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安山岩（/ ˈ æ n d ə z aɪ t /） [ 1 ]は、中間組成の火山岩です。一般的には、シリカの少ない玄武岩とシリカの多い流紋岩の中間のタイプです。組織は細粒（隠微晶質）から斑状で、主にナトリウムに富む斜長石と輝石または角閃石から構成されています。[ 2 ]
安山岩は、深成閃緑岩の噴出岩版である。沈み込み帯に特徴的な安山岩は、島弧における主要な岩石タイプである。大陸地殻の平均組成は安山岩質である。[ 3 ] 玄武岩とともに、安山岩は火星の地殻の構成要素である。
安山岩という名前は、この岩石が豊富に産出されるアンデス山脈に由来しています。この名前は1826年にクリスティアン・レオポルド・フォン・ブッフによって初めて使用されました。 [ 4 ]
安山岩は、シリカ含有量が中間でアルカリ金属含有量が低い、隠微晶質（細粒）から斑状（粗粒）の火成岩です。体積比で石英が20%未満、準長石が10%未満で、岩石中の長石の少なくとも65%は斜長石で構成されています。これにより、安山岩はQAPF図の玄武岩/安山岩領域に位置付けられます。安山岩は、シリカ含有量が52%を超えることで玄武岩と区別されます。[ 5 ] [ 6 ] [ 7 ] [ 8 ]ただし、火山岩は粒径が非常に細かいため、鉱物組成を決定することはしばしば不可能であり、その場合、安山岩は化学的にシリカ含有量が57%から63%で、アルカリ金属酸化物が約6%以下である火山岩として定義されます。これにより、安山岩はTAS分類のO2領域に位置付けられます。シリカ含有量が52%から57%の玄武岩質安山岩は、TAS分類のO1領域で表されますが、QAPF分類では独立した岩石タイプではありません。[ 8 ]
安山岩は、角閃石や輝石鉱物の含有量により、通常は淡灰色から濃灰色を呈しますが、 [ 2 ]幅広い濃淡を示すことがあります。濃い色の安山岩は玄武岩と区別するのが難しい場合がありますが、実験室以外で一般的に用いられる経験則として、安山岩の色指数は35未満です。[ 9 ]
安山岩中の斜長石は、灰長石からオリゴクレースまでナトリウム含有量が大きく変動するが、典型的にはアンデシンであり、その中の灰長石は約 40モル% を占める。存在する可能性のある輝石鉱物には、普通輝石、ピジョン輝石、または斜方輝石がある。磁鉄鉱、ジルコン、燐灰石、チタン鉄鉱、黒雲母、およびガーネットは一般的な副成分鉱物である。[ 10 ]アルカリ長石が微量存在する可能性がある。
安山岩は通常斑状で、マグマが地表に噴出する前に形成された斜長石の大きな結晶（斑晶）が、より細かい粒状の基質に埋め込まれています。輝石や角閃石の斑晶もよく見られます。[ 11 ]これらの鉱物は、溶融物から結晶化できる典型的な鉱物の中で最も高い融点を持ち[ 12 ] 、そのため最初に固体の結晶を形成します。安山岩の分類は、最も豊富な斑晶に基づいて細分化することができます。たとえば、角閃石が主要な斑晶鉱物である場合、その安山岩は角閃石安山岩と呼ばれます。
安山岩溶岩の粘度は、1,200 °C (2,190 °F)で通常 350 万cP (3,500 Pa⋅s)です。これは、滑らかなピーナッツバターの粘度よりわずかに高い値です。[ 13 ]その結果、安山岩質の火山活動はしばしば爆発的で、凝灰岩や集塊を形成します。安山岩の噴火口は、玄武岩に特徴的な楯状火山ではなく、複合火山を形成する傾向があります。これは、シリカ含有量が少なく、噴火温度が高いため、粘度がはるかに低いことが原因です。[ 14 ]
ブロック溶岩流は、複合火山の安山岩質溶岩に典型的なものです。アア溶岩流と同様の挙動を示しますが、粘性が高いため、表面はクリンカーではなく、滑らかな側面を持つ角張った固まった溶岩の破片（ブロック）で覆われます。アア溶岩流と同様に、固まったブロック状の表面によって断熱された溶岩流の内部は、流れの先端から崩れ落ちる岩屑の上を前進します。また、アア溶岩流よりも下り坂をはるかにゆっくりと移動し、厚みも増します。[ 15 ]
安山岩は他の地質構造でも一般的ですが、収束型プレート境界に特に特徴的です。プレートテクトニクス革命以前から、地質学者は西太平洋に安山岩線を定義しており、中央太平洋の玄武岩とさらに西の安山岩を隔てていました。これは太平洋プレートの西端の沈み込み帯と一致します。島弧地域のマグマ活動は、沈み込むプレートとマントルウェッジ（沈み込むプレートと上盤プレートの間の楔形の領域）の相互作用から生じます。 [ 16 ]安山岩が優勢な収束型境界の存在は、地球の独特なプレートテクトニクスの特徴であるため、地球は「安山岩の惑星」と表現されています。[ 17 ]
沈み込みの間、沈み込んだ海洋地殻は圧力と温度の上昇にさらされ、変成作用を受けます。角閃石、ゼオライト、緑泥石などの含水鉱物（海洋リソスフェアに存在する）は、より安定した無水形態に変化するにつれて脱水し、水と可溶性元素を上層のマントルウェッジに放出します。ウェッジへの水の流入はマントル物質の固相線を下げ、部分溶融を引き起こします。[ 18 ] 部分的に溶融した物質は密度が低いため、ウェッジを通って上昇し、上盤プレートの下部境界に達します。マントルウェッジで生成された溶融物は玄武岩質の組成ですが、沈み込むプレートの上部にある堆積物から供給される可溶性元素（カリウム（K）、バリウム（Ba）、鉛（Pb）など）が特徴的に濃縮されています。沈み込む海洋地殻もこの過程で溶融する可能性があることを示唆する証拠はあるものの、生成される玄武岩に対する3つの構成要素（地殻、堆積物、ウェッジ）の相対的な寄与については依然として議論の余地がある。[ 19 ]
このようにして形成された玄武岩は、分別結晶作用、地殻の部分溶融、またはマグマ混合を通して安山岩の形成に寄与する可能性があり、これらについては次で説明する。
中間質火山岩は、いくつかのプロセスを経て生成されます。
分別結晶作用 によって安山岩質の組成を得るには、玄武岩質のマグマが特定の鉱物を結晶化させ、それを溶融物から除去する必要があります。この除去はさまざまな方法で行われますが、最も一般的なのは結晶沈降です。玄武岩質の母岩から最初に結晶化して除去される鉱物は、カンラン石と角閃石です。[ 20 ]これらの苦鉄質鉱物はマグマから沈降し、苦鉄質の累積岩を形成します。[ 21 ]いくつかの弧からの地球物理学的証拠は、地殻の基底部に大きな苦鉄質の累積岩の層が存在することを示しています。[ 22 ] [ 23 ]これらの苦鉄質鉱物が除去されると、溶融物はもはや玄武岩質の組成を持ちません。残存溶融物のシリカ含有量は、開始時の組成に比べて濃縮されます。鉄とマグネシウムの含有量は減少します。このプロセスが続くと、溶融物はますます進化し、最終的に安山岩質になります。しかし、苦鉄質物質が継続的に添加されないと、溶融物は最終的に流紋岩質の組成に達する。これにより、島弧に特徴的な玄武岩-安山岩-流紋岩の組み合わせが生成され、安山岩が最も特徴的な岩石タイプとなる。[ 20 ]
マントルウェッジ内の部分的に溶融した玄武岩は、上盤の基底に到達するまで上昇します。そこに到達すると、玄武岩質の溶融物は、地殻の下に貫入して基底に溶融物質の層を形成するか、岩脈の形で上盤プレート内に移動するかのいずれかになります。地殻の下に貫入する場合、玄武岩は（理論的には）熱と揮発性物質の移動により下部地殻を部分的に溶融させることができます。しかし、熱伝達モデルによると、1100～1240℃の温度で貫入した弧状玄武岩は、下部地殻の角閃岩 を溶融させるのに十分な熱を供給できません。[ 24 ] ただし、玄武岩は泥質の上部地殻物質を溶融させることができます。[ 25 ]
アンデス山脈のような大陸弧では、マグマは浅い地殻に溜まり、マグマ溜まりを形成することが多い。これらのマグマ溜まり内のマグマは、分別結晶作用と周囲の母岩の部分溶融の両方の過程を経て、組成が進化する（デイサイト質から流紋岩質へ） 。[ 26 ]時間が経つにつれて結晶化が続き、システムが熱を失うと、これらのマグマ溜まりは冷える。マグマ溜まりが活動を続けるためには、高温の玄武岩質溶融物がシステムに継続的に補充されなければならない。この玄武岩質物質が進化した流紋岩質マグマと混ざると、組成は中間相である安山岩に戻る。[ 27 ]マグマ混合の証拠は、一部の安山岩中に、存在する溶融物と化学平衡にない斑晶が存在することによって示される。[ 14 ]
島弧の高マグネシウム安山岩（ボニナイト）は、変成作用を受けたマントルから生成された原始安山岩である可能性がある。 [ 28 ] [ 29 ]実験的証拠は、沈み込むスラブから放出されるようなアルカリ流体にさらされた枯渇マントル岩が、高マグネシウム安山岩に似たマグマを生成することを示している。[ 30 ] [ 31 ] [ 32 ]
安山岩を用いて建てられた著名な石造建築物には、以下のようなものがある。
2009年、研究者らは、2006/2007年の米国南極隕石探査のフィールドシーズン中にグレイブス・ヌナタク氷原で発見された2つの隕石（GRA 06128とGRA 06129）に安山岩が含まれていることを明らかにした。これは、安山岩の地殻を生成する新しいメカニズムを示唆している可能性がある。[ 38 ]
玄武岩とともに、安山岩は火星の地殻の構成要素である。[ 39 ]金星に特徴的な急斜面のドームが存在することは、安山岩が結晶沈降が起こりうる大きなマグマ溜まりから噴出した可能性を示唆している。[ 40 ]