиновая, а также витропорфировая.
Сферолитовая – структура вулканических пород – риолитов, трахитов – или их основной массы; характеризуется присутствием сферолитов – шаровидных и секториальных сферических образований с тонковолокнистым радиально-лучистым строением. Волокна состоят из калиевого полевого шпата или кварца и калиевого полевого шпата. В скрещенных николях сборная анизотропия – неподвижный черный крест. В некоторых породах сферолиты погружены в фельзитовую основную массу (рис. 162; 165).

Т

Толеитовая – структура долеритов и базальтов или их основной массы. В угловатых промежутках между лейстами плагиоклаза наряду с авгитом встречаются незначительные участки стекла с микролитами и дендритами плагиоклаза и рудного минерала. Иногда можно наблюдать три генерации плагиоклаза: вкрапленники, лейсты в основной массе, микролиты в стекле (рис. 77).
Трахитовая – структура основной массы, главным образом трахитов. Разновидность микролитовой структуры; состоит из субпараллельно расположенных сравнительно крупных удлиненных микролитов щелочных полевых шпатов, преимущественно санидина. Микролиты плотно прилегают друг к другу, так как темноцветы и стекло почти или совсем отсутствуют (рис. 100; 119; 131).

Ф

Фанеритовая – структура полнокристаллических пород, в которых зерна минералов различимы невооруженным глазом. Подразделяются на грубо– (размер зерен > 5 мм), средне-      (1 –5 мм) и мелкозернистые (< 1 мм). Син. явнокристаллическая.
Фельзитовая – структура кислых вулканических пород или их основной массы. Часто имеет вторичный генезис, так как кислое стекло легко девитрифицируется, раскристаллизовыва­ется, в тонкозернистый афанитовый агрегат. Поскольку фемические минералы (вкрапленники) выделились на раннем этапе кристаллизации, возникающие структуры основной массы (микропойкилитовая, сферолитовая, фельзитовая) состоят из K-Na полевого шпата и кварца (первоначально вместо кварца мог присутствовать тридимит). Эти структуры характерны для кислых эффузивов нормального и умеренно-щелочного рядов. В фельзитовой структуре размеры зерен кварца и полевых шпатов около 0,02 мм, поэтому в шлифе толщиной  0,02–0,03 мм фельзитовый агрегат укладывается в один слой. Но даже при больших увеличениях определить минералы трудно: можно увидеть контуры зерен, полоску Бекке, дисперсионный эффект (рис. 117; 157).
Микрофельзитовая структура – размер зерен меньше 0,01 мм. В шлифе это многослойный агрегат: контуры зерен теряются, в скрещенных николях видна сборная анизотропия – агрегат имеет серый цвет (рис. 110, б; 153, б; 161; 165). Син. криптофельзитовая (рис. 153, а, в). Если размер зерен больше 0,02 мм, структура становится микрозернистой; минералы уже можно определять, но такие структуры встречаются редко (рис. 159; 164).
Фонолитовая структура (рис. 96; 132). См. нефелинитовую структуру.

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

    • Андреева Е. Д., Баскина В. А., Богатиков О. А. и др. Магматические горные породы: В 6 т. М.: Наука, 1983. Т. 1: Классификация, номенклатура, петрография. Ч. 2. 401 с.
    • Андреева Е. Д., Богатиков О. А., Бородаевская М. Б., Гоньшакова В. И. Классификация и номенклатура магматических горных пород. М.: Недра, 1981. 160 с.
    • Вильямс Х., Тернер Ф. Дж., Гилберт Ч. М. Петрография. Введение в изучение горных пород в шлифах. М.: Изд-во иностр. лит., 1957. 425 с.
    • Деньгин Ю. П. Сокращенный курс петрологии с основами кристаллооптического анализа: Учеб. для геол.-развед. техникумов и геол.-развед. и горн. втузов. Л.; М.: Гл. ред. геол.-развед. и геодез. лит., 1934. 331 с.
    • Жданов В. В., Марковский Б. А., Масайтис В. Л. и др. Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования: Утвержден МПК 28 декабря 1994 г. СПб.: ВСЕГЕИ, 1995. 128 с.
    • Заварицкий А. Н. Изверженные горные породы. М.: АН СССР, 1961. 479 с.
    • Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов: Рекомендации Подкомис. по систематике изверженных пород Междунар. союза геол. наук / Под ред. С. В. Ефремова  М.: Недра, 1997. 248 с.
    • Кокс К. Г., Белл Дж. Д., Панкхерст Р. Дж. Интерпретация изверженных горных пород. М.: Недра, 1982. 414 с.
    • Лапин Б. Н. Атлас структур кембрийских вулканогенных пород Салаира // Тр. ИГиГ СО АН СССР. Вып. 712. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1988. 154 с.
    • Лапин Б. Н. Атлас структур пород альпинотипных гипербазитов Сибири и Дальнего Востока // Тр. ОИГГМ СО РАН. Вып. 822. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1997. 332 с.
    • Лапин Б. Н., Фролова Т. И. Атлас структур базальтов Мирового океана // Тр. ИГиГ СО РАН. Вып. 814. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1992. 260 с.
    • Половинкина Ю. И. Структуры и текстуры изверженных и метаморфических горных пород. М.: Недра, 1966. Т. 1. Ч. 1: Словарь терминов. 240 с.
    • Половинкина Ю. И. Структуры и текстуры изверженных и метаморфических горных пород. М.: Недра, 1966. Т. 1. Ч. 2: Изверженные породы. 424 с.
    • Половинкина Ю. И., Егорова Е. Н., Аникеева Н. Ф., Комарова А. Е. Структуры горных пород. М.; Л.: Госгеолиздат, 1948. Т. 1: Магматические породы. 203 с.
    • Сазонов А. М., Звягина Е. А. Текстуры и структуры горных пород: Раздаточный материал к изучению курса «Петрография, петрология магматических и метаморфических пород» для студентов специальности 08.01 «Геологическая съёмка, поиски и разведка месторождений». Красноярск: КИЦМ, 1993. 72 с.
    • Саранчина Г. М., Шинкарев Н. Ф. Петрография магматических и метаморфических пород. Л.: Недра. Ленингр. отд-ние, 1967. 324 с.
    • Хэтч Ф., Уэллс А., Уэллс М. Петрология магматических пород. М.: Мир, 1975. 511 с.
    • Kamenetsky M. B., Sobolev A. V., Kamenetsky V. S., Maas R., Danyushevsky L. V., Thomas R., Pokhilenko N. P., Sobolev N. V. Kimberlite melts rich in alkali chlorides and carbonates: a potent metasomatic agent in the mantle // Geology. 2004. Vol. 32, № 10. P. 845–848.
    • Kretz R. Symbols for rock-forming minerals // Am. Miner. 1983. Vol. 68. P. 277–279.