В геологии текстура или микроструктура горной породы [1] относится к взаимосвязи между материалами, из которых состоит горная порода . [2] Наиболее широкими текстурными классами являются кристаллические (в которых компоненты срослись и переплелись кристаллы), фрагментарные (в которых происходит накопление фрагментов в результате какого-либо физического процесса), афанитовые (в которых кристаллы не видны невооруженным глазом) и стекловидные (в которых частицы слишком малы, чтобы их можно было увидеть, и расположены аморфно). [2] Геометрические аспекты и отношения между составляющими частицами или кристаллами называются кристаллографической текстурой или предпочтительной ориентацией . Текстуры можно количественно определить многими способами. [3] Общим параметром является распределение размеров кристаллов. Это создает физический облик или характер горной породы, такой как размер зерна, форма, расположение и другие свойства, как в видимом, так и в микроскопическом масштабе.
Текстуры — это проникающие ткани горных пород; они встречаются по всей толще горных пород на микроскопических образцах размером с ладонь и часто в масштабах обнажений . Во многом это похоже на фолиации , за исключением того, что текстура не обязательно несет структурную информацию в терминах событий деформации и информации об ориентации. Структуры встречаются на образцах размером с ладонь и выше.
Анализ микроструктуры [4] описывает текстурные особенности породы и может предоставить информацию об условиях формирования, петрогенезиса и последующих деформациях, складчатости или изменениях. [5]
Кристаллические текстуры включают фанеритовую , листоватую и порфировую . [2] Фанеритовые текстуры — это когда переплетенные кристаллы магматической породы видны невооруженным глазом. Листоватая текстура — это когда метаморфическая порода состоит из слоев материалов. [2] Порфировая текстура — это когда более крупные куски ( фенокристаллы ) внедрены в фоновую массу, состоящую из гораздо более мелких зерен. [2]
Фрагментарные текстуры включают обломочные , биокластические и пирокластические . [2]
Предпочтительной ориентацией минералов является текстура метаморфической породы , в которой ее зерна имеют уплощенную форму (неравномерную), а их плоскости имеют тенденцию быть ориентированными в одном направлении. [6]
Микроструктура горных пород включает текстуру и мелкомасштабные структуры горных пород . Слова текстура и микроструктура являются взаимозаменяемыми, причем последнее предпочтительнее в современной геологической литературе. Тем не менее, текстура по-прежнему приемлема, поскольку является полезным средством определения происхождения горных пород, того, как они образовались, и их внешнего вида.
Описание микроструктуры осадочных пород направлено на получение информации об условиях отложения осадка , палеосреде и происхождении осадочного материала.
Методы включают описание размера обломка, сортировки, состава, округлости или угловатости, сферичности и описание матрицы. Осадочные микроструктуры, в частности, могут включать микроскопические аналоги более крупных осадочных структурных особенностей, таких как косая слоистость , синседиментационные разломы, оползание осадка, перекрестная слоистость и т. д.
Зрелость осадка связана не только с сортировкой (средним размером зерна и отклонениями), но и со сферичностью фрагментов, окатанностью и составом. Кварцевые пески более зрелые, чем аркозовые или граувакковые .
Форма фрагмента дает информацию о длине переноса осадка . Чем более округлые обломки, тем больше они изношены водой или ветром. Форма частиц включает форму и округлость. Форма указывает на то, является ли зерно более изометричным (круглым, сферическим) или пластинчатым (плоским, дисковидным, сплющенным); а также на сферичность.
Округлость относится к степени остроты углов и краев зерна. Поверхностная текстура зерен может быть полированной, матовой или отмеченной небольшими ямками и царапинами. Эту информацию обычно лучше всего увидеть под бинокулярным микроскопом, а не в тонком сечении .
Состав обломков может дать подсказки относительно происхождения осадков породы. Например, вулканические фрагменты, фрагменты кремней, хорошо окатанные пески — все это подразумевает разные источники.
Матрица осадочной породы и минеральный цемент (если таковой имеется), скрепляющий ее, являются диагностическими признаками.
Обычно диагенез приводит к слабому расслоению плоскости напластования . Другие эффекты могут включать сплющивание зерен, растворение под давлением и деформацию субзерен. Минералогические изменения могут включать цеолит или другие аутигенные минералы, образующиеся в условиях низкосортного метаморфизма .
Сортировка используется для описания однородности размеров зерен в осадочной породе. Понимание сортировки имеет решающее значение для выводов о степени зрелости и продолжительности переноса осадка. Осадки сортируются на основе плотности из-за энергии транспортирующей среды. Высокоэнергетические потоки могут переносить более крупные фрагменты. По мере уменьшения энергии более тяжелые частицы осаждаются, а более легкие фрагменты продолжают переноситься. [7] Это приводит к сортировке из-за плотности. Сортировку можно выразить математически с помощью стандартного отклонения кривой частоты размера зерен образца осадка, выраженного в виде значений φ (фи). Значения варьируются от <0,35φ (очень хорошо отсортировано) до >4,00φ (крайне плохо отсортировано).
Изучение микроструктур метаморфических пород направлено на определение сроков, последовательности и условий деформаций, роста минералов и наложения последующих деформационных событий.
Метаморфические микроструктуры включают текстуры, образованные развитием фолиации и наложением фолиаций, вызывающих кренуляции . Связь порфиробластов с фолиациями и другими порфиробластами может предоставить информацию о порядке формирования метаморфических ассоциаций или фаций минералов.
Текстуры сдвига особенно подходят для анализа с помощью микроструктурных исследований, особенно в милонитах и других сильно нарушенных и деформированных породах.
На тонком сечении и в масштабе образца размером с ладонь метаморфическая порода может проявлять плоскую проникающую структуру, называемую сланцеватостью или расщеплением . В породе может присутствовать несколько сланцеватостей, что приводит к образованию зубчатости .
Определение фолиации и ее ориентации является первым шагом в анализе фолиированных метаморфических пород. Получение информации о том, когда образовалась фолиация, имеет важное значение для реконструкции пути PTt (давление, температура, время) для породы, поскольку связь фолиации с порфиробластами является диагностическим показателем того, когда образовалась фолиация, и условий PT, которые существовали в то время.
Линейные структуры в горной породе могут возникать из-за пересечения двух слоев или планарных структур, таких как осадочная плоскость напластования и тектонически вызванная плоскость раскола. Степень линейности по сравнению со степенью слоистости для определенных маркеров деформации в деформированных горных породах обычно наносят на диаграмму Флинна.
Очень характерные текстуры образуются в результате пластичного сдвига. Микроструктуры зон пластичного сдвига представляют собой S-плоскости, C-плоскости и C'-плоскости. S-плоскости или плоскости сланцеватости параллельны направлению сдвига и обычно определяются слюдами или пластинчатыми минералами. Определите уплощенную длинную ось эллипса деформации. C-плоскости или плоскости циссалементации образуют наклонную плоскость сдвига. Угол между плоскостями C и S всегда острый и определяет направление сдвига. Как правило, чем меньше угол CS, тем больше деформация. Плоскости C' наблюдаются редко, за исключением ультрадеформированных милонитов, и образуются почти перпендикулярно S-плоскости.
Другие микроструктуры, которые могут давать ощущение сдвига, включают:
Анализ микроструктуры магматических пород может дополнять описания на образцах размером с ладонь и в масштабе обнажения. Это особенно важно для описания вкрапленников и фрагментарных текстур туфов , поскольку часто отношения между магмой и морфологией вкрапленников имеют решающее значение для анализа охлаждения, фракционной кристаллизации и размещения.
Анализ микроструктур интрузивных пород может предоставить информацию об источнике и генезисе, включая загрязнение магматических пород стеновыми породами и идентификацию кристаллов, которые могли быть накоплены или выпавшими из расплава. Это особенно важно для коматиитовых лав и ультраосновных интрузивных пород.
Магматическая микроструктура представляет собой сочетание скорости охлаждения, скорости зарождения, извержения (если это лава ), состава магмы и его связи с тем, какие минералы будут зарождаться, а также физического воздействия окружающих пород, загрязнения и особенно пара.
По текстуре зерен магматические породы можно классифицировать как
Форма кристалла также является важным фактором в текстуре магматической породы. Кристаллы могут быть эвгедральными, субевгедральными или ксеноморфными:
Породы, состоящие исключительно из идиоморфных кристаллов, называются панидиоморфными , а породы, состоящие исключительно из субидиоморфных кристаллов, называются субидиоморфными .
Порфировая структура обусловлена зарождением кристаллических участков и ростом кристаллов в жидкой магме. Часто магма может вырастить только один минерал за раз, особенно если она медленно остывает. Вот почему большинство магматических пород имеют только один тип минерала-вкрапленника. Ритмичные кумулятивные слои в ультрамафических интрузиях являются результатом непрерывного медленного остывания.
Когда порода охлаждается слишком быстро, жидкость замерзает в твердое стекло или кристаллическую массу. Часто потеря пара из магматической камеры приводит к порфировой текстуре.
Заливы или «разъеденные» края фенокристаллов указывают на то, что они были поглощены магмой, и могут подразумевать добавление свежей, более горячей магмы. Созревание Оствальда также используется для объяснения некоторых порфировых магматических текстур, особенно ортоклазовых мегакристаллических гранитов.
Кристалл, растущий в магме, принимает габитус (см. кристаллография ), который наилучшим образом отражает его окружающую среду и скорость охлаждения. Обычный габитус вкрапленника — это тот, который обычно наблюдается. Это может означать «нормальную» скорость охлаждения.
Аномальные скорости охлаждения наблюдаются в переохлажденных магмах, особенно в лавах коматиита . Здесь низкие скорости зародышеобразования из-за сверхтекучести предотвращают зародышеобразование до тех пор, пока жидкость не окажется значительно ниже кривой роста минералов. Затем рост происходит с экстремальной скоростью, благоприятствуя тонким, длинным кристаллам. Кроме того, на вершинах и окончаниях кристаллов могут образовываться шипы и скелетные формы, поскольку рост благоприятен на краях кристаллов. Спинифекс или дендритная текстура являются примером этого результата. Следовательно, форма фенокристаллов может предоставить ценную информацию о скорости охлаждения и начальной температуре магмы.
Сферолитовая текстура является результатом охлаждения и зарождения материала в магме, которая достигла пересыщения в кристаллическом компоненте. Таким образом, это часто субсолидусный процесс в сверххолодных фельзитовых породах. Часто два минерала будут расти вместе в сферолите. Аксиолитовая текстура является результатом сферолитового роста вдоль трещин в вулканическом стекле, часто из-за проникновения воды.
Срастания двух или более минералов могут образовываться различными способами, и интерпретация срастаний может иметь решающее значение для понимания как магматической, так и остывающей истории магматических пород. Несколько из многих важных текстур представлены здесь в качестве примеров.
Графические , микрографические и гранофировые текстуры являются примерами срастаний, образовавшихся во время магматической кристаллизации. Они представляют собой угловатые срастания кварца и щелочного полевого шпата . При хорошем развитии срастания могут напоминать древнюю клинопись, отсюда и название. Эти срастания типичны для пегматита и гранофира , и они были интерпретированы как документирование одновременной кристаллизации сросшихся минералов в присутствии силикатного расплава вместе с богатой водой фазой.
Сростки, которые образуются путем распада, помогают интерпретировать историю охлаждения горных пород. Пертит — это сросток калиевого полевого шпата с альбитовым полевым шпатом, образованный путем распада щелочного полевого шпата промежуточного состава: грубость пертитовых сростков связана со скоростью охлаждения. Пертит типичен для многих гранитов . Мирмекит — это микроскопическое, вермикулярное (червеобразное) срастание кварца и богатого натрием плагиоклаза, распространенное в граните; мирмекит может образовываться, когда щелочной полевой шпат распадается путем распада, а кремний переносится жидкостями в остывающих породах.
Оксиды железа и титана чрезвычайно важны, так как они несут в себе преобладающие магнитные сигнатуры многих пород, и поэтому они сыграли важную роль в нашем понимании тектоники плит . Эти оксиды обычно имеют сложные текстуры, связанные как с распадом, так и с окислением. Например, ульвошпинель в магматических породах, таких как базальт и габбро, обычно окисляется во время охлаждения в субсолидусе, образуя регулярные сростки магнетита и ильменита . Этот процесс может определить, какая магнитная запись унаследована породой.