Budowa wewnętrzna skał magmowych, czyli rozmieszczenie i wykształcenie poszczególnych składników, są zależne od warunków krzepnięcia, głównie od ciśnienia oraz czasu chłodzenia stopu. Warunki te mogą być interpretowane na podstawie cech strukturalnych i teksturalnych skały.
Ze względu na stopień krystaliczności, w skałach magmowych wyróżniane są struktury ( Rys. 1 ):
- hialinowa (szklista), gdy skała składa się z niekrystalicznej masy zwanej szkliwem, która jest zgęstniałym stopem,
- hipokrystaliczna (częściowokrystaliczna), gdy skała składa się z kryształów i szkliwa,
- holokrystaliczna (pełnokrystaliczna), gdy cała skała zbudowana jest z kryształów [1], [2], [3], [4].
Warunki krzepnięcia stopu decydują o stopniu krystaliczności składników skały (zob. Środowiska powstania skał magmowych ). Wzrost ciśnienia, tempa chłodzenia oraz obecność fazy gazowej sprzyjają procesowi krystalizacji. W gwałtownie chłodzonym stopie glinokrzemianowym nie dochodzi do krystalizacji i tworzy się substancja amorficzna (bezpostaciowa), czyli szkliwo ( Rys. 2 ). Struktura hialinowa jest strukturą pierwotną i powstaje podczas szybkiego krzepnięcia stopu w warunkach powierzchniowych Ziemi. Jest ona strukturą niestabilną, z czasem szkliwo może ulec krystalizacji częściowej lub całkowitej, a proces ten nazywany jest dewitryfikacją, czyli odszkleniem [4], [5]. Struktury hipokrystaliczna i holokrystaliczna powstają jako struktury pierwotne, w czasie krzepnięcia stopu lub są strukturami wtórnymi, związanymi z dewitryfikacją. Występują wyłącznie w skałach krzepnących na powierzchni Ziemi (zob. Środowiska powstania skał magmowych ).
Wyłączając skały o dostrzegalnych kryształach, badanie stopnia krystaliczności skały wymaga obserwacji mikroskopowych. Rozróżnienie okiem nieuzbrojonym skał o strukturze hialinowej czy hipokrystalicznej jest niemożliwe. Dlatego, dla potrzeb identyfikacji makroskopowej skał używana jest klasyfikacja struktur opierająca się na wielkości składników, przy założeniu, iż bez wykorzystania sprzętu optycznego oko ludzkie rozróżnia swobodnie składniki wielkości ≥0,5 mm.
Pod względem wielkości składników wydziela się 3 rodzaje struktur ( Rys. 3 ):
- fanerokrystaliczną (jawnokrystaliczną), gdy w skale holokrystalicznej kryształy rozróżnialne są bez użycia przyrządów optycznych,
- afanitową, gdy w skale nie są widoczne składniki; jest to struktura jednorodna dla oka, składająca się z masy skalnej zbudowanej ze szkliwa lub/i drobnych kryształów (struktura mikrokrystaliczna), które określane są jako ciasto skalne,
- porfirową, gdy w afanitowej masie ciasta skalnego rozróżnialne są pojedyncze kryształy, zwane fenokryształami, prakryształami lub porfirokryształami; cechą fenokryształów jest automorfizm. W strukturze porfirowej fanerokryształy powstają w innych warunkach niż pozostałe składniki skały. Krystalizują jako pierwsze, wcześniej niż ciasto skalne, stąd określenie prakryształ [1], [3], [4].
Zmienność wielkości ziarn w obrębie struktur fanerokrystalicznych jest podstawą do ich zróżnicowania na:
- struktury równoziarniste, gdy ziarna w skale są podobnej wielkości,
- struktury nierównoziarniste, gdy ziarna w skale mają różne wielkości [1].
Podział struktur równoziarnistych na podtypy bazuje na wielkości kryształów w skale ( Rys. 4 ), wg schematu ( Tabela 1 ):
PODTYP | WIELKOŚĆ SKŁADNIKÓW
|
bardzo gruboziarnista | >30 mm
|
gruboziarnista | 5-30 mm
|
średnioziarnista | 5-1 mm
|
drobnoziarnista | <1 mm |
W strukturach nierównoziarnistych, wyróżniana jest struktura fanerokrystaliczno-porfirowa (seryjna), gdy w skale występują składniki różnej wielkości, od małych do dużych, oraz porfirowata, gdy występują dwie klasy wielkościowe składników, duże kryształy prakryształów otoczone są masą drobnych ( Rys. 5 ), [1].
Wzrost wielkości kryształów skały jest wprost proporcjonalny do czasu krystalizacji składników skały oraz ilości (objętości) fazy gazowej. Istotne zróżnicowanie wielkości składników skały magmowej, w szczególności rozkład bimodalny, jaki jest typowy dla struktur porfirowatej lub porfirowej, wiąże się z występowaniem dwóch faz krzepnięcia stopu. W sprzyjających warunkach powstaje populacja automorficznych prakryształów. Zmiana środowiska w trakcie krzepnięcia, powiązana zwykle z migracją stopu ku powierzchni Ziemi, skutkuje zwiększeniem tempa krzepnięcia. Reszta składników skały, powstaje w mniej korzystnych warunkach, dlatego tworzą ją, od kilku do nawet kilkunastu rzędów wielkości, mniejsze kryształy lub szkliwo wulkaniczne (zob. Środowiska powstania skał magmowych ).
Pewne typy skał posiadają swoiste cechy strukturalne, dlatego obok standardowych podziałów struktur wyróżnia się struktury specjalne ( Rys. 6 ), [3]. Do najczęściej występujących należą [4], [6]:
- struktura pismowa, charakterystyczna dla pegmatytów (zob. Skały skrajnie kwaśne i kwaśne ), gdzie kryształy kwarcu tworzą przerosty w kryształach skalenia; kwarc tworzy kryształy szkieletowe, optycznie zorientowane w ten sam sposób, a ich forma obserwowana w przekroju przypomina kliny (nazwa tej struktury nawiązuje do pisma klinowego),
- struktura ofitowa, charakterystyczna dla diabazów (zob. Skały obojętne ), gdzie automorficzne kryształy plagioklazów występują w układzie bezładnym pomiędzy ksenomorficznymi kryształami piroksenów,
- struktura poikilitowa, występująca w skałach ultramaficznych (zob. Skały zasadowe, ultrazasadowe i ultramaficzne ), gdzie drobne kryształy jednego minerału bezładnie rozmieszczone są w kryształach innych większych minerałów [3].
W skałach holokrystalicznych tylko część składników posiada prawidłowe wykształcenie, czyli są to kryształy, których morfologia jest zgodna z charakterystyczną postacią dla danego minerału. Stopień prawidłowości wykształcenia kryształów, czyli własnokształtność (automorfizm) ( Rys. 7 ) określany jest jako:
- automorficzny (własnokształtny), gdy kryształy posiadają wszystkie lub większość prawidłowych ścian,
- hipautomorficzny (częściowo własnokształtny), gdy w kryształach tylko część ścian ograniczających jest prawidłowa,
- ksenomorficzny (obcokształtny), gdy kryształy nie posiadają prawidłowych ścian, a powierzchnie je ograniczające dostosowane są do innych składników skały [1], [2], [4].
Obserwacja stopnia automorfizmu pozwala na ustalenie kolejności krystalizacji poszczególnych minerałów. Kryształy automorficzne, to kryształy wzrastające swobodnie w środowisku i są to formy najwcześniej krystalizujące. Kryształy ksenomorficzne generowane są w końcowym etapie powstawania skały i krystalizują w przestrzeniach pomiędzy składnikami skały wypełniając wolne przestrzenie, do których się dopasowują.
Bibliografia
1. A. Majerowicz, B. Wierzchołowski: Petrologia skał magmowych, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1991.2. A. Manecki, M. Muszyński: Przewodnik do petrografii, AGH Uczelniane Wydawnictwa Naukowo-Dydaktyczne, Kraków 2008.
3. J. Żaba: Ilustrowany słownik skał i minerałów, Videograf II, Katowice 1993.
4. P. Roniewicz (Red.): Przewodnik do ćwiczeń z geologii dynamicznej, Polska Agencja Ekologiczna S.A., Warszawa 1999.
5. W. Ryka, A. Maliszewska: Słownik petrograficzny, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1991.
6. A. Bolewski, W. Parachoniak: Petrografia, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1974.