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2014年02月11日
深成岩
深成岩（しんせいがん、plutonic rock）は、火成岩の一種で、マグマがゆっくり冷えて固まったもの。深成岩とはいうものの、地球深部で固まるものだけを指すのではなく、地上付近でゆっくり冷え固まってもそれは深成岩である。単に、深成岩ができやすいのが、マグマがゆっくり冷え固まりやすい地球深部が多いためこういった名前がつけられた。
同じ火成岩の火山岩に比べ、岩石中の鉱物の粒が大きい。また時間をかけて冷却していくため、低温で結晶化する正長石や石英なども充分成長し、等粒状組織（とうりゅうじょうそしき、equigranular texture）となっている。
かつては、火山岩と深成岩の中間的な岩石を半深成岩とよんでいたが、現在ではあまり使われない。
目次 [非表示]
1 主な深成岩
2 深成岩の産状
3 関連項目
4 参考文献
5 外部リンク
主な深成岩[編集]
超塩基性岩 - かんらん岩
塩基性岩 - 斑れい岩
中性岩 - 閃緑岩
酸性岩 - 花こう閃緑岩、花こう岩、閃長岩
同じ火成岩の火山岩に比べ、岩石中の鉱物の粒が大きい。また時間をかけて冷却していくため、低温で結晶化する正長石や石英なども充分成長し、等粒状組織（とうりゅうじょうそしき、equigranular texture）となっている。
かつては、火山岩と深成岩の中間的な岩石を半深成岩とよんでいたが、現在ではあまり使われない。
目次 [非表示]
1 主な深成岩
2 深成岩の産状
3 関連項目
4 参考文献
5 外部リンク
主な深成岩[編集]
超塩基性岩 - かんらん岩
塩基性岩 - 斑れい岩
中性岩 - 閃緑岩
酸性岩 - 花こう閃緑岩、花こう岩、閃長岩
Lamproite
Lamproites are ultrapotassic mantle-derived volcanic and subvolcanic rocks. They have low CaO, Al2O3, Na2O, high K2O/Al2O3, a relatively high MgO content and extreme enrichment in incompatible elements.
Lamproites are geographically widespread yet are volumetrically insignificant. Unlike kimberlites which are found exclusively in Archaean cratons, lamproites are found in terrains of varying age, ranging from Archaean in Western Australia, to Palaeozoic and Mesozoic in southern Spain. They also vary widely in age, from Proterozoic to Pleistocene, the youngest known example being 56,000 ± 5,000 years old.
Lamproite volcanology is varied, with both diatreme styles and cinder cone or cone edifices known.
Contents [hide]
1 Petrology
2 Mineralogy
3 Geochemistry
4 Economic importance
5 Nomenclature
6 Related rock types
7 Further reading
8 External links
Petrology[edit]
Lamproites form from partially melted mantle at depths exceeding 150 km. The molten material is forced to the surface in volcanic pipes, bringing with it xenoliths and diamonds from the harzburgitic peridotite or eclogite mantle regions where diamond formation is stabilized.
Recent research and lead-lead isotope geochemistry have revealed that the source of lamproites may be transition zone melts of subducted lithosphere which has become trapped at the base of the lithospheric mantle. This observation also reconciles the depth of melting with the peculiar geochemistry, which is most easily explained by melting of already felsic material under deep mantle conditions.
Mineralogy[edit]
The mineralogy of lamproites is controlled by their peculiar geochemistry, with a predominance of rare silica-deficient mineral species and rare, mantle-derived minerals predominating.
Minerals typical of lamproites include: forsteritic olivine; high iron leucite; titanium-rich aluminium-poor phlogopite; potassium- and titanium-rich richterite; low aluminium diopside; and iron-rich sanidine. A variety of rare trace minerals occur. The rocks are high in potassium with 6 to 8% potassium oxide. High chromium and nickel content is typical. The rocks commonly are altered to talc with carbonate or serpentine, chlorite, and magnetite. Zeolites and quartz may also occur.
Lamproites are characterized by the presence of widely varying amounts (5-90 vol.%) of the following primary phases (Mitchell & Bergman, 1991):
titanian (2-10 wt% TiO2), aluminium-poor (5-12 wt% Al2O3) phenocrystic phlogopite
titanian (5-10 wt% TiO2) groundmass poikilitic "tetraferriphlogopite"
titanian (3-5 wt% TiO2) potassium (4-6 wt% K2O) richterite
forsteritic olivine
aluminium-poor (<1 wt% Al2O3), sodium-poor (<1 wt% Na2O) diopside
nonstoichiometric iron-rich (1-4 wt% Fe2O3) leucite, and
iron-rich sanidine (typically 1-5 wt% Fe2O3)).
The presence of all the above phases is not required in order to classify a rock as a lamproite. Any one mineral may be dominant, and this, together with the two or three other major minerals present, suffices to determine the petrographic name.
The presence of the following minerals precludes a rock from being classified as a lamproite: primary plagioclase, melilite, monticellite, kalsilite, nepheline, Na-rich alkali feldspar, sodalite, nosean, hauyne, melanite, schorlomite or kimzeyite.
Geochemistry[edit]
Lamproites conform to the following chemical characteristics:
molar K2O/Na2O > 3, i.e., ultrapotassic
molar K2O/Al2O3> 6.8 and commonly > 1
molar K2O + Na2O/ Al2O3 typically > 1 i.e., peralkaline
typically <10 wt% each of FeO and CaO, TiO2 1-7 wt%, >2000 and commonly >5000 ppm Ba, >500 ppm Zr, >1000 ppm Sr and >200 ppm La.
Economic importance[edit]
The economic significance of lamproite became known with the 1979 discovery of the Argyle diamond pipe in Western Australia. This discovery led to the intense study and re-evaluation of other known lamproite occurrences worldwide; previously only kimberlite pipes were considered economically viable sources of diamonds.
The Argyle diamond mine remains the only economically viable source of lamproite diamonds. This deposit differs markedly by having a high content of diamonds but low quality of most stones. Research at Argyle diamond have shown that most stones are of E-type; they originate from eclogite source rocks and were formed under high temperature ~1,400 °C (2,600 °F). The Argyle diamond mine is the main source of rare pink diamonds.
Olivine lamproite pyroclastic rocks and dikes are sometimes hosts for diamonds. The diamonds occur as xenocrysts that have been carried to the surface or to shallow depths by the lamproite diapiric intrusions.
The diamonds of Crater of Diamonds State Park near Murfreesboro, Arkansas are found in a lamproite host.
Nomenclature[edit]
Lamproites, as a group, were known by a variety of localised names due to the fact their mineralogy is quite variable and because of their rarity often few examples of the following lamproite variants were known. Modern terminology classes all as lamproites but modifies this term with the mineral abundances as per the standard IUGS rules.
Historic
Modern
Wyomingite diopside-leucite-phlogopite lamproite
Orendite diopside-sanidine-phiogopite lamproite
Madupite diopside madupitic lamproite
Cedricite diopside-leucite lamproite
Mamilite leucite-richterite lamproite
Wolgidite diopside-leucite-richterite madupitic lamproite
Fitzroyite leucite-phlogopite lamproite
Verite hyalo-olivine-diopside-phlogopite lamproit
Jumillite olivine-diopside-richterite madupitic lamproite
Fortunite hyalo-enstatite-phlogopite lamproite
Cancalite enstatite-sanidine-phlogopite lamproite
Related rock types[edit]
Kimberlite
Lamprophyre
Ultrapotassic igneous rocks
Further reading[edit]
Bergman, S. C.; 1987: Lamproites and other potassium-rich igneous rocks: a review of their occurrences, mineralogy and geochemistry. In: Alkaline Igneous rocks, Fitton, J.G. and Upton, B.G.J (Eds.), Geological Society of London special publication No. 30. pp. 103–19.
Mitchell, R. H.; Bergman, S. C. (1991). Petrology of Lamproites. New York: Plenum Press. ISBN 0-306-43556-X.
Murphy, D. T.; Collerson, K. D.; Kamber, B. S. (2002). "Lamproites from Gaussberg, Antarctica: Possible Transition Zone Melts of Archaean Subducted Sediments". Journal of Petrology 43 (6): 981–1001. doi:10.1093/petrology/43.6.981.
Woolley, A.R., Bergman, S.C., Edgar, A.D, Le Bas, M.J., Mitchell, R.H., Rock, N.M.S. & Scott Smith, B.H., 1996. Classification of lamprophyres, lamproites, kimberlites, and the kalsilitic, melilitic, and leucitic rocks. The Canadian Mineralogist, Vol 34, Part 2. pp. 175–186.
Lamproites are geographically widespread yet are volumetrically insignificant. Unlike kimberlites which are found exclusively in Archaean cratons, lamproites are found in terrains of varying age, ranging from Archaean in Western Australia, to Palaeozoic and Mesozoic in southern Spain. They also vary widely in age, from Proterozoic to Pleistocene, the youngest known example being 56,000 ± 5,000 years old.
Lamproite volcanology is varied, with both diatreme styles and cinder cone or cone edifices known.
Contents [hide]
1 Petrology
2 Mineralogy
3 Geochemistry
4 Economic importance
5 Nomenclature
6 Related rock types
7 Further reading
8 External links
Petrology[edit]
Lamproites form from partially melted mantle at depths exceeding 150 km. The molten material is forced to the surface in volcanic pipes, bringing with it xenoliths and diamonds from the harzburgitic peridotite or eclogite mantle regions where diamond formation is stabilized.
Recent research and lead-lead isotope geochemistry have revealed that the source of lamproites may be transition zone melts of subducted lithosphere which has become trapped at the base of the lithospheric mantle. This observation also reconciles the depth of melting with the peculiar geochemistry, which is most easily explained by melting of already felsic material under deep mantle conditions.
Mineralogy[edit]
The mineralogy of lamproites is controlled by their peculiar geochemistry, with a predominance of rare silica-deficient mineral species and rare, mantle-derived minerals predominating.
Minerals typical of lamproites include: forsteritic olivine; high iron leucite; titanium-rich aluminium-poor phlogopite; potassium- and titanium-rich richterite; low aluminium diopside; and iron-rich sanidine. A variety of rare trace minerals occur. The rocks are high in potassium with 6 to 8% potassium oxide. High chromium and nickel content is typical. The rocks commonly are altered to talc with carbonate or serpentine, chlorite, and magnetite. Zeolites and quartz may also occur.
Lamproites are characterized by the presence of widely varying amounts (5-90 vol.%) of the following primary phases (Mitchell & Bergman, 1991):
titanian (2-10 wt% TiO2), aluminium-poor (5-12 wt% Al2O3) phenocrystic phlogopite
titanian (5-10 wt% TiO2) groundmass poikilitic "tetraferriphlogopite"
titanian (3-5 wt% TiO2) potassium (4-6 wt% K2O) richterite
forsteritic olivine
aluminium-poor (<1 wt% Al2O3), sodium-poor (<1 wt% Na2O) diopside
nonstoichiometric iron-rich (1-4 wt% Fe2O3) leucite, and
iron-rich sanidine (typically 1-5 wt% Fe2O3)).
The presence of all the above phases is not required in order to classify a rock as a lamproite. Any one mineral may be dominant, and this, together with the two or three other major minerals present, suffices to determine the petrographic name.
The presence of the following minerals precludes a rock from being classified as a lamproite: primary plagioclase, melilite, monticellite, kalsilite, nepheline, Na-rich alkali feldspar, sodalite, nosean, hauyne, melanite, schorlomite or kimzeyite.
Geochemistry[edit]
Lamproites conform to the following chemical characteristics:
molar K2O/Na2O > 3, i.e., ultrapotassic
molar K2O/Al2O3> 6.8 and commonly > 1
molar K2O + Na2O/ Al2O3 typically > 1 i.e., peralkaline
typically <10 wt% each of FeO and CaO, TiO2 1-7 wt%, >2000 and commonly >5000 ppm Ba, >500 ppm Zr, >1000 ppm Sr and >200 ppm La.
Economic importance[edit]
The economic significance of lamproite became known with the 1979 discovery of the Argyle diamond pipe in Western Australia. This discovery led to the intense study and re-evaluation of other known lamproite occurrences worldwide; previously only kimberlite pipes were considered economically viable sources of diamonds.
The Argyle diamond mine remains the only economically viable source of lamproite diamonds. This deposit differs markedly by having a high content of diamonds but low quality of most stones. Research at Argyle diamond have shown that most stones are of E-type; they originate from eclogite source rocks and were formed under high temperature ~1,400 °C (2,600 °F). The Argyle diamond mine is the main source of rare pink diamonds.
Olivine lamproite pyroclastic rocks and dikes are sometimes hosts for diamonds. The diamonds occur as xenocrysts that have been carried to the surface or to shallow depths by the lamproite diapiric intrusions.
The diamonds of Crater of Diamonds State Park near Murfreesboro, Arkansas are found in a lamproite host.
Nomenclature[edit]
Lamproites, as a group, were known by a variety of localised names due to the fact their mineralogy is quite variable and because of their rarity often few examples of the following lamproite variants were known. Modern terminology classes all as lamproites but modifies this term with the mineral abundances as per the standard IUGS rules.
Historic
Modern
Wyomingite diopside-leucite-phlogopite lamproite
Orendite diopside-sanidine-phiogopite lamproite
Madupite diopside madupitic lamproite
Cedricite diopside-leucite lamproite
Mamilite leucite-richterite lamproite
Wolgidite diopside-leucite-richterite madupitic lamproite
Fitzroyite leucite-phlogopite lamproite
Verite hyalo-olivine-diopside-phlogopite lamproit
Jumillite olivine-diopside-richterite madupitic lamproite
Fortunite hyalo-enstatite-phlogopite lamproite
Cancalite enstatite-sanidine-phlogopite lamproite
Related rock types[edit]
Kimberlite
Lamprophyre
Ultrapotassic igneous rocks
Further reading[edit]
Bergman, S. C.; 1987: Lamproites and other potassium-rich igneous rocks: a review of their occurrences, mineralogy and geochemistry. In: Alkaline Igneous rocks, Fitton, J.G. and Upton, B.G.J (Eds.), Geological Society of London special publication No. 30. pp. 103–19.
Mitchell, R. H.; Bergman, S. C. (1991). Petrology of Lamproites. New York: Plenum Press. ISBN 0-306-43556-X.
Murphy, D. T.; Collerson, K. D.; Kamber, B. S. (2002). "Lamproites from Gaussberg, Antarctica: Possible Transition Zone Melts of Archaean Subducted Sediments". Journal of Petrology 43 (6): 981–1001. doi:10.1093/petrology/43.6.981.
Woolley, A.R., Bergman, S.C., Edgar, A.D, Le Bas, M.J., Mitchell, R.H., Rock, N.M.S. & Scott Smith, B.H., 1996. Classification of lamprophyres, lamproites, kimberlites, and the kalsilitic, melilitic, and leucitic rocks. The Canadian Mineralogist, Vol 34, Part 2. pp. 175–186.
ペグマタイト
ペグマタイト[1][2]（英: pegmatite）は、大きな結晶からなる火成岩の一種。花崗岩質のものが多いため巨晶花崗岩（きょしょうかこうがん）あるいは鬼御影（おにみかげ）と呼ばれることもあるが、閃緑岩質や斑れい岩質のものもある。岩脈などの小岩体として産出する。
マグマが固結する際の分化作用において、ゆっくりと冷えたために結晶が大きく成長している。液体・気体の発生によって大規模な晶洞が生じるため、先の特徴による大型結晶と併り、大型かつ美麗な鉱物結晶を産することも珍しくない。
目次 [非表示]
1 日本国内のおもなペグマタイト
2 ペグマタイト鉱物
3 ペグマタイト鉱床
4 脚注
5 参考文献
6 関連項目
7 外部リンク
日本国内のおもなペグマタイト[編集]
著名なもの、特徴的なものを挙げる。小規模なペグマタイト岩体自体は各地の花崗岩体内及びその周辺に普通に分布している。
福島県石川町および水晶山一帯 : 日本三大ペグマタイト。珪石鉱床。戦時中放射性元素の採掘が試験的に行われた。
福島県郡山市 鹿島大神宮 : 神体が岩体そのものであり、国の天然記念物に指定されている（「鹿島神社のペグマタイト岩脈」、1966年指定）。
新潟県金丸鉱山 : 珪石鉱山として稼工中の鉱床。
岐阜県苗木地方及び長野県木曽田立 : 日本三大ペグマタイト。錫および希元素鉱物の漂砂鉱床。
滋賀県田上山 : 日本三大ペグマタイト。明治期にトパーズを大量に欧米へ輸出。
福岡県長垂 : 国の天然記念物に指定されているリチウムペグマタイト（「長垂の含紅雲母ペグマタイト岩脈」、1934年指定）。
ペグマタイト鉱物[編集]
ペグマタイトに含まれる鉱物をペグマタイト鉱物（英: pegmatitic mineral）という。
鉱物種としては主要な造岩鉱物である石英、長石、雲母の類のほか、特徴的なものとして蛍石、トパズ、緑柱石、電気石、柘榴石などがある。また、結晶分化作用において最後まで残された成分および元素が濃集しているため、放射性元素や希土類を含む、燐灰ウラン石、モナズ石、コルンブ石、リチア電気石等の珍しい希元素鉱物を産する。
また、放射性元素の影響により、本来無色透明な石英（水晶）は呈色によって煙水晶や黒水晶、紅石英となり、長石は肉色〜桃色となっていることも珍しくない。
ペグマタイト鉱床[編集]
ペグマタイト鉱床（英: pegmatite deposit）は、ペグマタイトに含まれる諸鉱物を目的として稼工する鉱床を指す。
稼工目的となりうるものとしては、石英、長石、雲母類、希元素鉱物、鉱物結晶自体（宝石としての利用）等がある。
日本国内においては主に陶器材料の長石・ガラス材料の石英を目的に採掘された。これは江戸時代〜戦後まで盛んに開発されたものの、現在では輸入品に押され稼工している鉱床は少ない。希元素鉱物を目的とした鉱床は戦時中〜戦後盛んに探鉱されたものの、その後現在に至る情勢下では規模及び質的な問題で有望な鉱床は発見されていない（国内で稼工されているウラン鉱床には鳥取県人形峠鉱山があるが、これは花崗岩体近くの堆積岩中に産する二次的な鉱床である）。
脚注[編集]
[ヘルプ]
1.^ 文部省編 『学術用語集 地学編』 日本学術振興会、1984年、321頁。ISBN 4-8181-8401-2。
2.^ 日本地質学会編 『地質学用語集 - 和英・英和』 共立出版、2004年、365頁。ISBN 4-320-04643-9。
参考文献[編集]
都城秋穂・久城育夫 『岩石学II - 岩石の性質と分類』 共立出版〈共立全書〉、1975年、85-86頁。ISBN 4-320-00205-9。
黒田吉益・諏訪兼位 『偏光顕微鏡と岩石鉱物 第2版』 共立出版、1983年、242-243頁。ISBN 4-320-04578-5。
益富壽之助 『原色岩石図鑑 全改訂新版』 保育社、1987年、33-36頁。ISBN 4-586-30013-2。
豊遙秋・青木正博 『検索入門 鉱物・岩石』 保育社、1996年、34-36頁。ISBN 4-586-31040-5。
長島乙吉・長島弘三 『日本希元素鉱物』 長島乙吉先生祝賀記念事業会、1960年。
マグマが固結する際の分化作用において、ゆっくりと冷えたために結晶が大きく成長している。液体・気体の発生によって大規模な晶洞が生じるため、先の特徴による大型結晶と併り、大型かつ美麗な鉱物結晶を産することも珍しくない。
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1 日本国内のおもなペグマタイト
2 ペグマタイト鉱物
3 ペグマタイト鉱床
4 脚注
5 参考文献
6 関連項目
7 外部リンク
日本国内のおもなペグマタイト[編集]
著名なもの、特徴的なものを挙げる。小規模なペグマタイト岩体自体は各地の花崗岩体内及びその周辺に普通に分布している。
福島県石川町および水晶山一帯 : 日本三大ペグマタイト。珪石鉱床。戦時中放射性元素の採掘が試験的に行われた。
福島県郡山市 鹿島大神宮 : 神体が岩体そのものであり、国の天然記念物に指定されている（「鹿島神社のペグマタイト岩脈」、1966年指定）。
新潟県金丸鉱山 : 珪石鉱山として稼工中の鉱床。
岐阜県苗木地方及び長野県木曽田立 : 日本三大ペグマタイト。錫および希元素鉱物の漂砂鉱床。
滋賀県田上山 : 日本三大ペグマタイト。明治期にトパーズを大量に欧米へ輸出。
福岡県長垂 : 国の天然記念物に指定されているリチウムペグマタイト（「長垂の含紅雲母ペグマタイト岩脈」、1934年指定）。
ペグマタイト鉱物[編集]
ペグマタイトに含まれる鉱物をペグマタイト鉱物（英: pegmatitic mineral）という。
鉱物種としては主要な造岩鉱物である石英、長石、雲母の類のほか、特徴的なものとして蛍石、トパズ、緑柱石、電気石、柘榴石などがある。また、結晶分化作用において最後まで残された成分および元素が濃集しているため、放射性元素や希土類を含む、燐灰ウラン石、モナズ石、コルンブ石、リチア電気石等の珍しい希元素鉱物を産する。
また、放射性元素の影響により、本来無色透明な石英（水晶）は呈色によって煙水晶や黒水晶、紅石英となり、長石は肉色〜桃色となっていることも珍しくない。
ペグマタイト鉱床[編集]
ペグマタイト鉱床（英: pegmatite deposit）は、ペグマタイトに含まれる諸鉱物を目的として稼工する鉱床を指す。
稼工目的となりうるものとしては、石英、長石、雲母類、希元素鉱物、鉱物結晶自体（宝石としての利用）等がある。
日本国内においては主に陶器材料の長石・ガラス材料の石英を目的に採掘された。これは江戸時代〜戦後まで盛んに開発されたものの、現在では輸入品に押され稼工している鉱床は少ない。希元素鉱物を目的とした鉱床は戦時中〜戦後盛んに探鉱されたものの、その後現在に至る情勢下では規模及び質的な問題で有望な鉱床は発見されていない（国内で稼工されているウラン鉱床には鳥取県人形峠鉱山があるが、これは花崗岩体近くの堆積岩中に産する二次的な鉱床である）。
脚注[編集]
[ヘルプ]
1.^ 文部省編 『学術用語集 地学編』 日本学術振興会、1984年、321頁。ISBN 4-8181-8401-2。
2.^ 日本地質学会編 『地質学用語集 - 和英・英和』 共立出版、2004年、365頁。ISBN 4-320-04643-9。
参考文献[編集]
都城秋穂・久城育夫 『岩石学II - 岩石の性質と分類』 共立出版〈共立全書〉、1975年、85-86頁。ISBN 4-320-00205-9。
黒田吉益・諏訪兼位 『偏光顕微鏡と岩石鉱物 第2版』 共立出版、1983年、242-243頁。ISBN 4-320-04578-5。
益富壽之助 『原色岩石図鑑 全改訂新版』 保育社、1987年、33-36頁。ISBN 4-586-30013-2。
豊遙秋・青木正博 『検索入門 鉱物・岩石』 保育社、1996年、34-36頁。ISBN 4-586-31040-5。
長島乙吉・長島弘三 『日本希元素鉱物』 長島乙吉先生祝賀記念事業会、1960年。
花崗岩
花崗岩[1]（かこうがん、英: granite）とは、火成岩の一種。流紋岩に対応する成分の深成岩である。石材としては御影石（みかげいし）とも呼ばれる。
目次 [非表示]
1 概要
2 花崗岩の種類 2.1 含まれる鉱物による分類
2.2 鉱物粒子の大きさによる分類
3 分布
4 起源
5 主化学組成
6 花崗岩の風化
7 石材としての花崗岩 7.1 別称「御影石」について
7.2 石材としての産地
8 脚注
9 参考文献
10 関連項目
11 外部リンク
概要[編集]
地下深部で形成された深成岩のうち下記2条件を満たすものを指す。
主成分が石英と長石で、他に10%程度の有色鉱物（黒雲母等）を含み、全体的に白っぽく見えるもの。有色鉱物の含有量が多い（約30%）ものは閃緑岩の範疇に入る。なお、花崗岩と閃緑岩の中間的な性質を持つ岩石は花崗閃緑岩 (granodiorite) と呼ばれる。
成分中にナトリウムとカリウムの含量が少ない非アルカリ岩質であること。アルカリ分が多くなると石英が減って角閃石が多くなり、閃長岩と呼ばれる。
花崗岩は大陸や島弧などの陸地を構成する岩石の中では非常に一般的なもので、各地で見つかる。花崗岩の英語名 granite の語源は、ラテン語で種子や穀粒を意味する granum である。数mm径の結晶が寄り集まった粗い粒子構造から命名された。
花崗岩の平均密度は通常2.75g/cm3付近であるが、産地や品種によっては1.74g/cm3から2.80g/cm3に及ぶ。
花崗岩の種類[編集]
含まれる鉱物による分類[編集]
花崗岩の主要構成鉱物は、石英、カリ長石、斜長石、黒雲母、白雲母、普通角閃石である。磁鉄鉱、柘榴石、ジルコン、燐灰石のような副成分鉱物を含むこともある。まれに輝石を含む。産地によってその含有鉱物の種類や比率が様々に異なっている。含まれる有色鉱物の名前を少ないものから順に、「花崗岩」の前につけて呼ぶ。副成分鉱物の場合は「含〜」とつける。
黒雲母花崗岩 (biotite granite)黒雲母・石英・カリ長石（正長石または微斜長石）・灰曹長石からなる。カリ長石が分解してカオリナイト化し桃色を呈するものを桃色花崗岩と呼ぶ。両雲母花崗岩 (two mica granite)黒雲母・白雲母・石英・カリ長石（正長石または微斜長石）・灰曹長石からなる。閃雲花崗岩 (hornblende biotite granite)角閃石・黒雲母・石英・カリ長石（正長石または微斜長石）・灰曹長石からなる。
鉱物粒子の大きさによる分類[編集]
一般に花崗岩中の鉱物粒子の大きさは数mm程度で、大きくても数cmまで。それ以上の大きさのものを巨晶花崗岩（花崗岩ペグマタイト）と呼ぶ。巨晶花崗岩は花崗岩が固結する際に最後に残った部分と考えられ、通常は微量しか含まれない珍しい鉱物が濃縮されていることが多い。また大きな鉱物粒子の間に空洞が存在し、美しい水晶（石英の結晶）や、蛍石、トパーズ、電気石（トルマリン）の結晶を産出することがある。このような空洞を晶洞と呼ぶ。
岩石名の先頭に「細粒」(fine-grained)、「中粒」(medium-grained)、「粗粒」(coarse-grained)、「斑状」(porphyritic) などをつけて区別することもある。
分布[編集]
山塊の多くが花崗岩から成る木曽山脈
花崗岩は造山帯か否かを問わず、大陸地殻の全域にわたって広く分布している。深成岩ゆえに地表に出ている部分よりも地下深くの方が広がっていると考えられ、大陸の表面を覆う比較的薄い堆積岩の下に横たわる基盤岩の大半を占めていると考えられている。これらの大規模なもの（100km2以上）をバソリス（batholith、底盤）、100km2以下の比較的狭い範囲のものをストック（stock、岩株）と呼んでいる。
花崗岩はおそらく完新世を除くあらゆる地質年代にわたって地殻に貫入してきた。世界的には先カンブリア時代に生成したものが多いようだが、日本では中生代に生成したものが最も広い面積を占める。日本の地表では、阿武隈高地、関東北部、飛騨山脈、木曽山脈、美濃高原、近畿地方中部、瀬戸内海から中国山地、北九州などに広く分布している。
このように花崗岩は地球上ではごくありふれた存在だが、太陽系の地球以外の岩石天体にはほとんど見出されない。花崗岩の形成に水の関与が必要で、海の存在する地球でのみ花崗岩が大量に作られてきたものと考えられている[2]。
起源[編集]
花崗岩の起源については従来2つの学説間で論争があったが、現在では“マグマ説”が一般に支持されている。
マグマ説（火成岩説）花崗岩は、玄武岩質マグマの地殻内での結晶分化作用により形成された流紋岩質マグマ、あるいは玄武岩質マグマが周囲の壁岩（一般に堆積岩等から成る）を溶融して形成された流紋岩質マグマが地上へ出ることなくゆっくりと冷却されてできるという説。放射性元素の同位体比や微量元素の含有量、また花崗岩体の規模が大きいことなどから、多くの花崗岩マグマは後者の成因によって形成されたと考えられている。花崗岩化作用論（変成岩説）砂岩や泥岩などの堆積岩が地下深部で高温変成作用を受け、液体の状態を経ずに花崗岩が形成されたという説。
主化学組成[編集]
例として産業技術総合研究所による岩石標準試料の1つであるJG-2（岐阜県蛭川村の苗木花崗岩）の組成を示す（単位は重量%）[3]。
JG-2の化学組成
含有量
SiO2
76.83
TiO2
0.044
Al2O3
12.47
Fe2O3
0.33
FeO
0.57
MnO
0.016
MgO
0.037
CaO
0.70
Na2O
3.54
K2O
4.71
P2O5
0.002
H2O+
0.33
H2O−
0.12
花崗岩の風化[編集]
花崗岩は結晶粒子が大きくかつ鉱物結晶の熱膨張率が異なるため、温度差の大きい所では粒子間の結合が弱まり、表面がぼろぼろになりやすい（風化しやすい）。花崗岩中の主成分である石英は非常に風化しにくいため、風化が進むと構成鉱物の粗い粒子を残したままばらばらの状態になり、非常にもろく崩れやすくなる。このようにして生じた白から黄土色の粗い砂を真砂土、あるいは単に真砂という。花崗岩地帯には真砂が広く分布し、強い降雨により多量の砂が流れ出すため、花崗岩地帯の多くが砂防地域として指定されている。また、真砂は学校の校庭の敷き砂などとして利用される。この土が河川によって海まで運ばれると、風化に強い石英主体の砂となり白い砂浜となる。瀬戸内海の白砂青松や山陰地方の砂丘は、中国山地の大量の花崗岩が元になっている。
花崗岩は固くて緻密であるが、花崗岩中の斜長石や黒雲母は比較的風化を受けやすい。斜長石が分解してできるカオリナイトの良質なものは陶土として使用される。それゆえ焼き物の街と呼ばれる場所は、花崗岩が地表に出ている地域の周辺に存在することが多い。瀬戸、信楽などがその代表例である。
石材としての花崗岩[編集]
花崗岩の古い道標
「白」と「錆」：10cm角ブロック
花崗岩は緻密で硬いことから、日本では古くから石材として使用されてきた。石の鳥居や城の石垣や石橋に用いられるほか、道標や三角点・水準点の標石にも用いられてきた。近代の建造物の例としては国会議事堂の外装が全て日本国産の花崗岩で出来ている。
また緻密なので表面を研磨して光沢を出すことが可能で、これを「本磨き」と称して墓石などのほかパネルとして、また公共の建物や商業施設、記念建造物の床石として広範囲に利用されている。逆に、床石として滑りすぎて危険な場合、研磨した後に表面を化学薬品で処理して、滑り止め加工を施す例もある。また、「ジェットバーナー仕上げ」や「ウォータージェット」などの手法で若干荒い表面に仕上げる石材もある。石段や敷石などの場合は、研磨せず、ノミ切り、コブ出しなどの手法で、ごつごつした表面とするものもある。
高い強度と滑りやすさを要求されるカーリングの公式競技用ストーンは、全てスコットランドのアルサクレッグ島で産出される花崗岩で作られている。
石材としては、通常の黒雲母花崗岩を「白」、桃色の花崗岩を「錆」と呼ぶ。近年日本で流通しているものは福建省を中心とした中国産が殆どであり、「白」の場合 602、603、桃色の場合488など、色番号を用いることがある。
別称「御影石」について[編集]
花崗岩は、特に石材としては御影石とも呼ばれる。「御影」は、兵庫県神戸市の地名（旧武庫郡御影町、現在の東灘区御影石町など）に由来し、御影の北に位置する六甲山地に花崗岩が産出したことによる。切り出した花崗岩を大阪湾に面した海岸から石船に積載し、古くから各地に出荷していた。
御影の名前は各地の産地にも転用されている。代表的な例が、福島県伊達市を中心とした「吾妻御影」、茨城県笠間市の稲田地区を中心とした「稲田御影」、同じく茨城県の桜川市（旧真壁町）を中心とした「真壁御影」などである。なお墓石などに使われる「黒御影」は花崗岩ではなく閃緑岩や斑れい岩であるが、黒っぽい花崗岩もある。
石材としての産地[編集]
石材としての花崗岩産地と商品名の例を挙げる[4]。
アジア 日本の旗 日本 -稲田石、 真壁小目、吾妻御影、大島石 など。
中華人民共和国の旗 中国 - 白花崗、チャイナマホガニー、岑溪紅、浜河紅、南山黄 など。
ベトナムの旗 ベトナム
インドの旗 インド - ニューインペリアルレッド、サワンローズ、タイガースキン、インデアンジャパラナ、アーバングレー、銀河、グリーンファンタジー など。
オセアニア オーストラリアの旗 オーストラリア - オーストラリアホワイト など。
アメリカ カナダの旗 カナダ - オータムブラウン、カレドニア など。
アメリカ合衆国の旗 アメリカ合衆国 - テキサスレッド など。
ブラジルの旗 ブラジル - インペリアルレッド、カパオポニート など。
ヨーロッパ ノルウェーの旗 ノルウェー - エメラルドパール など。
スウェーデンの旗 スウェーデン - ロイヤルマホガニー、マホガニー など。
フィンランドの旗 フィンランド - カージナル、クルグレー、バルモラルレッド、バルチックブラウン など。
イタリアの旗 イタリア - ルナパール、カレドニア など。
スペインの旗 スペイン - ロザポルリノ、グリジオペラル など。
ポルトガルの旗 ポルトガル - モンチーク など。
アフリカ エジプトの旗 エジプト - エジプトレッド など。
南アフリカ共和国の旗 南アフリカ共和国 - ナラブラウン など
目次 [非表示]
1 概要
2 花崗岩の種類 2.1 含まれる鉱物による分類
2.2 鉱物粒子の大きさによる分類
3 分布
4 起源
5 主化学組成
6 花崗岩の風化
7 石材としての花崗岩 7.1 別称「御影石」について
7.2 石材としての産地
8 脚注
9 参考文献
10 関連項目
11 外部リンク
概要[編集]
地下深部で形成された深成岩のうち下記2条件を満たすものを指す。
主成分が石英と長石で、他に10%程度の有色鉱物（黒雲母等）を含み、全体的に白っぽく見えるもの。有色鉱物の含有量が多い（約30%）ものは閃緑岩の範疇に入る。なお、花崗岩と閃緑岩の中間的な性質を持つ岩石は花崗閃緑岩 (granodiorite) と呼ばれる。
成分中にナトリウムとカリウムの含量が少ない非アルカリ岩質であること。アルカリ分が多くなると石英が減って角閃石が多くなり、閃長岩と呼ばれる。
花崗岩は大陸や島弧などの陸地を構成する岩石の中では非常に一般的なもので、各地で見つかる。花崗岩の英語名 granite の語源は、ラテン語で種子や穀粒を意味する granum である。数mm径の結晶が寄り集まった粗い粒子構造から命名された。
花崗岩の平均密度は通常2.75g/cm3付近であるが、産地や品種によっては1.74g/cm3から2.80g/cm3に及ぶ。
花崗岩の種類[編集]
含まれる鉱物による分類[編集]
花崗岩の主要構成鉱物は、石英、カリ長石、斜長石、黒雲母、白雲母、普通角閃石である。磁鉄鉱、柘榴石、ジルコン、燐灰石のような副成分鉱物を含むこともある。まれに輝石を含む。産地によってその含有鉱物の種類や比率が様々に異なっている。含まれる有色鉱物の名前を少ないものから順に、「花崗岩」の前につけて呼ぶ。副成分鉱物の場合は「含〜」とつける。
黒雲母花崗岩 (biotite granite)黒雲母・石英・カリ長石（正長石または微斜長石）・灰曹長石からなる。カリ長石が分解してカオリナイト化し桃色を呈するものを桃色花崗岩と呼ぶ。両雲母花崗岩 (two mica granite)黒雲母・白雲母・石英・カリ長石（正長石または微斜長石）・灰曹長石からなる。閃雲花崗岩 (hornblende biotite granite)角閃石・黒雲母・石英・カリ長石（正長石または微斜長石）・灰曹長石からなる。
鉱物粒子の大きさによる分類[編集]
一般に花崗岩中の鉱物粒子の大きさは数mm程度で、大きくても数cmまで。それ以上の大きさのものを巨晶花崗岩（花崗岩ペグマタイト）と呼ぶ。巨晶花崗岩は花崗岩が固結する際に最後に残った部分と考えられ、通常は微量しか含まれない珍しい鉱物が濃縮されていることが多い。また大きな鉱物粒子の間に空洞が存在し、美しい水晶（石英の結晶）や、蛍石、トパーズ、電気石（トルマリン）の結晶を産出することがある。このような空洞を晶洞と呼ぶ。
岩石名の先頭に「細粒」(fine-grained)、「中粒」(medium-grained)、「粗粒」(coarse-grained)、「斑状」(porphyritic) などをつけて区別することもある。
分布[編集]
山塊の多くが花崗岩から成る木曽山脈
花崗岩は造山帯か否かを問わず、大陸地殻の全域にわたって広く分布している。深成岩ゆえに地表に出ている部分よりも地下深くの方が広がっていると考えられ、大陸の表面を覆う比較的薄い堆積岩の下に横たわる基盤岩の大半を占めていると考えられている。これらの大規模なもの（100km2以上）をバソリス（batholith、底盤）、100km2以下の比較的狭い範囲のものをストック（stock、岩株）と呼んでいる。
花崗岩はおそらく完新世を除くあらゆる地質年代にわたって地殻に貫入してきた。世界的には先カンブリア時代に生成したものが多いようだが、日本では中生代に生成したものが最も広い面積を占める。日本の地表では、阿武隈高地、関東北部、飛騨山脈、木曽山脈、美濃高原、近畿地方中部、瀬戸内海から中国山地、北九州などに広く分布している。
このように花崗岩は地球上ではごくありふれた存在だが、太陽系の地球以外の岩石天体にはほとんど見出されない。花崗岩の形成に水の関与が必要で、海の存在する地球でのみ花崗岩が大量に作られてきたものと考えられている[2]。
起源[編集]
花崗岩の起源については従来2つの学説間で論争があったが、現在では“マグマ説”が一般に支持されている。
マグマ説（火成岩説）花崗岩は、玄武岩質マグマの地殻内での結晶分化作用により形成された流紋岩質マグマ、あるいは玄武岩質マグマが周囲の壁岩（一般に堆積岩等から成る）を溶融して形成された流紋岩質マグマが地上へ出ることなくゆっくりと冷却されてできるという説。放射性元素の同位体比や微量元素の含有量、また花崗岩体の規模が大きいことなどから、多くの花崗岩マグマは後者の成因によって形成されたと考えられている。花崗岩化作用論（変成岩説）砂岩や泥岩などの堆積岩が地下深部で高温変成作用を受け、液体の状態を経ずに花崗岩が形成されたという説。
主化学組成[編集]
例として産業技術総合研究所による岩石標準試料の1つであるJG-2（岐阜県蛭川村の苗木花崗岩）の組成を示す（単位は重量%）[3]。
JG-2の化学組成
含有量
SiO2
76.83
TiO2
0.044
Al2O3
12.47
Fe2O3
0.33
FeO
0.57
MnO
0.016
MgO
0.037
CaO
0.70
Na2O
3.54
K2O
4.71
P2O5
0.002
H2O+
0.33
H2O−
0.12
花崗岩の風化[編集]
花崗岩は結晶粒子が大きくかつ鉱物結晶の熱膨張率が異なるため、温度差の大きい所では粒子間の結合が弱まり、表面がぼろぼろになりやすい（風化しやすい）。花崗岩中の主成分である石英は非常に風化しにくいため、風化が進むと構成鉱物の粗い粒子を残したままばらばらの状態になり、非常にもろく崩れやすくなる。このようにして生じた白から黄土色の粗い砂を真砂土、あるいは単に真砂という。花崗岩地帯には真砂が広く分布し、強い降雨により多量の砂が流れ出すため、花崗岩地帯の多くが砂防地域として指定されている。また、真砂は学校の校庭の敷き砂などとして利用される。この土が河川によって海まで運ばれると、風化に強い石英主体の砂となり白い砂浜となる。瀬戸内海の白砂青松や山陰地方の砂丘は、中国山地の大量の花崗岩が元になっている。
花崗岩は固くて緻密であるが、花崗岩中の斜長石や黒雲母は比較的風化を受けやすい。斜長石が分解してできるカオリナイトの良質なものは陶土として使用される。それゆえ焼き物の街と呼ばれる場所は、花崗岩が地表に出ている地域の周辺に存在することが多い。瀬戸、信楽などがその代表例である。
石材としての花崗岩[編集]
花崗岩の古い道標
「白」と「錆」：10cm角ブロック
花崗岩は緻密で硬いことから、日本では古くから石材として使用されてきた。石の鳥居や城の石垣や石橋に用いられるほか、道標や三角点・水準点の標石にも用いられてきた。近代の建造物の例としては国会議事堂の外装が全て日本国産の花崗岩で出来ている。
また緻密なので表面を研磨して光沢を出すことが可能で、これを「本磨き」と称して墓石などのほかパネルとして、また公共の建物や商業施設、記念建造物の床石として広範囲に利用されている。逆に、床石として滑りすぎて危険な場合、研磨した後に表面を化学薬品で処理して、滑り止め加工を施す例もある。また、「ジェットバーナー仕上げ」や「ウォータージェット」などの手法で若干荒い表面に仕上げる石材もある。石段や敷石などの場合は、研磨せず、ノミ切り、コブ出しなどの手法で、ごつごつした表面とするものもある。
高い強度と滑りやすさを要求されるカーリングの公式競技用ストーンは、全てスコットランドのアルサクレッグ島で産出される花崗岩で作られている。
石材としては、通常の黒雲母花崗岩を「白」、桃色の花崗岩を「錆」と呼ぶ。近年日本で流通しているものは福建省を中心とした中国産が殆どであり、「白」の場合 602、603、桃色の場合488など、色番号を用いることがある。
別称「御影石」について[編集]
花崗岩は、特に石材としては御影石とも呼ばれる。「御影」は、兵庫県神戸市の地名（旧武庫郡御影町、現在の東灘区御影石町など）に由来し、御影の北に位置する六甲山地に花崗岩が産出したことによる。切り出した花崗岩を大阪湾に面した海岸から石船に積載し、古くから各地に出荷していた。
御影の名前は各地の産地にも転用されている。代表的な例が、福島県伊達市を中心とした「吾妻御影」、茨城県笠間市の稲田地区を中心とした「稲田御影」、同じく茨城県の桜川市（旧真壁町）を中心とした「真壁御影」などである。なお墓石などに使われる「黒御影」は花崗岩ではなく閃緑岩や斑れい岩であるが、黒っぽい花崗岩もある。
石材としての産地[編集]
石材としての花崗岩産地と商品名の例を挙げる[4]。
アジア 日本の旗 日本 -稲田石、 真壁小目、吾妻御影、大島石 など。
中華人民共和国の旗 中国 - 白花崗、チャイナマホガニー、岑溪紅、浜河紅、南山黄 など。
ベトナムの旗 ベトナム
インドの旗 インド - ニューインペリアルレッド、サワンローズ、タイガースキン、インデアンジャパラナ、アーバングレー、銀河、グリーンファンタジー など。
オセアニア オーストラリアの旗 オーストラリア - オーストラリアホワイト など。
アメリカ カナダの旗 カナダ - オータムブラウン、カレドニア など。
アメリカ合衆国の旗 アメリカ合衆国 - テキサスレッド など。
ブラジルの旗 ブラジル - インペリアルレッド、カパオポニート など。
ヨーロッパ ノルウェーの旗 ノルウェー - エメラルドパール など。
スウェーデンの旗 スウェーデン - ロイヤルマホガニー、マホガニー など。
フィンランドの旗 フィンランド - カージナル、クルグレー、バルモラルレッド、バルチックブラウン など。
イタリアの旗 イタリア - ルナパール、カレドニア など。
スペインの旗 スペイン - ロザポルリノ、グリジオペラル など。
ポルトガルの旗 ポルトガル - モンチーク など。
アフリカ エジプトの旗 エジプト - エジプトレッド など。
南アフリカ共和国の旗 南アフリカ共和国 - ナラブラウン など
閃緑岩
閃緑岩（せんりょくがん、英語: diorite）は、深成岩のうち、主成分である無色鉱物が斜長石で、輝石、角閃石などの有色鉱物を比較的多く含む（約30%）ものを指す。火山岩の安山岩に対応する。
花崗岩より黒っぽいが、斑れい岩ほどは黒くはない。
目次 [非表示]
1 石英閃緑岩
2 球状閃緑岩
3 脚注
4 参考文献
5 関連項目
6 外部リンク
石英閃緑岩[編集]
石英を含むものは石英閃緑岩（せきえいせんりょくがん、quartz diorite）と呼び厳密には区別するが、ほとんどの閃緑岩は石英を含み、石英を含まない純粋な閃緑岩はまず産出しない。
球状閃緑岩[編集]
閃緑岩の一種で、斜長石を主成分とした無色鉱物の部分と、角閃石や黒雲母などから成る有色鉱物が交互に晶出して同心円状もしくは放射状の構造を呈したものを球状閃緑岩（きゅうじょうせんりょくがん、ball diorite）と呼ぶ。
球状閃緑岩の日本での産出は稀である[1]。宮城県白石市で産出されたものは菊面石とも呼ばれ、1923年（大正12年）3月7日に国の天然記念物に指定されている[2]。江戸時代の奇石収集家・本草学者である木内石亭が記した「雲根志」（うんこんし）には「ナンダモンダ」という名で記載されている[3]。
花崗岩より黒っぽいが、斑れい岩ほどは黒くはない。
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1 石英閃緑岩
2 球状閃緑岩
3 脚注
4 参考文献
5 関連項目
6 外部リンク
石英閃緑岩[編集]
石英を含むものは石英閃緑岩（せきえいせんりょくがん、quartz diorite）と呼び厳密には区別するが、ほとんどの閃緑岩は石英を含み、石英を含まない純粋な閃緑岩はまず産出しない。
球状閃緑岩[編集]
閃緑岩の一種で、斜長石を主成分とした無色鉱物の部分と、角閃石や黒雲母などから成る有色鉱物が交互に晶出して同心円状もしくは放射状の構造を呈したものを球状閃緑岩（きゅうじょうせんりょくがん、ball diorite）と呼ぶ。
球状閃緑岩の日本での産出は稀である[1]。宮城県白石市で産出されたものは菊面石とも呼ばれ、1923年（大正12年）3月7日に国の天然記念物に指定されている[2]。江戸時代の奇石収集家・本草学者である木内石亭が記した「雲根志」（うんこんし）には「ナンダモンダ」という名で記載されている[3]。
斑れい岩
斑糲岩（はんれいがん、英語: gabbro、ガブロ）は、深成岩の一種。火山岩の玄武岩に対応。
有色鉱物の角閃石や輝石を多く含み、岩石全体が黒っぽい（ペグマタイト質のものは斜長石の白い部分が目立つことがある）。磁鉄鉱なども含んでいることがある。無色鉱物はほとんどが斜長石で、アルカリ長石や石英をほとんど含まない。
閃緑岩との区別は、斜長石の灰長石成分（An）の割合による（An<50が閃緑岩、An>50が斑れい岩）。アルカリ長石が含まれるようになるとモンゾ斑糲岩、石英が含まれるようになると石英斑糲岩、アルカリ長石と石英の両方を含むと石英モンゾ斑糲岩となる。
目次 [非表示]
1 表記
2 語源
3 脚注
4 関連項目
5 参考文献
6 外部リンク
表記[編集]
漢字が非常に難しいため、斑れい岩[1]あるいははんれい岩・ハンレイ岩と書かれることのほうが多い。
語源[編集]
イタリアの工芸家が呼んでいた石材名gabbroに由来するが、初めは蛇紋岩や輝石からなる特殊な火成岩に使われていた。これを岩石名としたのは1810年、フォン・ブッフで、初めは蛇紋岩や輝石からなる特殊な火成岩の名であったが、後になって、今日のような意味で使われるようになった。斑糲岩という難しい訳語を作ったのは、小藤文次郎（1884年〈明治17年〉）。糲は「くろごめ」玄米のことで、粒状で黒い斑点のある石という意味らしい。明治初期にはまた、「飛白石・カスリイシ」の訳も行なわれたが、これはかすり模様という意味でつけられた名前である。どちらも、白い斜長石と黒い輝石が白黒の斑点に見えることを意味する。
脚注[編集]
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1.^ 文部省編 『学術用語集 地学編』 日本学術振興会、1984年、ISBN 4-8181-8401-2。（オンライン学術用語集）
関連項目[編集]
ウィキメディア・コモンズには、斑れい岩に関連するカテゴリがあります。
岩石 - 火成岩 - 深成岩
岩石の一覧
玄武岩（火山岩）
有色鉱物の角閃石や輝石を多く含み、岩石全体が黒っぽい（ペグマタイト質のものは斜長石の白い部分が目立つことがある）。磁鉄鉱なども含んでいることがある。無色鉱物はほとんどが斜長石で、アルカリ長石や石英をほとんど含まない。
閃緑岩との区別は、斜長石の灰長石成分（An）の割合による（An<50が閃緑岩、An>50が斑れい岩）。アルカリ長石が含まれるようになるとモンゾ斑糲岩、石英が含まれるようになると石英斑糲岩、アルカリ長石と石英の両方を含むと石英モンゾ斑糲岩となる。
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1 表記
2 語源
3 脚注
4 関連項目
5 参考文献
6 外部リンク
表記[編集]
漢字が非常に難しいため、斑れい岩[1]あるいははんれい岩・ハンレイ岩と書かれることのほうが多い。
語源[編集]
イタリアの工芸家が呼んでいた石材名gabbroに由来するが、初めは蛇紋岩や輝石からなる特殊な火成岩に使われていた。これを岩石名としたのは1810年、フォン・ブッフで、初めは蛇紋岩や輝石からなる特殊な火成岩の名であったが、後になって、今日のような意味で使われるようになった。斑糲岩という難しい訳語を作ったのは、小藤文次郎（1884年〈明治17年〉）。糲は「くろごめ」玄米のことで、粒状で黒い斑点のある石という意味らしい。明治初期にはまた、「飛白石・カスリイシ」の訳も行なわれたが、これはかすり模様という意味でつけられた名前である。どちらも、白い斜長石と黒い輝石が白黒の斑点に見えることを意味する。
脚注[編集]
[ヘルプ]
1.^ 文部省編 『学術用語集 地学編』 日本学術振興会、1984年、ISBN 4-8181-8401-2。（オンライン学術用語集）
関連項目[編集]
ウィキメディア・コモンズには、斑れい岩に関連するカテゴリがあります。
岩石 - 火成岩 - 深成岩
岩石の一覧
玄武岩（火山岩）
かんらん岩
かんらん岩[1][2]（かんらんがん、橄欖岩、英: peridotite） は火成岩（深成岩）の一種で、SiO2 成分に乏しい超塩基性岩に分類される。主にかんらん石[3]からなり、そのほかに斜方輝石、単斜輝石などを含む。
目次 [非表示]
1 成分・種類
2 産出地
3 性質・特徴
4 脚注
5 参考文献
6 関連項目
7 外部リンク
成分・種類[編集]
超苦鉄質岩（有色鉱物90%以上）の分類
岩石に含まれる鉱物量比により、さらに4つの岩石に分類される。
ダンかんらん岩[1][2]（dunite、ダナイト）かんらん石が全体の90%以上を占めるもの。斜方輝石かんらん岩[1]（harzburgite、ハルツバージャイト[2]）かんらん石を50%以上含む岩石のうち、斜方輝石に富むもの。単斜輝石かんらん岩[1]（wehrlite、ウェールライト）かんらん石を50%以上含む岩石のうち、単斜輝石に富むもの。複輝石かんらん岩[1]（lherzolite、レールゾライト[2]）かんらん石を50%以上含む岩石のうち、斜方輝石と単斜輝石の両方が伴われるもの。複輝石かんらん岩が部分溶融して玄武岩質マグマを生成すると考えられている。
ダンかんらん岩（ダナイト）
複輝石かんらん岩（レールゾライト）
産出地[編集]
かんらん岩はマントル上部を構成する岩石の一つであり[4]、そのほとんどが地下深くに存在する。
地表で見られるものには、地殻が捲れあがってマントル物質が地表に現れたものや、マグマ等が急激に上昇する際に、捕獲岩として運ばれてきたものがある。他の超塩基性岩類や塩基性岩などと共にオフィオライトの一部を構成することが多い。
低圧では斜長石かんらん岩、中圧ではスピネルかんらん岩、高圧では柘榴石かんらん岩となる。
性質・特徴[編集]
かんらん岩は変成作用を受けやすく、地表で見られる場合には、蛇紋岩に変化している場合がほとんどである。
目次 [非表示]
1 成分・種類
2 産出地
3 性質・特徴
4 脚注
5 参考文献
6 関連項目
7 外部リンク
成分・種類[編集]
超苦鉄質岩（有色鉱物90%以上）の分類
岩石に含まれる鉱物量比により、さらに4つの岩石に分類される。
ダンかんらん岩[1][2]（dunite、ダナイト）かんらん石が全体の90%以上を占めるもの。斜方輝石かんらん岩[1]（harzburgite、ハルツバージャイト[2]）かんらん石を50%以上含む岩石のうち、斜方輝石に富むもの。単斜輝石かんらん岩[1]（wehrlite、ウェールライト）かんらん石を50%以上含む岩石のうち、単斜輝石に富むもの。複輝石かんらん岩[1]（lherzolite、レールゾライト[2]）かんらん石を50%以上含む岩石のうち、斜方輝石と単斜輝石の両方が伴われるもの。複輝石かんらん岩が部分溶融して玄武岩質マグマを生成すると考えられている。
ダンかんらん岩（ダナイト）
複輝石かんらん岩（レールゾライト）
産出地[編集]
かんらん岩はマントル上部を構成する岩石の一つであり[4]、そのほとんどが地下深くに存在する。
地表で見られるものには、地殻が捲れあがってマントル物質が地表に現れたものや、マグマ等が急激に上昇する際に、捕獲岩として運ばれてきたものがある。他の超塩基性岩類や塩基性岩などと共にオフィオライトの一部を構成することが多い。
低圧では斜長石かんらん岩、中圧ではスピネルかんらん岩、高圧では柘榴石かんらん岩となる。
性質・特徴[編集]
かんらん岩は変成作用を受けやすく、地表で見られる場合には、蛇紋岩に変化している場合がほとんどである。
アセノスフェア
アセノスフェア[1]（asthenosphere）とは、地球のマントルを力学的性質で分類したうち、リソスフェア（プレート）とメソスフェアの間の部分。上部マントル中に位置し、岩流圏[2]ともいう。深度100km〜300kmの間にある。地震波の低速度域であり、物質が部分溶融し、流動性を有している。低速度域のみがアセノスフェアとされるが、場合によっては下限を660kmの面と考える説もある。
マントル構成層であり、主要組成はかんらん岩で鉱物相もかんらん石（α相）である。電気伝導性、電流異方性を示す。
発散型プレート境界においては、アセノスフェアは地表に近いところまで上昇している。
マントル構成層であり、主要組成はかんらん岩で鉱物相もかんらん石（α相）である。電気伝導性、電流異方性を示す。
発散型プレート境界においては、アセノスフェアは地表に近いところまで上昇している。
アフロ・ユーラシア大陸
アフロ・ユーラシア大陸（アフロ・ユーラシアたいりく、Afro-Eurasia）[1]は、アフリカ大陸とユーラシア大陸を合わせた大陸であり、現在、地球表面上における最大の陸塊である。普通は別の2つの大陸として数えることが多いが、両者はスエズ地峡で繋がっていたため（現在はスエズ運河で分断）、これを1つの大陸（超大陸）と見なすことができる。周辺の島々を含めると、2006年現在、全人類の85%である57億人が住んでおり[2]、人口、経済の点で世界の大半を占める。
旧大陸は同じものを指すが、必ずしも単一の陸塊という意味はない。地政学でいう世界島はアフロ・ユーラシア大陸の本体だけを指し、グレートブリテン島（イギリス）、アイルランド島（アイルランド）、日本列島（日本）、マダガスカル島（マダガスカル）といったような周辺の島々は含まれない。
ユーラフラシア（Eurafrasia）[3]、アフラシア（Afrasia）[3]という用語もあるが、あまり使われない。
構成地域[編集]
アフロ・ユーラシアは次のような地域に区分できる。
アフリカ 北アフリカ
中部アフリカ
西アフリカ
東アフリカ
南部アフリカ
ユーラシア 東アジア
東南アジア
南アジア
中央アジア
西アジア
北アジア
ヨーロッパ
人類学、歴史学の観点で、アフロ・ユーラシアをユーラシア・北アフリカと、サブサハラに二分することがある.[4]。
旧大陸は同じものを指すが、必ずしも単一の陸塊という意味はない。地政学でいう世界島はアフロ・ユーラシア大陸の本体だけを指し、グレートブリテン島（イギリス）、アイルランド島（アイルランド）、日本列島（日本）、マダガスカル島（マダガスカル）といったような周辺の島々は含まれない。
ユーラフラシア（Eurafrasia）[3]、アフラシア（Afrasia）[3]という用語もあるが、あまり使われない。
構成地域[編集]
アフロ・ユーラシアは次のような地域に区分できる。
アフリカ 北アフリカ
中部アフリカ
西アフリカ
東アフリカ
南部アフリカ
ユーラシア 東アジア
東南アジア
南アジア
中央アジア
西アジア
北アジア
ヨーロッパ
人類学、歴史学の観点で、アフロ・ユーラシアをユーラシア・北アフリカと、サブサハラに二分することがある.[4]。
超大陸
超大陸（ちょうたいりく）は、地球表面上において大陸とみなされる陸塊を1つ以上含む非常に広大な陸のことをいう。
現在の「大陸」のうちの1つ以上を含んでいることを指す。大陸や亜大陸の定義が任意であるため、超大陸の定義も任意である。
目次 [非表示]
1 現在の超大陸
2 超大陸の形成と破壊
3 太古の超大陸
4 未来の超大陸
現在の超大陸[編集]
現在の超大陸は次の二つである。
アフロ・ユーラシア大陸 : アフリカ＝ユーラシア大陸、世界島ともいう
アメリカ大陸
超大陸の形成と破壊[編集]
一般に超大陸という用語は、現在存在する大陸から構成される広大な陸地を参照するために使用されている。そのような広大な陸地は、大陸移動説によると、約4億年から5億年ごとに形成され、あるいは破壊されることになる。
超大陸は地球内部からの熱の流れを閉鎖するため、下層のアセノスフェア（岩流圏）を過熱させる。結局、上層のプレートを成すリソスフェア（岩石圏）は上向きに押されて割れてゆく。マグマが上方へわき出て、超大陸の破片が別々の方向へ押されることになる。
しかし、分裂した大陸片はしばしば再び結合する。他の場所で分裂して反対方向に向かってきた別の大陸片と衝突することもあるし、そうでなくとも地球表面は球面であるので、反対方向に分裂した破片同士はいずれどこかで出会う可能性が高い。こうして、超大陸が再形成される。
再形成された超大陸はしばらくするとまた分裂を始め、以上を繰り返す。これをウィルソン・サイクルと呼ぶ。
太古の超大陸[編集]
ヌーナ大陸 (Neuna、NunaまたはNena) あるいはローレンシア大陸 (Laurentia) : 19億年前
コロンビア大陸 (Columbia) : 約18億年前-15億年前
パノティア大陸 (Pannotia) : 約15億年前-10億年前
ロディニア大陸 (Rodinia) : 約10億-7億年前
パンゲア大陸 (Pangea) : 2億5千万-2億年前
ゴンドワナ大陸 (Gondwana) : 5億-1億年前
ローラシア大陸 (Laurasia) あるいはユーラメリカ大陸 (Euramerica) とも : 2億-6千万年前
アフロ・ユーラシア・アメリカ大陸（英語版）（アフロユーラシア大陸とアメリカ大陸がベーリンジアでつながれた一つの超大陸） (Afro-Eurasia-America) :1万年前まで
古地磁気を使った研究（古地磁気学）により、過去の大陸移動の様子は6億年ほど前まで詳細に分かっている。また、それ以前についても、大まかな大陸移動の様子が推定されている。それによると、過去には約19億年前のヌーナ大陸を始めとして何度か超大陸が形成された。現在は、超大陸パンゲアが分裂・四散して、再び次の超大陸の形成に向けまとまり始めた時点であると考えられている。
未来の超大陸[編集]
大陸は現在も移動を続けており、過去に周期的に超大陸が形成されてきたことから、数億年後には再び超大陸が出現すると予測されている。ただし、それがどのように形成されるかについては諸説ある。
アメイジア大陸現在の東アジアを中心にユーラシア、オーストラリア、アメリカが衝突するという説。パンゲア・ウルティマ大陸アフリカがヨーロッパにめり込みながら大きく北上する一方、大西洋が再び縮小して北アメリカがアフリカ南部に衝突するという説。
現在の「大陸」のうちの1つ以上を含んでいることを指す。大陸や亜大陸の定義が任意であるため、超大陸の定義も任意である。
目次 [非表示]
1 現在の超大陸
2 超大陸の形成と破壊
3 太古の超大陸
4 未来の超大陸
現在の超大陸[編集]
現在の超大陸は次の二つである。
アフロ・ユーラシア大陸 : アフリカ＝ユーラシア大陸、世界島ともいう
アメリカ大陸
超大陸の形成と破壊[編集]
一般に超大陸という用語は、現在存在する大陸から構成される広大な陸地を参照するために使用されている。そのような広大な陸地は、大陸移動説によると、約4億年から5億年ごとに形成され、あるいは破壊されることになる。
超大陸は地球内部からの熱の流れを閉鎖するため、下層のアセノスフェア（岩流圏）を過熱させる。結局、上層のプレートを成すリソスフェア（岩石圏）は上向きに押されて割れてゆく。マグマが上方へわき出て、超大陸の破片が別々の方向へ押されることになる。
しかし、分裂した大陸片はしばしば再び結合する。他の場所で分裂して反対方向に向かってきた別の大陸片と衝突することもあるし、そうでなくとも地球表面は球面であるので、反対方向に分裂した破片同士はいずれどこかで出会う可能性が高い。こうして、超大陸が再形成される。
再形成された超大陸はしばらくするとまた分裂を始め、以上を繰り返す。これをウィルソン・サイクルと呼ぶ。
太古の超大陸[編集]
ヌーナ大陸 (Neuna、NunaまたはNena) あるいはローレンシア大陸 (Laurentia) : 19億年前
コロンビア大陸 (Columbia) : 約18億年前-15億年前
パノティア大陸 (Pannotia) : 約15億年前-10億年前
ロディニア大陸 (Rodinia) : 約10億-7億年前
パンゲア大陸 (Pangea) : 2億5千万-2億年前
ゴンドワナ大陸 (Gondwana) : 5億-1億年前
ローラシア大陸 (Laurasia) あるいはユーラメリカ大陸 (Euramerica) とも : 2億-6千万年前
アフロ・ユーラシア・アメリカ大陸（英語版）（アフロユーラシア大陸とアメリカ大陸がベーリンジアでつながれた一つの超大陸） (Afro-Eurasia-America) :1万年前まで
古地磁気を使った研究（古地磁気学）により、過去の大陸移動の様子は6億年ほど前まで詳細に分かっている。また、それ以前についても、大まかな大陸移動の様子が推定されている。それによると、過去には約19億年前のヌーナ大陸を始めとして何度か超大陸が形成された。現在は、超大陸パンゲアが分裂・四散して、再び次の超大陸の形成に向けまとまり始めた時点であると考えられている。
未来の超大陸[編集]
大陸は現在も移動を続けており、過去に周期的に超大陸が形成されてきたことから、数億年後には再び超大陸が出現すると予測されている。ただし、それがどのように形成されるかについては諸説ある。
アメイジア大陸現在の東アジアを中心にユーラシア、オーストラリア、アメリカが衝突するという説。パンゲア・ウルティマ大陸アフリカがヨーロッパにめり込みながら大きく北上する一方、大西洋が再び縮小して北アメリカがアフリカ南部に衝突するという説。
