凝灰岩

凝灰岩は、火山噴火の際に火口から噴出した火山灰でできた岩石の一種です。噴出と堆積の後、火山灰は岩石化して固い岩石になります。^{[1] [2]} 75%以上の灰を含む岩石は凝灰岩とみなされ、25%から75%の灰を含む岩石は凝灰質（例えば凝灰質砂岩）と呼ばれます。^{[3]砂質の火山物質でできた凝灰岩は}火山砂岩と呼ばれることがあります。^[4]

凝灰岩は比較的柔らかい岩石なので、古代から建築に使われてきました。^[5]イタリアでは一般的であるため、ローマ人は建築によく使用しました。^[6]ラパ・ヌイの人々はイースター島のモアイ像のほとんどを作るのに凝灰岩を使用しました。^[7]

凝灰岩は火成岩または堆積岩に分類されます。通常は火成岩学の文脈で研究されますが、堆積学の用語を使用して説明されることもあります。

ガイドブックやテレビ番組では凝灰岩はしばしば誤ってトゥファと呼ばれていますが、トゥファはトラバーチンの一種です。

火山の噴火で噴出される物質は、次の3 つの種類に分類できます。

1. 火山ガスは、主に水蒸気、二酸化炭素、硫黄化合物（温度に応じて二酸化硫黄（SO _{2 ）}または硫化水素（H ₂ S）のいずれか）からなる混合物です。
2. 溶岩は、マグマが噴出して地表を流れたときの名称である。
3. 火山灰、空気中に放出され飛散するあらゆる形や大きさの固体物質の粒子

火山灰は、火山内のマグマが熱い火山ガスの急速な膨張によって吹き飛ばされて作られます。マグマが爆発するのは通常、マグマに溶けていたガスが地表に流れ出るときに圧力が下がり、溶液から抜け出すためです。この激しい爆発により物質の粒子が生成され、火山から飛び散ります。直径2 mm未満（砂粒以下）の固体粒子は火山灰と呼ばれます。^{[8] [3]}

火山灰はさらに、粒径が0.0625 mm未満の細灰と、粒径が0.0625 mmから2 mmの粗灰に分けられます。凝灰岩は、粗凝灰岩（粗灰凝灰岩）と細凝灰岩（細灰凝灰岩または塵凝灰岩）に分けられます。主に粗い粒子で構成された固結した火山灰は、凝灰岩ではなく、火山礫岩（粒子の直径が2 mmから64 mm）または凝集岩または火砕角礫岩（粒子の直径が64 mmを超える）と呼ばれます。^[3]

火山灰の組成は大きく異なるため、凝灰岩は、その形成に使用された火山灰の組成によってさらに分類されます。高シリカ火山活動による火山灰、特に火山灰流は、主に火山ガラスの破片で構成され、^{[9] [10]}主にガラスの破片から形成された凝灰岩は、ガラス質凝灰岩と呼ばれます。^[11]ガラスの破片は通常、不規則な形か、凸面を持つほぼ三角形です。これらは、溶解したガスが急速に溶液から抜け出すときにマグマ内に形成された無数の小さな泡の砕けた壁です。^[12]

主に個々の結晶からなる灰から形成された凝灰岩は結晶凝灰岩と呼ばれ、主に粉砕された岩石片からなる灰から形成された凝灰岩は石質凝灰岩と呼ばれます。^[11]

火山灰の化学組成は、高シリカ質の流紋岩灰から低シリカ質の玄武岩灰まで、火山岩の化学組成の全範囲を反映しており、凝灰岩も同様に流紋岩質、安山岩質、玄武岩質などと表現されます。^[13]

火山灰が火口から移動する最も直接的な方法は、噴火柱の一部である灰雲として移動することである。これらは、特徴的によく分別され、地形全体に均一な厚さの毛布を形成する傾向がある降下物堆積物として地表に落下する。柱の崩壊は、特徴的に分別が悪く低地に溜まる火砕流とサージの形をとり、より壮観で破壊的な輸送形態をもたらす。サージ堆積物は、砂丘や反砂丘など、高速流に典型的な堆積構造を示すことがある。^[14]すでに地表に堆積している火山灰は、降雨や噴火による水と混ざり、水域や氷域に泥流（ラハール）として運ばれることがある。^[15]

十分に高温の火山灰粒子は、地表に沈んだ後に互いに溶着し、溶結凝灰岩を形成する。溶着には 600 °C (1,100 °F) を超える温度が必要である。岩石に散在するエンドウ豆大の破片または繊維が含まれている場合、それは溶結火山礫凝灰岩と呼ばれる。溶結凝灰岩 (および溶結火山礫凝灰岩) は、降下物起源である場合もあれば、イグニンブライトの場合のように、火山灰流から堆積したものである場合もある。^[16]溶着中、ガラス片と軽石の破片は互いに付着し (点接触でネッキング)、変形して圧縮され、結果としてユータキサイト組織が形成される。^[17]溶結凝灰岩は一般に流紋岩の組成であるが、あらゆる組成の例が知られている。^{[18] [19]}

一連の灰流は、複数の冷却ユニットから構成されることがあります。これらは、溶着の程度によって区別できます。冷却ユニットの底部は、下にある冷たい表面からの冷却により、通常は溶着されていません。また、溶着の程度と流れの中の流体による二次反応の程度は、流れの中心に向かって上向きに増加します。溶着は、ユニットがより急速に冷却される冷却ユニットの上部に向かって減少します。溶着の強度は、堆積物が薄い領域に向かって、および発生源からの距離とともに減少することもあります。^[20]

低温の火砕流は非溶結であり、それによって堆積した灰層は比較的固結していない。^[17]しかし、冷却された火山灰は通常、火山ガラスの含有量が多いため、すぐに石化してしまう可能性がある。これは熱力学的に不安定な物質で、地下水や海水と急速に反応し、ガラスからアルカリ金属やカルシウムが浸出する。ゼオライト、粘土、方解石などの新しい鉱物が溶解物質から結晶化し、凝灰岩を固める。^[21]

凝灰岩は、湖成凝灰岩、陸上凝灰岩、海底凝灰岩などの堆積環境や、降下凝灰岩や灰流凝灰岩などの灰の運搬メカニズムによってさらに分類されます。灰堆積物の侵食と再堆積によって形成された再加工凝灰岩は、通常、風成凝灰岩や河川凝灰岩などの運搬因子によって説明されます。^[22]

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  日本の降下物凝灰岩の層
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  カリフォルニアのビショップ凝灰岩の岩石。左は軽石で溶結されていない岩石、右はフィアメで溶結された岩石
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  米国ニューメキシコ州サンディエゴキャニオンのバンデリア凝灰岩。下部オトウィ層は単一の巨大な冷却ユニットで、上部ツィレゲ層は複数の冷却ユニットで構成されています。

凝灰岩は爆発的な火山活動が起こる場所であればどこにでも堆積する可能性があり、そのため場所と年代の点で広範囲に分布しています。^[23]

流紋岩凝灰岩には、軽石、ガラス質の破片、小さなスコリアのほか、石英、アルカリ 長石、黒雲母などが含まれる。アイスランド、^[24]、リパリ、^[25]、ハンガリー、^[26]、アメリカ南西部の盆地と山脈、ニュージーランド^[27]は、このような凝灰岩が目立つ地域である。ウェールズ、^{[28] 、} チャーンウッド、^{[29]などの古代の岩石にも同様の凝灰岩が知られているが、いずれの場合も、珪化作用（}オパール、玉髄、石英で満たされている）と失透作用によって大きく変化している。 ^[30]流紋岩溶岩に見られるような丸みを帯びた腐食した石英結晶が頻繁に存在することが、その本質を物語っている。^[8]

溶結したイグニンブライトは、631,000年前にワイオミング州のイエローストーンカルデラから噴出したラバクリーク凝灰岩のように、非常に体積の大きいものになることがあります。この凝灰岩の元々の体積は少なくとも1,000立方キロメートル（240立方マイル）でした。 ^[31]ラバクリーク凝灰岩は、 1980年のセントヘレンズ山の噴火の堆積物の少なくとも1000倍の大きさであることが知られており、火山爆発指数（VEI）は8で、過去1万年間に知られているどの噴火よりも大きいものでした。^{[32]火山灰流凝灰岩は、}ニュージーランド北島の7,000平方キロメートル（2,700平方マイル）とネバダ州の約100,000平方キロメートル（39,000平方マイル）を覆っています。火山灰流凝灰岩は洪水玄武岩に匹敵する量を持つ唯一の火山噴出物である。^[27]

アメリカ北東部のタイオガベントナイトは、結晶凝灰岩から凝灰質頁岩まで組成がさまざまである。これは風によって運ばれた灰が海上に落ちて海底に沈んだものである。デボン紀のもので、凝灰岩が最大の厚さ約40メートル（130フィート）に達するバージニア州中央部の噴気孔から来たものと思われる。^[33]

粗面岩凝灰岩には石英はほとんど含まれないか全く含まれず、サニディンまたはアノーソクレースが多く含まれ、時にはオリゴクラス長石が含まれる。黒雲母、輝石、角閃石が含まれることもある。風化により、二次石英を含むカオリンに富む柔らかい赤色または黄色の粘土岩に変化することが多い。 ^[8]最近の粗面岩凝灰岩はライン川（ジーベンゲビルゲ）^{[34] 、}イスキア島[ ^35]、ナポリ近郊^[36]で発見されている。粗面岩-カーボナタイト凝灰岩は東アフリカ地溝帯で確認されている。^{[37]アルカリ結晶凝灰岩は}リオデジャネイロで報告されている。^[38]

安山岩質凝灰岩は極めて一般的である。それらはコルディレラ山脈^{[39] [40]}とアンデス山脈^[41]の全山脈に沿って、西インド諸島、ニュージーランド^[42]、日本^[43]などに産出する。湖水地方^[44]、北ウェールズ、ローン、ペントランド丘陵、チェビオット山脈、および英国の他の多くの地域では、全く同様の性質の古代の岩石が豊富にある。色は赤または茶色で、スコリアの破片は巨大なブロックから微細な粒状の塵まであらゆる大きさである。空洞には方解石、緑泥石、石英、緑簾石、玉髄などの多くの二次鉱物が詰まっているが、顕微鏡で見ると、元の溶岩の性質は、分解したガラス質の基盤に含まれる小さな結晶の形状と特性からほぼ常に判別できる。これらの古代の凝灰岩は、細部に至るまで、コトパクシ、クラカタウ、モンペレの現代の灰岩層と完全に類似しています。^[8]

苦鉄質火山活動は、典型的にはハワイの噴火のような非爆発的な形態をとり、火山灰はほとんど出ません。 ^[45]しかし、玄武岩質マグマと地下水または海水との相互作用により、大量の火山灰を生み出す水マグマ爆発が起こります。これにより火山灰丘が堆積し、その後凝灰岩丘に固められます。ハワイのダイヤモンドヘッドは凝灰岩丘の例で、カウラ島も同様です。このような噴火で生成されたガラス質の玄武岩灰は、石化の過程で急速にパラゴナイトに変化します。 ^[46]

通常の苦鉄質火山活動ではほとんど灰は生成されないが、生成された灰は局所的に大きな堆積物として蓄積されることがある。一例としてハワイ島のパハラ火山灰があり、局所的には厚さが15メートル（49フィート）にもなる。これらの堆積物も急速にパラゴナイトに変化し、最終的にはラテライトに風化する。^[47]

玄武岩質凝灰岩は、古第三紀の火山岩が見つかるスカイ島、マール島、アントリム島などの場所、スコットランド、ダービーシャー、アイルランドの石炭紀の地層、湖水地方、スコットランド南部の高地、ウェールズのさらに古い岩石の中にも見られます。色は黒、濃い緑、または赤で、粗さは大きく異なり、直径 1 フィート以上の丸いスポンジ状の粒子が詰まっているものもあります。また、海底にあることが多く、頁岩、砂岩、砂利、その他の堆積物を含むことがあり、化石を含むこともあります。最近の玄武岩質凝灰岩は、アイスランド、フェロー諸島、ヤンマイエン島、シチリア島、ハワイ諸島、サモアなどで発見されています。風化すると方解石、緑泥石、蛇紋石が含まれ、特に溶岩にネフェリンやリューサイトが含まれる場所では、アナルサイト、プレナイト、ナトロライト、スコレサイト、チャバサイト、ヒューランダイトなどのゼオライトが豊富に含まれることがよくあります。 ^[8]

超塩基性凝灰岩は非常に稀で、その特徴はオリビンや蛇紋岩が豊富に含まれ、長石や石英がほとんど含まれていないか、含まれていないことである。^[48]

超塩基性凝灰岩の産出には、南アフリカやその他の地域のダイヤモンド産地のマールにおけるキンバーライトの表層堆積物が含まれる。キンバーライトの主要品種は、暗青緑色で蛇紋岩を多く含む角礫岩（青地）で、完全に酸化され風化すると、砕けやすい茶色または黄色の塊（「黄地」）になる。^[8]これらの角礫岩はガスと固体の混合物として堆積し、通常は貫入したパイプ状の構造を形成するダイアトリーム内で保存され、採掘される。深部では、キンバーライト角礫岩の一部が、破砕されていない岩石でできた岩脈の根域に等級化する。表面では、超塩基性凝灰岩がマール堆積物中に発生することがある。キンバーライトはダイヤモンドの最も一般的な火成岩源であるため、マールからダイアトリーム、そして根域の岩脈への遷移が詳細に研究されている。ダイアトリーム相キンバーライトは、凝灰岩というよりはむしろ超塩基性角礫岩と呼ばれる方が適切です。

コマチアイト凝灰岩は、例えばカナダや南アフリカの緑色岩帯で発見されています。 ^{[49] [50]}

時間の経過と共に、風化以外の変化が凝灰岩の堆積物に起こることがあります。時には、凝灰岩は褶曲に巻き込まれ、剪断され、割れます。イングランド湖水地方の緑色の粘板岩の多くは、細かく割れた灰です。チャーンウッドの森でも、凝灰岩は粘板岩で割れています。緑色は緑泥石が大きく発達しているためです。多くの地域の結晶片岩の中には、石英、角閃石、緑泥石または黒雲母、酸化鉄、長石などから成り、おそらく再結晶化または変成した凝灰岩である緑色層または緑色片岩が発生します。これらは、対応する溶岩と岩床である緑泥石と角閃石の塊を伴うことがよくあります。一部の緑泥石片岩も、おそらく火山凝灰岩の変質層です。デボン州とドイツの「シャルシュタイン」には、多くの割れ目があり部分的に再結晶した灰層が含まれており、火山礫は平らになって引き伸ばされているものの、一部は依然として断片的な構造を保っています。その蒸気空洞は通常方解石で満たされていますが、石英で満たされていることもあります。これらの岩石のより完全に変化した形態は、板状の緑色の緑泥石片岩です。ただし、これらの岩石には、元々の火山性を示す構造がほとんど見られません。これらは割れ目のある凝灰岩と結晶片岩の中間段階です。^[8]

凝灰岩の主な経済的価値は建築材料としての価値です。古代世界では凝灰岩は比較的柔らかいため、入手可能な場所では建築材料としてよく使用されていました。^[5]

凝灰岩はイタリアでは一般的で、ローマ人は多くの建物や橋に使用しました。^{[6]たとえば、}ヴェントテーネ島の港（現在も使用されています）はすべて凝灰岩で造られています。紀元前4世紀にローマの街を守るために建てられたセルウィウスの城壁も、ほぼ完全に凝灰岩で造られています。 ^{[51]ローマ人は凝灰岩を小さな長方形の石に切り、}オプス・レティキュラートゥムと呼ばれるパターンで壁を作るのに使用しました。^[52]

ペペリーノはローマやナポリで建築石材として使われてきた粗面凝灰岩である。ポゾランも風化した凝灰岩だが、基本的な性質を持ち、もともとナポリ近郊で採取され、セメントとして使われていたが、この名前は現在、必ずしも同一の性質を持たない多くの物質に適用されている。ナポリの歴史的建築では、ナポリの黄色凝灰岩が最も多く使われている建築材料である。^[53] ピペルノの 溶結凝灰岩もナポリとカンパニアで広く使われていた。

ドイツのアイフェル地方では、トラスと呼ばれる粗面質の軽石質凝灰岩が水硬性モルタルとして広く利用されてきた。^[8]ドイツのアイフェル地方の凝灰岩は、フランクフルト、ハンブルクなどの大都市の鉄道駅やその他の建物の建設に広く使用されてきた。^[54]ロッホリッツ・ポルフィアを使用した建築は、コルディッツ城の礼拝堂入口の外にあるマニエリスム様式の彫刻が施された門に見ることができる。^[55]ロッホリッツ・ポルフィアという商標は、ドイツで1000年以上の建築史を持つザクセン州の規格石の伝統的な呼称である。採石場はロッホリッツの近くにある。^[56]

ユッカマウンテン核廃棄物貯蔵庫は、使用済み原子炉やその他の放射性廃棄物を貯蔵する米国エネルギー省の最終貯蔵施設であり、ネバダ州のベイスン・アンド・レンジ地域の凝灰岩とイグニンブライトの中にあります。^[57]カリフォルニア州のナパバレーとソノマバレーでは、凝灰岩でできた地域がワイン樽の貯蔵のために定期的に掘削されています。^[58]

ラノ・ララク産の凝灰岩はイースター島のラパ・ヌイ族によって、有名なモアイ像の大部分の製作に使用されました。^[7]

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  イースター島のアフ・トンガリキには、ラノ・ララク・クレーターの凝灰岩で作られたモアイ像が 15 体あります。右から 2 番目のモアイには、赤いスコリアで作られたプカオ(「ちょう結び」) があります。
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  ザクセン州コルディッツ城の「教会」の流紋岩凝灰岩の門。アンドレアス・ヴァルター2世が設計（1584年）

凝灰岩はアルメニアとアルメニア建築で広く使用されている。^[59]アルメニアの首都エレバン、^{[60] [61]} アルメニア第二の都市ギュムリ、そして現在はトルコにある中世の首都アニの建築では、凝灰岩が主に使用されている。 ^{[62]アルメニアの小さな村は1946年に}トゥファシェン（文字通り「凝灰岩の村」）と改名された。^[63]

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  エレバンの共和国広場にあるアルメニア政府庁舎。黄色の凝灰岩で建てられている。
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  ギュムリの聖救世主教会。主に黒色凝灰岩で建てられている。
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  11世紀初頭、中世アルメニアの首都アニ（現在のトルコ）に凝灰岩で建てられたアニ大聖堂^[64]

凝灰岩は地質学的に瞬時に堆積し、多くの場合、広範囲に渡って堆積します。そのため、凝灰岩は時間層序マーカーとして非常に有用です。凝灰岩やその他のテフラ堆積物をこのように使用することは、テフロクロノロジーと呼ばれ、特に第四紀の年代層序学に有用です。個々の凝灰岩層は、その化学組成と斑晶の集合によって「指紋」として識別できます。^{[65]凝灰岩層の絶対年代は}、K-Ar、Ar-Ar、または炭素14年代測定によって決定できます。^{[66]多くの凝灰岩に含まれる} ジルコン粒子は非常に耐久性があり、ホスト凝灰岩が片岩に変成されても生き残ることができるため、古代の変成岩に絶対年代を割り当てることができます。たとえば、ピラー層の変成凝灰岩層のジルコンの年代測定は、ピクリス造山運動の最初の証拠の一部を提供しました。^[67]

凝灰岩（tuff）という言葉はイタリア語の tufoに由来しています。^[68]

• ウィキメディア・コモンズの凝灰岩に関連するメディア