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地質学では、組織または岩石の微細構造[ 1 ]は、岩石を構成する物質間の関係を指します。 [ 2 ]最も広範な組織の分類は、結晶質（構成要素が相互に成長し、絡み合った結晶）、破砕質（何らかの物理的プロセスによって破片が蓄積されている）、隠微晶質（結晶が肉眼では見えない）、およびガラス質（粒子が小さすぎて見えず、非晶質に配列されている）です。[ 2 ]構成要素の粒子または結晶間の幾何学的側面と関係は、結晶学的組織または優先配向と呼ばれます。組織はさまざまな方法で定量化できます。[ 3 ]一般的なパラメータは結晶サイズ分布です。これは、目視および顕微鏡スケールの両方で、粒径、形状、配列、その他の特性など、岩石の物理的な外観または特性を作り出します。
テクスチャとは、岩石の貫入構造のことです。顕微鏡で観察できるような小さな標本から、岩塊全体にわたって存在し、しばしば露頭規模でも見られます。これは葉理と多くの点で似ていますが、テクスチャは必ずしも変形現象や方位情報といった構造情報を含んでいるわけではありません。構造は、小さな標本規模以上で存在します。
微細構造解析[ 4 ]は岩石の組織的特徴を記述し、形成条件、岩石成因、およびその後の変形、褶曲、または変質事象に関する情報を提供することができる。[ 5 ]
結晶組織には顕晶質、葉理状、斑状などがあります。[ 2 ]顕晶質とは、火成岩の結晶が互いに絡み合って肉眼で見える組織です。葉理状とは、変成岩が物質の層でできている組織です。[ 2 ]斑状とは、より大きな破片（斑晶）が、はるかに細かい粒子でできた背景の塊に埋め込まれている組織です。 [ 2 ]
破片状組織には、砕屑性、生物砕屑性、火砕性がある。[ 2 ]
好ましい鉱物配向とは、変成岩の組織で、その粒子が扁平な形状（不等辺）を持ち、その面が同じ方向に配向する傾向があることである。[ 6 ]
岩石の微細構造とは、岩石の組織や微細な構造を指します。組織と微細構造は同義語として用いられますが、現代の地質学文献では後者が好まれています。しかし、組織は岩石の起源、形成過程、外観を特定する上で有用な手段であるため、組織という用語も依然として用いられています。
堆積岩の微細構造の記述は、堆積物の堆積条件、古環境、および堆積物の起源に関する情報を提供することを目的としている。
分析方法には、砕屑物のサイズ、選別度、組成、丸みや角張度、球形度、および基質の記述が含まれる。特に、堆積物の微細構造には、斜交層理、同時堆積断層、堆積物の崩落、斜交層理などのより大きな堆積構造の特徴の微細な類似物が含まれる場合がある。
堆積物の成熟度は、粒度分布（平均粒径と偏差）だけでなく、破片の球形度、丸み、組成にも関係する。石英のみからなる砂は、アルコースやグレイワッケよりも成熟度が高い。
破片の形状は、堆積物の輸送距離に関する情報を提供する。砕屑物が丸みを帯びているほど、水や風による摩耗が進んでいる。粒子の形状には、形状と丸みが含まれる。形状は、粒子がより等軸状（丸い、球形）か板状（平らな、円盤状、扁平）か、また球形度を示す。
丸みとは、穀粒の角や縁の鋭さの度合いを指します。穀粒の表面は、磨かれたような質感であったり、曇ったような質感であったり、小さな窪みや傷があったりします。これらの情報は、薄片標本ではなく、双眼顕微鏡で観察すると最もよくわかります。
岩石を構成する砕屑物の組成は、その堆積物の起源に関する手がかりを与えてくれる。例えば、火山岩の破片、チャートの破片、よく磨かれた砂などは、それぞれ異なる起源を示唆している。
堆積岩の基質と、それを結合させている鉱物セメント（存在する場合）は、いずれも診断上の重要な情報となる。
通常、続成作用によって弱い層理面の葉理が生じる。その他の影響としては、粒子の扁平化、圧力溶解、亜粒子の変形などが挙げられる。鉱物学的変化としては、低変成度条件下でゼオライトやその他の自生鉱物が形成される場合がある。
選別とは、堆積岩中の粒径の均一性を表すものです。選別を理解することは、堆積物の成熟度や輸送期間を推測する上で非常に重要です。堆積物は、輸送媒体のエネルギーによって密度に基づいて選別されます。高エネルギーの流れは、より大きな破片を運ぶことができます。エネルギーが低下すると、より重い粒子が堆積し、より軽い破片が輸送され続けます。[ 7 ] これにより、密度による選別が生じます。選別は、堆積物サンプルの粒径頻度曲線の標準偏差によって数学的に表現でき、φ（ファイ）の値で表されます。値の範囲は、<0.35φ（非常によく選別されている）から>4.00φ（非常に選別されていない）までです。
変成岩の微細構造の研究は、変形、鉱物成長、およびその後の変形事象による上書きの時期、順序、条件を明らかにすることを目的としている。
変成岩の微細構造には、葉理の発達や葉理の重なりによって生じるクレンレーションなどの組織が含まれる。斑状変晶と葉理、および他の斑状変晶との関係を調べることで、変成鉱物集合体や鉱物相の形成順序に関する情報を得ることができる。
せん断組織は、特にミロナイトやその他の高度に擾乱され変形した岩石において、微細構造調査による分析に非常に適している。
薄片や手のひらサイズの標本では、変成岩は葉理または劈開と呼ばれる平面状の貫入構造を示すことがある。岩石中に複数の葉理が存在すると、クレンレーションが生じる。
葉理とその方向を特定することは、葉理状変成岩の分析における最初のステップです。葉理がいつ形成されたかに関する情報を得ることは、岩石のPTt（圧力、温度、時間）経路を再構築する上で不可欠です。なぜなら、葉理と斑状変晶の関係は、葉理が形成された時期と、その時に存在したPT条件を診断する指標となるからです。
岩石中の線状構造は、堆積層理面と構造運動によって生じた劈開面など、2つの葉理または平面構造の交差によって生じる場合がある。変形岩石中の特定の歪みマーカーにおける線状構造の程度と葉理の程度を比較したものが、一般的にフリン図にプロットされる。
延性せん断の結果として、非常に特徴的な組織が形成されます。延性せん断帯の微細構造は、S面、C面、C'面です。S面または片理面はせん断方向に平行で、一般的に雲母または板状鉱物によって定義されます。歪み楕円の扁平な長軸を定義します。C面またはシサレメント面は、せん面に対して斜めに形成されます。C面とS面の間の角度は常に鋭角であり、せん断方向を定義します。一般的に、CS角が小さいほど歪みが大きくなります。C'面は、超変形したマイロナイトを除いてほとんど観察されず、S面にほぼ垂直に形成されます。
せん断感を与えることができるその他の微細構造には、
火成岩の微細構造の分析は、手持ち標本や露頭規模での記述を補完する可能性がある。これは、斑晶や凝灰岩の破片状組織を記述する上で特に重要であり、マグマと斑晶の形態の関係は、冷却、分別結晶作用、および定置の分析においてしばしば重要な役割を果たす。
貫入岩の微細構造を分析することで、起源や成因に関する情報が得られる。これには、火成岩が周囲の岩石によって汚染されたかどうか、溶融物から蓄積または析出した可能性のある結晶を特定することなどが含まれる。これは、コマチアイト溶岩や超苦鉄質貫入岩にとって特に重要である。
火成岩の微細構造は、冷却速度、核生成速度、噴火（溶岩の場合）、マグマの組成と核生成する鉱物との関係、さらに周囲の岩石の物理的影響、汚染、そして特に蒸気の影響の組み合わせによって形成される。
粒子の組織に基づいて、火成岩は次のように分類される。
結晶の形状も火成岩の組織において重要な要素である。結晶は自形、半自形、他形に分類される。
完全に自形結晶で構成された岩石はパニディオモルフィックと呼ばれ、完全に半自形結晶で構成された岩石はサブディオモルフィックと呼ばれます。
斑状構造は、液状マグマ中での結晶核形成と結晶成長によって生じます。マグマは、特にゆっくりと冷却される場合、一度に1種類の鉱物しか成長できないことがよくあります。そのため、ほとんどの火成岩には1種類の斑晶鉱物しか含まれていません。超苦鉄質貫入岩に見られる規則的な累積層は、途切れることのないゆっくりとした冷却の結果です。
岩石が急激に冷えると、液体が凝固して固体のガラス、あるいは結晶質の基質となる。マグマ溜まりからの蒸気の放出は、しばしば斑状組織を引き起こす。
斑晶の縁が湾入状、あるいは「腐食」したような形状をしている場合、それは斑晶がマグマに吸収されたことを示唆しており、より高温の新鮮なマグマが供給された可能性もある。 オストワルド熟成は、斑状火成岩の組織、特に正長石巨晶花崗岩を説明するためにも用いられる。
マグマ中で成長する結晶は、その環境と冷却速度を最もよく反映する形態（結晶学を参照）をとる。一般的に観察される斑晶の形態は、通常の形態である。これは「正常な」冷却速度を示唆している可能性がある。
過冷却マグマ、特にコマチアイト溶岩では、異常な冷却速度が見られます。ここでは、超流動性による低い核生成速度のため、液体の温度が鉱物成長曲線よりかなり低くなるまで核生成が抑制されます。その後、成長は極めて速い速度で起こり、細長く伸びた結晶が形成されます。さらに、結晶の頂点や末端部では、結晶の縁で成長が促進されるため、棘状や骨格状の形状が形成されることがあります。スピニフェックス状や樹枝状の組織は、この結果の一例です。したがって、斑晶の形状は、冷却速度やマグマの初期温度に関する貴重な情報を提供してくれます。
球晶状組織は、結晶成分が過飽和状態に達した溶岩中の物質が冷却・核生成することによって生じる。したがって、過冷却状態の珪長質岩石では、しばしば固相線以下のプロセスとなる。球晶の中には、しばしば2種類の鉱物が一緒に成長する。軸状組織は、火山ガラスの亀裂に沿って球晶が成長することによって生じ、多くの場合、水の浸入によって生じる。
2種類以上の鉱物が共生する組織は様々な形で形成され、その共生組織の解釈は、火成岩のマグマ形成史と冷却史を理解する上で非常に重要となる。ここでは、数ある重要な組織のうち、いくつかの例を紹介する。
グラフィック組織、ミクログラフィック組織、グラノフィリック組織は、マグマ結晶化の際に形成される共生組織の例です。これらは石英とアルカリ長石の角張った共生組織です。十分に発達した共生組織は、古代の楔形文字に似ていることから、この名前が付けられました。これらの共生組織はペグマタイトとグラノフィアに典型的に見られ、ケイ酸塩溶融物と水に富む相の存在下で、共生鉱物が同時に結晶化したことを示す証拠として解釈されています。
離溶によって形成される共生組織は、岩石の冷却履歴を解釈するのに役立ちます。パーサイトは、中間組成のアルカリ長石からの離溶によって形成される、カリ長石とアルバイト長石の共生組織です。パーサイト共生組織の粗さは冷却速度に関係しています。パーサイトは多くの花崗岩に典型的に見られます。ミルメカイトは、花崗岩によく見られる、石英とナトリウムに富む斜長石の微細な蠕虫状（ミミズ状）共生組織です。ミルメカイトは、アルカリ長石が離溶によって分解し、冷却中の岩石中の流体によってケイ素が運ばれるときに形成される可能性があります。
鉄チタン酸化物は、多くの岩石の主要な磁気特性を担っているため、プレートテクトニクスの理解において重要な役割を果たしてきました。これらの酸化物は、一般的に離溶と酸化の両方に関連した複雑な組織を持っています。例えば、玄武岩や斑れい岩などの火成岩に含まれるウルボスピネルは、固相冷却中に酸化して磁鉄鉱とチタン鉄鉱の規則的な共生組織を形成します。このプロセスによって、岩石がどのような磁気記録を受け継ぐかが決まることがあります。