火成岩的结构
结晶度(结晶度)
结晶度是指岩石中结晶部分(矿物晶体)和无定形部分(火山玻璃)的比例。
1.全结晶结构
岩石完全由结晶矿物组成(图3-2a ),不含玻璃质。全结晶结构表明，岩石是在缓慢冷却的岩浆系统中形成的，这给了晶体足够的时间生长，这通常是侵入岩(如花岗岩)所具有的。
2.半晶体结构(亚晶体/半晶体结构)
既有结晶矿物，也有玻璃质岩石(图3-2b)，半结晶结构见于火山熔岩和一些浅部岩石中。
图3-2全晶和半晶结构(根据Williams等人，1982)
3.玻璃质地(透明质地)
几乎所有的岩石都由无定形的火山玻璃组成，也称为全玻璃结构。在火山熔岩和一些浅成和超浅成侵入岩的边缘(冷凝边缘等)发现玻璃质结构。)，比如黑曜石。
在手标本上，玻璃体呈玻璃状，贝壳状断口，通常呈现不同的颜色，如黑色、砖红色、褐色、灰绿色等。薄片中为各向同性体性质，无解理或珍珠解理，低负凸至正凸，折射率取决于火山玻璃或岩石的成分。随着SiO2含量的增加，火山玻璃的折射率降低。因此，根据火山玻璃的折射率可以大致判断岩石的成分范围。玻璃质是岩浆快速冷却形成的。因为原子的排列是完全无序的，具有很高的自由能，玻璃质是一种非常不稳定的固体物质。随着地质年龄的增长，玻璃质会逐渐转化为稳定的晶体，这个过程叫做失透。一般来说，中生代以前的古火山岩中很难见到玻璃质。中生代火山岩中的玻璃质大部分已经析晶，只有新生代火山岩中的玻璃质保存相对较好。
失透是一个非常缓慢的过程。在失透的初始阶段，会生长一些极细的微晶。未成熟晶体是开始结晶的晶体芽，常呈毛状、棒状或球状，尚未表现出晶体物质的特征，在正交偏振下无光反应。根据微晶的形状，它可以分为:
◎球晶:非常细小的球状微晶。
◎球晶:紧密组装的球形微晶。
◎珍珠质:呈链状或珠状排列的球状微晶。
◎毛圈:像头发一样弯曲的毛圈。
微晶可以是最初的失透产物，也可以是岩浆快速冷却的产物。如果岩石主要由微晶组成，其结构称为晶体结构(图3-3a)。微晶结构主要存在于酸性火山岩中，如珍珠岩、松节油和黑曜石。
胚胎晶体可以进一步长成骨架形状，但尚未形成完整的晶体，称为骨骼晶体。岩浆快速冷却也能直接形成骨架晶体。骨骼晶体后，生长成一个微晶体。微晶具有晶体物质的性质，在正交偏振下有光反应，但仍无法鉴定。仅由应时和长石组成的微晶结构称为长英质结构或长英质结构。以纤维形式从一个共同中心向外放射状生长的微晶称为小球(图3-3b)。当球形粒子在正交偏振下在动物台上旋转时，经常发生交叉消光。球团的组成可以由一种碱性长石组成，纤维间的空隙用玻璃填充，也可以由碱性长石和应时按共结比组成。主要由球晶组成的岩石结构称为球晶结构。球晶结构在酸性熔岩中很常见。当球晶的成分由斜长石和普通辉石组成时，称为球晶，球晶的内部结构通常比球晶厚。具有球晶特征的岩石结构称为球状结构。这种结构多出现在基性火山岩(玄武岩)、铸石和陨石中。
图3-3晶体和小球的结构(根据孙耐和彭，1985)
值得注意的是，全结晶结构包括两种，即显晶结构和隐晶结构。能用肉眼或放大镜分辨矿物晶体的(矿物粒度一般在1mm以上)称为晶体结构，属于侵入岩的结构；只有在显微镜下才能分辨出矿物颗粒(一般小于0.2mm)，称为隐晶质结构，一般为浅成岩石和喷出岩(如长英质岩石)所拥有。在手标本上，隐晶质纹理和玻璃质结构有时难以区分，但隐晶质纹理不具有玻璃质结构的玻璃光泽和贝壳状断口，常表现为瓷质断口。
(2)粒度(粒度或颗粒大小)
粒度是指岩石中主要造岩矿物颗粒的大小。粒径的定义有很多种，包括三维粒径和在平面上的投影粒径，投影粒径是指在平面上的平均粒径。由于颗粒的各向异性和不同方向上颗粒大小的差异，在不同剖面上观察到的颗粒大小和分布特征可能存在明显差异。因此，在手标本中观察和研磨薄片时，应注意许多方向上的截面差异，使观察到的表面或研磨后的薄片具有代表性。在粒度统计中，重点应放在主要造岩矿物上。目前，火成岩结构的定量研究已经取得了很大进展，但晶体粒度分布是最便于定量研究的(Higgins，2006)。晶体粒度分布的定量研究可以提供岩浆系统的热历史以及成核和晶体生长机制的信息。
根据矿物颗粒的相对大小，可分为等颗粒结构和不等颗粒结构两种。然后根据颗粒的绝对大小进一步划分。
1.等晶织构
全纯岩石中主要矿物颗粒的大小大致相同。
根据矿物颗粒的粒度，晶体结构可进一步分为:
◎细粒结构:d = 0.2 ~ 2mm
◎中粒结构:d = 2 ~ 5mm；
◎粗粒结构:d = 5 ~ 25mm
◎伟晶岩结构):d >25mm。
隐晶质结构还可以进一步分为:
◎微晶纹理:d < 0.2mm；这种晶体只有在显微镜下才能看到。
◎隐晶质纹理:晶体太小，在显微镜下不易分辨晶界。这种构造发育在火山岩和受强烈失透作用影响的岩石中。
图3-4总结了岩石结晶度、粒度和岩石结构之间的对应关系。
图3-4结晶度、粒度和火成岩结构(根据Raymond，1995修改)
2.不等粒结构
岩石中几种主要矿物颗粒的大小是不同的。如果存在不同粒径的颗粒，就会形成连续的粒径系列，称为连续不均匀织构。
3.斑状结构和斑状结构。
岩石中的矿物颗粒分为大小明显不同的两组，大的称为玢岩，小的称为基质。因此，这种结构实际上是双峰粒状结构。按照我国的习惯用法，如果基质由隐晶质和玻璃质组成，则称为斑状结构；如果基质是结晶的，则称为斑状结构(图3-5)。斑状结构这个词在欧美国家很少使用。在他们的教科书中，无论基质的结晶程度如何，所有的矿物颗粒都可以分为两组，统称为斑状结构。
按照中国的习惯用法，斑状构造常见于浅成岩和喷出岩中。斑状构造的形成与岩石结晶过程中物理化学条件的变化有关。斑晶和基质形成于不同世代。斑晶一般在深部或岩浆上升过程中结晶，而基质则是岩浆在地表或近地表固结并快速结晶形成的。当地下深处生成的斑晶到达地表或近地表时，由于物理化学条件的明显变化，矿物变得不稳定。矿物的熔点会因压力的降低而降低，在表面氧化条件下结晶释放的潜热会使结晶的矿物遭受侵蚀，从而在斑晶的边缘或内部产生溶解结构。
图3-5散斑结构(根据Williams等人，1982)
对于斑状矿物(角闪石、黑云母等。)含有挥发性物质，由于低压、高温、氧化、脱水等原因，斑状晶体边缘常出现不透明边缘，称为不透明边缘结构。例如，黑云母和角闪石暗边的形成可由以下反应引起(邱家祥，1985):
岩石学(第二版)
图3-6斑状结构(/openpedia/斑状)
暗边由极细的磁铁矿和高温无水集合体组成，如桑尼丁、白榴石、橄榄石和辉石。暗边的存在表明闪石、黑云母等挥发性矿物在地表低压下不稳定。所以挥发性矿物一般不会出现在火山岩的基质中。如果基质中出现暗色角闪石和黑云母微晶，一般为侵入的浅成岩石。
当矿物晶体从高温变成低温时，它的体积会缩小。比如β-应时在大气压下变成α-应时时，会沿A轴收缩2.1%，沿C轴收缩1.3%。这种不均匀的收缩在熔岩和次火山岩中迅速发生，经常导致斑晶出现裂缝。在次火山作用条件下，挥发份从较高压力向较低压力膨胀释放，但不能自由逸出地表，于是产生涡流，涡流在滚动过程中使破裂的斑晶进一步分裂，但并不离散，形成碎斑晶结构。这是酸性次火山岩的常见结构。
因为斑状构造的基质是结晶的(图3-6)，属于侵入岩构造。斑状结构和斑状结构的区别在于，斑状结构中的斑状晶体和基质是不同世代的产物，除了基质的结晶度不同之外。斑状结构、斑状晶体和基质基本上是同一世代的产物，只是结晶的顺序不同。斑状构造中的斑晶与基质属于同一世代的证据是它们在结构状态和成分上接近或一致，斑晶边缘没有熔融现象或黑化边缘；由于斑晶与基质中的矿物同时生长，基质的颗粒往往从边缘嵌入斑晶中，斑晶可能没有平坦的晶面。如果斑状晶体与基质矿物在大小上没有显著差异，就会过渡到连续的不等粒结构。
(3)颗粒形状
矿物颗粒的形态是由结晶习性、生长环境、结晶后的侵蚀和变形决定的。在薄片中，晶体的轮廓主要通过矿物晶面的完整性来体现，大致可分为自形、半自形和异型三种。自形晶体晶面完整，形态规则，一般是岩浆结晶早期的产物。半自生晶体只有一些完全发育的晶面和一些不完全发育的晶面。异形晶体的形状不规则，所以找不到完整的晶面。常利用岩浆结晶后期早期结晶矿物之间的空隙生长，也可以是相对早期结晶的自形晶体熔融或转化的产物。例如，侵入岩中的造岩矿物，如长石和应时，往往是半自形至异形的，而副矿物，如锆石、磷灰石和榍石，往往是自形的。因此，可以根据组成矿物的大部分颗粒的自形程度来描述侵入岩的结构(图3-7)。
图3-7与自同构程度相关的结构(根据Williams等人，1982)
1.自同构粒状结构
如果大部分矿物是自生晶体，则岩石的结构称为自生粒状结构。自形粒状结构在天然岩石中很少见。有些教材中提到的纯橄榄岩是“类质同象镶嵌结构”，其实应该叫镶嵌结构。具有这种结构的岩石由多边形晶体组成，属于变质岩结构。
2.半自生粒状结构。
主要由半自形晶体组成的岩石结构称为半自形粒状结构。半自同构粒状结构的另一种理解是，有些晶体自同构程度高，有些晶体自同构程度低。在花岗岩中，暗色矿物通常为自形晶体，长石为半自形，应时为异形，具有典型的半自形粒状结构，故又称为花岗岩结构。
3.异形粒状结构
主要由异形晶体组成的岩石具有异形粒状结构。细粒岩石通常具有由异形长石和应时组成的异形颗粒结构，因此这种结构也称为细晶结构。
(4)晶粒取向
颗粒的取向是指构成岩石的矿物颗粒的取向强度。在岩浆岩中，颗粒的取向主要反映熔岩流和岩壁的流向和流动机制(Nicolas，1992；Simith，2002)，岩浆的晶体沉降和就位机制。部分定向构造是岩浆固结后构造变形(固体流动)的产物，因此确定粒子的方位对于火山学和岩浆动力学研究具有重要意义。Johannnsen(1939)描述了十多个与火成岩中的流动相关的结构术语。流动纹理、层状纹理、线状平行纹理、平面平行纹理、线状斑点纹理、交错结构等。，但有些术语目前已归入结构描述类，有些具有明显的遗传意义，不适合用作描述性术语。与构造变形有关的构造已经属于变质构造的范畴，将在变质岩中讨论。目前，与颗粒取向有关的典型火成岩构造介绍如下:
1.粗糙的纹理
长石微晶的近平行定向排列称为粗糙表面结构(图3-8a)。需要注意的是，一些教科书，尤其是国内的教科书，将粗糙表面结构定义为钾长石微晶的定向排列。这种结构反映了岩浆在结晶过程中的流动和压实。因为只有微晶较多的熔岩流动，才容易表现出微晶的方向性，所以粗面岩中出现纹理粗糙的机会较大。
2.管状结构
指喷出岩中除长石以外的晶体或侵入岩中任何矿物近乎平行排列的结构(Johannsen，1939；菲尔波茨，1989).
3.先导结构
国际上一般指微晶分布无序、无明显取向或仅弱取向的结构(图3-8b)，常出现在安山岩中。如果除长石微晶外，还有玻璃质物质，这种基质的结构称为玻璃质结构(图3-8c)。
图3-8粗糙表面结构、交织结构和玻璃-晶体交织结构(根据Williams et al .，1982)
岩浆动力学研究表明，岩浆起源的颗粒取向出现在岩浆结晶早期，即固体晶体含量小于70%时。此时岩浆接近牛顿流体性质，早期结晶的刚性矿物会因岩浆的运动而发生旋转并优化排列(马昌谦等，1994)。但当岩浆中晶体含量大于70%时，具有屈服强度，表现出宾汉体的流变行为，可以发生塑性变形。因此，岩浆成因的定向组构没有塑性变形，具有明显的消波、碎裂、膝折等特征，定向组构的分布往往与样品当时在熔岩流或岩壁中的位置有关(图3-9)。随着岩浆的流动，原来随机分布的晶体会改变排列方式。在岩壁的两壁附近，晶体的取向很明显，但岩壁中心的晶体方向仍然是随机分布的。
图3-9岩壁中岩浆的流动和晶体的最佳取向
(根据希金斯，2006年)
(5)相互关系。
包括矿物之间的关系和矿物颗粒与玻璃质或隐晶质组分之间的关系。这类构造往往记录了矿物生长的先后顺序，或反映了组分间的元素扩散、物质调整、分异、反应和平衡的过程。
1.共生结构
这两种矿物相互交织，有规律地交叉在一起，称为十字结构。根据矿物相交的形状，也可分为:
◎ perthitictexture:以钾长石和钠长石规则相交为特征。具有条纹状结构的长石称为perthite(图3-10)。条纹结构有不同的尺度，从x光到肉眼都有。条纹结构可分为正条纹结构、中间条纹结构和反条纹结构。在规则的条纹结构中，客体钠长石呈条纹状分布在主晶钾长石中；反向条纹结构与正向条纹结构相对；中间条纹结构中钾长石和钠长石含量相近。条纹状构造有两个原因:固溶体溶解和交代作用。固溶体溶解(分解)形成的分解条纹最为常见。在高温下，钾长石和钠长石是成分均匀的完全固溶体。随着岩浆的冷却，完全固溶体变得不稳定并溶解，产生钾长石和钠长石，形成条带状结构。岩浆期后，钠交代钾长石也能形成条带状结构。交代条纹往往较新鲜，多为不规则的树枝状和网状纹理，无明显方向性，常沿裂隙、解理和边缘分布。
图3-10正常条纹结构(正交极化)主晶为钾长石，客体晶为钠长石。
◎蠕虫状纹理:以许多微小的蠕虫状应时(称为蛭石)穿插长石为特征，应时镶嵌消光等级一致(图3-11)。这种结构在花岗岩中很常见。蠕虫结构主要有两种成因:共结蠕虫和交代蠕虫。共轭蠕虫在矿物接触中很常见。钾长石中有应时蠕虫，应时晶体中也可以有钾长石蠕虫，是应时和钾长石满足共结比时的产物。交代蠕虫是早期矿物被新矿物交代，剩余组分在交代过程中沉淀成蠕虫，出现在交代矿物的剩余部位。当然，蠕虫结构并不仅限于石英和长石这两种矿物。比如含铁蠕虫也可以出现在低铁辉石中。
◎图形纹理:应时具有一定的形状(如锐边和象形文字)，规则地嵌在钾长石中(图3-12)。应时嵌体在正交偏振下同时熄灭。该构造是由成分相当于长石和应时共结比的岩浆形成的。当温度下降到共接合点时，应时长石同时结晶。肉眼可见的称为图形纹理，显微镜下可见的称为显微图形纹理(图3-14a)。在具有斑状结构的岩石中，如果基质具有显微图形结构，则称之为花岗斑状结构。图形结构在伟晶岩和某些花岗岩中很常见。
图3-11蠕虫结构
图3-12图形纹理(正交偏振)(根据常丽华等，2009)
2.覆盖纹理
指的是另一种矿物被地幔包裹在更大的矿物核周围的现象。地幔的矿物相可以是单晶或多晶集合体；它可以生长在晶体结构相同的矿物上(连续十字，如碱长石和斜长石)，也可以生长在结构完全不同的矿物上(不连续十字，如应时上的闪石十字)(图3-13)。除了上面提到的暗边结构，反应边结构和环斑结构都属于地幔结构。
图3-13一些典型的地幔结构(根据Hibbard，1995)
◎电晕结构(反应边缘结构):早期生成的矿物或捕虏体与熔融浆体反应。当反应不完全时，在早期生成的矿物周围形成另一种成分完全不同的新矿物，它完全或部分包围早期结晶的矿物。这种结构称为反作用轮缘结构(图3-14c)。普通橄榄石具有顽辉石的反应边，单斜辉石具有角闪石的反应边。也可能出现多层反应边，如橄榄石外的辉石反应边和角闪石外的黑云母反应边。需要注意的是，次生边结构与反应边结构完全相似，但次生边是由次生矿物产生的“边”，如橄榄石有次生边的iddingsite，尖晶石有次生边的透闪石和阳起石(图3-14b，c)。次生变边是次生反应边，在镁铁质和超镁铁质岩石中尤为常见。
图3-14显微图形纹理、反应边缘结构和次生可变边缘结构(根据Williams等，1982)。
此外，还有单斜辉石以外的角闪石反应边、角闪石以外的云母反应边等。这是因为早期结晶的矿物往往是无水的，随着反应的进行，体系中的水含量逐渐增加，产生角闪石、黑云母等含水矿物，反映了体系中水逸度的增加。反应侧的矿物通常不是单晶体，而是多个晶体的集合体。
◎环斑结构:斑岩中的碱性斑晶多为卵圆形，外部有薄的长石-中长石外壳，岩石中的碱性长石和应时一般为两代产物(图3-15)。
如果内部是长石，外部是碱性长石，则称为抗拉帕基维结构。
3.分区纹理
图3-15芬兰Wiborgite环斑结构标本照片显示，碱性长石卵斑被长石包裹，碱性长石卵斑与基质中的应时和黑云母相交，呈图像或蠕虫状。
它发育在固溶体系列的某些矿物中，从晶粒中心到边缘呈环状分布，但表现出不同的消光位置。许多矿物都能形成带状结构，但斜长石(尤其是中间长石)的带状结构最为常见。斜长石的核心是碱性的，当它向边缘变酸性时，称为正带状结构。反之，叫反腰封；成分的周期性重复变化称为振荡带。
4.内含物结构(多晶结构)
许多较小的矿物颗粒嵌在较大的矿物颗粒中。这种结构通常反映出被包裹的矿物比含有它的矿物结晶得早。在橄榄石辉石中，常看到大的辉石晶体中含有许多被侵蚀的圆形小橄榄石颗粒，此时称为橄榄石包体结构。在较大的辉石中，有许多自形较高的柱状斜长石晶体，称为(嵌)长石结构。包裹体结构在超基性岩和基性侵入岩中很常见。
5.填隙结构
在浅相或喷出相的火成岩基质中，暗色矿物如辉石、隐晶质和玻璃质被填充在微晶斜长石的粒间空间中。充填物都是颗粒矿物，称为粒间结构，充填物为隐晶质-玻璃质，称为填隙结构。它们之间的过渡类型称为粒间结构。有时把填隙结构看作是斜长石微晶之间充填了沸石、绿泥石等非粒状矿物的结构，沸石、绿泥石等岩浆后矿物很可能是玻璃态失透的产物。
需要注意的是，火成岩的形成要经历漫长而复杂的岩浆凝结结晶历史，甚至还有其他作用(变形、蚀变、风化等。)会在岩石形成后叠加。虽然上述所有构造统称为火成岩构造，但实际上，我们在薄片上看到的火成岩的构造特征和矿物组合，是复杂成岩过程和成岩后变化的最终产物。