107 3

106

gdzie poszczególne osobniki krystaliczne są zbyt małe do odróżnienia, lecz widoczne jest ich reagowanie jako całości na światib spolaryzowane (polaryzacja agregatowa). Część takiego tła skalnego może przechodzić w optycznie izotropowe szkliwo.

Z punktu widzenia wzajemnych stosunków wielkości kryształów wyróżniamy ogólnie struktury równokrystaliczne i różnokrystaliczne.

Przykładem struktury o różnej wielkości składników jest struktura porfirowata, porfirowa, a także poikilitowa. Struktura porfirowata (w niektórych starszych pracach określana także jako porfirokształtna) odnosi się do skał plutonicznych, w których wśród drobno- lub średnioziarnistego tła zwykle jeden ze składników tworzy większe od niego kryształy. W granitoidach takimi kryształami są skalenie alkaliczne, a nierzadko też plagioklazy.

Struktura porfirowa jest bardzo pospolita wśród skał wulkanicznych, subwulkanicznych i niektórych żyłowych. Polega ona na znacznym zróżnicowaniu wielkości składników, gdzie duże, często automorficzne fenokryształy wy-różnialne okiem nieuzbrojonym przewyższają znacznie rozmiarami składniki tła skalnego. Określa się je genetycznie jako prakryształy, jeżeli reprezentują składniki, które wykrystalizowały wcześniej, tj. w okresie, gdy magma znajdowała się jeszcze w głębszych partiach litosfery, czyli w fazie intratellurycznej. W kolejnej fazie — efuzywnej, cała niewykrystalizowana reszta magmy zastygła szybko, przy ucieczce gazów, tworząc dla dużych kryształów tło, czyli tzw. ciasto skalne. Ciasto to może być w pełni wykrystalizowane i wtedy taką strukturę określamy jako holokrystaliczno-porfirową. Jeśli ciasto skalne zawiera częściowo szkliwo, mówimy o strukturze hipokrystaliczno-porflrowej, a jeśli całe jest szkliste, to strukturę taką określamy jako szklisto-porfirową, czyli witrofirową (ryc. 2.125). W przypadku, gdy fenokryształy nie są rozmieszczone pojedynczo, lecz połączone są w skupienia, to strukturę taką określa się nazwą glomeroporfirowej (ryc. 2A2D).

Strukturę seryjną lub seriałną, określaną także jako seryjna struktura porfirowa, cechuje stopniowo zmieniająca się wielkość kryształów od rozmiarów fenokryształów, aż do drobnych ziam ciasta skalnego, przy czym im mniejsze ziarna, tym jest ich więcej. Uważa się, że jest to wynik określonego tempa chłodzenia magmy.

Strukturę trachitową cechuje występowanie dużych, automorficz-nych kryształów sanidynu opłyniętych przez drobne mikrolity ciasta skalnego (ryc. 2.12C).

Struktura poikilitowa należy do struktur różnoziamistych i jej osobliwość polega na tym, że duże osobniki jednego minerału zamykają w sobie porowate i różnie zorientowane drobniejsze kryształki innych minerałów (ryc. 2.125).

Ze względu na stopień wykształcenia kryształów w zespołach mineralnych wyróżnia się 3 rodzaje struktur:

1) struktura panidiomorfowo-ziarnista lub krócej, panidiomorficzna—

odnosi się do skał, w których wszystkie składniki mają skłonność do wykształcania kryształów o maksymalnie własnych kształtach; taka struktura charakterystyczna jest dla niektórych skał żyłowych typu lamprofirów,

2)    struktura hipidiomorfowo-ziarnista lub hipidiomorficzna charakteryzuje się tym, że część składników wykazuje własne kształty, część hipidiomor-ficzne, a część ksenomorficzne; jest to bardzo pospolity rodzaj struktury, który mogą wykazywać zarówno skały plutoniczne, zwłaszcza granitoidy, jak też duża część skał hipabisalnych, a nawet niektórych wulkanicznych (ryc. 2.13A),

3)    struktura panksenomorfowo-ziarnista lub panksenomorficzna, w której składniki nie wykazują tendencji do utworzenia własnych, prawidłowych postaci, charakterystyczna jest dla skał leukokratycznych, takich jak wyraźnie żyłowe aplity lub też skał granitowych, w których występują nieprawidłowe szlirowate nagromadzenia takich odmian aplitowych (ryc. 2.132?).

Podane wyżej struktury można uznać za najważniejsze dla głównych rodzajów skał magmowych. Oprócz nich jednak zostało wyróżnionych i opisanych w specjalnych albumach (Połowinkina, 1966) lub słownikach (Pentlakowa, 1962; Ryka, Maliszewska, 1982) jeszcze wiele innych struktur, które są bardziej szczegółowym uzupełnieniem już wymienionych lub też stanowią struktury specjalne, związane najczęściej z określonymi rodzajami skał. Tak np. skały

0    strukturze holo- lub hipokrystaliczno-porfirowej można jeszcze dodatkowo podzielić według wykształcenia samego ciasta skalnego. Można tu wyróżnić struktury porfirowe z pilotaksytowym, felsytowym, mikrogranitowym lub jeszcze innym rodzajem ciasta skalnego. Należy też wymienić skały wulkaniczne, które całe zbudowane są np. z bardzo drobnych ziarenek lub innych mikrolitów trudno rozpóznawalnych pod mikroskopem, nawet przy dużym powiększeniu. Taka struktura nosi nazwę felsytowej i odnosi się nie tylko do ciasta skalnego, ale do całej skały, a w przypadku, gdy są to słabo rozpoznawalne mikrolity skaleni

1    augitu, nosi nazwę pilotaksytowej. Oczywiście te dwie struktury można też scharakteryzować ogólniej i zaliczyć do opisanych już wyżej, a więc do struktur mikrokrystalicznych lub kryptokrystalicznych.

Strukturę i równocześnie teksturę eutaksytową cechuje laminarne występowanie partii skalnych mikro- lub skrytokrystalicznych i szklistych. W ignimbrytach (rozdz. 2.1.1.) partie szkliste częściowo opływają sferoiityczne lub spłaszczone skupienia krystalitów oraz większych, niekiedy makroskopowo widocznych fragmentów pumeksu (ryc. 2.12F).

Struktury skał hipabisalnych, zwłaszcza bazytowych, o wyraźnych ziarnach bez większych fenokryształów noszą nazwę struktur afirowyeh.

Specjalny rodzaj struktury określanej jako pismowa, graficzna lub pegmatytowa cechują przerosty kwarcu i skaleni, przy czym wrostki kryształów kwarcu są w większych partiach skaleni jednakowo krystalograficznie i tym samym optycznie zorientowane. W dużych pegmatytowych skaleniach są one dobrze widoczne megaskopowo i przypominają pismo hebrajskie. Przerosty widoczne w obrazie mikroskopowym w drobniejszych skaleniach noszą nazwę struktury mikropegmatytowej (ryc. 2.13C) lub granofirowej. Ten