三大岩类的野外区分方法

方法1：根据构造即可大致区分出三大岩类

于火成岩中的喷出岩类；具层理构造以及层面构造时是沉积岩类；具板状、千枚状、片状或观察岩石的构造，就可反映它的成因类型：如具气孔、杏仁、流纹构造形态时一般属片麻状构造时则属于变质岩类。应当指出，火成岩和变质岩构造中，都有“块状构造”。如火成岩中的石英斑岩标本，变质岩中的石英岩标本，表面上很难区分，这时，应结合岩石的结构特征和矿物成分的观察进行分析：石英斑岩具火成岩的似斑状结构，其斑晶与石基矿物间结晶联结，石英斑岩中的石英斑晶具有一定的结晶外形，呈棱柱状或粒状；经过重结晶变质作用形成的石英岩，则往往呈致密状，肉眼分辨不出石英颗粒，且石质坚硬、性脆。

方法2：根据岩石的结构、构造、主要矿物成分及成因来区分三大岩类（岩浆岩、变质岩和沉积岩）

三大类岩石的主要区别

沉积岩与岩浆岩的区别：

1）沉积岩的层理构造、层面特征和含有化石，是沉积岩在构造上区别于岩浆岩的重要特征。

2）在沉积岩的组成物质中，粘土矿物、方解石、白云石、有机质等，是沉积岩所特有的，是物质组成上区别于岩浆岩的一个重要特征。

三大岩类肉眼鉴别方法

（一）岩浆岩的鉴别方法

根据岩石的外观特征对岩浆岩进行鉴定时，首先要注意岩石的颜色，其次是岩石的结构和构造，最后分析岩石的主要矿物成分。

深成岩、浅成岩、喷出岩产状、结构、构造的区别

（1）先看岩石整体颜色的深浅。岩浆岩颜色的深浅，是岩石所含深色矿物多少的反映。一般来说，从酸性到基性（超基性岩分布很少），深色矿物的含量是逐渐增加的，因而岩石的颜色也随之由浅变深。如果岩石是浅色的，那就可能是花岗岩或正长岩等酸性或偏于酸性的岩石。但不论是酸性岩或基性岩，因产出部位不同，还有深成岩、浅成岩和喷出岩之分，究竟属于那一种岩石，需要进一步对岩石的结构和构造特征进行分析。

（2）分析岩石的结构和构造。岩浆岩的结构和构造特征，是岩石生成环境的反映。如果岩石是全晶质粗粒、中粒或似斑状结构，说明很可能是深成岩。如果是细粒、微粒或斑状结构，则可能是浅成岩或喷出岩。如果斑晶细小或为玻璃质结构，则为喷出岩。如果具有气孔、杏仁或流纹状构造，则为喷出岩无疑。

（3）分析岩石的主要矿物成分，确定岩石的名称。

举例：假定需要鉴别的，是一块含有大量石英，颜色浅红，具全晶质中粒结构和块状构造的岩石。浅红色属浅色，浅色岩石一般是酸性或偏于酸性的，这就排除了基性或偏于基性的不少深色岩石。但酸性的或偏于酸性的岩石中，又有深成的花岗岩和正长岩，浅成的花岗斑岩和正长岩，以及喷出的流纹岩和粗面岩。但它是全晶质中粒结构和块状构造，因此可以肯定，是深成岩。这就进一步排除了浅成岩和喷出岩。但究竟是花岗岩还是正长岩，这就需要对岩石的主要矿物成分作仔细地分析之后，才能得出结论。在花岗岩和正长岩的矿物组成中，都含有正长石，同时也都含有黑云母和角闪石等深色矿物。但花岗岩属于酸性岩，酸性岩除含有正长石、黑云母和角闪石外，一般都含有大量的石英。而正长岩属于中性岩，除含有大量的正长石和少许的黑云母与角闪石外，一般不含石英或仅含有少许的石英。矿物成分的这一重要区别，说明被鉴别的这块岩石是花岗岩。

（二）沉积岩的鉴别方法

鉴别沉积岩时，可以先从观察岩石的结构开始，结合岩石的其他特征，先将所属的大类分开，然后再作进一步分析，确定岩石的名称。

从沉积岩的结构特征来看，如果岩石是由碎屑和胶结物两部分组成，或者碎屑颗粒很细而不易与胶结物分辨，但触摸有明显含砂感的，、一般是属于碎屑岩类的岩石。如果岩石颗粒十分细密，用放大镜也看不清楚，但断裂面暗淡呈土状，硬度低，触摸有滑腻感的，一般多是粘土类的岩石，具结晶结构的可能是化学岩类。

1．碎屑岩  鉴别碎屑岩时，可先观察碎屑粒径的大小，其次分析胶结物的性质和碎屑物质的主要矿物成分。根据碎屑的粒径，先区分是砾岩、砂岩还是粉砂岩。根据胶结物的性质和碎屑物质的主要矿物成分，判断所属的亚类，并确定岩石的名称。

举例：假定有一块由碎屑和胶结物质两部分组成的岩石，碎屑粒径介子0．5～0．25mm之间，点盐酸起泡强烈，说明这块岩石是钙质胶结的中粒砂岩。进一步分析碎屑的主要矿物成分，发现这块岩石除含有大量的石英外，还含有约30％左右的长石。最后可以确定，这块岩石是钙质中粒长石砂岩。

2．粘土岩  主要的有页岩和泥岩两种，他们在外观上都有粘土岩的共同特征，但页岩层理清晰，一般沿层理能分成薄片，风化后呈碎片状，可以与层理不清晰、风化后呈碎块状的泥岩相区别。

3．化学岩  主要的有石灰岩、白云岩和泥灰岩等。它们的外观特征都很类似，所不同的，主要是方解石、白云石及粘土矿物的含量有差别。所以在鉴别化学岩时，要特别注意对盐酸试剂的反应。石灰岩遇盐酸强烈起泡，泥灰岩遇盐酸也起泡，但由于泥灰岩的粘土矿物含量高，所以泡沫混浊，干后往往留有泥点。白云岩遇盐酸不起泡，或者反应微弱，但当粉碎成粉未之后，则发生显著泡沸现象，并常伴有噬噬的响声。

（三）变质岩的鉴别方法

鉴别变质岩时，可以先从观察岩石的构造开始。根据构造，首先将变质岩区分为片理构造和块状构造的两类。然后可进一步根据片理特征和主要矿物成分，分析所属的亚类，确定岩石的名称。

举例：假定有一块具片理构造的岩石，其片理特征既不同于板岩的板状构造，也不同于云母片岩的片状构造，而是一种粒状的浅色矿物与片状的深色矿物，断续相间成条带状分布的片麻构造，因此可以判断，这块岩石属于片麻岩。是什么片麻岩呢，经分析，浅色的粒状矿物主要是石英和正长石，片状的深色矿物是黑云母，此外还含有少许的角闪石和石榴子石，可以肯定，这块岩石是花岗片麻岩。

块状构造的变质岩，其中常见的主要是大理岩和石英岩。两者都是具变晶结构的单矿岩，岩石的颜色一般都比较浅。但大理岩主要由方解石组成，硬度低，遇盐酸起泡；而石英岩几乎全部由石英颗粒组成，硬度很高。

火成岩结构构造

首先根据岩石结晶程度，可把岩石结构分为如下三种：

（一）超基性岩和基性岩结构类型

1、自形-半自形粒状结构

岩石由一些粒状或短柱状矿物组成，主要矿物多为自形晶和半自形晶，粒度大小相近，彼此多成直线接触，互相镶嵌。这种结构是橄榄岩、辉石岩等超基性岩类中常见的典型结构。这种结构特征反映了岩石形成于深成环境，岩浆冷凝缓慢，矿物从熔浆中晶出有充足的时间和一定的自由空间，而且岩石主要由同一种等轴粒矿物（如橄榄石、辉石、方解石等）组成，矿物颗粒的结晶能力大体相同。

2、包含结构

泛指岩石中一种矿物大晶体中包含小晶体的结构。大矿物称主晶，被包裹的小矿物称客晶，后者可以是一种矿物，也可以是几种矿物。主晶和客晶矿物之间并无固定的成分和温压关系，故这种结构只表明被包含的矿物结晶早于包嵌它的大矿物，但主晶常有熔蚀或交代早期客晶的现象。

3、包橄结构

大颗粒的辉石或角闪石或斜长石中包裹着橄榄石小晶体，构成一种特征的包含嵌晶结构，被包裹的橄榄石常受到熔蚀圆化，表明先结晶的橄榄石被岩浆熔蚀过，以后又被后结晶的辉石、角闪石、斜长石等大晶体所包裹。

在火成堆积岩中，橄榄石常常是先结晶的堆积晶体，它们可受到间隙岩浆的熔蚀圆化，间隙岩浆后结晶形成辉石或角闪石大晶体，并把它们包嵌，形成包橄结构。在辉石橄榄岩、橄榄辉石岩等超基性侵入岩及基性的橄长岩中常见包橄结构。

4、海绵陨铁结构

基本特征是大量金属矿物呈它形晶充填在硅酸盐造岩矿物之间，或这类硅酸盐矿物镶嵌在大量金属矿物的基底上，类似沉积砂岩中的基底式胶结结构。硅酸盐矿物有时不同程度地圆化，在大片金属矿物间呈现似海绵孔状。

海绵陨铁结构是陨石中常见的结构，在地球火成岩富含金属矿物的超基性岩和基性岩中也常出现。构成这种结构的硅酸盐矿物多是橄榄石、辉石、角闪石，也可有少量基性斜长石，金属矿物通常是磁铁矿、钛铁矿及铜镍硫化物（如黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿、镍黄铁矿等）。

5、假象结构和网状结构

原生矿物被取代以后，已形成化学成分和晶体结构都不同的新生矿物，但仍然保留着原矿物的晶形，有的甚至还保存着原矿物的解理、裂纹等内部结构，这类结构称为假象结构，能形成假象结构的原生矿物通常是化学性质不够稳定、容易被交代蚀变的矿物。

火成岩中最常见的假象结构有两类：

一类是橄榄石、斜方辉石被蛇纹石取代的假象。这是超基性岩、地幔橄榄岩和金伯利岩中最常见的一种假象结构。

地表所见的超基性岩大多数已强烈蛇纹石化，甚至彻底蛇纹石化成蛇纹岩。由于蛇纹岩常保持完好的原生矿物的假象和岩石结构的残余迹象，故据这些标志可以恢复原岩的矿物组成和岩石类型。

超基性岩体常产出于深断裂带上，临近热液通道，在由深处上升的挥发分和热源液影响下，易遭受次生蚀变和交代作用。在低温和中一高压条件下，并有过量水蒸气存在时，橄榄石和辉石都不稳定，被蛇纹石、绿泥石、滑石等取代。当有足够数量的Ca 时，还可伴生透闪石和碳酸盐类矿物。

超基性岩发生蛇纹石化的过程总是先沿着橄榄石而形成蛇纹岩。蛇纹石族矿物的发育演变顺序通常是由胶蛇纹石→纤维蛇纹石→叶蛇石。因此，常见沿橄榄石边缘、裂隙和斜方辉石解理发育叶蛇纹石，颗粒内部发育胶蛇纹石。（呈隐晶细分散状而显均质性的蛇纹石）

另一类假象结构是似长石类的白榴石常被钾长石、绢云母、方沸石等交代而仍保留白榴石的晶形，这种假象白榴石称作“假白榴石”。在某些富K2O、贫SiO2 的火山岩或浅成岩（如白榴粗面岩、白榴玄武岩、白榴石响岩、白榴石钾镁煌斑岩）中，常见这种假象白榴石斑晶。

6、玻基斑状结构

岩石为斑状结构，除部分较大的斑晶矿物结晶体外，基质全部或几乎全部由玻璃质组成。玻基斑状结构常出现于超基性火山岩中，如麦美奇岩（玻基纯橄岩）由橄榄石粗斑晶和黑色玻璃基质组成，玻基橄辉岩由普通辉石和橄榄石斑晶及褐色玻璃基质组成，玻基辉石岩则由普通辉石斑晶和暗色玻璃基质组成。

玻基斑状结构形成的条件，是岩浆在深部曾经稳定了一个阶段，有较好的结晶环境，因而结晶出一些颗粒较大的自形晶体。后来岩浆携带这些晶体喷出地表迅速冷却，形成玻璃基质。从物质成分看，基性、超基性岩浆粘度小，易流动，喷溢出地表后往往成为快速流动、较薄层的熔岩流，因而冷却迅速，易形成这种玻基斑状结构。

7、鬣刺结构

这种结构主要见于科马提岩，亦称鬣刺岩。

鬣刺结构的基本特征是岩石中橄榄石和辉石常呈细长的针状或复杂形态的中空骸晶，骸晶内部多为空心或被玻璃质充填，骸晶边部呈锯齿状，这些骸晶近平行或杂乱地排列在更细小骸晶状单斜辉石和脱玻化玻璃组成的基质中。这种特征结构在岩石露头、手标本上和薄片中都易于识别，即使岩石遭到较深的变质改造，鬣刺结构的残迹也能清晰地保存下来。

派克等人论述过鬣刺结构的形成机理，认为是熔岩流的上部与海水接触后由于温度差异大遭受快速冷却而成，且叶片状的中空骸晶迅速地自上而下以近于垂直的等温线生长，即近于垂直熔岩的层面生长，因此这种结构对熔岩层面的产状具有指示意义。

8、辉长结构

这种结构是辉长岩的特征结构。浅色矿物基性斜长石和辉石、橄榄石等暗色矿物的数量约各占一半，它们粒度大小近似，自形程度大致相同，在岩石中均匀分布，互相成不规则状排列，反映组成岩石的主要造岩矿物斜长石和辉石是同时从岩浆中结晶的，是一种共结关系。

9、辉绿结构

狭义的辉绿结构指的是自形程度高的斜长石不规则排列成三角形格架，空隙中充填一颗粒度大小与斜长石相当的辉石，斜长石相对于辉石更占优势。

广义的辉绿结构则把凡是斜长石自形程度高于辉石等暗色矿物的结构都称为辉绿结构，它实际上包括嵌晶含长结构、间粒结构、间隐结构、拉斑玄武结构等结构的变种。

10、嵌晶含长结构

在一颗较大的辉石晶体中，杂乱地包含着自形一半自形的长条状斜长石。辉石的数量多于斜长石，粒度也明显大于斜长石，辉石相对于斜长石更占优势。

嵌晶含长结构常见于辉绿岩中，因此也有人把二者当作同义词，统称为辉绿结构。

11、间粒结构

在相对较大较自形的板条状斜长石微晶构成的多角形空隙中，充填着数个细小的辉石、橄榄石、磁铁矿等粒状故物。斜长石微晶的排列方式，可以杂乱无规则，也可以近于平行或呈放射状。这种结构常见于粗粒玄武岩中，故又称为粗玄结构或粒玄结构。间粒结构与狭义辉绿结构的区别是其斜长石与辉石粒度相差较大，因而斜长石的空隙中往往充填数颗辉石等粒状矿物。

关于间粒结构形成的机理，一般认为是在喷出岩中挥发分大量散失、冷却较快的条件下形成的。具体可能有两种情况：一种情况是当岩浆总组成在Di-An 干系统共结比Di58An42 之右侧（南大教材P63 图4-29）时，斜长石先结晶组成多角形空隙，较后结晶的铁镁矿物充填其中；另一种情况是当岩浆总组成在这一共结比之左侧时则铁镁矿物结晶较早，随着铁镁矿物的晶出，岩浆组成演变达共结点才开始有斜长石结晶，但由于斜长石结晶能力比铁镁矿物更强，故多呈自形一半自形板条状，自形程度较差的铁镁矿物被镶嵌在斜长石粒间。因此，间粒结构主要是反映斜长石和铁镁矿物之间的空间关系，而不能反映二者结晶时间的早晚。

12、间隐结构

在细板条状斜长石微晶之间的不规则空隙内，充填着玻璃质（或其脱玻化的产物绿泥石、沸石等次生矿物雏晶）或隐晶物质，也可有少量粒状矿物的辉石和磁铁矿等。间隐结构与玻基斑状结构的区别是，前者结晶相的颗粒很小，为微晶级，后者结晶相较大颗粒，成为斑晶。这种结构也常见于玄武岩中。

13、拉斑玄武结构（填间结构）

在杂乱排列的斜长石微晶搭成的格架中，充填物质既有辉石、磁铁矿等粒状矿物，又有基性火山玻璃或隐晶物质。这是介于间粒结构和间隐结构之间的过渡类型，又可称为“填间结构”。

14、玻晶交织结构和交织结构

在玻璃质基质中，杂乱地分布着一定数量的斜长石微晶和一些尘点状磁铁颗粒。这种结构在安山岩中最常见，又称为“安山结构”。此外在玄武岩和英安岩中也常见这种结构。该结构通常是在岩浆粘度较小、均匀冷却且无固定流动方向的条件下冷凝形成的。

如果针柱状的斜长石微晶数量较多，呈交织状或半平行状密集排列，它们的空隙中充填着少量的玻璃或脱玻化的产物和少量的暗色矿物，则称为“交织结构”。交织结构与玻晶交织结构的区别是微晶数量多于玻璃质。交织结构也是中基性火山熔岩中常见的结构。

在中基性火山熔岩中，常见熔岩层的表层或近表层出现玻晶交织结构，而内部出现交织结构。

上述几个结构的成因，可解释为：一般来说，玄武岩浆在地下深处岩浆房中处于较高压条件下，首先晶出的是暗色矿物单斜辉石和橄榄石斑晶。随着这些暗色矿物斑晶的析出，岩浆组成沿液相朝着相对富斜长石的方向演变。当这种岩浆喷出到地表，压力降低后，相当于Di-An 干系统的条件，这时岩浆组成则处于斜长石先结晶的范围，故随着温度下降，斜长石微晶首先析出，搭成多角形空隙，岩浆组成沿液相线朝相对富含Di 的共结点演变，至共结点，暗色矿物辉石、橄榄石等析出充填于斜长石微晶的那些空隙中。随着冷却快慢条件和岩浆组成条件的变化，可形成玄武岩基质多种结构的变种。当冷却较缓慢时，先晶出的斜长石微晶较大，构成多角空隙也较大，一个空隙中可充填数个后晶出的辉石、橄榄石、磁铁矿颗粒，构成间粒结构；当斜长石微晶晶出以后，如果冷却速度介于上述二者之间，就形成拉斑玄武结构；如果晶出的斜长石微晶数量相对较少，然后剩余岩浆迅速冷却成玻璃质，就形成玻晶交织结构；如果斜长石微晶数量多，少量剩余岩浆迅速冷却成玻璃质，则形成交织结构。

15、细碧结构

这是细碧岩特有的结构。细碧岩是富Na(Na2O 含量>4%)的海相基性熔岩。在细碧岩中，常由钠质斜长石（钠长石-更长石）板条状晶体搭成格架，格架中充填团块状、棉絮状的细晶辉石或隐晶绿泥石、绿帘石、方解石等蚀变产物及铁-钛氧化物等金属矿物微细粒晶体。细碧结构的形态特征类似于间隐结构或拉斑玄武结构，二者的区别在于：间隐结构和拉斑玄武结构的斜长石格架间的充填物为玻璃质和较自形的粒状矿物；细碧结构的斜长石成分为钠长石—更长石，结晶自形程度较低，边缘参差不齐，并可出现燕尾状骸晶，斜长石格架间的充填物为棉絮状晶体或隐晶质。细碧结构的特征反映富钠基性熔岩在海水中冷却和结晶的特殊条件。

细碧岩产出于地槽区，常和富钠的角斑岩共生，组成细碧角斑岩系，细碧岩也常是蛇绿岩套上部层位基性火山岩的主要组成部分。细碧岩还常具有典型的枕状构造。

（二）中酸性岩结构类型

1、花岗结构

岩石为全晶质半自形结构。以矿物自形程度论，通常暗色矿物自形程度最好，其次是斜长石，钾长石自形程度较差，而石英完全呈它形充填于其他矿物粒间。中酸性侵入岩，如闪长岩、花岗闪长岩、花岗岩等，都具有这种全晶质半自形结构，而在花岗岩中表现得较为特征，故称之为花岗结构。这种结构反映了岩浆在中深成条件下缓慢冷却结晶的环境及矿物的正常析出顺序。

严格意义上的花岗结构，含有成分的内容，即以钾长石、酸性斜长石和石英为主要矿物的花岗岩成分，且主要矿物分布均匀。按矿物粒度绝对大小，可划分为粗、中、细粒花岗结构；按矿物粒度相对大小，可划分为等粒、不等粒和似斑状花岗结构。

深成花岗岩常呈中粗粒结构，虽然矿物粒度较大，但几个主要造岩矿物相对自形程度通常仍表现出花岗结构的基本特征。

2、二长结构

这是二长岩中常见的典型结构，其特征是主要矿物组成为斜长石和钾长石，且二者含量相近，斜长石自形程度明显高于钾长石和石英，钾长石结晶较晚，有的形成较大的它形晶，包嵌着自形斜长石和一些暗色矿物。

3、粗面结构

这是粗面岩中常见的典型结构，其特征是碱性长石（正长石、透长石或钠长石）呈柱状或板条微晶近于平行定向排列，在斑晶处则平行绕过。粗面结构与交织结构的区别在于，粗面结构的微晶近于平行定向排列，在斑晶处则平行绕过。粗面结构的微晶是钾长石或钠长石，而不是斜长石，且基质中玻璃和暗色矿物都较少。粗面结构在粗面安山岩、粗面玄武岩及响岩中也常见，其碱性长石微晶的排列方向一般代表熔浆的流动方面。

4、响岩结构

在一些具斑状结构的碱性火山熔岩中，基质由自形程度较高的的霞石、方钠石等似长石类矿物组成，这些似长石类矿物微晶常呈矩形、方形、六边形或短柱状、长板状，并常呈定向排列，包围着霞石、霓（辉）石等斑晶矿物。这种结构是响岩和霞石岩典型的结构，故称之为响岩结构，或称之为霞石岩结构。

响岩结构反映岩浆中SiO2 不饱和，岩浆粘度较小，所以火山熔岩的基质虽冷却较快，但仍可有较充分的条件使似长石类矿物微晶具有较高的自形程度。

5、霏细结构

由极细小（<0.02mm ）的粒状和细纤维状的长英质矿物及隐晶质和少量分散的玻璃质组成的集合体，称为霏细结构。矿物颗粒发育程度不等，通常无明显的晶形轮廓，但在正交偏光镜间已显出光性。霏细结构有两种成因：①原生霏细结构一般是酸性岩浆在较快过冷却条件下形成的，矿物粒度相对稍大，颗粒外形较规则，彼此之间界线也较清晰；②次生霏细结构一般是酸性火山玻璃脱玻化的产物，矿物粒度相对更细小，且颗粒外形不规则，彼此之间界线模糊。

霏结结构在酸性熔岩（流纹岩、英安岩）和浅成脉岩（花岗斑岩）中常见，

6、球粒结构

在酸性火山熔岩中，常见一种由中心向四周呈放射状排列的长英质纤维构成的球粒。纤维方向通常为平行消光，即纤维延长方面就是光学主轴方向，因此，在正交偏光镜间这些圆形球粒都呈十字消光。由岩浆快速冷凝形成的原生球粒，一般球粒形态完整，岩石中球粒数量较少，彼此孤立地分布于玻璃之中，且流纹构造往往绕过球粒。由火山玻璃脱玻化形成的球粒，一般切穿流纹构造，附着于裂隙壁或斑晶边部生长，且球粒数量多，成片毗连分布，而单个球粒有时形态不完整。若岩石中有许多球粒存在，则可称为球粒结构。

在基性熔岩中出现的形态如上述球粒，而纤维状雏晶、微晶成分是辉石和斜长石者，则称为球颗结构。

7、雏晶结构

雏晶是开始结晶的晶芽，还不具有结晶物质的特征，在正交偏光镜间没有明显的光性反映。按照雏晶的发育程度及其形态特征，可分出球雏晶、串珠雏晶、针雏晶、羽雏晶等。

雏晶进一步发展，可形成骸晶和微晶。骸晶和微晶已具有结晶物质的特征，故在正交偏光镜间显示出清晰的干涉色和消光方位。

除了火山玻璃脱玻化以外，岩浆快速冷凝，一时形成大量结晶中心又来不及长大成晶体，也可在玻璃中出现原生的雏晶、骸晶和微晶。

（三）脉岩典型结构

1、细晶结构

这是细晶岩特有的结构，为典型的细粒它形粒状结构。

狭义的细晶岩又称为长英岩，是浅色脉岩，主要矿物成分是钾长石、酸性斜长石和石英，暗色矿物含量极少，相当于花岗岩的成分，亦称花岗细晶岩。细晶岩脉通常产于侵入岩体的裂隙或附近围岩中。

细晶岩的成分和产状表明，细晶岩是在岩浆大部分结晶以后由残余岩浆冷凝形成的。细晶结构的形成主要不是由于冷却迅速，而是由于围岩破裂，压力降低，残余岩浆失去挥发分，长石和石英在岩浆中的可溶性降低，趋于过饱和，形成大量结晶中心而形成细粒它形结构。

广义的细晶岩以成分对应的深成侵入岩的名称参与命名，如辉长细晶岩、闪长细晶岩、正长细晶岩、二长细晶岩等。

2、煌斑结构

这是煌斑岩的特征结构。煌斑岩是一类暗色脉岩，其成分特征是SiO2 含量变异于超基性岩—中性岩范围内，富含Mg、Fe、Mn、Ti、Ba，富含F、Cl、CO2、H2O 等挥发分，矿物组成中暗色矿物占优势，产状通常为浅成相，少量为喷出相。

煌班结构的基本特征是斑状结构和全自形结构。斑晶通常是自形的铁镁矿物（如橄榄石、单斜辉石、角闪石、黑云母等），少数碱性煌斑岩可有白榴石为斑晶。基质通常为细粒、微粒或隐晶质结构。细粒基质中的铁镁矿物也是全自形晶，浅色矿物（如长石类）通常为半自形晶。这种暗色矿物呈完好自形晶的斑状结构为煌斑岩所特有，故称之为煌斑结构。煌斑岩中的暗色矿物质常遭受蚀变，变为绿泥石、碳酸盐和粘土矿物等。蚀变后的暗色矿物常保留原有的自形假象。

煌斑岩脉在纵向和横向上岩石结构常有较明显的分带，这种分带可能与岩浆分异同化作用及冷凝速度等因素有关。

煌班结构的成因，由于岩浆中硅铝组分少，铁镁组分集中，富含挥发分，因而粘度降低，结晶过程中组分容易扩散，加上有充分的生长空间，故易形成自形程度高的晶体。

（四）火山碎屑岩典型结构

1、凝灰结构

这是火山凝灰岩特有的结构。火山碎屑岩中粒径小于2mm 的碎屑物含量超过50% ，并被更细小的火山尘物质胶结而成的结构，称之为凝灰结构。按照碎屑物种类，可分为岩屑凝灰结构、晶屑凝灰结构和玻屑凝灰结构。

岩屑凝灰结构比较少见，指的是岩屑含量占碎屑总量50%以上，偏光显微镜下可见这些岩屑多呈名种棱角状，但仍保持原有岩石的成分和结构特征。岩屑通常是火山通道的围岩（可以是火山岩、侵入岩、沉积岩或变质岩）在火山强烈爆发时崩碎而成。

晶屑凝灰结构，指的是晶屑含量占碎屑总量50% 以上的凝灰结构。晶屑成分常见的是石英、长石、也有辉石、角闪石和黑云母。晶屑形态通常为尖棱角状，或沿解理成阶梯状，或沿裂纹裂开成不规则状，还常有熔蚀港湾状和爆裂纹。其中石英晶屑常见裂纹。这种结构通常是含有大量矿物斑晶粘度较大的中酸性岩浆在火山爆发时，由于强烈的爆炸，使斑晶晶体崩碎成大量细小晶屑，被更细小的火山尘胶结而成。

玻屑凝灰结构，指的是玻屑含量占碎屑总量50% 以上的凝灰结构。玻屑形态多样，外形几乎没有平直的界线。玻屑的形成主要是由粘度较大且含挥发分较多的酸性、中酸性或碱性岩浆上升减压后，由于气体剧烈逸出，使岩浆膨胀发泡成泡沫状，泡壁进一步变薄，破裂炸碎成各种形态的细小玻屑，玻屑常呈凹面多角状，即保持了原泡壁的部分形态。

如有两种碎屑（常见的是晶屑和玻屑）含量都占碎屑总量25%以上的凝灰结构，可联合命名，且较多者在后，如晶屑玻屑凝灰结构。当三种碎屑成分各自都占20%以上时，则称为多屑凝灰结构。

2、熔结凝灰结构

这是一种含有较多的塑性岩屑或塑性玻屑的凝灰结构，是熔结凝灰岩的特征结构。熔结凝灰岩的形成是由富含水蒸气、CO2 等挥发分的粘稠岩浆强烈爆发时形成的火山灰流，因堆积时仍然保持高温炽热状态，塑性碎屑物在上覆物质的负荷压力下发生塑性变形并互相熔结而成，塑性碎屑常见的是塑性岩屑和塑性玻屑。塑性岩屑是经撕裂后溅落的炽热熔浆团块，被压扁拉长成透镜状、焰舌状、树叉状、条带状等形态，成分与其同源熔岩相同。岩屑和玻屑常平行排列，有的绕过刚性岩屑和晶屑而显示假流纹构造。

（五）典型斑状结构

1、斑状结构

组成岩石的矿物颗粒分为大小明显不同的两群，大颗粒散布在小颗粒、隐晶质乃至玻璃质之中，大颗粒矿物称斑晶，小颗粒矿物和隐晶质、玻璃质则称为基质。有的文献对斑状结构规定了定量界线，即斑晶矿物粒度大于基质矿物粒度5 倍以上（玻基斑状结构者其斑晶粒度亦应与同种岩石中其他斑状结构的斑晶粒度相当），斑晶的数量应超过5%。

斑状结构在火成岩中广泛出现，通常是火山喷出熔岩的特征结构，也常见于许多次火山岩和浅成相侵入岩中。

斑状结构的形成与岩石结晶过程中物理化学条件的显著变化有关。通常斑晶和基质是两个世代的结晶产物。岩浆在地下深处处于高温、高压条件，挥发分不易逸散，使一些矿物能缓慢地充分结晶，形成较大个的自形斑晶。随后，携带有斑晶的岩浆上升到地壳浅部或喷溢出地表，由于压力突然降低，挥发分很快散失，温度瞬时升高，然后又急速冷却。这种温压条件的变化，可以使岩浆在深处结晶出的斑晶遭受不同形式的改造，产生熔蚀、暗化、碎裂等现象，同时，岩浆速冷产生的许多结晶中心又来不及充分结晶，从而形成微晶质、隐晶质乃至玻璃质的基质。

由于斑晶和基质是在不同物理化学条件下形成的两个世代的产物，因此，同种矿物特别是固溶体矿物在斑晶和基质中出现，它们的矿物化学成分和结构状态常有明显的差异。如橄榄玄武岩中，斑晶橄榄石富含镁橄榄石分子，Fo 较高；而基质中橄榄石相对富含铁橄榄石分子，其Fo 比斑晶明显降低。又如，在玄武岩或安山岩中，斜长石斑晶An 较高，基质中微晶斜长石An 较低，二者相差可达20 多号。此外，基质中微晶斜长石的有序度往往也比斑晶斜长石偏低，反映其快速冷却的无序状态。

2、聚斑结构

同种矿物的斑晶在岩浆运动过程中聚集成堆，形成聚合斑晶，称为聚斑结构，如粗面岩中的透长石斑晶常聚集成聚斑结构。

3、联斑结构

多种矿物斑晶聚集成堆形成的聚合斑晶称为联斑结构。如辉石安山岩中可见到辉石、角闪石、斜长石斑晶聚集成的联斑结构。

聚斑结构和联斑结构都是岩浆运动过程中使斑晶得以聚集，类似流动河水中的悬浮物，可以形成一堆堆的聚集体，故这两种结构是岩浆成因的重要标志。也有人认为，聚斑结构是由某些结晶中心进一步吸收早先晶出的同种矿物斑晶而成；而联斑结构可能有多种成因，如就地同化混染了捕虏体成分，或由于联斑所在地几种矿物晶芽较集中，且晶体生长速度较快所致。

4、暗化边斑状结构

在一些火山熔岩特别是中性火山岩（如安山岩）中，含挥发分的角闪石和黑云母斑晶的周边形成一圈不透明的暗色边缘，称为暗化边。暗化作用强烈时，可使整个斑晶变成暗色不透明状。角闪石和黑云母斑晶暗化边形成的同时，常常伴随着熔蚀现象。在超浅成相的次火山岩中的角闪石和黑云母斑晶亦可出现暗化边和熔蚀现象。这种暗化边是由极细粒的磁铁矿和高温透长石、石英、辉石、橄榄石等矿物集合体组成的。

5、熔蚀斑状结构

火山岩或浅成相岩石通常都具有斑状结构，斑晶矿物常常遭受熔蚀，被熔蚀的斑晶常呈边缘圆化、港湾状、碎块状、骸晶状等残缺不全的形态。

熔蚀斑状结构的成因，是由于在深处岩浆中形成并与岩浆平衡的斑晶矿物，当岩浆升至地壳浅部或喷出地表时，压力降低和温度升高使斑晶遭受局部熔蚀，其中压力降低是一个很重要的因素。

岩浆中的捕虏晶，由于所处地质环境的物理化学条件的变化，也变得不稳定，常遭受岩浆的熔蚀。最常见的是玄武岩和金伯利岩中幔源橄榄岩包体解体的矿物橄榄石、辉石、尖晶石、石榴石等捕虏晶都可以发生熔蚀现象，形成类似的熔蚀斑状结构。

6、花斑结构

这是花斑岩特有的结构。花岗斑岩的一个结构变种，岩石特征是斑状结构，斑晶是钾长石和石英，基质则由钾长石和石英构成显微文象结构。

7、似斑状结构

岩石由大小不同的两群矿物粒组成，大者斑晶，小者为基质。似斑状结构基本特征有3 点：①基质是显晶质的，粒度可以为粗粒、中粒或细粒；②斑晶和基质的矿物都属同一世代，因而斑晶和基质的矿物成分及结构状态一致或相近；③斑晶矿物没有熔蚀和暗化现象，且基质矿物往往从斑晶边缘嵌入斑晶，因而斑晶矿物虽有结晶外形轮廓，但常无平整晶面。这些特点表明斑晶和基质矿物是在相同或相近的物理化学条件下结晶的，也是似斑状结构和斑状结构区分的标志。

一般认为似斑状结构的成因是熔体中某些组分的数量多于熔体共结组成所需的量，因而在冷却时这些组分首先从熔体中析出结成较大的完好晶体，成为斑晶，然后，直到熔体组成达到共结成分时，构成共结成分的各种组分同时结晶形成基质。

似斑状结构常见于花岗岩类的中深成和浅成相侵入体中，浅成相花岗岩体中常为细粒似斑状结构，中深成相花岗岩体中则常见中粗粒似斑状结构。

（六）典型矿物交生结构

1、反应边结构

岩浆中早先结晶的矿物或捕虏晶矿物与熔浆发生反应，生成另一种与之成分不同但有反应关系的矿物，这种反应作用不彻底，反应生成的矿物完全或局部呈周边包围着原有矿物，称为反应边结构。通常中间的原有矿物由于同岩浆反应，晶形多不规则。最常见的是富镁橄榄石外围的斜方辉石反应边。此外，也有单斜辉石外的角闪石反应边，角闪石外的黑云母反应边等等。反应边矿物通常不是一个晶体，而是多个晶粒的集合体。

辉长岩中常见反应边结构。

碱性玄武岩和金伯利岩中的幔源捕虏晶橄榄石、辉石、尖晶石等矿物及深源岩浆中结晶的单斜辉石高压巨晶，也常与寄主岩浆发生反应，形成复杂的反应边结构。

2、次变边结构

次生矿物沿原有矿物的外缘进行交代，形成一个次生矿物的外壳，这种环边结构称为次变边结构。当次生矿物交代作用强烈时，原有矿物大部分被次生矿物取代，剩少量残余被包裹于次生矿物之中。

玄武岩和部分辉绿岩中斑晶橄榄石受到热液蚀变，常次变为伊丁石，有的大部分橄榄石斑晶都全部变成伊丁石，以至岩石名称可称作伊丁玄武岩。

在一些富含挥发分的岩石中，蚀变作用强烈，原有矿物常发育次变边结构，如在金伯利岩中常见的橄榄石发生蛇纹石化，由蛇纹石和磁铁矿组成次变环边。

3、环带结构

通常是矿物晶体的生长环带，各环带之间成分有一定差异。

无色透明矿物（如斜长石）的环带结构显示的标志是：①各环带的折射率有差异，单偏光下适当缩小光圈，相邻两环带界线上显示出细亮的贝克线或折射率色散；②正交偏光镜间各环带的消光位有差异，干涉色也略有差异。

斜长石中经常发育环带结构。一个晶体中环带的数目少则几环，各环带较宽；多则几十环，甚至100 多环，各环带细而密集。从晶体核部到边缘钙长石分子递减、钠长石分子递增者，为正环带。相反者为反环带结构。从核部到边缘环带成分跳跃变化者则为韵律环带。

环带结构是常见造岩矿物中比较普遍存在的结构，类质同象固溶体系列的矿物均有可能形成环带结构，如钙长石-钠长石，钠长石-钾长石，镁橄榄石-铁橄榄石、顽火辉石-斜铁辉石、霓石-透辉石、钙铁榴石-钙铝榴石等。实际上，凡是成分可变的矿物，如云母类和角闪石类矿物，都可能形成环带结构。

造岩矿物，特别是火山岩中斑晶矿物环带结构的研究，可以为揭示岩浆成分演化趋势和成岩过程的物理化学环境提供许多重要信息。

4、希勒结构

在基性和超基性岩的斜方辉石、单斜辉石、镁铁闪石等暗色造岩矿物中，沿一定的结晶方向有规律地分布着许多磁铁矿、钛磁铁矿、钛铁矿、钛铁晶石等不透明金属矿物的小条片，这种结构称为希勒结构。

希勒结构中这些不透明金属矿物沿一定的结晶方向规律分布表明，它们不是后期交代贯入的，而是在冷却过程中从辉石等主晶矿物中析出的，可看作固溶体离溶作用的产物，实际上也是硅酸盐和金属氧化物不混溶的一种表现形式。

5、砂钟结构

砂钟是古代计时的一种容器，两头大中间小，用砂粒通过量来计时。矿物晶体在不同结晶方位上成分不同，表现出颜色、干涉色和消光位的差异在形态上似砂钟状，称为砂钟结构。

砂钟结构是含钛单斜辉石常见的标志结构，多见于SiO2 不饱和的碱性橄榄玄武岩、霞石岩、玻基辉橄岩等偏碱性的基性、超基性岩的钛普通辉石、钛次透辉石和钛辉石中。砂钟结构通常形成于低压、高温、快速冷凝的条件。快速冷凝使熔浆中离子向晶体扩散未达到平衡情况下骸晶在不同方向上选择性吸收离子，在（100 ）方向上形成富Al、Ti，贫Si、Mg 的深色扇形体。

砂钟结构除岩浆结晶成因外，也可以是应力成因和交代成因。

6、文象结构

一种矿物在另一种矿物中均匀交生，交生矿物在较大范围内具有同一消光方位。两种矿物交生常构成楔形、尖棱形连晶，形似古代的象形文字，故名文象结构。最常见的是钾长石和石英交生构成文象结构。尺度大者在野外露头或手标本上均可见到，如许多伟晶岩中常发育这种文象结构；尺度小者仅在显微镜下方可分辨，称为显微文象结构。

文象结构通常是共结作用的产物。具有二元共结关系的矿物，在岩浆结晶过程中，当熔体组成达到共结比时，两种矿物共结，即可形成共结文象结构。除了钾长石-石英外，还有透辉石-钙长石、透辉石-钠长石、透辉石-钛铁矿、透辉石-镁橄榄石等矿物对，均可形成共结文象结构。

共结文象结构的形成，除了两种矿物具有共结关系这一先决条件外，还受岩浆温度的上限、冷却速度、水压状况、地质封闭条件和晶体生长空间等因素的影响。

7、条纹结构和反条纹结构

条纹结构常见于条纹长石。条纹长石是富钾相碱性长石和富钠相碱性长石的交生连晶，可简称为纹长石。其中含量较多的物相称为主晶，含量较少的物相称为嵌晶或条纹。条纹有叶片状、火焰状、纺缍状、乳滴状、细脉状、树枝状等多种形态。按条纹的大小尺度，可划分为X 射线条纹长石、隐晶条纹长石、显微长纹长石和条纹长石4 种。按主晶和条纹的成分，可分为：①正条纹长石，主晶为富钾相（钾长石），条纹为富钠相（钠长石），即通常所称的条纹长石，在中酸性岩和钾质碱性侵入岩中常见；②反条纹长石，主晶为富钠相，条纹为富钾相，在钠质碱性侵入岩和某些混染岩中可见。

条纹和主晶在光性上表现为折射率、干涉色和消光位的差异从而偏光显微镜下显示出清晰的条纹。以正条纹长石为例，条纹钠长石的折射率和干涉色均高于主晶钾长石，二者的消光位也明显不同，但许多条纹消光位一致。

条纹长石的成因有两种，一种是固溶体分解条纹，另一种是交代条纹。分解条纹长石的条纹通常沿主晶的一定结晶学方向大体互相平行地均匀分布。交代条纹长石的条纹在主晶中分布不均匀，常呈不规则网脉状、树枝状，有时沿主晶解理、裂隙、边缘分布。交代条纹长石的形成一般与热液交代作用有关。岩浆期后的热液交代作用，深变质过程的热液交代作用均可形成交代条纹长石。除长石外，条纹结构在其他矿物中也可出现。辉长岩中紫苏辉石里就常有单斜辉石或铁质矿物的出溶页片，这也是一种条纹结构。

8、蠕虫结构

一种矿物中有另一种矿物的显微嵌晶，这些小嵌晶成乳滴状、放射状、花瓣状，形似细小的蠕虫，在正交偏光镜间清晰可见，且这些蠕虫状嵌晶常具有相同的光性方位。在花岗质岩石中常见的这种蠕虫结构，通常是斜长石或钾长石中分布着蠕虫状石英嵌晶，故又称之为蠕英石。

蠕虫结构有多种成因。按成因不同可分为交代蠕虫、共结蠕虫和分解蠕虫。

①交代蠕虫，最常见的是斜长石交代钾长石或基性斜长石交代酸性斜长石，多余的SiO2 析出成蠕虫状石英。含铁量高的矿物交代含铁量低的矿物，在后者的残留部分中可以出现前者的蠕虫。有交代型磁铁矿蠕虫出现的附近可能有铁的聚集条件，这是一种值得注意的矿化标志。

玄武岩中的幔源橄榄岩包体及其解体的矿物橄榄石、斜方辉石、铬尖晶石等与玄武质岩浆反应或被熔蚀，也常形成蠕虫结构。

②共结蠕虫，通常是由两种具有共结关系的矿物直接交生构成，多分布在两种矿物相邻处。酸性火成岩中常见的石英与钾长石接触处，在石英中有钾长石蠕虫或相反，在钾长石中有石英蠕虫。

③分解蠕虫，矿物所处的温度、压力条件改变，失去原有的稳定的物理化学环境，矿物成分发生分解或转变，有些剩余组分形成新生矿物呈蠕虫状产出。

地幔二辉橄榄岩中所见的粗大的顽火辉石中分布着消光方位一致的蠕虫状出溶透辉石，是一种分解蠕虫结构。

9、更长环斑结构

这是更长环斑花岗岩的典型结构。更长环斑花岗岩的基本特征是：岩石为似斑状结构，钾长石大斑晶成自形，常呈浑圆形或球体，其外围环绕着—圈斜长石（多为更长石或钠更长石，少数为中长石）；基质由中细粒的石英、钾长石和黑云母组成。

（七）火成岩构造

任何火成岩体，包括侵入岩体和喷出岩体，在岩浆冷凝固结过程中，都存在下列两个阶段：

第一阶段，液态的粘性阶段。在这个阶段中所形成的构造是线状和面状的原生构造，表现为矿物的定向排列，造成岩石的流动构造。

第二阶段，冷却转变成固体阶段。岩浆岩由于冷却收缩而造成的原生节理构造。

火成岩构造除流动构造和原生节理构造外，还有一些是岩浆在结晶过程中，由于结晶作用本身的特性及结晶时所发生的各种作用造成的岩石构造。

一、岩浆结晶过程中处于流动状态所形成的构造

1、流线、流面构造    流线是一向延伸的矿物（角闪石等）及捕虏体、析离体等沿延长方向呈定向排列，一般平行于岩浆的流动方向，因此根据流线构造判断岩浆的流动方向。流面是片状矿物（黑云母等）及板状矿物（长石等）、扁形捕虏体、析离体呈定向排列，一般平行岩体与围岩的接触界面，因而利用流面构造测定岩体接触面的产状。

2、流纹构造    是流纹岩的典型构造，表现为不同颜色和结构构造的条带以及矿物斑晶、拉长气孔等的定向排列，表明熔岩的流动状态。有时在浅成侵入体边缘和脉岩两侧也可见流纹构造。

3、假流纹构造    在酸性、中酸性成分的火山灰流中，塑性、半塑性状态的岩屑及炽热状态的玻屑在上覆物质的静压力下被压扁、变形，并绕过岩屑和晶屑呈流纹状定向排列，故称假流纹构造；有时很少或无浆屑，但变形程度不同的玻屑一定存在，这是熔结凝灰岩所特有的典型构造。

4、块状熔岩构造    块状熔岩又称阿阿熔岩，这类玄武质熔岩构造的特点是表明粗糙不平，常有不规则尖刺状的棱刺等突起，很容易刺痛手脚。它们是粘度相对较大的玄武岩浆在流动过程中破成碎块并杂乱堆积的结果。

5、绳状熔岩构造    是一种粘度较小易流动的熔岩流，在流动中扭曲成绳索状的熔岩，表面往往比较光滑，这种熔岩构造称为绳状熔岩构造，在我国也有人称它为石龙岩。

6、枕状构造    基性岩浆在水下喷出时，常形成枕状构造。熔岩流在水下凝固时首先表面结成硬壳，面壳内的岩浆尚未固结，这时岩浆就可能从硬壳的裂隙中流出；流出的岩浆表面又形成冷凝的硬壳，硬壳由于冷却收缩及内部压力又发生破裂，尚未固结的岩浆又从裂缝流出；如此发展下去，最后使原来喷出的岩流分成许多股小熔岩流；最后冷凝固结，并因在硬化前受周围物体的互相挤压而成为枕球体。它们一般是顶面呈向上凸起的曲面，底面较平或陷入于下伏枕球体间的凹陷处，据此可以判断岩层顶底。每一枕球体都具有一定的内部构造，外层为玻璃质壳，向内逐渐过渡为显晶质；熔岩的流动构造及气孔排列都围绕枕球体呈同心圆分布；具放射状或同心圆状龟裂缝；在各个枕球体之间常常被由枕球体外壳脱落形成的碎片或海底沉积物所填满；放射虫燧石和碧玉岩常和枕状熔岩共生。

二、火成岩的原生节理及裂隙构造

岩浆冷凝时，体积要逐渐收缩而产生压缩作用，火成岩体便因产生裂隙而形成各类型的节理。侵入岩和喷出岩的结晶条件不同，侵入岩的冷凝作用是在抵制岩浆上升的上覆岩层压力下进行的；喷出岩是处在近大气压条件下凝固的，因此它们的原生节理形态各有特征。

1、侵入岩的原生节理    在侵入岩，特别是深成岩中有四组特征性的节理，它们是：横节理、纵节理、层节理和斜节理。其类型划分是根据节理与流线、流面构造的相对方位来确定的。

①横节理（Q节理）：是与流线垂直的节理。这种节理常发育于侵入体顶部，往往延伸较长，倾斜陡峻，属张节理，节理面粗糙。沿横节理可见到滑动痕迹。此组节理常被岩脉或矿脉所充填。

②纵节理（S节理）：是平行于流线的陡倾斜裂隙，节理面基本上垂直于侵入体与围岩的接触界面，一般较平整。

③层节理（L节理）：也称水平节理。节理面基本上与侵入体同围岩的接触面一致，所以近岩体顶部的产状平缓，向两侧逐渐变陡呈拱形，这种节理在岩盖和岩床中特别明显。

④斜节理：发育于侵入体顶部，常有共轭的两组，其锐交角等分线平行于流线方向，它进一步发展可成为正断层，且可错断填充在横节理中的岩脉。

在自然界，不是任何一个侵入体露头上都可以发现这些原生节理的，它们常常并非同时出现，各组节理的发育程度也不完全相同。

2、喷出岩的原生节理    喷出岩中的节理主要是在没有上覆岩层压力下冷凝收缩而成。由于冷凝作用，在刚固结的岩石中产生垂直收缩方向的张性裂隙，彼此近乎120°的夹角，结果产生横切面呈六边形的柱状节理，如节理发育受到限制，也可形成五边形或四边形的柱状节理。

柱状节理主要见于熔岩及熔结凝灰岩中，但在浅成岩墙或次火山岩中有时也有发育。由于柱状节理的柱体垂直于冷却面，即岩流的底面和顶面，因此可根据柱状节理在空间的排列情况来判断火成岩体的产状。

3、珍珠构造    是火山玻璃冷凝收缩而形成的一种裂隙构造，其特征是呈一系列破裂的断断续续的同心球面（断面上呈弯曲的断续同心圆弧），呈类似珍珠状集合物的形态。

三、由结晶作用特点及岩石组份充填空间方式所形成的构造

1、块状构造    岩石中各种组份部分无定向地均匀分布所构成的一种构造。这是火成岩中最常见的构造之一，它表明岩石形成条件在所占空间的范围内都是相同的。

2、斑杂构造    岩石中的不同组份部分在结构上或矿物成分上差异很大，因此整个岩石看起来是不均匀的，产生斑杂构造的原因很多，可由析离体和捕虏体所形成，也可由不均匀、不彻底的同化混染或不均匀的交代作用形成。

3、带状构造    也是一种不均匀的构造，是由于岩石各部分的成分和粒度有差异并相间成带分布而成。例如在辉长岩中常见到深色矿物橄榄石、辉石与浅色矿物斜长石交替排列成带状构造。

有人认为带状构造的形成与岩浆分异作用有关；而查瓦里茨基则用对流作用来解释，认为在岩浆结晶过程中，呈液体状态的残余岩浆挤入正在分异和凝结的其他成分的岩浆体中，从而形成这种构造。

在交代成因的花岗岩中，有时也可见到带状构造，这种条带的成因与交代作用不均匀或选择性顺层交代有关。

4、球状构造    在某些深成岩中，特别是花岗岩、闪长岩和辉长岩中，偶有球状分结物产生。这种球体是由一些矿物围绕某些中心呈同心层状分布而成的。

在北京密云的更长环斑花岗岩中就有球状构造，球体是由浅色的条纹长石、斜长石和深色的黑云母、角闪石等组成同心环状。球体构造是由于岩浆熔体中某些组份脉动式过饱和形成；也有一些是由于岩浆与捕虏体发生反应而生成的。有时在花岗岩中可见到全由黑云母所组成的球体，这种球体可能是同一岩浆早期凝固部分的包裹体（同源包体）。

5、石泡构造    在粘性较大的酸性熔岩中，有时可见到大小不一的球状体。它是酸性熔岩表面凝固时由于气体多次逸出，及因冷凝体积收缩而产生的一些具有空腔的多层同心球状体，这就是石泡。每一层常由放射纤维状钾长石或长英质组成，空腔内常有微细的次生石英、玉髓等矿物充填。

6、晶洞构造    侵入岩中近于圆形或椭圆形的原生孔洞称为晶洞，以花岗岩中最常见。晶洞大小不一，直径可由数厘米至数十厘米，有些达1~2米。在晶洞壁上常发育有晶形完好的晶体，这时又称为晶簇构造。晶体以石英、长石、电气石、萤石等常见。晶洞一般被看作岩浆在冷却过程中的体积收缩而成，也可能是由于岩浆在凝固时气体逸出的结果。

7、气孔构造和杏仁构造    富含气体的岩浆喷溢到地面时，由于压力降低，气体发生膨胀而形成气孔；有一部分气孔，特别是熔岩底部的一些气孔，是下伏岩层中气体上升运动的结果，可形成管状孔洞。这些孔洞在岩浆凝固成熔岩时被保存下来，称为气孔构造。如果气孔总体积占熔岩总体积30%以上，则可称为多孔构造。若气孔超过50%时，可称为熔渣构造。

不同粘度的岩浆所形成的气孔特点不一样。粘度较小的基性岩浆所形成的熔岩中，气孔常较圆；粘度较大的酸性岩浆形成的熔岩中，气孔多为不规则形状。此外，同一层熔岩的不同部位，气孔分布的特点也不一样，一般顶部气孔大且较圆；底部气孔较不规则，有时沿熔岩流方向被拉长成弯曲管状；中部气孔少，形成致密层。

在气孔中如果充填有沸石、玉髓、方解石、石英等次生或热液矿物，宛如杏仁，则称为杏仁（状）构造。