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| 火成岩 | |
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| 構成 | |
|---|---|
| 主要な | 塩基性岩：斜長石、角閃石、輝石 |
| 二次 | 時には長石やカンラン石 |
玄武岩（げんぶんがん、英: / ˈ b æ s ɔː l t , - əl t / ; [1] 米: / b ə ˈ s ɔː l t , ˈ b eɪ s ɔː l t /）[2]は、岩石惑星や衛星の表面またはそのすぐ近くに露出した、粘性の低いマグネシウムと鉄に富んだ溶岩（苦鉄質溶岩）が急速に冷却して形成された無顕晶質（細粒）の噴出火成岩である。地球上の火山岩の90%以上は玄武岩である。急速に冷却する細粒の玄武岩は、ゆっくり冷却する粗粒の斑れい岩と化学的に同等である。地質学者は、年間約20の火山で玄武岩溶岩の噴火を観察している。玄武岩は、太陽系の他の惑星でも重要な岩石の一種です。例えば、金星の平原の大部分は表面の約 80% を占め、玄武岩です。月の海は洪水玄武岩質の溶岩流の平原です。また、火星の表面に玄武岩はよく見られる岩石です。
溶融玄武岩はシリカ含有量が比較的低い（45% ～ 52%）ため粘性が低く、その結果、急速に移動する溶岩流となり、冷却して固まる前に広い範囲に広がることがあります。洪水玄武岩は、このような溶岩流が多数厚く連なり、数十万平方キロメートルを覆うこともあり、すべての火山岩の中で最も体積が大きいものです。
地球内部の玄武岩質マグマは上部マントルに由来すると考えられており、玄武岩の化学組成は地球内部深部でのプロセスを理解する手がかりとなります。
定義と特徴
玄武岩は、主にケイ素、鉄、マグネシウム、カリウム、アルミニウム、チタン、カルシウムの酸化物で構成されています。地質学者は、可能な限り、火成岩を鉱物含有量で分類します。石英（結晶質 シリカ（SiO 2））、アルカリ長石、斜長石、および類長石（QAPF）の相対的な体積割合が特に重要です。無顕岩（細粒）火成岩は、QAPF分率が類長石10％未満、石英20％未満で、斜長石が長石含有量の少なくとも65％を占める場合に、玄武岩として分類されます。これにより、玄武岩はQAPF図の玄武岩/安山岩の領域に位置付けられます。玄武岩は、シリカ含有量が52％未満であることで安山岩とさらに区別されます。[3] [4] [5] [6]
火山岩の鉱物組成は粒子サイズが非常に小さいため、多くの場合、決定することは現実的ではありません。その場合、地質学者は代わりに岩石を化学的に分類し、特にアルカリ金属酸化物とシリカ ( TAS ) の総含有量に重点を置いています。その文脈では、玄武岩はシリカ含有量が 45% から 52% で、アルカリ金属酸化物が 5% 以下の火山岩として定義されています。これにより、玄武岩は TAS 図の B フィールドに配置されます。[3] [4] [6]このような組成は、塩基性岩と呼ばれます。[7]
玄武岩は、通常、高含有量の普通輝石鉱物やその他の暗色の輝石鉱物のため、暗い灰色から黒色であるが、 [8] [9] [10]幅広い色合いを示すことがある。一部の玄武岩は、高含有量の斜長石のため、非常に明るい色をしており、これらは白質玄武岩と呼ばれることがある。[11] [12]明るい色の玄武岩と安山岩を区別することは困難な場合があり、そのため、現場の研究者は、色指数が35以上のものを玄武岩として分類するという大まかな基準を一般的に使用している。[13]
玄武岩の物理的特性は、シリカ含有量が比較的低く、鉄とマグネシウムの含有量が典型的に高いことから生じます。[14]玄武岩の平均密度は2.9 g/cm 3で、例えば花崗岩の典型的な密度2.7 g/cm 3と比較されます。[15]玄武岩質マグマの粘度は比較的低く、約10 4～ 10 5 cPでケチャップの粘度に似ていますが、それでも水の粘度（約1 cP）よりは数桁高いです。[16]
玄武岩は斑状であることが多く、マグマが地表に噴出する前に形成された大きな結晶（斑晶）が、より細かい粒子のマトリックスに埋め込まれています。これらの斑晶は通常、普通輝石、かんらん石、またはカルシウムを多く含む斜長石でできており、[9]これらは溶融物から結晶化できる鉱物の中で最も融点が高く、したがって最初に固体結晶を形成します。[17] [18]
玄武岩には気泡が含まれることが多い。気泡はマグマが地表に近づくにつれて減圧し、溶解したガスがマグマから泡立つことで形成される。噴出した溶岩はガスが逃げる前に固まる。気泡が岩石の体積のかなりの部分を占める場合、その岩石はスコリアと呼ばれる。[19] [20]
玄武岩という用語は、玄武岩に典型的な組成を持つ浅い貫入岩に適用されることもありますが、この組成で斑晶質（粗い）基底を持つ岩石は、より正確には輝緑岩（ドレライトとも呼ばれる）または、より粗粒（直径2mmを超える結晶を持つ）の場合は斑れい岩と呼ばれます。したがって、輝緑岩と斑れい岩は、玄武岩の深成岩および深成岩に相当するものです。[4] [21]
地球の歴史における冥王代、始生代、原生代 初期には、地殻とアセノスフェアの分化が未熟だったため、噴出したマグマの化学組成は現在とは大きく異なっていた。その結果生じた超塩基性火山岩は、シリカ（SiO 2 ）含有量が45％未満で、酸化マグネシウム（MgO）含有量が高く、通常コマチアイトに分類される。[22] [23]
語源
「玄武岩」という単語は、最終的には後期ラテン語の basaltesに由来する。これはラテン語のbasanites「非常に硬い石」の誤記であり、古代ギリシャ語のβασανίτης ( basanites )から輸入され、βάσανος ( basanos、「試金石」)から派生したものである。[24]現代の岩石学用語であるbasaltは、溶岩由来の岩石の特定の組成を説明するものであり、1546年にゲオルギウス・アグリコラが著書『化石の自然について』で使用したことにより標準となった。アグリコラは、マイセン司教の シュトルペン城の下にある火山性の黒い岩に「玄武岩」という用語を適用し、それが大プリニウスが西暦77年に博物誌で述べた「basaniten」と同じものだと信じていた。[25]
種類
地球上では、玄武岩のほとんどはマントルの減圧溶融によって形成される。[26]上部マントルの高圧（上にある岩石の重さによる）によりマントル岩石の融点が上昇し、上部マントルのほぼすべてが固体となる。しかし、マントル岩石は延性がある（固体岩石は高応力下でゆっくりと変形する）。地殻変動により高温のマントル岩石が上昇すると、上昇する岩石の圧力が低下し、岩石の融点が下がり、部分的に溶融して玄武岩質マグマが形成される。[27]
減圧溶融は、大陸棚帯、中央海嶺、地質学的ホットスポットの上空、[28] [29] 、背弧盆地など、さまざまな構造環境で発生する可能性があります。[30]玄武岩は沈み込み帯でも形成されます。沈み込む帯では、マントル岩が沈み込むスラブの上にあるマントルウェッジに上昇します。スラブは下降するときに水蒸気やその他の揮発性物質を放出し、それがさらに融点を下げ、減圧溶融の量をさらに増加させます。[31]それぞれの構造環境で、独自の特徴を持つ玄武岩が生成されます。[32]
- ソレアイト玄武岩は鉄分が比較的豊富で、アルカリ金属とアルミニウムが乏しい。[33]海底の玄武岩のほとんど、海洋の大きな島のほとんど、[34]コロンビア川高原のような大陸の洪水玄武岩[35]が含まれる。
- チタン含有量の多い玄武岩と少ない玄武岩は、チタン含有量に基づいて高チタンと低チタンに分類されることがあります。高チタン玄武岩と低チタン玄武岩は、パラナトラップとエテンデカトラップ[36]と峨眉山トラップ[37]で区別されています。
- 中央海嶺玄武岩（MORB）は、ほぼ例外なく海嶺で噴出したソレアイト質玄武岩で、不適合元素が少ないのが特徴です。[38] [8]すべてのMORBは化学的には類似していますが、不適合元素の枯渇度合いはそれぞれ大きく異なることを地質学者は認識しています。中央海嶺に沿って近接して存在する場合、それはマントルの不均一性の証拠と見なされます。[39]
- 濃縮MORB（E-MORB）は、不適合元素が比較的枯渇していないMORBとして定義されます。かつてはアイスランドなどの中央海嶺沿いのホットスポットに多く存在すると考えられていましたが、現在ではそれらの海嶺沿いの他の多くの場所にも存在することが分かっています。[40]
- 通常の MORB (N-MORB) は、不適合要素の量が平均的である MORB として定義されます。
- D-MORB（枯渇型MORB）は、不適合要素が著しく減少したMORBとして定義されます。
- アルカリ玄武岩はアルカリ金属が比較的豊富です。シリカが不飽和で、長石類、[33] アルカリ長石、金雲母、ケルスタイトを含むことがあります。アルカリ玄武岩中の輝石はチタンに富む輝石であり、低カルシウム輝石は存在しません。[41]これらは大陸のリフトとホットスポット火山活動の特徴です。[42]
- 高アルミナ玄武岩は、アルミナ（Al 2 O 3 ）が17％以上含まれており、ソレアイト玄武岩とアルカリ玄武岩の中間の組成です。比較的アルミナを多く含む組成は、斜長石の斑晶のない岩石に基づいています。これらは、石灰アルカリマグマ系列の低シリカ端を表し、沈み込み帯の上の火山弧の特徴です。[43]
- ボニナイトはマグネシウム含有量の高い玄武岩で、一般的に背弧盆地で噴出する。チタン含有量が少なく、微量元素組成であることが特徴です。[44]
- 海洋島玄武岩にはソレアイトとアルカリ玄武岩の両方が含まれており、島の噴火史の初期にはソレアイトが優勢でした。これらの玄武岩は不適合元素の濃度が高いことが特徴で、その源となるマントル岩が過去にマグマをほとんど生成しなかった（枯渇していない）ことを示唆しています。[45]
岩石学
玄武岩の鉱物学は、石灰質の斜長石と輝石が優勢であることが特徴です。オリビンも重要な成分となることがあります。[46]比較的微量に存在する副次鉱物には、磁鉄鉱、ウルヴォスピネル、イルメナイトなどの鉄酸化物と鉄チタン酸化物があります。[41]このような酸化鉱物の存在により、玄武岩は冷却すると強力な磁気特性を獲得することがあり、古地磁気研究では玄武岩が広く使用されています。[47]
ソレアイト玄武岩では、輝石（普通輝石と斜方輝石またはピジョン輝石）とカルシウムに富む斜長石が一般的な斑晶鉱物です。オリビンも斑晶である場合があり、存在する場合はピジョン輝石の縁がある場合があります。基底には、間隙のある石英、トリジマイト、またはクリストバライトが含まれます。オリビンソレアイト玄武岩には、普通輝石と斜方輝石またはピジョン輝石があり、オリビンが豊富に含まれていますが、オリビンは輝石の縁がある場合があり、基底に存在する可能性は低いです。[41]
アルカリ玄武岩は典型的には斜方輝石を欠き、カンラン石を含む鉱物組成を持つ。長石斑晶は典型的にはラブラドライトからアンデシンの組成である。ソレアイト玄武岩中の輝石はチタンに富んでいる。アルカリ長石、白りゅう石、霞石、方ソーダ石、金雲母、燐灰石などの鉱物が石基中に存在することがある。[41]
玄武岩は液相線温度と固相線温度が高く、地球表面での値は1200℃（液相線）近くまたはそれ以上[48] 、固相線温度近くまたはそれ以下1000℃（固相線）であり、これらの値は他の一般的な火成岩よりも高い。[49]
ソレアイト質玄武岩の大部分はマントル内の約50～100 kmの深さで形成されます。多くのアルカリ玄武岩はより深いところで形成され、おそらく150～200 kmの深さで形成される可能性があります。[50] [51]高アルミナ玄武岩の起源は依然として議論の的となっており、一次溶融物なのか、他の種類の玄武岩から分留によって生成されたものなのかについては意見が分かれています。[52] : 65
地球化学
最も一般的な火成岩と比較して、玄武岩の組成はMgOとCaOに富み、SiO 2とアルカリ酸化物、すなわちNa 2 O + K 2 OはTAS分類と一致して低い。玄武岩は、ピクロ玄武岩やほとんどのベイサナイトやテフライトよりも多くのシリカを含みますが、玄武岩質安山岩よりも少ないです。玄武岩は、粗面玄武岩やほとんどのベイサナイトやテフライトよりもアルカリ酸化物の総含有量が低いです。 [6]
玄武岩の一般的な組成は、SiO2が45～52重量％、アルカリ分が2～5重量％、[ 6] TiO2が0.5～2.0重量％、FeOが5～14重量％、 Al2O3が14重量％以上です。CaOの含有量は通常10重量％近く、MgOの含有量は通常5～12重量％の範囲です。[53]
高アルミナ玄武岩はアルミニウム含有量が17～19重量％Al 2 O 3で、ボニナイトはマグネシウム（MgO）含有量が最大15％です。アルカリ玄武岩に似た、まれに長石質に富む苦鉄質岩は、Na 2 O + K 2 O含有量が12％以上になることがあります。 [54]
ランタノイドまたは希土類元素（REE）の存在量は、溶融物が冷却されるにつれて鉱物の結晶化の歴史を説明するのに役立つ有用な診断ツールになり得る。特に、他のREEと比較したユーロピウムの相対的な存在量はしばしば著しく高いか低いため、ユーロピウム異常と呼ばれる。これは、3+陽イオンのみを形成する傾向がある他のランタノイドとは異なり、斜長石長石ではEu 2+がCa 2+を置換できるため発生する。[55]
中央海嶺玄武岩（MORB）とその貫入岩である斑れい岩は、中央海嶺で形成される特徴的な火成岩である。これらは、総アルカリおよび不適合微量元素が特に低いソレアイト玄武岩であり、マントルまたはコンドライトの値に標準化された比較的平坦な REE パターンを示す。対照的に、アルカリ玄武岩は、軽 REE が非常に豊富で、REE およびその他の不適合元素がより多く含まれる標準化パターンを示す。MORB 玄武岩はプレートテクトニクスを理解するための鍵と考えられているため、その組成は盛んに研究されてきた。MORB の組成は、他の環境で噴出した玄武岩の平均組成と比較して独特であるが、均一ではない。たとえば、組成は大西洋中央海嶺に沿った位置によって変化し、組成は異なる海洋盆地で異なる範囲を定義する。[56]中央海嶺玄武岩は、通常の玄武岩（NMORB）と不適合元素がわずかに多い玄武岩（EMORB）に分類されています。[57]
玄武岩中のストロンチウム、ネオジム、鉛、ハフニウム、オスミウムなどの元素の同位体比は、地球のマントルの進化を知るために盛んに研究されてきました。[58] 3 He / 4 Heなどの希ガスの同位体比も非常に価値があります。たとえば、中央海嶺ソレアイト玄武岩の同位体比は6～10（大気の値に標準化）ですが、マントルプルームに由来すると考えられる海洋島玄武岩では15～24以上になります。[59]
玄武岩質マグマを生成する部分溶融の源岩には、おそらくペリドタイトと輝岩の両方が含まれる。[60]
形態とテクスチャ
玄武岩の形状、構造、質感は、それがどのように、どこで噴火したかを示す診断材料です。例えば、海に噴出したのか、爆発的な火山灰噴火なのか、それともハワイの玄武岩噴火の典型的なイメージである、這うようなパホエホエ溶岩流なのか。[61]
地上噴火
大気中で噴火する玄武岩は、スコリア、灰または噴石（角礫岩）、[62]および溶岩流の3つの異なるタイプの溶岩または火山堆積物を形成します。 [63]
地上の溶岩流や噴石丘の頂上にある玄武岩は、高度に発泡していることが多く、岩石に軽い「泡のような」質感を与えています。[64]玄武岩の噴石は、輝石などの風化した鉄分を多く含む鉱物から生じた酸化鉄によって赤色になることがよくあります。[65]
ハワイでは、厚く粘性のある玄武岩質溶岩からなるブロック状の火山灰と角礫岩の「アア」型の流れがよく見られます。パホエホエは流動性が高く高温の玄武岩で、薄い溶岩のエプロンを形成して空洞を埋め、時には溶岩湖を形成する傾向があります。溶岩洞はパホエホエ噴火の一般的な特徴です。[63]
玄武岩質凝灰岩や火砕岩は、玄武岩質溶岩流ほど一般的ではありません。通常、玄武岩は高温で流動性があり、十分な圧力がかかって爆発的な溶岩噴火を起こすことはありませんが、時折、溶岩が火山の喉部に閉じ込められ、火山ガスが蓄積することで爆発的な溶岩噴火が起きることがあります。ハワイのマウナ・ロア火山は19世紀にこの方法で噴火し、ニュージーランドのタラウェラ山も1886年に激しい噴火を起こしました。マール火山は、小規模な玄武岩凝灰岩の典型で、玄武岩が地殻を突き破って爆発的に噴火して形成され、混合玄武岩と壁岩の角礫岩のエプロンと、火山から離れたところに玄武岩凝灰岩の扇状地を形成します。[66]
残存小胞では扁桃体構造が一般的であり、ゼオライト、石英、方解石の美しく結晶化した種が頻繁に発見されます。[67]
柱状玄武岩
厚い溶岩流が冷却する過程で、収縮節理または亀裂が形成される。[68]溶岩流が比較的急速に冷却されると、大きな収縮力が蓄積される。溶岩流は垂直方向には亀裂を生じずに収縮できるが、亀裂が形成されない限り水平方向の収縮には容易に対応できない。発達する広範囲の亀裂ネットワークは柱の形成をもたらす。これらの構造、すなわち玄武岩柱は、主に断面が六角形であるが、3～12辺以上の多角形も観察される。[69]柱の大きさは冷却速度に大まかに依存する。冷却が非常に速いと非常に小さい（直径1cm未満）柱になる可能性があり、冷却が遅いと大きな柱が生成される可能性が高い。[70]
海底噴火
海底玄武岩の噴火の特徴は、主に水深によって決まります。圧力が上昇すると揮発性ガスの放出が制限され、噴火が噴火するからです。[71] 500メートル（1,600フィート）以上の深さでは、玄武岩質マグマに関連する爆発活動は抑制されると推定されています。[72]この深さより上では、海底噴火は爆発的になることが多く、玄武岩流ではなく火砕岩を生成する傾向があります。 [73]スルツェイアン噴火と呼ばれるこれらの噴火は、大量の蒸気とガス、および大量の軽石の生成が特徴です。[74]
枕状玄武岩
玄武岩が水中で噴出したり海に流れ込んだりすると、水との接触により表面が冷やされ、溶岩は特徴的な枕状になり、その枕状を貫いて熱い溶岩が砕けて別の枕状になる。この「枕状」の質感は水中の玄武岩の流れに非常によく見られ、古代の岩石で見つかった場合は水中噴火環境の診断となる。枕状は通常、細粒の核とガラス質の殻から成り、放射状の節理がある。個々の枕状の大きさは10cmから数メートルまで様々である。[75]
パホエホエ溶岩が海に入ると、通常は枕状玄武岩を形成する。しかし、アアが海に入ると沿岸円錐丘を形成する。これは、ブロック状のアア溶岩が海に入り、蓄積した蒸気から爆発したときに形成された凝灰岩の破片の小さな円錐形の集積である。 [76]
大西洋に浮かぶスルツェイ島は、1963年に海面を突破した玄武岩の火山である。スルツェイ島の噴火の初期段階は、マグマが非常に流動的であったため爆発性が高く、沸騰した蒸気によって岩石が吹き飛ばされ、凝灰岩と噴石丘が形成された。その後、これは典型的なパホエホエ型の挙動に移行した。[77] [78]
火山ガラスは、特に溶岩流の急速に冷却された表面の皮として存在する可能性があり、一般的には（ただし必ずしもそうではないが）水中噴火と関連している。[79]
枕状玄武岩は氷河下の火山噴火によっても生成される。[79]
分布
地球
玄武岩は地球上で最も一般的な火山岩の種類であり、地球上のすべての火山岩の90％以上を占めています。[80]海洋プレートの地殻部分は主に玄武岩で構成されており、海嶺の下の湧昇するマントルから生成されます。[81]玄武岩はまた、ハワイ諸島、[34] 、フェロー諸島、[ 82]、レユニオン島など、多くの海洋島の主要な火山岩です。[83]地質学者は、年間約20の火山で玄武岩溶岩の噴火を観察しています。[84]
玄武岩は、大規模な火成岩地域に最もよく見られる岩石です。これらには、陸上で発見された最も体積の大きい玄武岩である大陸性洪水玄武岩が含まれます。 [35]大陸性洪水玄武岩の例には、インドのデカン高原、[85]カナダのブリティッシュコロンビア州のチルコティン層群、[86] ブラジルのパラナ高原、[ 87 ]ロシアのシベリア高原、[88]南アフリカのカルー洪水玄武岩地域、[ 89 ]ワシントン州とオレゴン州のコロンビア川高原などがあります。[90]玄武岩は、イスラエルとシリアの東ガリラヤ、ゴラン高原、バシャンの広い地域にも広く分布しています。[91]
玄武岩は火山弧の周辺、特に薄い地殻にある火山弧の周辺でもよく見られます。[92]
古代先カンブリア時代の玄武岩は、通常、褶曲帯と衝上断層帯でのみ発見され、しばしば激しく変成されている。これらは緑色岩帯として知られている。[93] [94]これは、玄武岩の低度変成作用により緑泥石、アクチノ閃石、緑簾石などの緑色鉱物が生成されるからである。 [95]
太陽系の他の天体
玄武岩は地球の地殻の大部分を形成するだけでなく、太陽系の他の部分でも発生します。玄武岩はイオ（木星の3番目に大きい衛星）でよく噴火しますが、[96]月、火星、金星、小惑星ベスタでも形成されています。
月
地球の月である月の海に見える暗い部分は、洪水による玄武岩質溶岩流の平原である。これらの岩石は、有人アメリカのアポロ計画とロボットによるロシアのルナ計画の両方で採取され、月の隕石の中に含まれていた。[97]
月の玄武岩は、主に鉄含有量が高い点で地球の玄武岩と異なり、通常、FeO が約 17 ～ 22 重量% の範囲です。また、チタンの濃度も幅広く、鉱物イルメナイトに含まれています[98] [99]。TiO 2 が1 重量% 未満から約 13 重量% の範囲です。伝統的に、月の玄武岩はチタン含有量に応じて分類され、高チタン、低チタン、極低チタンと名付けられています。しかし、クレメンタイン計画で得られたチタンの地球化学地図は、月の海がチタン濃度の連続体を持ち、最も高い濃度が最も少ないことを示しています。[100]
月の玄武岩は、衝撃変成作用、地球の玄武岩に典型的な酸化の欠如、そして水分の完全な欠如など、異様な組織と鉱物学を示す。[101]月の玄武岩のほとんどは約30億年から35億年前に噴火したが、最も古いサンプルは42億年前のものであり、クレーターを数える年代測定法に基づく最も新しい流動は、わずか12億年前に噴火したと推定されている。[102]
金星
1972年から1985年にかけて、5機のベネラと2機のベガ着陸機が金星の表面に到達し、蛍光X線とガンマ線分析による地球化学測定を行った。その結果、着陸地点の岩石はソレアイト質玄武岩と高アルカリ性玄武岩の両方を含む玄武岩であることがわかった。着陸機は、レーダー信号が玄武岩質溶岩流のものである平野に着陸したと考えられている。これらは金星の表面の約80%を占めている。いくつかの場所では、風化していない玄武岩と一致する高い反射率を示しており、過去250万年以内に玄武岩質の火山活動があったことを示している。[103]
火星
玄武岩は火星の表面によく見られる岩石で、火星の表面から送られてきたデータ[104]や火星隕石[ 105] [106]からもそのことが分かっています。
ベスタ
ハッブル宇宙望遠鏡によるベスタの画像の分析によると、この小惑星は玄武岩質の地殻を持ち、その地殻から生じた角礫化した表土で覆われていることが示唆されている。 [107]地球上の望遠鏡とドーン計画の証拠は、ベスタが玄武岩質の特徴を持つHED隕石の起源であることを示唆している。 [108]ベスタは、小惑星帯の玄武岩質小惑星の主な供給源である。[109]
イオ
溶岩流はイオの主要な火山地帯である。[110]ボイジャーの画像の分析により、科学者はこれらの溶岩流が主に溶融硫黄のさまざまな化合物で構成されていると信じるようになった。しかし、その後の地球ベースの赤外線研究とガリレオ宇宙船の測定により、これらの溶岩流は苦鉄質から超苦鉄質の組成を持つ玄武岩質溶岩で構成されていることが示された。[111]この結論は、イオの「ホットスポット」または熱放出場所の温度測定に基づいており、少なくとも 1,300 K、一部は 1,600 K の温度を示唆している。[112]噴火温度が 2,000 K に近づくと示唆した最初の推定値[113]は、温度をモデル化するために間違った熱モデルが使用されたため、その後過大評価であることが判明した。[112] [114]
玄武岩の変質
風化
地表に露出している花崗岩に比べ、玄武岩の露頭は比較的急速に風化します。これは、花崗岩よりも高温で、水蒸気の少ない環境で結晶化した鉱物が含まれていることを反映しています。これらの鉱物は、地表のより寒く湿った環境では安定性が低くなります。玄武岩の細かい粒子と、粒子の間に時々見られる火山ガラスも風化を早めます。玄武岩は鉄分を多く含むため、湿度の高い気候では風化した表面にヘマタイトやその他の鉄の酸化物や水酸化物の厚い地殻が蓄積し、岩石が茶色から赤錆色に染まります。[115] [116] [117] [118]ほとんどの玄武岩はカリウム含有量が低いため、風化により、カリウムを多く含む粘土(イライト) ではなく、カルシウムを多く含む粘土(モンモリロナイト)に変わります。さらに風化が進むと、特に熱帯気候では、モンモリロナイトはカオリナイトまたはギブサイトに変化します。これにより、ラテライトとして知られる独特の熱帯土壌が生成されます。[115]最終的な風化生成物は、アルミニウムの主鉱石であるボーキサイトです。 [119]
化学的風化によって、カルシウム、ナトリウム、マグネシウムなどの水溶性陽イオンも放出され、玄武岩質地域に酸性化に対する強力な緩衝能力を与えます。[120]玄武岩によって放出されたカルシウムは大気中のCO2と結合してCaCO3を形成し、 CO2トラップとして機能します。[121]
変成作用
玄武岩は高熱や高圧によって変成岩に変化します。変成作用の温度と圧力に応じて、緑色片岩、両閃岩、エクロジャイトなどになります。玄武岩は変成地域における重要な岩石です。なぜなら、玄武岩は変成作用の条件が地域に影響を与えたかどうかに関する重要な情報を提供できるからです。 [122]
変成玄武岩は、金、銅、火山性塊状硫化物などの鉱床を含む様々な熱水 鉱石の重要なホストです。[123]
玄武岩の上の生命
海底火山玄武岩に共通する腐食特性は、微生物の活動が玄武岩と海水の間の化学交換において重要な役割を果たしている可能性を示唆している。玄武岩に含まれる還元鉄 Fe(II) とマンガン Mn(II) の多量は、細菌の潜在的なエネルギー源となる。硫化鉄表面から培養された一部の Fe(II) 酸化細菌は、玄武岩を Fe(II) 源として生育することもできる。[124] Fe および Mn 酸化細菌は、カマエワカナロア海山(旧ロイヒ)の風化した海底玄武岩から培養されている。 [125]細菌が玄武岩ガラス (したがって海洋地殻) と海水の化学組成を変化させる影響は、これらの相互作用が熱水噴出孔を生命の起源に応用することにつながる可能性があることを示唆している。[126]
用途
玄武岩は建築（例えば、建築ブロックや土台として）[127] 、玉石（柱状玄武岩から）[128] 、彫像の作成に使用されます。[129] [130]玄武岩を加熱して押し出すと、優れた断熱材となる可能性のある石綿が得られます。[131] [132] [133] [134]
玄武岩の炭素隔離は、人間の工業化によって生成された二酸化炭素を大気から除去する手段として研究されてきました。世界中の海に散在する水中玄武岩の堆積物は、水が大気中への二酸化炭素の再放出に対する障壁として機能するという追加の利点があります。[ 135] [136]
参照
- 玄武岩扇状構造 – 岩石形成
- 玄武岩繊維 – 溶融した玄武岩から紡がれた構造繊維
- 二峰性火山活動 – 単一の火山中心部から苦鉄質溶岩と珪長質溶岩の両方が噴出する
- 深成岩説 – 地球の火成岩は溶融物質の凝固によって形成されたという地質学の理論
- 多圧溶融 – 玄武岩質マグマの起源モード
- シールド火山 – 低層の火山で、通常はほぼ完全に流動性の溶岩流で形成されます。
- スピライト – 海洋玄武岩の変質によって生じた細粒の火成岩
- シデロメラン – ガラス質玄武岩質火山ガラス
- 火山 – 惑星の地殻が破裂し、物質が噴出する
地質学ポータル
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出典
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さらに読む
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- ホール、アンソニー (1996)。火成岩学。ハーロウ：ロングマン サイエンティフィック & テクニカル。ISBN 978-0-582-23080-4。
- ジーゲスムント、ジークフリート、スネスラゲ、ロルフ編 (2013)。建築における石材の特性、耐久性(第 3 版)。Springer Science & Business Media。ISBN 978-3-662-10070-7。
- ヤング、デイビス A. (2003)。『マグマを超える心：火成岩石学の物語』プリンストン、ニュージャージー：プリンストン大学出版局。ISBN 978-0-691-10279-5。
外部リンク
ウィキメディア・コモンズには、玄武岩に関連するメディアがあります。
- 玄武岩の柱
- 北アイルランドの玄武岩 2021年2月24日アーカイブウェイバックマシン
- 溶岩と水の境界
- PetDB、岩石学データベース
- 月の岩石と海の玄武岩の岩石学
- 枕状溶岩 USGS