石英斑岩

石英斑岩は、簡単に言えば、石英の大きな斑状結晶を含む火山（火成）岩の一種です。^{[1] [2]これらの岩石は}半結晶性酸性岩に分類されます。

石英結晶は、通常、微結晶または珪長質構造の細粒マトリックス内に存在する。標本では、石英は小さな丸みを帯びた、透明で灰色がかったガラス質の泡状結晶として現れ、これは吸収または腐食によって縁と角が丸くなった二重六角錐の結晶である。顕微鏡下では、丸みを帯びた基質または流体空洞を含むことがよく見られ、これは多くの場合、完全な石英結晶に似た規則的な輪郭を持つ負の結晶である。後者の多くは、液体炭酸とガスの泡を含み、高倍率で振動運動を呈することがある。^[3]

石英に加えて、通常は長石の斑晶があり、そのほとんどは正長石ですが、さまざまな量の斜長石が含まれていることがよくあります。長石は通常、その内部全体に二次カオリンと白雲母が形成されるため、満ちて曇っています。長石の結晶は石英の結晶よりも大きく、長さが2インチに達することもあります。標本には、六角形の板である黒雲母の鱗片が見られることも珍しくなく、風化して緑泥石と緑簾石の混合物になることがあります。^[3]

アパタイト、磁鉄鉱、ジルコンは、いずれも小さいがしばしば完全な結晶をしており、石英斑岩のほぼ普遍的な鉱物である。粉砕された塊は結晶が細かく、肉眼では通常、一般的な土器に似た鈍い外観をしており、灰色、緑色、赤みがかった色、または白色である。冷却中に流れて縞模様や縞模様になることも多いが、一般的にこれらの岩石は気泡状ではない。^[3]

顕微鏡で確認できる主な種類は、長石質と微結晶質の 2 つです。前者は成分が非常に細かいため、最も薄い切片では顕微鏡で判別できません。これらの岩石の一部は真珠岩または球晶質構造を示し、このような岩石はおそらく元々ガラス質(黒曜石またはピッチストーン) でしたが、時間の経過と変質のプロセスにより、ゆっくりと非常に微細な結晶状態になりました。この変化は失透と呼ばれ、本質的に不安定なガラスでは一般的なことです。より微細な石英斑岩の多くは、元の長石の分解 (カオリン化) によって遊離したシリカから生成された石英、玉髄、オパールによってある程度珪化または含浸されています。この再堆積したシリカは、不定形の鉱脈や斑点を形成したり、交代作用によって岩石のかなりの領域を物理的に置き換えたりすることがあります。オパールは非晶質で、カルセドニーは微細結晶で、偏光すると美しい黒十字を呈する球状成長を呈することが多い。微結晶質基質は、顕微鏡で薄片に切り分けて構成鉱物に分解できるものである。それらは本質的に石英と長石から成り、非常に不規則な形状の粒子（微小花崗岩質）であることが多い。^[3]

他の場合には、これら 2 つの鉱物は図形的に連晶しており、非常に細い繊維からなる球晶が放射状に成長していることが多い。このタイプはグラノフィリックとして知られている。マトリックスに小さな丸い、または形のない石英の斑点があり、その中に多くの長方形の長石が埋め込まれているグループもある。この構造はマイクロポイキリティックと呼ばれ、一次構造であることが多いが、基質に新しい石英が堆積する二次的な変化によって発達することもある。全体として、微結晶の基質を持つ石英斑岩は貫入起源の岩石である。エルヴァンは、コーンウォールで岩脈として発生する石英斑岩に地元で付けられた名前である。その多くは、マトリックスに無色の白雲母の鱗片や青いトルマリンの微細な針が含まれている。これらの岩石には蛍石やカオリンも含まれており、これらの鉱物はすべて、斑岩が固まった後、おそらく完全に冷却される前に浸透した蒸気による空気分解作用によるものである。古代の流紋岩質石英斑岩の多くは、風化した表面に多数の球状の突起が見られる。それらの直径は数インチになることもあり、このサイズから 1 インチのごくわずかな部分までさまざまである。ハンマーで叩くと、縁が亀裂で区切られているかのように、母岩から簡単に剥がれることがある。それらが横に割れている場合、その内部は二次的な石英、玉髄、または瑪瑙で満たされているのが見られることが多い。それらのいくつかは中央に空洞があり、しばしば石英結晶の堆積物がある。また、二次生成物で占められた丸い亀裂や暗い線が連続していることもよくある。これらの構造を持つ岩石は、北ウェールズとカンバーランドで一般的であり、ジャージー、ヴォージュ、ハンガリーでも見られる。それらをパイロメリドと呼ぶことが提案されている。^[3]

これらの球状岩石の起源については多くの議論がなされてきたが、そのほとんどはもともと球晶であり、分解と珪化によって大きな変化を受けたことは一般的に認められている。古生代および先カンブリア代の岩石に含まれる古い石英斑岩の多くは、地殻変動の影響を受け、破砕や剪断を受けている。このようにして片岩となり、長石から絹雲母の微細な板が形成され、場合によっては非常に雲母片岩に似た外観を呈する。元の岩石に斑晶がなかった場合、非常に完全な雲母片岩が生成されることがあり、これは堆積性片岩とほとんど区別がつかないが、火成岩にはアルカリがより多く含まれているため化学的には多少異なる。斑晶が存在した場合、周囲をマトリックスが流れる際に丸くなり引き離されるものの、斑晶は残ることが多い。石英中のガラス質または珪長質の囲いは、その岩石が火成岩起源であることを強く示唆する。このような斑岩片岩は、斑状岩または斑状片岩と呼ばれ、米国ではアポリュライトという名前が使われている。これらは、アルプス、ウェストファリア、チャーンウッド（イングランド）、ペンシルベニアの一部でよく知られている。スウェーデンのハレフリンタスも、部分的には、縞状の片岩または粒状の組織を持つ酸性火成岩である。石英斑岩は、貫入岩または古生代溶岩のいずれかであることによって流紋岩と区別される。第三紀の酸性溶岩はすべて流紋岩に含まれる。貫入石英斑岩は、花崗岩斑岩としても同様によく説明される。^[3]