Текстура [лат. «текстура» —ткань, сплетение, сложение] — это совокупность признаков строения горной породы, выраженная: 1) определенным расположением слагающих ее составных частей (например, ориентированное или кучное расположение минералов); 2) формой отдельности, обусловленной проникновением магмы или метаморфизирующих растворов вдоль определенно ориентированных плоскостей (ориентированное течение), избирательно протекающими метасоматическими минералообразовательными процессами, собирательной перекристаллизацией, неполной гомогенизацией ксенолитов магмой включающей горной породы и др.
Текстуры магматических пород. Образование текстур магматических пород обусловлено влиянием двух факторов: механического и физико-химического.
Горные породы с полнокристаллическими и неполнокристаллическими структурами могут иметь следующие основные текстуры: однородные, директивные, такситовые, шаровые, пористые и др.
Однородна я текстура свидетельствует об одинаковых условиях кристаллизации магмы во всех участках тела. В породе данной текстуры минеральный состав всюду одинаков и не наблюдается какой-либо ориентации породообразующих минералов.
Директивная текстура [лат. «директор» - выпрямлять, направлять] в магматических породах проявляется в определенном расположении (ориентировке) минеральных зерен, что особенно хорошо фиксируется в породах, состоящих из призматических или таблитчатых минералов. Среди директивных текстур различают: линейные, трахитоидные, полосчатые, флюндальные.
Линейная текстура может наблюдаться в горных породах, в состав которых входят призматические минералы (в частности пироксены и амфиболы), в случае когда последние обнаруживают линейную ориентировку, обусловленную направленным движением магмы во время кристаллизации.
Трахитоидная текстура в полнокристаллических горных породах проявляется в расположении таблитчатых и упрощеннопризматических минералов в субпараллельных плоскостях, называемых плоскостями трахитоидности. Особенно хорошо она выражена в случае ориентированного расположения в горных породах таблитчатых полевых шпатов, вызванного направленным движением кристаллизующейся магмы.
Полосчатая текстура характеризуется чередованием в горной породе относительно субпараллельно расположенных полос или слоев различного состава (двух или трех различных составов) и структуры, образованных направленным движением охлаждающейся магмы (эвтакситовая текстура, см. ниже). Например, в нефелиновом сиените одного массива чередуются полосы белого (альбит, калишпат), розоватого (нефелин, полевой шпат + цветной минерал в незначительном количестве) и темно-зеленого (нефелиновый сиенит, содержащий около 30% эгирина и арфведсонита) цвета.
Флюидальная текстура [лат. «флуидус» — текучий] характерна для неполнокристаллических и стекловатых горных пород. Микролиты, включенные в стекле, ориентированы длинной стороной вдоль направления движения лавы и при наличии интрателлурических вкрапленников огибают последние. В некоторых стекловатых горных породах флюидальность выражается наличием чередующихся полос различной окраски и строения, а также вытянутостью пор вдоль движения лавы.
Такситовая текстура [греч. «таксис» — расположение, порядок] характеризуется неоднородностью структуры или состава отдельных участков горной породы, либо того и другого одновременно. Если различие отдельных участков горной породы структурное, а состав этих участков одинаковый, порода называется структурным такситом, в случае же, когда отдельные участки отличаются друг от друга составом, а структуры одинаковые— конституционным такситом [лат. «конституцио» — составной, построение] и, наконец, при наличии в горной породе участков различных как по структуре, так н по составу, породу называют структурно-конституционным такситом.
Когда неоднородность горной породы участковая (пятнистая), текстуру называют атакситовой, а при полосчатой неоднородности — эвтакситовой, соответственно породы называются атакситами и эвтакситами.
Атакситы могут возникнуть путем интенсивного преобразования попавших в магму многочисленных обломков (ксенолитов), например базитовых ксенолитов, в гранитную магму. В начальной стадии этого процесса образуется магматическая брекчия, а при интенсивной переработке ксенолитов (их частичного преобразования и растворения) — атакситы. При почти полной переработке и растворении ксенолитов в светлых горных породах выделяются неравномерно расположенные темноцветные минералы — биотит, роговая обманка, и текстура носит название теневой.
Шаровая текстура является общим термином для всех центрических текстур полнокристаллических горных пород, т. е. всех случаев концентрической и радиальной группировки минералов вокруг некоторых центров, в результате чего возникают шаровые или эллипсоидальные образования, наблюдаемые в некоторых гранитоидах, диоритах, габбро и других породах (см. рис. 53). Сферолитовая и вариолитовая текстуры также принадлежат к категории шаровых, но они обычно используются применительно к неполнокристаллическим (вулканическим) породам.
Возникновение шаровых текстур одни исследователи объясняют повторным пересыщением расплава соответствующими составными частями и его ритмической кристаллизацией вокруг определенных центров, другие считают, что эти текстуры образованы метасоматической переработкой некоторых исходных пород. Например, по мнению Н.Г. Судовикова, шаровые ийолиты северной Карелии возникли метасоматическим путем по конгломератам.
Пористые текстуры характерны для неполнокристаллических (вулканических) пород. Поры могут быть разного размера и формы (сферические, эллипсоидальные, неправильные). Кроме того, количественная их роль в вулканитах может быть весьма различной. По этим признакам выделяются: собственно пористая текстура — количество пор (пустот) с диаметром не -более 2 мм небольшое; пузыристая текстура — количество пор с диаметром более 2 мм значительное; пемзовая текстура [лат. «пемекс» — пена] — пор больше, чем материала перегородок; шлаковая текстура — по преобладанию пор над материалом перегородок напоминает пемзовую текстуру, но отличается крупностью неправильных, сильно вытянутых пустот и большей толщиной перегородок между пустотами, а также в некоторой степени происхождением. Породы (шлаки), которые всегда тяжелее пемз, имеют шлаковую текстуру. Они представляют собой выброшенные при взрыве кратера вулкана и застывшие при полете обрывки жидких пузыристых лав, из которых легко выделяются газы.
При выполнении пор вторичными поствулканическими гидротермальными низкотемпературными минералами возникают мандельштейновые (миндалекаменные) текстуры; встречаются диабазовые, порфиритовые, диабаз-порфиритовые и другие мандельштейны.
Пустоты для глубинных (интрузивных) пород не характерны, однако в некоторых случаях они наблюдаются в гранитоидах и гранитных пегматитах и носят название миароловых; текстура таких пород называется миароловой. Возникновение этой текстуры скорее всего вторичное — мегасоматическое, особенно в тех случаях, когда пустоты выполнены минеральными зернами близкого вмещающей породе состава, но отличающимися крупностью зерна и структурой. Некоторые исследователи считают, что пустоты горной породы с миароловой текстурой являются первичными и образованы в условиях временной консервации газов в окружении закристаллизованной, но еще не полностью остывшей горной породы.
Структуры магматических пород. Структура (лат. «структура» строение, расположение] — это особенности строения горной породы, обусловленные формой минеральных зерен, абсолютными и относительными их размерами и взаимными отношениями минералов и вулканического стекла.
Структурные признаки эндогенных (магматических и метаморфических) пород зависят от степени их кристалличности и связаны с условиями кристаллизации магмы и перекристаллизации исходных горных пород в твердом состоянии. Структурные признаки горных пород обычно определяются в шлифе с помощью поляризационного микроскопа.
Различают две основные группы структур магматических пород: неполнокристаллические, состоящие из кристаллов и стекла в различных количественных соотношениях, вплоть до почти чисто стекловатых пород (стекловатые структуры), и полпокристаллические, сложенные исключительно кристаллами различных минералов. Первая группа структур характерна для эффузивных (вулканических) пород, вторая — для глубинных (интрузивных). В виде исключения, среди интрузивных (гипабиссальных, жильных) пород, образованных на глубине порядка десятков — первых сотен метров, могут встретиться неполнокристаллические структуры и, наоборот, среди мощных эффузивов — полнокристаллические структуры.
Можно считать доказанным, что излившаяся на поверхность Земли магма (лава) в виде стекла застывает в результате быстрого охлаждения (переохлаждения) и резкой потери летучих, Следовательно, стекло вулканических пород — это переохлажденная лава.
В основную массу неполнокристаллических горных пород обычно вкраплены гораздо более крупные идиоморфные кристаллы различных минералов, называемые порфировыми или интрателлурическими вкрапленниками (фенокристаллами). Они развиваются в глубинных условиях при медленном подъеме магмы к поверхности Земли. Порфировые выделения (см. рис. 68, 73, 79, 86) могут образоваться и в магматической камере, если остывающая магма временно задержалась там.
В стекловатых породах содержатся различной формы мельчайшие образования кристаллиты, представляющие собой зачатки кристаллов. Они не реагируют на поляризованный свет, являясь по характеру переходными образованиями между аморфным и кристаллическим веществом. Форма кристаллитов весьма разнообразна (рис. 55): глобулиты [лат. «глобулус» — шарик] — сферические кристаллы в форме капель; Маргариты цепочкообразно расположенные глобулиты; лонгулиты [англ. «лонг» длинный] — удлиненной формы цилиндрические образования с закругленными концами, возможно, возникшие в результате слияния ряда глобулитов через прохождение стадии маргарито-образования; трихиты [греч. «трихома» — волосы) черные тоненькие кристаллиты в виде непрозрачных, сильно изогнутых волосков; скопулиты [лат. «скопула» — кисточка] — кристаллиты, состоящие из прутиков и стебельков, сросшихся попарно концами и оканчивающихся расходящимися кисточками и перышками. Кроме того, в стекле могут быть включены также мелкие кристаллики в форме иголок или столбиков, в отличие от кристаллитов, определяемых в шлифе под микроскопом, — микролиты. Отмечаются также в стекле различные сферолиты — радиальнолучистые и др., возникшие в результате последующей полной либо частичной раскристаллизации стекла.
В зависимости от соотношения стекла и микролитов (С:М) в группе магматических неполнокристаллических структур выделяют следующие их разновидности.
Афировая структура представлена только лишь основной массой вулканической породы без интрателлурических вкрапленников. Эта структура возникает в случае относительно быстрого и безостановочного подъема магмы к поверхности.
Витрофировая структура [лат. «витрум» — стекло] представляет собой характерную структуру эффузивов (вулканитов), при которой стекло резко преобладает над плагиоклазовыми микролитами, разъедаемыми им (С : M > 75 : 25).
Гиалопилитовая структура — микролиты плагиоклаза погружены в стекло, в котором они образуют как бы беспорядочный войлок. Разъедание микролитов стеклом не всегда наблюдается (С : M = 50 : 50). Эта структура чаще наблюдается у андезитов, поэтому ее называют также андезитовой.
Интерсертальная структура характеризуется большим количеством относительно крупных микролитов и лейст основного плагиоклаза, образующих как бы решетку горной породы, в промежутках (интерстициях) между которыми заключены стекло или продукты его девитрофикации и некоторые другие минералы, в частности, авгит и магнетит (С : M 25 : 75). При отсутствии стекла структуру можно назвать микродолернтовой (микроофиговой). Рассматриваемая структура характерна для базальтов и андезит-базальтов, поэтому ее называют также базальтовой. Разновидностью интерсертальной структуры является толеитовая структура, в «которой сочетаются довольно крупные, заметные невооруженным глазом кристаллы, составляющие большую часть породы, и стекло, выполняющее промежутки между кристаллами».
Пилотакситовая структура стекла не содержит, либо содержит его в весьма незначительном количестве. Микролиты плагиоклаза расположены субпараллельно, между ними возможно наличие фемического минерала, в частности пироксена, а также рудного минерала. Характерна для некоторых андезитов, базальтов, порфиритов, спилитов.
Трахитовую структуру имеют породы, сложенные главным образом из микролитов санидина, ортоклаза и иногда также плагиоклаза в подчиненном количестве, часто имеющих ориентированное расположение. Стекло не содержится, либо играет незначительную роль. Данная структура особенно характерна для трахитов, реже трахиандезитов, трахибазальтов и фонолитов.
Фонолитовая структура [греч. «фоне» — звук, «литое» — камень] характеризуется наличием микролитов нефелина, имеющих квадратные и шестиугольные сечения; кроме того, содержатся микролиты фемических минералов и стекло в незначительном количестве. Характерна исключительно для нефелиновых вулканитов. Эта структура называется также нефелинитоидной.
Оцеллярная, или глазковая, структура [франц. «оцелли» — глазок] встречается в лейцитовых породах, в которых идиоморфные кристаллы лейцита и, возможно, анальцима имеют изометрические, близкие округлым, очертания. Они окаймлены радиально или тангенциально расположенными цветными минералами (эгирин, эгирин-авгит), в результате чего образуются глазки — оцелли.
Фельзитовая структура характерна для пород, сложенных из не диагностируемых в шлифе скрыто (крипто-) кристаллических зернышек, реагирующих на поляризованный свет и при скрещенных николях имеющих серый цвет. Возникает в условиях быстрого остывания вязкой лавы, либо девитрофикации стекла — превращения его в скрытокристаллический агрегат минеральных зерен, измеряемых тысячными и сотыми долями миллиметра. Для данной структуры наиболее обычны скрытокристаллические агрегаты кварца и полевого шпата. Встречается в горных породах, отвечающих кварцевым порфирам и кварцевым порфиритам, реже порфирам и порфиритам,
Сферолитовая структура [греч. «сферия» — шар, сфера] состоит из сферолитов диаметром 0,1—0,3 мм. Они сложены из радиальных волокон калиевого полевого шпата, иногда с примесью кварца. В некоторых разновидностях горных пород сферолиты погружены в фельзитовую основную массу. Встречается в кислых вулканитах, в частности, липаритах и трахитовых порфирах.
Вариолитовая структура [франц. «вариоле» — оспа] похожа на сферолитовую, но характерна для базальтовых вулканитов, поэтому в сложении структуры калишпат не участвует. Вариолиты, диаметр которых достигает нескольких миллиметров, имеют сероватый, либо лиловатый цвет. Они погружены в темносерую массу. Вариолиты сложены из радиальных волокон плагиоклаза и пироксена или нераскристаллизованного вещества. Данная структура встречается в базальтовых лавах.
Сферолитовая структура может сформироваться сразу после затвердевания лавы в виде стекла под воздействием выделяющихся горячих газов по трещинам, либо много позднее в поствулканическую стадию, в условиях зеленокаменного (зеленослапцевого) метаморфизма. В обоих случаях произойдет девитрофикация стекла, а в соответствующих благоприятных условиях — возникновение сферолитовой структуры. Сферолиты представляют собой «продукты быстрой одновременной кристаллизации в виде тончайших игл из одного центра одного или двух минералов. Двухминеральные сферолиты — результат кристаллизации с минимумом диффузии вещества, и их валовой состав одинаков с составом окружающего стекла. Диффузия ограничивается расстоянием между смежными кристаллами различных минералов, измеряемым микронами. Это главный принцип сферолитообразования при кристаллизации стекла: обмена веществом между сферолитом в целом и окружающей средой не происходит. В вулканитах обычны кварц-полево-шпатовые сферолиты, отвечающие котектике этих минералов и распространенные в кислых лавах, и пироксен-плагиоклазовые, также котектического состава, встречающиеся в базальтовых лавах (вариолиты). В одноминеральных сферолитах, например сложенных щелочным полевым шпатом, между кристаллами остается стекло иного состава, нежели окружающее сферолиты, в связи с чем основное условие — равенство состава сферолита и окружающей массы — соблюдается.
Стекловатая, или гиалиновая, структура полностью, либо почти полностью состоит из стекла, поэтому особых разновидностей не имеет. Стекло может включать кристаллиты, тогда эту структуру называют кристаллитовой. Могут быть включены в стекле и единичные микролиты. Стекловатая структура характерна для пород кислого состава (обсидиан и др.), редко она встречается и в базальтовых вулканитах (тахилиты).
Переходя к характеристике главных структур полнокристаллических магматических пород, следует отметить, что некоторые минералы полнокристаллических пород образуют закономерные срастания друг с другом (структуры срастания), носящие различные названия — пертит, антипертит, пегматит, мирмекит; различные реакционные оболочки и каймы (например, реакционная оболочка пироксена или амфибола вокруг оливина, келифит, альбитовая оболочка вокруг плагиоклаза); симилектит (рис. 56).
Пертит представляет собой закономерные срастания калиевого полевого шпата и альбита (рис. 56, 1). Альбиты включены в кристаллы калишпата. По размеру альбитовых включений выделяют: собственно пертиты, микропертиты и криптопертиты, а по их форме — волокнистые, пленчатые, пятнистые и др. По происхождению различают: пертиты распада и пертиты замещения. Последние образуются путем метасоматического замещения предварительно альбитизированного плагиоклаза калишпатом (калиметасоматоз).
Антипертит, наоборот, представляет включения калишпата в кислый плагиоклаз (рис. 56, 2).
К числу своеобразных структур относятся пегматиты — пегматитовые срастания [греч. «пегматос» — крепкая связь]; среди них выделяют графические («письменные») и микрографические, или микропегматитовые (гранофировые). Пегматиты — это закономерные срастания двух минералов в условиях быстрой кристаллизации магмы, отвечающей строго определенному составу этих минералов, т. е. котектике. Вростки кварца имеют своеобразные формы, напоминающие древние письмена («еврейский камень»). Погасание сросшихся одноименных минеральных зерен одновременное. Метасоматические пегматитовые структуры котектической пропорции не образуют (рис. 56, 3).
Мирмекит [греч. «мирмекс» — муравейник; по сходству с ходами муравейника] — это червообразный вросток кварца в плагиоклазе, фиксирующийся на контакте его с калиевым полевым шпатом, наличие которого во время образования мирмекита обязательно, если даже в результате наложенных процессов, например, альбитизации, он полностью исчез. Генезис мирмекита дискуссионен, видимо, он является продуктом метасоматоза (рис. 56, 4).
Характерны для полнокристаллических пород так же так называемые реакционные структуры. Реакционные оболочки в фемических минералах могут возникнуть в такой последовательности: оливин, ромбический пироксен, моноклинный пироксен, амфибол, биотит. Каждая реакционная оболочка — монокристалл, включающий ранее выделившееся минеральное зерно (реликт). Например, келифит, или келифитовая кайма [греч. «келифос» — ореховая скорлупа], имеет форму пучков, либо радиальнолучистых агрегатов. По плагиоклазу развивается альбитовая кайма вдоль контакта с микроклином. Келифит нередко наблюдается вокруг граната в перидотитах, который иногда полностью замещается минералами, образующими келифит. Взаимные прорастания двух минералов или включения неправильных зерен одного минерала в другое, например кварца в слюде, называют симплектитом (рис. 56, 8),
Как правило, зерна минералов в горных породах имеют характерные формы, хорошо проявляющиеся в полировках и шлифах, т. е, в двумерных сечениях. Однако по этим очертаниям не всегда можно судить о сингонии минерала, так как кристаллы различной сингонии в плоских сечениях могут дать одинаковые формы, а одной и той же сингонии — различные формы. Для реконструкции пространственных фигур кристаллов прибегают к статистическому методу (замеру большого числа сечений), и по теории вероятности подсчитывают вероятный процент плоскостных форм минералов для разных пространственных фигур: кубов, тетраэдров, октаэдров, ромбоэдров и т. д. Более подробно данный метод рассматривается в учебнике петрографии.
Формы кристаллов и их размеры обусловлены в первую очередь скоростью кристаллизации (охлаждения) магмы. По морфологическим особенностям различают следующие виды минералов: изометрические — одинаково развитые в трех направлениях, пластинчатые — развитые хорошо в двух, и слабо в одном направлениях, призматические, игольчатые и волокнистые — вытянутые в одном направлении.
В условиях свободной кристаллизации у минералов развиваются характерные для них грани, в стесненных же условиях они наследуют грани ранее закристаллизованных минералов. По этому признаку выделяются следующие виды породообразующих минералов: идиоморфные [греч. «идиос» - характерный I, или автоморфные [греч. «аутос» — сам], — минеральные зерна, которые ограничены свойственными для них кристаллографическими гранями, аллотриоморфные, или ксеноморфные [греч. «ксенос» — чуждый] — минералы, форма кристаллографических граней которых обусловлена оставшимся пространством после кристаллизации ранее выделившихся минералов; гипидиоморфные [греч. «гипо» — под; приставка, указывающая на понижение против нормы; в данном случае подразумевается неполный, частичный I или гипавтоморфные - минералы, зерна которых ограничены частично свойственными им гранями и частично гранями рядом расположенных минералов.
Размер (крупность) зерен магматических пород зависит не только от скорости охлаждения магмы, но и от скорости роста кристаллов. По абсолютной величине (крупности) зерен полно-кристаллические структуры (и соответственно породы) делятся на пять групп; гигантозернистые (размер зерен более 1 см; зерна размером 5—10 см образуются путем собирательной, пегматоидной, перекристаллизации); крупнозернистые (5—10 мм); среднезернистые (2—5 мм), обычно наиболее распространены; мелкозернистые (0,5—2 мм), образованы в результате быстрого охлаждения магмы и слагают периферические части даек; тонкозернистые (0,1—0,5 мм), возникают путем закалки магмы.
По относительной величине породообразующих минералов выделяют равнозернистые (равномернозернистые), неравнозернистые (неравномернозернистые), порфировидные и порфировые структуры.
Понятие равнозернистости магматической породы условно, так как породообразующие минералы обычно имеют в той или иной мере разные размеры; особенно это относится к различным минеральным видам. Поэтому при определении относительной зернистости магматической породы следует принимать во внимание величину зерен преобладающего минерала. Если зерна последнего минерала в целом имеют одинаковые размеры, то горная порода является равнозернистой, в противном случае она будет неравно-зернистой. В таком понимании порфировидная и порфировая структуры будут представлять разновидности резковыраженных неравнозернистых структур с двумя поколениями минералов. Одно из них крупные порфировые выделения, представленные одним или более минералами, другое поколение — угнетенные, мелкие и мельчайшие минералы и стекло, слагающие так называемую основную массу. В магматической порфировидной структуре, которая стекла обычно не содержит, основная масса может быть от мелко- до среднезернистой. Порфировые выделения (вкрапленники, фенокристаллы) [греч. «фэно» — делаю явным I могут быть значительно крупнее зерен основной массы. Порфировая структура от порфировидной отличается главным образом большей мелкозернистостью основной массы и содержанием стекла.
В группе магматических полнокристаллических структур по степени идиоморфизма выделяют следующие главные структуры: панидиоморфнозернистую, аллотриоморфнозернистую и гипидиоморфнозернистую.
Панидиоморфнозернистая структура [греч. «пан» — все] характеризуется идиоморфизмом породообразующих минералов, образующих в целом присущие им кристаллографические формы. Эта структура обычно встречается в пироксенитах, дунитах и аплитах.
Аллотриоморфнозернистая структура является как бы противоположной панидиоморфнозернистой. Большинство породообразующих минералов лишены идиоморфизма. Она встречается в некоторых аплитах, габбро и др. Разновидностями данной структуры считаются аплитовая и габбровая структуры.
Аплитовая структура свойственна большей частью аплитам, образующим жилы, дайки и обособленные участки в гранитоидных массивах, и состоящим главным образом из кварца и полевого шпата, зерна которых проявляют слабо выраженный одинаковый идиоморфизм, либо даже местами кварц более идиоморфен.
Габбровая структура встречается в глубинных основных магматических породах — габбро и габбро-диоритах, состоящих из основного плагиоклаза и фемических (железомагнезиальных) минералов, характеризующихся частичным и слабым идиоморфизмом, либо аллотриоморфизмом.
Гипидиоморфнозернистая структура характеризуется различной степенью идиоморфизма породообразующих минералов. Она является наиболее распространенной структурой интрузивных пород, в частности, гранитоидов, диабазов, монцонитов и др. Гипидиоморфнозернистая структура порой наблюдается и в метасоматических гранитоидах. К разновидностям гипидиоморфнозернистой структуры относятся: гранитовая, агпаитовая, сидеронитовая, офитовая, пойкилитовая, пойкилоофитовая и монцонитовая структуры.
Гранитовая структура характерна для кварцсодержащих интрузивных пород (гранитоидов), в которых степень идиоморфизма главных минералов уменьшается в такой последовательности: фемический минерал, полевой шпат (плагиоклаз, калиевый полевой шпат), кварц (редко ксеноморфен).
Агпаитовая структура встречается в щелочных интрузивных породах (нефелиновых сиенитах). В этой структуре, в отличие от гранитовой, салические минералы по отношению к фемическим обнаруживают большую степень идиоморфизма. В данной структуре наиболее идиоморфным является нефелин, затем полевой шпат и, наконец, эгирин, эгирин-авгит, щелочной амфибол — арфведсонит.
Сидеронитовая структура наблюдается в интрузивных ультрабазитах и базитах. Здесь идиоморфен силикатовый минерал и аллотриоморфен (ксеноморфен) рудный, который заполняет пространство между кристаллами силикатового минерала. Например, в рудных пироксенитах и перидотитах рудный минерал заполняет промежутки между зернами пироксена, оливина или амфибола.
Офитовая структура (диабазовая, долеритовая) [греч. «офис» — змея; в древности греки так называли пятнистые горные породы, с виду напоминающие змеиную кожу] характерна для основных магматических пород - для приконтактовых частей габбровых интрузий, даек и внутренних частей мощных базальтовых эффузивных (вулканических) тел. Главные минералы породы данной структуры представлены идиоморфными пластинами основного плагиоклаза и расположенными между ними аллотриоморфными зернами пироксена.
Пойкилитовая структура характеризуется включениями одного минерала (минералов) в другой, более крупный, без определенной ориентации. Минерал, содержащий включения, называется ойкокристаллом [греч. «ойкос» — дом], т. е. кристаллом-хозяином, а включенный, ранее выкристаллизованный минерал— хадакристаллом [греч. «хадео» — включение], т. е. кристаллом-гостем. В случае очень большой мелкозернистости горной породы структуру данного типа называют микропойкилитовой.
Пойкилоофитовая структура представляет собой такое сочетание офитовой и пойкилитовой структур, когда относительно мелкие идиоморфные плагиоклазы основного состава включены в крупные зерна пироксена.
Mонцонитовая структура является разновидностью пойкилитовой и характерна для калишпатсодержащих горных пород, в первую очередь для монцонитов и отчасти сиенитов. Она выражена резким идиоморфизмом плагиоклаза по отношению к калиевому полевому шпату, включающему плагиоклаз, зерна которого располагаются без какой-либо ориентации. Монцонитовая структура относится к типу пойкилитовой.
Порфировидная (гранит-порфировая) структура характеризуется мелко- и среднезернистой основной массой, имеющей гранитовую структуру; в нее погружены крупные идиоморфные выделения (вкрапленники) одного или нескольких минералов. От порфировой структуры отличается большей степенью кристалличности. Порфировидная структура обычно встречается в гранитоидах (порфировидные гранитоиды). Вкрапленники (фенокристаллы) являются более ранними образованиями, нежели минералы основной массы, чем они и отличаются от вкрапленников порфиробластов метаморфических пород, в которых они выделяются последними метасоматическим путем.
Гранофировая структура основной массы характеризуется закономерным срастанием полевого шпата и кварца, обусловленным эвтектической кристаллизацией, либо метасоматозом. Вкрапленники представлены главным образом полевым шпатом. Порода содержит также фемический минерал в малом количестве.