汽车开大灯怠速抖动:火成岩结构构造

[转载]火成岩结构构造

原文地址：火成岩结构构造作者：亮亮（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。
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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
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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
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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，也可以从教材P63 图4-29 得到说明。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。
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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
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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，
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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。
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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
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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
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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。