斜長岩

斜長岩

火成岩
インド、タミル・ナードゥ州、セーラム地区産の斜長岩
構成
主要な	斜長石
二次	塩基性鉱物

斜長岩（/ ə ˈ n ɔːr θ ə s aɪ t /）は、主に斜長石（90～100%）で、少量の苦鉄質成分（0～10%）を含むという組成を特徴とする、斑晶質の貫入火成岩です。最も一般的に含まれる 苦鉄質鉱物は、輝石、イルメナイト、磁鉄鉱、およびカンラン石です。

斜長岩は、その形成過程がまだ完全に解明されていないため、地質学上の大きな関心を集めています。ほとんどのモデルでは、斜長石の結晶を密度に基づいて分離します。斜長石の結晶は通常、マグマよりも密度が低いため、斜長石がマグマ溜まりで結晶化すると、斜長石の結晶は上部に浮かび、そこに集まります。^{[1] [2] [3]}

地球上の斜長岩は5つのタイプに分けられます。^[3]

1. 始生代斜長岩
2. 原生代斜長岩（マッシフまたはマッシフ型斜長岩とも呼ばれる） - 地球上で最も豊富な斜長岩の種類^[2]
3. 層状貫入岩内の層（例：ブッシュフェルト貫入岩およびスティルウォーター貫入岩）
4. 中央海嶺とトランスフォーム断層の斜長岩
5. 他の岩石（多くの場合、花崗岩、キンバーライト、または玄武岩）に含まれる斜長岩捕獲岩

このうち、最初の2つが最も一般的です。これら2つのタイプは発生様式が異なり、地球の歴史の異なる時期に限定されているようで、起源も異なると考えられています。^[2]

月の斜長岩は月の表面の明るい色の領域を構成しており、多くの研究の対象となってきました。^[4]

火星の斜長岩の存在も確認されており、現在も研究が続けられている。^[5]

原生代斜長岩は原生代（約2,500-542 Ma）の間に堆積しましたが、そのほとんどは1,800 Maから1,000 Maの間に堆積しました。^[2]

原生代斜長岩は、典型的には広大な岩塊またはバソリスとして存在します。^[1]斜長岩バソリスの面積は、比較的小さいもの（数十または数百平方キロメートル）から、カナダのラブラドール北部にあるナイン・プルトニック・スイートまたはミスタスティン・クレーター^[6]の例では、ほぼ20,000 km ² (7,700平方マイル)までの範囲です。

原生代斜長岩の主な産地は、米国南東部、アパラチア山脈（例：ペンシルベニア州東部のハニーブルック高原）、カナダ東部（例：グレンヴィル地方）、スカンジナビア南部、東ヨーロッパで見つかっている。当時のパンゲア大陸の配置に当てはめると、これらの産地はすべて単一の直線帯に含まれており、すべてクラトン内に定着していたに違いない。この起源と分布のパターンの条件と制約は明らかではない。^[要出典]ただし、以下の起源のセクションを参照。

多くの原生代斜長岩は、他の非常に特徴的な同時代の岩石タイプと空間的に関連しながら発生し、いわゆる「斜長岩群」または「斜長岩-マンゲライト-チャーノッカイト-花崗岩(AMCG) 複合体」と呼ばれます。

これらの岩石の種類には次のものがあります:

• マンゲライト：輝石を含むモンゾナイト貫入火成岩
• チャーノッカイト：斜方輝石を含む石英長石の岩石。かつては貫入火成岩と考えられていたが、現在は変成岩として認識されている。
• モンゾニ岩やラパキビ花崗岩を含む鉄分を多く含む珪長質岩
• 鉄分を多く含む閃緑岩、斑れい岩、ノーライト
• ロイコトロクトライトやロイコノライトなどの白色塩基性岩石

これらの岩石は同時期に発生したものであるが、化学的に独立したマグマを表している可能性が高く、斜長岩が貫入した母岩が溶融して生成されたものと考えられる。^[2]

重要なのは、原生代斜長岩と関連して大量の超塩基性岩が発見されていないことである。^[7]

原生代斜長岩は主に斜長石で構成されているため、露頭では灰色または青みがかっているように見える。個々の斜長石結晶は黒、白、青、または灰色であり、新鮮な表面でラブラドレッセンスと呼ばれる虹彩光沢を示すことがある。長石の変種であるラブラドライトは、斜長岩によく含まれる。鉱物学的には、ラブラドライトは、ラブラドレッセンスを示すかどうかに関係なく、50～70 分子パーセントのアノーサイト (An 50～70) を含むカルシウムに富む斜長石長石の組成用語である。原生代斜長岩に含まれる苦鉄質鉱物は、単斜輝石、斜方輝石、カンラン石、またはまれに角閃石である。磁鉄鉱やイルメナイトなどの酸化物もよく見られる。

ほとんどの斜長岩のプルトンは非常に粗粒で、個々の斜長石結晶と付随する苦鉄質鉱物は数センチメートル以上の長さがあります。まれに、斜長石結晶が巨晶質、つまり 1 メートル以上の長さになることもあります。ただし、ほとんどの原生代斜長岩は変形しており、そのような大きな斜長石結晶は再結晶して小さな結晶を形成し、大きな結晶の輪郭だけが残っています。

多くの原生代斜長岩のプルトンには大規模な残存火成岩構造は見られないが（代わりに定置後の変形構造がある）、中には結晶の大きさ、塩基性岩の含有量、または化学的特性によって定義される火成岩層構造を持つものもある。このような層構造は明らかに、レオロジー的に液体状態のマグマに起源を持つ。

原生代斜長岩は典型的には90%以上が斜長石で、斜長石の組成は一般的にAn ₄₀～An ₆₀（40～60%が灰長石）である。^[1]この組成範囲は中間的であり、原生代斜長岩と始生代斜長岩（典型的にはAn ₈₀以上）を区別する特徴の1つである。^[1]

原生代斜長岩には、斜長石に加えて、重要な塩基性成分が含まれていることが多い。 ^[1]これらの相には、オリビン、輝石、Fe-Ti酸化物、および/またはアパタイトが含まれることがある。^[2]原生代斜長岩中の塩基性鉱物は、幅広い組成範囲を持つが、一般的にマグネシウム含有量は高くない。^[要出典]

原生代斜長岩および関連する岩石の微量元素の化学組成は、もっともらしい起源理論に到達することを目指して研究者によって詳細に調査されてきた。しかし、その結果が斜長岩の起源にどのような意味を持つかについては、まだほとんど合意が得られていない。以下の「起源」のセクションを参照のこと。原生代斜長岩に関連すると考えられる岩石の結果を含む、非常に短い結果リスト^{[8] [説明が必要]}

一部の研究では、斜長岩、特にナイン深成岩群 (NPS) の斜長岩のネオジム(Nd) およびストロンチウム(Sr)同位体の測定に焦点が当てられています。このような同位体の測定は、斜長岩を生成したマグマの潜在的な発生源の可能性を評価するのに役立ちます。一部の結果は、以下の「起源」セクションで詳しく説明されています。

原生代斜長岩の多くには、特徴的な組成を持つ斜方輝石の大きな結晶が含まれています。これらはいわゆる高アルミナ斜方輝石巨晶（HAOM）です。^{[9] [10]}

HAOMの特徴は、1) 斜方輝石に通常見られるものよりもAl含有量が多いこと、2) 多数の薄い斜長石の輪切りによって切り取られていること（これは剥離層を表している可能性がある）、^[11]、3) 発見された斜長岩よりも古いように見えること、である。^[10]

HAOM の起源については議論がある。1 つのモデル^[10]では、斜長岩の形成中に、マントル由来の溶融物 (または部分的に結晶化したマッシュ) が下部地殻に注入され、結晶化し始めたと示唆している。HAOM はこの間、おそらく 8000 万年から 1 億 2000 万年の間に結晶化したと考えられる。HAOM を含む溶融物はその後、上部地殻まで上昇した可能性がある。このモデルは、アルミニウムが高圧下では斜方輝石に溶けやすいという事実によって裏付けられている。^{[11] [12]}このモデルでは、HAOM は斜長岩の源マグマに関連する下部地殻の集積物を表す。このモデルの問題点の 1 つは、斜長岩の源マグマが下部地殻にかなり長い間留まることが必要であることである。この問題を解決するために、一部の研究者^[11]は、HAOMはアノーソサイト源マグマとは独立して下部地殻で形成された可能性があると示唆しています。その後、アノーソサイト源マグマは上昇中にHAOMを含む下部地殻の破片を巻き込んだ可能性があります。他の研究者は、HAOMの化学組成は中圧または低圧での急速な結晶化の産物であると考えており、^[13]下部地殻起源の必要性を完全に排除しています。

原生代斜長岩の起源は、何十年にもわたって理論的議論の対象となってきました。この問題の簡単な概要は次のとおりです。

問題は、あらゆる火成岩の必須の前駆体であるマグマの生成から始まります。

マントルの少量の部分溶融によって生成されるマグマは、一般に玄武岩質の組成である。通常の条件下では、玄武岩質マグマの組成では、50～70% の斜長石が結晶化し、残りの大部分のマグマは苦鉄質鉱物として結晶化する。しかし、斜長岩は斜長石含有量が高い (90～100% 斜長石) ことで定義され、同時代の超苦鉄質岩石とは関連して発見されない。^[7]これは現在「斜長岩問題」として知られている。斜長岩問題に対する提案された解決策は多様であり、多くの提案は異なる地質学のサブ分野に依拠している。

斜長岩論争の初期には、特殊なタイプのマグマである斜長岩マグマが深部で生成され、地殻に定着したと示唆されていました。しかし、斜長岩マグマの固相線は、通常の地殻周囲温度では液体として長時間存在するには高すぎるため、この可能性は低いようです。水蒸気の存在により、斜長岩マグマの固相線温度がより適切な値まで下がることが示されていますが、ほとんどの斜長岩は比較的乾燥しています。したがって、その後の斜長岩の変成作用によって水蒸気が追い出されたと仮定できますが、一部の斜長岩は変形していないため、この示唆は無効です。

1970年代後半にナイン深成岩層で斜長岩質岩脈が発見されたことで、地殻温度で斜長岩質マグマが存在する可能性を再検討する必要があることが示唆されました。 ^[14]しかし、その後、岩脈は当初考えられていたよりも複雑であることが判明しました。

要約すると、一部の斜長岩質深成岩では明らかに液体状態のプロセスが作用しているものの、その深成岩質深成岩は斜長岩質マグマに由来するものではないと考えられます。

多くの研究者は、斜長岩は玄武岩質マグマの産物であり、苦鉄質鉱物の機械的除去が起こったと主張している。苦鉄質鉱物は斜長岩と一緒には見つからないため、これらの鉱物はより深いレベルか地殻の底に残されたに違いない。典型的な理論は以下のとおりである。マントルが部分的に溶融すると玄武岩質マグマが生成され、それはすぐには地殻に上昇しない。その代わりに、玄武岩質マグマは地殻の底に大きなマグマ溜まりを形成し、大量の苦鉄質鉱物を分留し、それがマグマ溜まりの底に沈む。共結晶化した斜長石結晶は浮上し、最終的に斜長岩プルトンとして地殻に定着する。沈降した苦鉄質鉱物のほとんどは超苦鉄質集積物を形成し、地殻の底に留まる。

この理論には多くの魅力的な特徴があり、その 1 つは、高アルミナ斜方輝石巨晶 (HAOM) の化学組成を説明できることです。これは、以下の HAOM に関するセクションで詳しく説明します。ただし、この仮説だけでは、斜長岩の起源を首尾一貫して説明することはできません。これは、とりわけ、ナイン深成岩群の斜長岩で行われたいくつかの重要な同位体測定と一致しないためです。Nd および Sr 同位体データによると、斜長岩を生成したマグマはマントルのみから生成されたものであってはならないことがわかります。代わりに、ナイン深成岩群の斜長岩を生成したマグマには、かなりの地殻成分が含まれていたに違いありません。この発見により、以前の仮説のやや複雑なバージョンが生まれました。大量の玄武岩マグマが地殻の底にマグマ溜まりを形成し、結晶化しながら大量の地殻を同化します。^[15]

この小さな補足は、原生代斜長岩の同位体特性とその他の化学的特徴の両方を説明しています。しかし、少なくとも 1 人の研究者は、地球化学データに基づいて、斜長岩の生成におけるマントルの役割は実際には非常に限られていると説得力のある主張をしています。マントルは、地殻融解の推進力 (熱) と、玄武岩質マグマの形で少量の部分融解のみを提供します。したがって、この見方では、斜長岩はほぼ完全に下部地殻の融解物から生成されます。^[16]

月では、斜長岩が月面高地の主な岩石タイプであり、月面表面の約80％を占めています。月の斜長岩は、鉄斜長岩（FAN）またはマグネシウム斜長岩（MAN）として特徴付けられます。^[17]手つかずの月のFANは、最も古い月の岩石の一部であり、月のマグマオーシャンの元の集積物であり、マグネシウムスイートは後の衝突と深成岩によって形成されました。^[18]しかし、表面衝突混合によって複雑化したマグマオーシャンの分別については議論があり、MANがより古く原始的である可能性があることを示す証拠があります。^[19]

月の斜長岩は、ノーライトとトロクトライトという2種類の岩石と関連している。これらを合わせると、月の岩石の「ANT」群を構成する。^{[20] [21]}

太古代の斜長岩は、地球上で2番目に大きい斜長岩の堆積物です。そのほとんどは3,200 Maから2,800 Maの間に年代測定されており、一般的に玄武岩や緑色岩帯と関連しています。^[1]

始生代斜長岩は、原生代斜長岩とは組織的にも鉱物学的にも異なります。その最も特徴的な特徴は、細粒の苦鉄質石基に囲まれた、等分で自形の斜長石巨晶（最大 30 cm）の存在です。これらの斜長岩の斜長石は、通常 An80-90 です。

斜長岩体の主な経済的価値は、チタンを含む酸化物イルメナイトです。しかし、原生代の斜長岩体の中には、宝石としても建築材料としても価値があるラブラドライトを大量に含むものもあります。始生代の斜長岩はアルミニウムに富んでいるため、シリコンの代わりに大量のアルミニウムを含んでいます。これらの岩体のいくつかは、アルミニウムの 鉱石として採掘されています。

斜長岩は月から持ち帰られた岩石サンプルに多く含まれており、火星、金星、隕石の調査において重要です。

アディロンダック山脈では、斜長岩上の土壌は石質ローム質砂で、典型的なポドゾル層の形成が見られることが多い。^[22]サンガブリエル山脈では、斜長岩上の土壌は1:1粘土鉱物（カオリナイトとハロイサイト）が優勢で、その上に2:1粘土が形成される塩基性岩石が優勢である。^[23]

• 
  フィンランド南部の斜長岩
• 
  ポーランド産斜長岩
• 
  月の斜長岩、アポロ15号「ジェネシスロック」

• 岩石の種類の一覧 – 地質学者が認識している岩石の種類の一覧

• Bédard, Jean H. (2001). 「Nain Plutonic Suite の斜長岩と苦鉄質集積岩の親マグマ: 微量元素モデリングアプローチ」.鉱物学と岩石学への貢献. 141 (6): 747–771. Bibcode :2001CoMP..141..747B. doi :10.1007/s004100100268. S2CID  129715859.
• エムズリー、RF（1975年5月1日）。「斜長岩からの輝石巨晶：親マグマの起源と進化への新たな手がかり」。カナダ鉱物学者。13 （2）：138-145。ISSN 0008-4476  。
• エムズリー、RF; スターリング、JAR (1993 年 12 月 1日)。「ナイン深成岩系のラパキビおよび関連花崗岩類: 地球化学、鉱物集合体および流体平衡」。カナダ鉱物学者。31 (4): 821–847。ISSN 0008-4476  。
• エムズリー、RF; ハミルトン、MA; テリオー、RJ (1994)。「中期原生代アノーソサイト-マンゲライト-チャーノッカイト-花崗岩 (AMCG) 複合体の岩石生成: ナイン プルトニック スイートからの同位体および化学的証拠」。地質学ジャーナル。102 (5): 539–558。Bibcode : 1994JG ....102..539E。doi :10.1086/629697。S2CID 128409707  。
• Longhi, John; Fram, MS; Vander Auwera , J.; Montieth, JN (1993 年 10 月 1 日)。「斜長岩および関連マグマの圧力効果、動力学、レオロジー」。American Mineralogist。78 (9–10 ) : 1016–1030。
• Norman, MD; Borg, LE; Nyquist, LE; Bogard, DD (2003)。「デカルト角礫岩67215の鉄質ノーライト質斜長岩の年代学、地球化学、岩石学：月面地殻の年代、起源、構造、衝突史の手がかり」。隕石学および惑星科学。38 (4): 645–661。Bibcode :2003M&PS...38..645N。doi : 10.1111 / j.1945-5100.2003.tb00031.x。
• Wood, JA; Dickey, JS Jr.; Marvin, UB; Powell, BN (1970). 「月の斜長岩」. Science . 167 (3918): 602–604. Bibcode :1970Sci...167..602W. doi :10.1126/science.167.3918.602. PMID  17781512. S2CID  20153077.
• シュエ、Ｓ．モース、SA (1993)。 「ラブラドール州ナイン山塊斜長岩の地球化学: 5 つの貫入におけるマグマの多様性」。Geochimica et Cosmochimica Acta。57 (16): 3925–3948。Bibcode :1993GeCoA..57.3925X。土井：10.1016/0016-7037(93)90344-V。
• Xue, S.; Morse, SA (1994). 「斜長石と輝石の巨大結晶の化学的特徴と、ナイン斜長岩の岩石生成におけるその重要性」Geochimica et Cosmochimica Acta . 58 (20): 4317–4331. Bibcode :1994GeCoA..58.4317X. doi :10.1016/0016-7037(94)90336-0.

• 斜長岩複合体（ウェブアーカイブ）
• 斜長岩はどのように結晶化するのでしょうか?
• ニューヨーク州アディロンダック山脈東部マーシー山塊における斜長岩体の配置と変形の歴史 2011-05-14 にWayback Machineでアーカイブ
• 斜長岩 – 月の高地岩
• 月の斜長岩標本 60025 顕微鏡写真
• 水星 – 中赤外線分光法による斜長岩と玄武岩の証拠