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火成岩（igneousはラテン語のigneus「燃えるような」に由来）またはマグマ岩は、堆積岩と変成岩と並ぶ3つの主要な岩石タイプの1つです。火成岩は、マグマまたは溶岩が冷えて固まることによって形成されます。
マグマは、地球型惑星のマントルまたは地殻に存在する岩石の部分溶融によって生成される。通常、溶融は、温度上昇、圧力低下、または組成変化の3つのプロセスのうち1つ以上によって引き起こされる。岩石への固化は、地表下で貫入岩として、または地表で噴出岩として起こる。火成岩は、結晶化を伴って粒状結晶岩を形成する場合と、結晶化を伴わずに天然ガラスを形成する場合がある。
火成岩は、楯状地、台地、造山帯、盆地、大規模火成岩地域、広範囲にわたる地殻、海洋地殻など、幅広い地質学的環境に分布している。
火成岩と変成岩は、地球の地殻の最上部16 キロメートル (9.9マイル)の体積の 90 ～ 95% を占めています。 [ 1 ]火成岩は、地球の現在の陸地表面の約 15% を形成しています。[注 1 ]地球の海洋地殻の大部分は火成岩でできています。
火成岩は地質学的にも重要である。その理由は以下の通りである。
火成岩は、貫入岩（深成岩および半深成岩）または噴出岩（火山岩）のいずれかに分類される。
貫入岩は火成岩の大部分を占め、惑星の地殻内でマグマが冷えて固まって形成されます。貫入岩体は貫入岩体と呼ばれ、既存の岩石（母岩と呼ばれる）に囲まれています。母岩は優れた断熱材であるため、マグマはゆっくりと冷え、貫入岩体は粗粒（顕晶質）になります。このような岩石中の鉱物粒子は、一般的に肉眼で識別できます。貫入岩体は、貫入岩体の形状と大きさ、および貫入先の母岩の層理との関係によって分類できます。典型的な貫入岩体には、バソリス、ストック、ラコリス、シル、ダイクなどがあります。一般的な貫入岩には、花崗岩、斑れい岩、閃緑岩などがあります。
主要な山脈の中心部は、貫入火成岩で構成されている。これらの中心部（バソリスと呼ばれる）は、浸食によって露出すると、地球表面の広大な領域を占めることがある。
地殻の深部で形成される貫入火成岩は、深成岩（または深海岩）と呼ばれ、通常は粗粒です。地表近くで形成される貫入火成岩は、準火山岩または半深成岩と呼ばれ、通常ははるかに細粒で、しばしば火山岩に似ています。[ 8 ]半深成岩は深成岩や火山岩よりも一般的ではなく、しばしば岩脈、岩床、ラコリス、ロポリス、またはファコリスを形成します。
噴出性火成岩、別名火山岩は、地球表面で溶融したマグマが冷えて固まることによって形成されます。割れ目や火山噴火によって地表に運ばれたマグマは急速に固まります。そのため、このような岩石は粒が細かく（隠微晶質）、あるいはガラス質です。玄武岩は最も一般的な噴出性火成岩であり[ 9 ] 、溶岩流、溶岩シート、溶岩台地を形成します。玄武岩の中には固まって長い多角形の柱を形成するものもあります。北アイルランドのアントリムにあるジャイアンツ・コーズウェーはその一例です。
溶融した岩石は、通常、懸濁した結晶と溶解したガスを含んでおり、マグマと呼ばれます。[ 10 ]マグマは、それが抽出された岩石よりも密度が低いため上昇します。[ 11 ]マグマが地表に達すると、溶岩と呼ばれます。[ 12 ]火山が空中に噴火することを地表噴火と呼び、海底で起こる噴火を海底噴火と呼びます。ブラックスモーカーや中央海嶺玄武岩は、海底火山活動の例です。[ 13 ]
火山が毎年噴出する噴出岩の量は、地殻構造によって変化する。噴出岩は、以下の割合で生成される。[ 14 ]
溶岩の挙動は、温度、組成、結晶含有量によって決まる粘度に依存します。高温のマグマ（そのほとんどは玄武岩質）は、濃い油のような挙動を示し、冷えると糖蜜のような粘性になります。パホイホイ溶岩面を持つ長く細い玄武岩溶岩流はよく見られます。安山岩などの中間組成のマグマは、火山灰、凝灰岩、溶岩が混ざり合ったスコリア丘を形成する傾向があり、噴火時には濃い冷たい糖蜜やゴムのような粘性を持つことがあります。流紋岩などの珪長質マグマは通常低温で噴火し、玄武岩の最大10,000倍の粘性があります。流紋岩質マグマを持つ火山は一般的に爆発的に噴火し、流紋岩質溶岩流はマグマの粘性が非常に高いため、通常は範囲が限られ、縁が急峻です。[ 15 ]
珪長質および中間質のマグマが噴火すると、溶存ガス（通常は水蒸気だが二酸化炭素も含む）の放出によって爆発が引き起こされ、激しく噴火することが多い。爆発的に噴出した火砕物はテフラと呼ばれ、凝灰岩、凝灰岩、溶結凝灰岩が含まれる。細かい火山灰も噴出し、灰凝灰岩堆積物を形成し、しばしば広大な地域を覆うことがある。[ 16 ]
火山岩はほとんどが細粒またはガラス質であるため、異なる種類の噴出火成岩を区別することは、異なる種類の貫入火成岩を区別することよりもはるかに困難です。一般的に、細粒の噴出火成岩の鉱物成分は、岩石の薄片を顕微鏡で観察することによってのみ決定できるため、通常は野外で大まかな分類しか行うことができません。IUGSでは鉱物組成による分類が推奨されていますが、これは多くの場合非現実的であり、代わりにTAS 分類を使用して化学分類が行われます。[ 17 ]
火成岩は、産状、組織、鉱物組成、化学組成、および火成岩体の形状に基づいて分類される。
多種多様な火成岩の分類は、それらが形成された条件に関する重要な情報を提供する。火成岩の分類に使用される重要な変数は、主に冷却履歴に依存する粒径と、岩石の鉱物組成である。長石、石英または準長石、橄欖石、輝石、角閃石、雲母は、ほぼすべての火成岩の形成において重要な鉱物であり、これらの岩石の分類の基本となる。存在するその他の鉱物は、ほぼすべての火成岩において非必須とみなされ、副成分鉱物と呼ばれる。他の必須鉱物を含む火成岩の種類は非常にまれであるが、必須炭酸塩を含むカーボナタイトなどがある。[ 17 ]
簡略化された組成分類では、火成岩の種類はボーエン系列のケイ酸塩鉱物の豊富さに基づいて、珪長質岩または苦鉄質岩に分類されます。石英、斜長石、アルカリ長石、白雲母が主成分の岩石は珪長質岩です。苦鉄質岩は主に黒雲母、角閃石、輝石、橄欖石で構成されています。一般的に、珪長質岩は明るい色で、苦鉄質岩は暗い色をしています。[ 18 ]
組織分類では、肉眼で見えるほど大きな結晶を持つ火成岩は顕晶質と呼ばれ、肉眼では見えないほど小さな結晶を持つ火成岩は隠晶質と呼ばれます。一般的に、顕晶質は貫入起源または深成起源を意味し、ゆっくりとした冷却を示します。隠晶質は噴出起源または火山起源であり、急速な冷却を示します。[ 18 ]
より細かい粒状の基質に、より大きくはっきりと識別できる結晶が埋め込まれた火成岩は斑岩と呼ばれます。斑状組織は、マグマの主塊が基質と呼ばれるより細かい粒状の均質な物質として結晶化する前に、斑晶と呼ばれるより大きな結晶がかなりの大きさに成長するときに形成されます。火成岩の粒度は冷却時間によって決まるため、斑状岩はマグマが2つの異なる冷却段階を経たときに形成されます。[ 18 ]
火成岩は、組織と組成に基づいて分類されます。組織とは、岩石を構成する鉱物粒子の大きさ、形状、配列を指します。
火山岩の命名において、組織は重要な基準となります。鉱物粒子の大きさ、形状、配向、分布、および粒子間の関係を含む火山岩の組織によって、その岩石が凝灰岩、火砕溶岩、または単純な溶岩のいずれに分類されるかが決まります。しかし、組織は火山岩の分類において補助的な要素に過ぎません。なぜなら、極めて微細な基質を持つ岩石や、火山灰から形成される可能性のある降下凝灰岩からは、多くの場合、化学的な情報が必要となるからです。
貫入岩の分類においては、鉱物の大部分が肉眼で、あるいは少なくともルーペ、拡大鏡、顕微鏡で確認できるため、組織的基準はそれほど重要ではありません。深成岩は、組織的多様性が少なく、特徴的な構造を示す傾向も低い傾向があります。組織用語は、大きな深成岩体の斑状縁辺部、斑岩岩体、準火山岩脈など、大きな深成岩体の異なる貫入段階を区別するために使用できます。深成岩の分類には、鉱物学的分類が最もよく使用されます。火山岩の分類には、斑晶の種類を接頭辞として用いる化学分類が好まれます。例えば、「カンラン石含有ピクライト」や「正長石斑状流紋岩」などです。
IUGSは、可能な限り火成岩を鉱物組成によって分類することを推奨しています。これは粗粒の貫入火成岩では簡単ですが、細粒の火山岩では顕微鏡で薄片を検査する必要がある場合があり、ガラス質の火山岩では不可能な場合があります。その場合、岩石は化学的に分類する必要があります。[ 19 ]
貫入岩の鉱物学的分類は、まずその岩石が超苦鉄質岩、カーボナタイト、またはランプロファイアであるかを判断することから始まります。超苦鉄質岩は、角閃石、輝石、または橄欖石などの鉄とマグネシウムに富む鉱物を90%以上含み、このような岩石には独自の分類体系があります。同様に、炭酸塩鉱物を50%以上含む岩石はカーボナタイトに分類され、ランプロファイアはまれな超カリウム岩です。どちらも詳細な鉱物学に基づいてさらに分類されます。[ 20 ]
大多数の場合、岩石はより典型的な鉱物組成を持ち、石英、長石、または準長石が相当量含まれています。分類は、岩石全体のうちこれらの鉱物で構成される割合に基づいており、存在する他のすべての鉱物は無視されます。これらの割合によって岩石はQAPF 図上のどこかに配置され、多くの場合、岩石の種類がすぐに決定されます。閃緑岩-斑れい岩-灰長岩領域などのいくつかのケースでは、最終的な分類を決定するために追加の鉱物学的基準を適用する必要があります。[ 20 ]
火山岩の鉱物組成が判明している場合は、同じ手順で分類されますが、火山岩の種類に対応する領域を持つ修正されたQAPF図が使用されます。[ 20 ]
火山岩を鉱物学的に分類することが実際的でない場合、化学的に分類する必要がある。
一般的な火成岩の形成において重要な鉱物は比較的少ない。なぜなら、鉱物が結晶化するマグマには、ケイ素、酸素、アルミニウム、ナトリウム、カリウム、カルシウム、鉄、マグネシウムといった特定の元素しか含まれていないからである。これらの元素が結合してケイ酸塩鉱物を形成し、これが火成岩全体の90%以上を占める。火成岩の化学組成は、主要元素、微量元素、および痕跡元素で異なる方法で表される。主要元素と微量元素の含有量は、慣習的に酸化物の重量パーセントで表される（例：SiO₂ 51% 、TiO₂ 1.50% ）。痕跡元素の存在量は、慣習的に重量百万分率で表される（例：Ni 420 ppm、Sm 5.1 ppm）。 「微量元素」という用語は、通常、ほとんどの岩石に100 ppm以下の濃度で存在する元素に使用されますが、一部の岩石には1,000 ppmを超える濃度で存在する微量元素もあります。岩石組成の多様性は、膨大な量の分析データによって定義されています。米国国立科学財団が運営するサイト（EarthChemへの外部リンクを参照）を通じて、23万件以上の岩石分析データにアクセスできます。
最も重要な構成要素はシリカ（SiO₂ ）であり、石英として存在する場合もあれば、長石やその他の鉱物として他の酸化物と結合している場合もある。貫入岩と火山岩は、総シリカ含有量に基づいて化学的に大まかなカテゴリーに分類される。
この分類は以下の表にまとめられています。
アルカリ金属酸化物（Na₂OとK₂Oの合計）の割合は、火山岩の化学的分類においてシリカに次いで重要です。シリカとアルカリ金属酸化物の割合は、火山岩をTAS図上に配置するために使用され、これによりほとんどの火山岩を即座に分類できます。粗面安山岩などの一部の岩石は、カリウムとナトリウムの比率によってさらに分類されます（カリウム質粗面安山岩はラタイト、ナトリウム質粗面安山岩はベンモレアイトです）。より苦鉄質の岩石の一部は、規範鉱物学によってさらに細分化または定義されます。規範鉱物学では、岩石の化学組成に基づいて、理想化された鉱物組成が計算されます。たとえば、バサナイトは、規範オリビン含有量が高いことでテフライトと区別されます。
基本的なTAS分類に対するその他の改良点としては、以下のものが挙げられる。
古い用語では、シリカが過飽和な岩石は、SiO₂が66%を超える場合、珪質岩または酸性岩と呼ばれ、最も珪質な岩石には石英岩という分類が用いられていました。ノルム長石類は、岩石をシリカ不飽和に分類します。例としてネフェリナイトが挙げられます。
マグマはさらに3つの系列に分類されます。
アルカリ系列は、TAS図上で他の2つの系列と区別でき、一定のシリカ含有量に対して総アルカリ酸化物の含有量が高いが、ソレアイト系列とカルクアルカリ系列はTAS図上でほぼ同じ位置を占める。これらは、総アルカリと鉄およびマグネシウム含有量を比較することによって区別される。[ 23 ]
これら３つのマグマ系列は、さまざまなプレートテクトニクス環境で発生する。ソレアイト質マグマ系列の岩石は、例えば、中央海嶺、背弧海盆、ホットスポットによって形成された海洋島、島弧、大陸の大規模火成岩地域で見られる。[ 24 ]
これら3つの系列はすべて、沈み込み帯で互いに比較的近い位置にあり、その分布は沈み込み帯の深さと年代に関連しています。ソレアイト質マグマ系列は、比較的浅い深度からのマグマによって形成された若い沈み込み帯の上部によく見られます。カルクアルカリ系列とアルカリ系列は成熟した沈み込み帯に見られ、より深い深度のマグマに関連しています。安山岩と玄武岩質安山岩は島弧で最も豊富な火山岩であり、これはカルクアルカリ質マグマを示しています。一部の島弧では火山系列が分布しており、日本の島弧系では、海溝からの距離が増加するにつれて火山岩がソレアイト—カルクアルカリ—アルカリに変化します。[ 25 ] [ 26 ]
火成岩の名称の中には、近代地質学以前に由来するものもあります。例えば、溶岩由来の岩石の特定の組成を表す玄武岩は、1546年にゲオルギウス・アグリコラが著した『化石の自然について』に由来します。[ 27 ]花崗岩という言葉は少なくとも1640年代に遡り、フランス語のgranitまたはイタリア語のgranitoに由来し、単に「粒状の岩」を意味します。[ 28 ]流紋岩という用語は、 1860年にドイツの旅行家で地質学者のフェルディナント・フォン・リヒトホーフェンによって導入されました。 [ 29 ] [ 30 ] [ 31 ]新しい岩石タイプの命名は19世紀に加速し、20世紀初頭にピークを迎えました。[ 32 ]
火成岩の初期分類の多くは、岩石の地質年代と産出に基づいていた。しかし、1902年にアメリカの岩石学者チャールズ・ホイットマン・クロス、ジョセフ・P・イディングス、ルイス・V・ピアソン、ヘンリー・スティーブンス・ワシントンは、既存の火成岩の分類はすべて破棄し、化学分析に基づく「定量的」分類に置き換えるべきだと提唱した。彼らは、既存の用語の多くがいかに曖昧で、しばしば非科学的であるかを示し、火成岩の化学組成が最も基本的な特性であるため、それを最優先すべきだと主張した。[ 33 ] [ 34 ]
岩石の種類を識別するためにこれまで受け入れられてきた基準である地質学的産状、構造、鉱物学的構成は、後景に追いやられた。完成した岩石分析は、まず、マグマが結晶化するときに形成されると予想される造岩鉱物、例えば、石英長石、カンラン石、アケルマン石、準長石、磁鉄鉱、コランダムなどの観点から解釈され、岩石はこれらの鉱物の相対的な割合に厳密に従ってグループ分けされる。[ 33 ]この新しい分類体系はセンセーションを巻き起こしたが、野外での有用性の欠如が批判され、1960年代までにこの分類体系は放棄された。しかし、規範鉱物学の概念は存続し、クロスとその共同研究者の研究は、新しい分類体系の急増を促した。[ 35 ]
これらの中には、火成岩をアルカリ系列、アルカリカルシウム系列、カルシウムアルカリ系列、カルシウム系列の 4 つの系列に分類した MA ピーコックの分類体系があった。[ 36 ]アルカリ系列の定義とカルシウムアルカリという用語は、広く使用されている[ 37 ]アーバイン・バラガー分類[ 38 ]の一部として、WQ ケネディのソレアイト系列[ 39 ]とともに引き続き使用されている。
1958年までに、約12の異なる分類体系と少なくとも1637の岩石タイプ名が使用されていました。同年、アルバート・シュトレッケイゼンは火成岩の分類に関するレビュー記事を執筆し、それが最終的にIUGG火成岩体系小委員会の設立につながりました。1989年までに単一の分類体系が合意され、2005年にさらに改訂されました。推奨される岩石名の数は316に削減されました。これには、小委員会によって公布されたいくつかの新しい名前が含まれています。[ 32 ]
地球の地殻は、大陸の下では平均約35キロメートル（22マイル）の厚さですが、海洋の下では平均わずか7～10キロメートル（4.3～6.2マイル）です。大陸地殻は主に堆積岩で構成され、その下にはグラニュライトや花崗岩など、多種多様な変成岩や火成岩からなる結晶質の基盤岩が存在します。海洋地殻は主に玄武岩と斑れい岩で構成されています。大陸地殻と海洋地殻はどちらも、マントルのかんらん岩の上に存在します。
岩石は、圧力の低下、組成の変化（例えば水の添加）、温度の上昇、あるいはこれらのプロセスの組み合わせによって溶融する可能性がある。
隕石衝突による溶融など、他のメカニズムは今日では重要性が低いものの、地球形成期における衝突は広範囲にわたる溶融を引き起こし、初期の地球の外側数百キロメートルはおそらくマグマの海であったと考えられている。過去数億年の間に発生した巨大隕石の衝突は、いくつかの大規模火成岩地域における広範囲な玄武岩質マグマ活動の原因の一つとして提唱されている。
減圧融解は圧力の低下によって起こる。[ 40 ]
ほとんどの岩石の固相線温度（岩石が完全に固体となる温度）は、水が存在しない状況では圧力の増加とともに上昇します。地球のマントル深部にあるかんらん岩は、より浅い層における固相線温度よりも高温である可能性があります。このような岩石が固体マントルの対流によって上昇すると、断熱過程で膨張するにつれてわずかに冷却されますが、その冷却速度は1キロメートルあたり約0.3 ℃に過ぎません。適切なかんらん岩サンプルを用いた実験的研究では、固相線温度が1キロメートルあたり3 ℃から4 ℃上昇することが示されています。岩石が十分に上昇すると、溶融が始まります。溶融した液滴は合体してより大きな塊となり、上方に貫入します。固体マントルの上昇に伴うこの溶融過程は、地球の進化において極めて重要です。
減圧融解は中央海嶺で海洋地殻を形成する。また、ヨーロッパ、アフリカ、太平洋の海底などのプレート内地域で火山活動を引き起こす。そこでは、マントルプルームの上昇（「プルーム仮説」）またはプレート内伸張（「プレート仮説」）のいずれかに起因するとされている。[ 41 ]
マグマの生成に最も大きく関与する岩石組成の変化は、水の添加である。水は、一定の圧力下で岩石の固相線温度を低下させる。例えば、深度約 100 キロメートルでは、過剰な 水が存在するとペリドタイトは 800 °C 付近で溶融し始めるが、 水がない場合は 1,500 °C 付近またはそれ以上で溶融し始める。[ 42 ]沈み込み帯では、水が海洋リソスフェアから押し出され、その上にあるマントルで溶融を引き起こす。玄武岩と安山岩からなる含水マグマは、沈み込み過程中の脱水作用の結果として直接的および間接的に生成される。このようなマグマ、およびそれらから派生したマグマは、環太平洋火山帯のような島弧を形成する。これらのマグマは、大陸地殻の重要な部分であるカルクアルカリ系列の岩石を形成する。
二酸化炭素の添加は、水の添加に比べてマグマ形成の相対的に重要性ははるかに低いが、シリカ不飽和マグマの生成は、マントル源領域における二酸化炭素が水よりも優勢であることに起因するとされている。二酸化炭素が存在する場合、実験では、ペリドタイトの固相線温度が、 深さ約70kmに相当する圧力の狭い圧力範囲で約200℃低下することが記録されている 。より深い場所では、二酸化炭素の影響は大きくなる可能性がある。深さ約200kmまででは 、炭酸塩ペリドタイト組成物の初期融解温度は、二酸化炭素のない同じ組成物の場合よりも450 ℃から600 ℃低いことが確認されている。 [ 43 ]ネフェリナイト、カーボナタイト、キンバーライトなどの岩石タイプのマグマは、深さ約70kmより深い場所で二酸化炭素がマントルに流入した後に生成される可能性があるものに含まれる。
温度上昇は、大陸地殻内でマグマが形成される最も典型的なメカニズムです。このような温度上昇は、マントルからのマグマの上方への貫入によって発生する可能性があります。また、プレート境界での圧縮によって厚くなった大陸地殻では、温度が地殻岩石の固相線を超えることもあります。インド大陸塊とアジア大陸塊の間のプレート境界は、よく研究されている例です。境界のすぐ北にあるチベット高原の地殻の厚さは約 80 キロメートルで、通常の大陸地殻の厚さの約 2 倍です。地磁気地電流データから推測される電気抵抗率の研究では、ケイ酸塩溶融物を含むと思われる層が検出され、チベット高原の南縁に沿って中層地殻内に少なくとも 1,000 キロメートルにわたって広がっています。[ 44 ]花崗岩と流紋岩は、温度上昇による大陸地殻の溶融の産物として一般的に解釈される火成岩の一種です。気温の上昇は、沈み込み帯に引きずり込まれた岩石圏の融解にも寄与する可能性がある。
ほとんどのマグマは、その形成過程のごく一部においてのみ完全に溶融状態にある。より一般的には、溶融物と結晶、そして時には気泡が混ざり合った状態である。溶融物、結晶、気泡は通常、密度が異なるため、マグマの進化に伴って分離することがある。
マグマが冷えると、通常、溶融物から異なる温度で鉱物が結晶化します（分別結晶作用）。鉱物が結晶化すると、通常、残余溶融物の組成が変化します。結晶が溶融物から分離すると、残余溶融物の組成は元のマグマとは異なります。例えば、斑れい岩質のマグマから、初期に形成された結晶がマグマから分離すると、花崗岩質の残余溶融物が生成される可能性があります。斑れい岩の液相線温度は1,200 ℃付近ですが、派生した花崗岩質の溶融物の液相線温度は700 ℃程度と低い場合があります。不適合元素は、分別結晶作用中のマグマの最後の残余物と、部分溶融中に生成される最初の溶融物に濃縮されます。どちらのプロセスも、不適合元素が一般的に濃集した岩石であるペグマタイトに結晶化するマグマを形成する可能性があります。ボーエンの反応系列は、マグマの分別結晶作用の理想的な順序を理解する上で重要です。単斜輝石温度圧力計は、特定の火成岩においてマグマの分化が起こった際の温度と圧力条件を決定するために用いられる。
マグマの組成は、部分溶融や分別結晶作用以外のプロセスによっても決定される。例えば、マグマは貫入した岩石と相互作用し、岩石を溶融させたり、反応したりする。組成の異なるマグマ同士が混ざり合うこともある。まれに、溶融物が組成の異なる2つの混ざり合わない溶融物に分離することもある。
