Методы структурного и микроструктурного анализа магматических пород и сложенных ими тел применяются при изучении анизотропных (директивных) и эндосинкинематических (первичных) текстур, формирующихся в процессе застывания движущейся магмы. В это время, как отмечалось, минералы приобретают в различной мере четко выраженную закономерную ориентировку в пространстве, зависящую от относительной скорости течения магмы определенного состава, интенсивности тектонических сил, формы рамы вмещающих горных пород, габитуса минералов (удлиненные, таблитчатые и др.) и т. д.
Следует отметить, что закономерное расположение минералов может произойти и в различных твердых горных породах (вторичная или наложенная ориентировка) под воздействием направленных тектонических сил, а также при процессах осадконакопления в водных бассейнах, моренах и т. д. в результате ориентированного дифференциального движения частиц. При наложении нового ориентированного движения на осадочные породы с любой исходной пространственной ориентацией частиц формируется новая текстура (новая текстурная анизотропия), видимая макроскопически, либо под микроскопом.
Изучение макротекстурных особенностей магматических пород производится методом структурного, микротекстурных — методом микроструктурного анализа.
Основы микроструктурного анализа были заложены Г.Ф. Беккером в 1893 г. Позднее этот метод развили Б. Зандер и В. Шмидт, которые и считаются его основоположниками. При разработке микроструктурного анализа указанные исследователи, так же как в свое время и Г.Ф. Беккер, широко использовали метод выдающегося русского ученого Е.С. Федорова, опубликованный им на русском и немецком языках в работе «Теодолитный метод в минералогии и петрографии», что сыграло решающую роль в становлении микроструктурного анализа.
Приведенное ниже описание структурного анализа магматических пород дается по Г.М. Саранчиной и Н.Ф. Шинкаревой, микроструктурного — по Н.А. Елисееву, Г.Д. Ажгирею и Р. Болку.
Структурный анализ горных пород и сложенных ими тел осуществляется в полевых условиях при помощи горного компаса. При этом определяется положение плоскостей отдельности и (пли) линий течения в пространстве, которое затем наносится на карту так же, как это делается при изучении осадочных пород.
Для измерения линий течения (линейных текстур течения), фиксирующихся в магматических породах в линейном расположении минералов и различной степени переработанных ксенолитов, следует установить азимут погружения и угол падения линейности, которая в различных конкретных случаях может иметь различное положение в пространстве — от вертикального и горизонтального до наклонного под любым углом (рис. 59, 1).
С целью определения первичных плоскостных текстур течения (полосчатости, трахитоидности, эндосинкинематнческих трещин отдельности и др.) следует измерить простирание наблюдаемой в теле горной породы плоскостной текстуры, азимут ее падения и угол падения. Как и линии течения, слои течения могут иметь различное положение в пространстве — вертикальное, горизонтальное и наклонное (рис. 59, 2).
Линии течения в большинстве случаев располагаются в плоскостях течения, однако нередко наблюдаются различные пространственные взаимоотношения между линиями и слоями течения — вертикальное, горизонтальное и в различной мере наклонное, что показано на рис. 59, 3.
Mикроструктурный анализ является несколько более сложным, особенно по характеру лабораторной обработки материала. Большое значение при этом имеет правильный сбор каменного материала в полевых условиях. Цель микроструктурного анализа — определение микроанизотропии горных пород, т. е. изучение микротекстурных их особенностей.
В анизотропных горных породах породообразующие минералы обнаруживают закономерную пространственную ориентировку. К таким породам относятся многие метаморфиты и магматиты — кристаллические сланцы, мигматиты, гнейсы, гнейсовидные гранитоиды, массивные гранитоиды и др., в которых изометрические зерна кварца имеют закономерную ориентировку оптических осей — расположены в одном и том же направлении. Это устанавливается посредством федоровского столика в шлифах образцов горных пород, взятых в иоле ориентированно по отношению к странам света. Для определения ориентированности используются также удобные для измерения спайность, ребро или кристаллографическая ось минералов. Положение элементов наносится на равноплощадную сетку, причем при измерении ориентировки плоскостей спайности на сетку наносятся их полюсы. При закономерном анизотропном строении горной породы точки, отвечающие замерам одинаковых элементов различных зерен одного и того же минерала, расположатся близко друг от друга, образуя кучное скопление.
Для ориентированных по отношению к странам света образцов используется прямоугольная система координат с осями а, b, с, где ось а — направление тектонического движения, ось b — тектоническое простирание, ось с — перпендикуляр к плоскости ab. Последняя совпадает с какой-нибудь из плоскостных текстурных направлений — сланцеватостью, полосчатостью, гнейсовидностью и слоистостью. Перпендикулярно к ним располагается ось с.
Направление осей координат а и b удается установить в поле в том случае, если в изучаемых горных породах имеются складочки и ллоечки (рис. 60). В них ось b соответствует оси складочки, ось с перпендикулярна к плоскости симметрии складочки, т. е. ее осевой плоскости, ось а расположится в этой плоскости перпендикулярно к оси b.
Если складочки и плоечки в обнажениях отсутствуют, то для установления осей а и b следует выяснить, не наблюдается ли линейность на плоскости ab (плоскости сланцеватости или отдельности), которая совпадает с одной из осей — а или b, что удается установить при микроскопическом изучении ориентированных образцов и выяснении тектонитового узора (см. ниже). Если этот узор относится к 5-тектониту, то наблюдаемая линейность параллельна оси а (линейность продольная), в случае же R-тектонита линейность совпадает с осью b (линейность поперечная).
Для взятия ориентированного образца в коренном обнажении горной породы выбирается участок с четкой сланцеватостью или плойчатостью. На одной из хорошо выраженных плоскостей сланцеватости или отдельности карандашом прочерчиваются две взаимоперпендикулярные линии — соответствующая простиранию и параллельная падению данной плоскости; расположение простирания и падения по отношению к странам света определяется горным компасом и записывается в полевом дневнике. Готовые для изготовления шлифов ориентированные образцы (плитки толщиной ~ 2—3 мм и площадью 2x2 см) выбиваются небольшим молотком перпендикулярно к координатным осям а и b, реже с (параллельно сланцеватости).
Микроструктурный анализ позволяет установить исходную тектоническую структуру (складчатую и разрывную) метаморфической формации, возникавшую по геосинклинальным образованиям, внутреннее строение (анизотропию) интрузивов (магматических и метасоматических), направление тектонических натяжений, тектонические перемещения участков рудного месторождения и др.
Различные дифференциальные движения, происходящие в твердых горных породах (например, при метаморфизме) и кристаллизующейся магме, обусловливают возникновение четырех типов узоров тектонитов. Первый тип узоров составляют дифференциальные скользящие (ламинарные) [лат. «ламина» — пластинка] движения по одной системе параллельных плоскостей; второй тип — дифференциальные вращательные (турбулентные) [лат. «турбулентус» — вихревой] движения, совершающиеся по бесчисленному количеству плоскостей, образующих пояс вокруг оси R [лат. «ротацион» вращение); третий тип — дифференциальные движения, происходящие параллельно двум круговым сечениям эллипсоида вращения, четвертый тип это комбинация первых трех дифференциальных движений попарно или всех вместе.
Латинской прописной буквой 5 обозначается поверхность плоскопараллельной текстуры, т. е. поверхность кристаллизационной сланцеватости, а строчной латинской буквой s — поверхность дифференциальных перемещений. Буквами s1, s2, s3 и т. д. соответственно обозначаются различные плоскости дифференциальных перемещений.
Узоры тектонитов, изображенные на рис. 61, отвечают дифференциальным скользящим движениям параллельно одной системе плоскостей S—s. Полосы пластинок слюды, располагающиеся параллельно S, дают отчетливый максимум, совпадающий с осью с. S совпадает с плоскостью ab. На диаграмме максимумы дают также кварцевые зерна, имеющие одинаково ориентированные оптические осн. Такие тектониты получили название S-тектонитов.
На рис. 62 показан второй тип тектонита — R-тектонит (R — поясовый узор), полученный как бы в результате вращения эллипсоида деформации, вместе с которым происходит вращение круговых сечений.
В-тектопит характеризуется третьим типом узоров. На рис. 63 показаны узоры В-тектонита, образующегося при скользящих дифференциальных движениях зерен кварца (а — по граням призмы, с — по граням базопинакоида) и пластинок слюды (в — по полюсам спайности).
Узор смешанного тектонита, как отмечено, получается при различных комбинациях первых трех тектонитов. Комбинации могут быть следующие: S + R + B-тектонит, S + R-тектонит, S + B-тектонит и R + В-тектонит. На рис. 64 показаны три типа смешанных тектонитов.
Примеров структурных и микроструктурных исследований горных пород и сложенных ими тел описано много как в зарубежной, так и в отечественной литературе.
Ниже приводится один из примеров структурного и микроструктурного анализа палеозойских метаморфитов (кристаллических сланцев, мигматитов, гнейсов) и гранитоидов (гнейсовидных и массивных) северного склона Большого Кавказа, проведенного Г.М. Заридзе, Т.Г. Казахишвили и другими исследователями с целью установления внутреннего их строения. Были осуществлены многочисленные замеры азимутов простирания и падения сланцеватости, совпадающей с первичной слоистостью в древних кристаллических породах бассейна р. Баксан, представленных чередующимися мигматитами и гнейсами, а также гнейсовидными и массивными гранитоидами (возраст наложенного регрессивного метаморфизма — герцинский). Одновременно отбирались ориентированные образцы, которые затем подвергались тщательному микроструктурному анализу. В результате этих исследований был установлен ряд складчатых и разрывных структур, унаследованных от исходных геосинклинальных образований (рис. 65).
