玄武岩（げんぶんがん、英: / ˈ b æ s ɒ l t , - ɔː l t , - əl t / ; [1] [2] 米: / b ə ˈ s ɔː l t , ˈ b eɪ s ɔː l t /）[3]は、岩石惑星や衛星の表面またはそのごく近くに露出した、マグネシウムと鉄に富んだ低粘性溶岩（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。急速に冷却した細粒の玄武岩は、ゆっくりと冷却した粗粒の斑れい岩と同じ化学組成と鉱物学的特徴を持つ。地質学者は、年間約20の火山で玄武岩溶岩の噴火を観測しています。玄武岩は太陽系の他の惑星でも重要な岩石です。例えば、金星の平原の大部分（地表の約80%を覆う）は玄武岩質です。月の海は洪水玄武岩質溶岩流の平原です。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%から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、広範囲に広がってから冷えて固まります。洪水玄武岩は、このような溶岩流が多数堆積して形成されたもので、数十万平方キロメートルにも及ぶこともあり、あらゆる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起源を持つと考えられています。したがって、玄武岩の化学組成は地球内部深部におけるプロセスの解明の手がかりとなります。

定義と特徴

QAPF図では、玄武岩／安山岩領域が黄色で強調表示されています。玄武岩はSiO 2が 52%未満であることで安山岩と区別されます。
玄武岩はTAS分類ではB分野です。
アリゾナ州サンセットクレーターの気孔玄武岩。スケールとして米国の25セント硬貨（24mm）を使用。
イエローストーン国立公園（米国）の柱状玄武岩流

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。特に重要なのは、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に分類されます。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。[4] [5] [6] [7]

火山岩は粒径が非常に小さいため、鉱物組成を特定することが現実的ではない場合が多く、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きます。この文脈において、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含有量が5%以下の火山岩と定義されます。このため、玄武岩はTAS図のB領域に位置付けられます。[4] [5] [7]このような組成は塩基性岩と呼ばれます。[8]

玄武岩は、通常、輝石などの暗色の輝石鉱物を多く含むため、濃い灰色から黒色をしています[9] [10] [11]が、幅広い色合いを示すこともあります。斜長石を多く含むため、非常に淡い色の玄武岩もあり、これらはロイコ玄武岩と呼ばれることもあります[12] [13]。淡い色の玄武岩と安山岩を区別することは難しいため、現地の研究者は一般的に、色指数が35以上のものを玄武岩と分類するという大まかな基準を用いています[14] 。

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。[15]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。[16]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。[17]

玄武岩はしばしば斑状であり、マグマが地表に噴出する以前に形成された、より細粒の基質に埋め込まれた大きな結晶（斑晶）を含む。これらの斑晶は通常、輝石、カンラン石、またはカルシウムに富む斜長石から構成されており[10] 、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する。[18] [19]

玄武岩にはしばしば気泡（エマルジョン）が含まれます。これは、マグマが地表に近づくにつれて減圧し、溶存ガスが泡立ち出すことで形成されます。噴出した溶岩は、ガスが逃げる前に固まります。エマルジョン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ます。[20] [21]

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も適用されることがあるが、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（結晶の直径が2mmを超える）の場合は斑れい岩と呼ばれる。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。[5] [22]

ハンガリー、セント・ジェルジの丘の柱状玄武岩

地球史における冥王代、始生代、そして原生代 初期には、地殻とアセノスフェアの分化が未熟であったため、噴出したマグマの化学組成は今日とは大きく異なっていました。その結果生じた超塩基性火山岩は、シリカ（SiO2 ）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ます。[23] [24]

語源

「玄武岩」という語は、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）から輸入された。βάσανος （basanos、「試金石」）に由来する。[ 25]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表す用語であり、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』で使用したことで標準化された。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石に「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』で記述した「basaniten」と同じものだと信じていた。[26]

種類

北アイルランドのジャイアンツ・コーズウェイのように、大きな塊がゆっくりと冷えて多角形の節理模様を形成する必要がある。
ウクライナ、バザルトヴェ近郊の玄武岩の柱

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ます。[27]上部マントルの高圧（上部の岩石の重量による）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全体が固体となります。しかし、マントル岩石は延性を有します（固体岩石は高応力下でゆっくりと変形します）。地殻変動によって高温のマントル岩石が上昇すると、上昇する岩石にかかる圧力が低下し、融点が下がり、岩石が部分的に溶融して玄武岩質マグマが生成されます。[28]

減圧溶融は、大陸棚、中央海嶺、地質学的ホットスポットの上空など、様々な地殻構造で発生する可能性があります。[ 29 ] [ 30]また、背弧盆地[31]などでも発生します。玄武岩は沈み込み帯でも形成されます。沈み込み帯では、マントル岩石が沈み込むスラブの上でマントルウェッジに隆起します。スラブは沈み込む際に水蒸気などの揮発性物質を放出し、融点がさらに低下するため、減圧溶融の量がさらに増加し​​ます。[32]それぞれの地殻構造は、それぞれ独自の特徴を持つ玄武岩を生成します。[33]

  • 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ため、[34]海底の玄武岩のほとんど、海洋の大きな島のほとんど、[35]およびコロンビア川高原などの大陸の洪水玄武岩が含まれます。[36]
    • チタン含有量の高い玄武岩と低い玄武岩は、チタン含有量に基づいて高チタン玄武岩と低チタン玄武岩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[37]、および峨眉山トラップ[38]において区別されています。
    • 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あり、不適合元素の含有量が低いのが特徴です。[39] [9]すべてのMORBは化学的には類似していますが、不適合元素の含有量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。MORBが中央海嶺に沿って近接して存在する場合、マントルの不均質性の証拠と見なされます。[40]
      • 濃縮MORB（E-MORB）は、不適合元素が比較的枯渇していないMORBと定義されます。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分布していると考えられていましたが、現在では中央海嶺沿いの他の多くの場所にも分布していることが分かっています。[41]
      • 通常の MORB (N-MORB) は、不適合な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、不適合な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を比較的豊富に含む。シリカ不飽和であり、類長石[34] 、 アルカリ長石、金雲母、ケルスタイトを含むことがある。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含まれない。[42]これらは大陸リフトとホットスポット火山活動の特徴である。[43]
  • 高アルミナ玄武岩は、アルミナ（Al 2 O 3）含有量が17%を超え、ソレアイト玄武岩とアルカリ玄武岩の中間の組成です。比較的アルミナに富む組成は、斜長石斑晶を含まない岩石に基づいています。斜長石斑晶は、石灰アルカリマグマ系列の低シリカ端にあたり、沈み込み帯上部の火山弧に特徴的に見られます。[44]
  • 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。チタン含有量が低く、微量元素の組成であることが特徴です。[45]
  • 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ますが、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、これはその源となるマントル岩が過去にほとんどマグマを生成しなかった（枯渇していない）ことを示唆しています。[46]

岩石学

ウクライナ、バザルトヴェ産の玄武岩の薄片の顕微鏡写真

玄武岩の鉱物学的特徴は、石灰質斜長石、長石、輝石が主成分であることです。カンラン石も重要な成分の一つです。[47]比較的微量に含まれる副鉱物としては、磁鉄鉱、ウルヴォスピネル、イルメナイトなどの鉄酸化物や鉄チタン酸化物があります。[42]このような酸化鉱物の存在により、玄武岩は冷却するにつれて強い磁気特性を示すことがあり、古地磁気研究では玄武岩が広く利用されています。[48]

ソレアイト玄武岩では、輝石（普通輝石および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。かんらん石も斑晶となることがあり、存在する場合はピジョン輝石の縁を持つことがあります。基底には、格子間石英、トリジマイト、またはクリストバライトが含まれます。かんらん石ソレアイト玄武岩は、普通輝石と斜方輝石またはピジョン輝石を含み、かんらん石を豊富に含んでいますが、かんらん石は輝石の縁を持つ場合があり、基底には含まれない可能性が高いです。[42]

アルカリ玄武岩は、典型的には斜方輝石を含まないが、カンラン石を含む鉱物組成を有する。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、輝石に比べてチタンに富んでいる。基底岩中には、アルカリ長石、白りゅう石、霞石、方ソーダ石、金雲母、アパタイトなどの鉱物が含まれることがある。[42]

玄武岩は液相線温度と固相線温度が高く、地表での値は1200℃（液相線）付近またはそれ以上[49] 、固相線温度付近またはそれ以下1000℃（固相線）付近またはそれ以下であり、これらの値は他の一般的な火成岩よりも高い。[50]

ソレアイト玄武岩の大部分はマントル内の約50～100km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150～200kmの深さで形成されると考えられます。[51] [52]高アルミナ玄武岩の起源については依然として議論が続いており、初生溶融物なのか、それとも他の種類の玄武岩から分別作用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。[53] : 65 

地球化学

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（Na 2 O + K 2 O）は少なく、これはTAS分類と一致しています。玄武岩は、ピクロ玄武岩やほとんどのベイサナイト、テフライトよりもシリカを多く含みますが、玄武岩質安山岩よりもシリカを少なく含みます。玄武岩は、粗面玄武岩やほとんどのベイサナイト、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。[7]

玄武岩の組成は、一般的にSiO2が45 ～52重量%、アルカリ分が2～5重量%、[7] TiO2が0.5～2.0重量% 、 FeOが5～14重量% 、 Al2O3が14重量%以上である。CaOの含有量は通常10重量%前後、MgOの含有量は通常5～12重量%の範囲である。[54]

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です。ボニナイトはマグネシウム（MgO）含有量が最大15%です。アルカリ玄武岩に類似した、長石質に富む塩基性岩は、Na 2 O + K 2 O含有量が12%以上になることがあります。 [55]

ランタノイド元素、すなわち希土類元素（REE）の存在量は、溶融物の冷却に伴う鉱物の結晶化の履歴を説明する上で有用な診断ツールとなり得る。特に、ユーロピウムの相対的な存在量は他のREEと比較して著しく高いか低いことが多く、ユーロピウム異常と呼ばれる。これは、他のランタノイド元素が3価カチオンしか形成しないのに対し、斜長石長石ではEu 2+がCa 2+を置換できるため生じる。[56]

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す。これらは、総アルカリ量と不適合微量元素が特に低いソレアイト質玄武岩で、マントルまたはコンドライトの値に標準化された REE パターンは比較的平坦です。対照的に、アルカリ玄武岩は、軽い REE が非常に豊富で、REE と他の不適合元素の存在量が多い標準化パターンを示します。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なると考えられているため、その組成は盛んに研究されてきました。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すが、均一ではありません。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します。[57]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。[58]

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。[59]希ガスの同位体比（ 3 He / 4 Heなど）も非常に価値があります。例えば、中央海嶺ソレアイト質玄武岩の同位体比は6​​～10（大気の値に標準化）ですが、マントルプルーム由来と考えられる海洋島玄武岩では15～24以上になります。[60]

玄武岩質マグマを生成する部分溶融の根源岩には、おそらくペリドタイトと輝石岩の両方が含まれる。[61]

形態とテクスチャ

活発な玄武岩溶岩流

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指標となります。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、ゆっくりと流れるパホエホエ溶岩流なのかが分かります。[62]

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）[63] 、そして溶岩流[64]という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。

地上溶岩流やシンダーコーンの頂上にある玄武岩は、しばしば高度に発泡しており、岩石に軽い「泡状」の質感を与えています。[65]玄武岩質シンダーは、輝石などの風化した鉄分を多く含む鉱物に含まれる酸化鉄によって赤色を呈することが多いです。[66]

ハワイでは、粘性の高い厚い玄武岩質溶岩からなる塊状のシンダーと角礫岩流であるアア型溶岩が一般的です。パホエホエは流動性の高い高温の玄武岩で、薄いエプロン状の溶岩を形成し、窪地を埋め尽くしたり、時には溶岩湖を形成したり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。[64]

玄武岩質凝灰岩または火砕岩は、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高いため、爆発的な溶岩噴火を引き起こすのに十分な圧力をかけることができませんが、まれに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噴火が起こることがあります。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、地殻を突き破った玄武岩の爆発的な噴火によって形成された、小規模な玄武岩凝灰岩の典型であり、玄武岩と壁岩の角礫岩が混ざった前庭と、火山からさらに離れた場所に玄武岩凝灰岩の扇状地を形成します。[67]

残存小胞では扁桃体構造がよく見られ、ゼオライト、石英、方解石などの美しく結晶化した種が頻繁に発見される。[68]

柱状玄武岩
北アイルランドのジャイアンツ・コーズウェイ
トルコの柱状節理玄武岩
ロシア、ストルブチャーティ岬の柱状玄武岩

厚い溶岩流が冷却する過程で、収縮する節理や亀裂が形成される。[69]溶岩流が比較的急速に冷却されると、大きな収縮力が生じる。溶岩流は垂直方向では亀裂を生じずに収縮するが、水平方向の収縮には亀裂が生じない限り容易には対応できない。その結果、広範囲にわたる亀裂網が発達し、柱状構造が形成される。これらの構造、すなわち玄武岩柱は、断面が主に六角形であるが、3辺から12辺以上の多角形も観察される。[70]柱状構造の大きさは冷却速度に大まかに依存し、冷却速度が非常に速いと非常に小さい（直径1cm未満）柱状構造になる可能性があり、冷却速度が遅いと大きな柱状構造になる可能性が高い。[71]

海底噴火

太平洋海底の枕状玄武岩

海底玄武岩噴火の特徴は主に水深によって決まる。水圧の上昇により揮発性ガスの放出が制限され、噴出を伴う噴火となるためである。[72]水深500メートル（1,600フィート）を超えると、玄武岩質マグマに伴う爆発活動は抑制されると推定されている。[73]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る。 [74]スルツェイアン噴火と呼ばれるこれらの噴火は、大量の水蒸気とガス、そして大量の軽石の生成を特徴とする。[75]

枕状玄武岩

玄武岩が水中で噴火したり海に流れ込んだりすると、水との接触によって表面が冷やされ、溶岩は特徴的な枕状を形成します。この枕状を貫いて高温の溶岩が砕け、新たな枕状構造を形成します。この「枕状」の組織は水中玄武岩質流では非常に一般的であり、古代の岩石で発見された場合は、水中噴火環境の兆候を示すものです。枕状構造は典型的には、細粒の核とガラス質の殻で構成され、放射状の節理が見られます。個々の枕状構造の大きさは10cmから数メートルまで様々です。[76]

パホエホエ溶岩が海に流れ込むと、通常は枕状玄武岩を形成します。しかし、アアが海に流れ込むと、沿岸丘を形成します。これは、塊状のアア溶岩が海に流れ込み、蓄積した水蒸気が爆発して形成された、凝灰岩質の堆積物の小さな円錐状の集積です。 [77]

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火山です。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、非常に爆発的なものでした。沸騰した水蒸気によって岩石が吹き飛ばされ、凝灰岩とシンダーコーンが形成されました。その後、典型的なパホイホイ型の活動へと移行しました。[78] [79]

火山ガラスは、特に溶岩流の急速に冷却された表面に皮として存在する可能性があり、一般的に（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。[80]

枕状玄武岩は氷河下の火山噴火によっても生成される。 [80]

分布

地球

玄武岩は地球上で最も一般的な火山岩の一種で、地球上の火山岩の90%以上を占めています。[81]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、海嶺下のマントルの湧昇から生成されます。[82]玄武岩は、ハワイ諸島、[35] 、フェロー諸島、[83]、レユニオン島など多くの海洋島の主要な火山岩でもあります。[84]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。[85]

パラナ・トラップス、ブラジル

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、陸上で発見される最も体積の大きい大陸性洪水玄武岩が含まれます。 [36]大陸性洪水玄武岩の例としては、インドのデカン・トラップ、 [ 86 ]カナダのブリティッシュコロンビア州のチルコティン・グループ、[ 87 ]ブラジルのパラナ・トラップ、[88 ]ロシアのシベリア・トラップ、[89] 南アフリカのカルー洪水玄武岩地域、[ 90 ]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。[91]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。[92]

玄武岩は火山弧、特に薄い地殻にある火山弧の周辺でもよく見られます。[93]

先カンブリア時代の古代玄武岩は、通常、褶曲帯と衝上断層帯でのみ発見され、しばしば高度に変成されている。これらの岩石は緑色岩帯として知られている。 [94] [95]これは、玄武岩の低度変成作用によって緑泥石、アクチノ閃石、緑簾石などの緑色鉱物が生成されるためである。[96]

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、太陽系の他の部分にも存在します。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、[97]月、火星、金星、小惑星ベスタでも形成されています。

月

アポロ15号の宇宙飛行士が採取した月のオリビン玄武岩

地球の月、月の海に見える暗い領域は、洪水によって流れ出た玄武岩質溶岩の平原です。これらの岩石は、アメリカの有人アポロ計画とロシアの無人ルナ計画の両方で採取され、月隕石の中に含まれています。[98]

月の玄武岩は、地球の玄武岩と主に鉄含有量が高い点で異なり、通常、FeO含有量は約17～22重量%である。また、チタン含有量（鉱物イルメナイトに存在）も幅広く、[99] [100] TiO2含有量は1重量%未満から約13重量%までと幅広い。伝統的に、月の玄武岩はチタン含有量によって分類され、高チタン、低チタン、極低チタンと名付けられてきた。しかしながら、クレメンタイン計画によって得られたチタンの全球地球化学地図は、月の海がチタン濃度の連続体を有し、最も高い濃度の場所が最も少ないことを示している。[101]

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、そして完全な水分欠乏など、特異な組織と鉱物学的特徴を示す。[102]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溶岩流は、わずか12億年前に噴火したと推定されている。[103]

金星

1972年から1985年にかけて、5機のベネラ着陸機と2機のベガ着陸機が金星表面への到達に成功し、蛍光X線分析とガンマ線分析を用いた地球化学測定を実施しました。これらの結果は、着陸地点の岩石が玄武岩（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）であることと一致するものでした。着陸機は、レーダー反射特性が玄武岩質溶岩流のそれと一致する平野に着陸したと考えられています。これらの平野は金星表面の約80%を占めています。一部の場所では、風化していない玄武岩に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行われたことを示しています。[104]

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[105]や火星隕石[ 106] [107]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解析によると、この小惑星は玄武岩質の地殻を持ち、その地殻に由来する角礫化したレゴリスで覆われていることが示唆されている。 [108]地球上の望遠鏡とドーン計画による証拠は、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。[109]ベスタは、主小惑星帯の玄武岩質小惑星の主な供給源である。[110]

イオ

溶岩流はイオの主要な火山地形を形成している。[111]ボイジャーの画像解析から、科学者たちはこれらの溶岩流が主に様々な溶融硫黄化合物で構成されていると考えていた。しかし、その後の地球からの赤外線研究とガリレオ探査機による測定結果から、これらの溶岩流は塩基性から超塩基性組成の玄武岩質溶岩で構成されていることが示唆された。[112]この結論は、イオの「ホットスポット」、つまり熱放射地点の温度測定に基づいており、少なくとも1,300 K、一部では1,600 Kに達する可能性が示唆されている。[113]当初の推定では噴火温度は2,000 K近くに達するとされていたが[114]、その後、温度モデルに誤った熱モデルが用いられたため、過大評価であったことが判明した。[113] [115]

玄武岩の変質

風化

この岩壁は、ドイツ、フォーゲルスベルク地方のフンゲンにあるカオリン化した玄武岩内の移動した鉄と沈殿した鉄の暗い鉱脈を示しています。
ドイツ、フォーゲルスベルク、フンゲン近郊のカオリン化玄武岩

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を玄武岩が含んでいることを反映しています。これらの鉱物は、地表のより冷たく湿潤な環境では不安定です。玄武岩の細かい粒子と、粒子の間に時々含ま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、湿潤な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。[116] [117] [118] [119]ほとんどの玄武岩はカリウム含有量が低いため、風化によって玄武岩は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) に変化します。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へと変化します。こうしてラテライトとして知られる独特の熱帯土壌が形成されます。[116]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。 [120]

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、玄武岩質地域は酸性化に対する強力な緩衝能力を備えています。[121]玄武岩から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。[122]

変成作用

米国ミシガン州の始生代 緑色岩帯から採取された変成玄武岩。元の玄武岩に黒色を与えていた鉱物が変成し、緑色の鉱物に変化した。

玄武岩は、高熱や高圧によって変成岩へと変化します。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が生成されます。玄武岩は、変成作用の条件が地域にどのような影響を与えたかに関する重要な情報を提供できるため、変成地域において重要な岩石です。 [123]

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。[124]

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。玄武岩には還元鉄（Fe(II)）とマンガン（Mn(II)）が大量に含まれており、細菌の潜在的なエネルギー源となる。硫化鉄表面で培養された一部の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。[125]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は、FeおよびMn酸化細菌が培養されている。 [126]細菌が玄武岩ガラス（ひいては海洋地殻）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を示唆している。[127]

用途

ハンムラビ法典は2.25メートル（7フィート4インチ）の+紀元前 1750 年頃の、高さ1 ⁄ 2 インチの玄武岩の石碑。

玄武岩は建築材料（例えば、建築ブロックや土台など）として使用され、[128]石畳（柱状玄武岩から）の製造にも使用され、 [129]彫像の製造にも使用されます。[130] [131]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生成されます。[132] [133] [134] [135]

玄武岩による炭素隔離は、人間の工業化によって生成された二酸化炭素を大気中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玄武岩の海底堆積物は、水が二酸化炭素の大気中への再放出を遮断するという利点も持っています。 [ 136] [137]

参照

参考文献

  1. ^ "basalt". Cambridge Dictionary . Cambridge University Press . 2024年12月4日閲覧。
  2. ^ "basalt". Lexico UK English Dictionary .オックスフォード大学出版局. 2020年2月3日時点のオリジナルよりアーカイブ。
  3. ^ "basalt". Merriam-Webster.com 辞書. Merriam-Webster.
  4. ^ ab Le Bas, MJ; Streckeisen, AL (1991). 「IUGSによる火成岩の系統学」. Journal of the Geological Society . 148 (5): 825– 833. Bibcode :1991JGSoc.148..825L. CiteSeerX 10.1.1.692.4446 . doi :10.1144/gsjgs.148.5.0825. S2CID  28548230. 
  5. ^ abc 「Rock Classification Scheme - Vol 1 - Igneous」（PDF） . British Geological Survey: Rock Classification Scheme . 1 : 1– 52. 1999. 2018年3月29日時点のオリジナルよりアーカイブ（PDF） 。
  6. ^ “火成岩の分類”. 2011年9月30日時点のオリジナルよりアーカイブ。
  7. ^ abcd Philpotts & Ague 2009、139–143ページ。
  8. ^ 「油田用語集」シュルンベルジェ社、2021年。
  9. ^ ab Hyndman 1985、p.  [ページが必要]。
  10. ^ Blatt & Tracy 1996、57ページより。
  11. ^ レビン 2010、63ページ。
  12. ^ Wilson, FH (1985). 「メシック弧 ― アラスカ半島における始新世から最古の中新世にかけてのマグマ弧」アラスカ地質・地球物理調査部専門報告書88 : PR 88.書誌コード:1985usgs.rept....1W. doi : 10.14509/2269 .
  13. ^ ノージキン、AD;オムニ州トゥルキナ。リハノフ2世。ネバダ州ドミトリエヴァ（2016 年 2 月）。 「シベリア南西部クラトン（アンガラ・カンブロック）における古原生代後期の火山連合」。ロシアの地質学と地球物理学。57 (2): 247–264。ビブコード:2016RuGG...57..247N。土井：10.1016/j.rgg.2016.02.003。
  14. ^ Philpotts & Ague 2009、139ページ。
  15. ^ 「玄武岩」USGS火山ハザードプログラム用語集USGS 2015年4月8日2018年7月27日閲覧。
  16. ^ Philpotts & Ague 2009、22ページ。
  17. ^ Philpotts & Ague 2009、23～25ページ。
  18. ^ クライン＆ハールバット 1993年、558-560頁。
  19. ^ Nave, R. 「Bowen's Reaction Series」. Hyperphysics . ジョージア州立大学. 2021年3月24日閲覧。
  20. ^ ブラット＆トレイシー 1996年、27、42-44頁。
  21. ^ Jones, CE「スコリアと軽石」.ピッツバーグ大学地質学・惑星科学部. 2021年3月24日閲覧。
  22. ^ レビン 2010、58～60頁。
  23. ^ Philpotts & Ague 2009、399–400ページ。
  24. ^ 「コマチアイト」。マグマ岩石アトラス。ブラティスラバ・コメニウス大学。 2021年3月24日閲覧。
  25. ^ Tietz, O.; Büchner, J. (2018年12月29日). 「『玄武岩』という用語の由来」. Journal of Geosciences : 295–298 . doi : 10.3190/jgeosci.273 .
  26. ^ Tietz, Olaf; Büchner, Joerg (2018). 「『玄武岩』という用語の起源」(PDF) . Journal of Geosciences . 63 (4): 295– 298. doi : 10.3190/jgeosci.273 . 2019年4月28日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) . 2020年8月19日閲覧。
  27. ^ Philpotts & Ague 2009、16～17ページ。
  28. ^ Green, DH; Ringwood, AE (2013). 「玄武岩マグマの起源」.地球の地殻と上部マントル. 地球物理学モノグラフシリーズ. 第13巻. pp.  489– 495. Bibcode :1969GMS....13..489G. doi :10.1029/GM013p0489. ISBN 978-1-118-66897-9。
  29. ^ ブラット＆トレイシー 1996年、151–156、191–195、162–163、200頁。
  30. ^ Philpotts & Ague 2009、236、593–595 ページ。
  31. ^ Stern, Robert J. (2002). 「沈み込み帯」. Reviews of Geophysics . 40 (4): 1012. Bibcode :2002RvGeo..40.1012S. doi : 10.1029/2001RG000108 . S2CID  15347100.
  32. ^ スターン2002、22～24頁。
  33. ^ Philpotts & Ague 2009、356–361 ページ。
  34. ^ Philpotts & Ague 2009、143–146ページより。
  35. ^ Philpotts & Ague 2009、365–370 ページより。
  36. ^ Philpotts & Ague 2009、52–59ページより。
  37. ^ Gibson, SA; Thompson, RN; Dickin, AP; Leonardos, OH (1995年12月). 「高チタンおよび低チタン塩基性マグマ：プルーム・リソスフェア相互作用と大陸洪水玄武岩生成の鍵」.地球惑星科学レター. 136 ( 3–4 ): 149– 165. Bibcode :1995E&PSL.136..149G. doi :10.1016/0012-821X(95)00179-G.
  38. ^ ホウ、トン;張、昭中。クスキー、ティモシー。ドゥ、ヤンソン。劉君来。趙志丹（2011年10月）。 「中国南西部の峨眉山大火成地帯における玄武岩の高 Ti および低 Ti 分類、および玄武岩と苦鉄質 – 超苦鉄質貫入間の岩石成因的関連性の再評価」。鉱石地質学のレビュー。41 (1): 133–143。書誌コード:2011OGRv...41..133H。土井：10.1016/j.oregeorev.2011.07.005。
  39. ^ ブラット＆トレイシー 1996年、156-158頁。
  40. ^ Waters, Christopher L.; Sims, Kenneth WW; Perfit, Michael R.; Blichert-Toft, Janne ; Blusztajn, Jurek (2011年3月). 「東太平洋海膨9-10°Nにおける化学的および同位体的不均質性からみたE-MORBの起源に関する展望」. Journal of Petrology . 52 (3): 565– 602. doi : 10.1093/petrology/egq091 .
  41. ^ Donnelly, Kathleen E.; Goldstein, Steven L.; Langmuir, Charles H.; Spiegelman, Marc (2004年10月). 「濃縮された海嶺玄武岩の起源とマントルダイナミクスへの示唆」. Earth and Planetary Science Letters . 226 ( 3–4 ): 347– 366. Bibcode :2004E&PSL.226..347D. doi :10.1016/j.epsl.2004.07.019.
  42. ^ abcd Blatt & Tracy 1996、75ページ。
  43. ^ Philpotts & Ague 2009、368–370、390–394 ページ。
  44. ^ Philpotts & Ague 2009、375–376ページ。
  45. ^ Crawford 1989、p.  [ページが必要]。
  46. ^ Philpotts & Ague 2009、368–370ページ。
  47. ^ レビン 2010、62ページ。
  48. ^ レビン 2010、185ページ。
  49. ^ マクバーニー 1984年、366-367頁。
  50. ^ Philpotts & Ague 2009、252ページ。
  51. ^ コンディー、ケント・C. (1997). 「テクトニック設定」.プレートテクトニクスと地殻進化. pp.  69– 109. doi :10.1016/B978-075063386-4/50003-3. ISBN 978-0-7506-3386-4。
  52. ^ 釧路郁夫 (2007). 「沈み込み帯におけるマグマの起源：実験研究のレビュー」.日本学士院紀要, シリーズB. 83 ( 1): 1– 15. Bibcode :2007PJAB...83....1K. doi :10.2183/pjab.83.1. PMC 3756732. PMID 24019580  . 
  53. ^ Ozerov, Alexei Y (2000年1月). 「ロシア、カムチャッカ半島クリュチェフスコイ火山における高アルミナ玄武岩の進化：鉱物包有物のマイクロプローブ分析に基づく」(PDF) . Journal of Volcanology and Geothermal Research . 95 ( 1–4 ): 65– 79. Bibcode :2000JVGR...95...65O. doi :10.1016/S0377-0273(99)00118-3. 2020年3月6日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) .
  54. ^ アーバイン、テネシー州; バラガー、WRA (1971年5月1日). 「一般的な火山岩の化学分類ガイド」. Canadian Journal of Earth Sciences . 8 (5): 523– 548. Bibcode :1971CaJES...8..523I. doi :10.1139/e71-055.
  55. ^ アーヴァイン＆バラガー 1971年。
  56. ^ Philpotts & Ague 2009、359ページ。
  57. ^ ホフマン, AW (2014). 「海洋玄武岩を通じたマントル不均質性のサンプリング：同位体と微量元素」.地球化学論文集. pp.  67– 101. doi :10.1016/B978-0-08-095975-7.00203-5. ISBN 978-0-08-098300-4。
  58. ^ Philpotts & Ague 2009、312ページ。
  59. ^ Philpotts & Ague 2009、第13章。
  60. ^ クラス、コーネリア；ゴールドスタイン、スティーブン・L.（2005年8月）「地球マントルにおけるヘリウム同位体の進化」Nature 436 (7054): 1107– 1112. Bibcode : 2005Natur.436.1107C . doi : 10.1038/nature03930. PMID  16121171. S2CID  4396462.
  61. ^ アレクサンダー・V・ソボレフ;アルブレヒト・W・ホフマン。ドミトリー・V・クズミン。グレゴリー・M・ヤクスリー;ニコラス・T・アーント。チョン・スンリン;レオニード・V・ダニュシェフスキー。ティム・エリオットフレデリック・A・フライ。マイケル・O・ガルシア。アンドレイ・A・グレンコ。ヴァディム・S・カメネツキー。アンドリュー・C・カー。ナデジダ・A・クリヴォルツカヤ。ウラジミール・V・マトヴィエンコフ。イーゴリ・K・ニコゴシアン。アレクサンダー・ロコール。イングヴァル・A・シグルズソン。ナデジダ・M・スシチェフスカヤ＆メンギスト・テクライ（2007年4月20日）。 「マントル由来の溶融源におけるリサイクル地殻の量」(PDF)。科学。316 (5823): 412– 417.書誌コード:2007Sci...316..412S. doi :10.1126/science.x. PMID  17395795.
  62. ^ Schmincke 2003, p.  [ページ必要] .
  63. ^ ブラット＆トレイシー 1996年、27～28頁。
  64. ^ Blatt & Tracy 1996、22～23ページより。
  65. ^ ブラット＆トレイシー 1996年、43～44頁。
  66. ^ リリー 2005年、41ページ。
  67. ^ シュミンケ 2003、第12章。
  68. ^ Philpotts & Ague 2009、64ページ。
  69. ^ Smalley, IJ (1966年4月). 「玄武岩流における収縮亀裂ネットワーク」. Geological Magazine . 103 (2): 110– 114. Bibcode :1966GeoM..103..110S. doi :10.1017/S0016756800050482. S2CID  131237003.
  70. ^ Weaire, D.; Rivier, N. (1984年1月). 「石鹸、細胞、そして統計 ― 2次元におけるランダムパターン」Contemporary Physics . 25 (1): 59– 99. Bibcode :1984ConPh..25...59W. doi :10.1080/00107518408210979.
  71. ^ Spry, Alan (1962年1月). 「柱状節理の起源、特に玄武岩流において」. Journal of the Geological Society of Australia . 8 (2): 191– 216. Bibcode :1962AuJES...8..191S. doi :10.1080/14400956208527873.
  72. ^ フランシス、P.（1993）火山：惑星の視点、オックスフォード大学出版局。
  73. ^ Parfitt、Parfitt & Wilson 2008、p.  [ページが必要]。
  74. ^ Head, James W.; Wilson, Lionel (2003). 「深海底火砕流噴火：理論と予測される地形・堆積物」. Journal of Volcanology and Geothermal Research . 121 ( 3–4 ): 155– 193. Bibcode :2003JVGR..121..155H. doi :10.1016/S0377-0273(02)00425-0.
  75. ^ [1]、スミソニアン協会国立自然史博物館地球火山活動プログラム（2013年）。
  76. ^ シュミンケ 2003、64ページ。
  77. ^ Macdonald、Abbott、Peterson 1983、p.  [ページが必要]。
  78. ^ Kokelaar, B.Peter; Durant, Graham P. (1983年12月). 「アイスランド、スルトゥラ（スルツェイ）の海底噴火と侵食」. Journal of Volcanology and Geothermal Research . 19 ( 3 ​​–4): 239– 246. Bibcode :1983JVGR...19..239K. doi :10.1016/0377-0273(83)90112-9.
  79. ^ Moore, James G. (1985年11月). 「アイスランド、スルツェイ火山の構造と噴火メカニズム」. Geological Magazine . 122 (6): 649– 661. Bibcode :1985GeoM..122..649M. doi :10.1017/S0016756800032052. S2CID  129242411.
  80. ^ Blatt & Tracy 1996、24～25頁より。
  81. ^ 「玄武岩」.地質学：岩石と鉱物. オークランド大学. 2005年. 2018年7月27日閲覧。
  82. ^ Philpotts & Ague 2009、366–368ページ。
  83. ^ シュミンケ 2003、91ページ。
  84. ^ Upton, BGJ; Wadsworth, WJ (1965年7月). 「インド洋、レユニオン島の地質学」. Nature . 207 (4993): 151– 154. Bibcode :1965Natur.207..151U. doi :10.1038/207151a0. S2CID  4144134.
  85. ^ Walker, GPL (1993). 「玄武岩質火山系」. Prichard, HM; Alabaster, T.; Harris, NBW; Neary, CR (編).マグマプロセスとプレートテクトニクス. 地質学会特別出版 76. 地質学会. pp.  3– 38. ISBN 978-0-903317-94-8。
  86. ^ マホニー、ジョン・J. (1988). 「デカン・トラップ」.大陸洪水玄武岩. 岩石​​学・構造地質学. 第3巻. pp.  151– 194. doi :10.1007/978-94-015-7805-9_5. ISBN 978-90-481-8458-3。
  87. ^ ベヴィエ、メアリー・ルー（1983年4月1日）「ブリティッシュコロンビア州南中部、チルコティン群玄武岩の広域地層学と年代」『Canadian Journal of Earth Sciences』20 (4): 515–524 . Bibcode :1983CaJES..20..515B. doi :10.1139/e83-049.
  88. ^ Renne, PR; Ernesto, M.; Pacca, IG; Coe, RS; Glen, JM; Prevot, M.; Perrin, M. (1992年11月6日). 「パラナ洪水火山活動の時代、ゴンドワナ大陸の断層運動、そしてジュラ紀-白亜紀境界」. Science . 258 (5084): 975–979 . Bibcode :1992Sci...258..975R. doi :10.1126/science.258.5084.975. PMID  17794593. S2CID  43246541.
  89. ^ Renne, PR; Basu, AR (1991年7月12日). 「ペルム紀-三畳紀境界におけるシベリア・トラップ洪水玄武岩の急速な噴火」. Science . 253 (5016): 176– 179. Bibcode :1991Sci...253..176R. doi :10.1126/science.253.5016.176. PMID  17779134. S2CID  6374682.
  90. ^ Jourdan, F.; Féraud, G.; Bertrand, H.; Watkeys, MK (2007年2月). 「洪水玄武岩から海洋化の開始まで：カルー大火成岩地域の40 Ar/ 39 Ar高解像度画像の例」. Geochemistry, Geophysics, Geosystems . 8 (2) 2006GC001392: n/a. Bibcode :2007GGG.....8.2002J. doi : 10.1029/2006GC001392 .
  91. ^ Hooper, PR (1982年3月19日). 「コロンビア川の玄武岩」. Science . 215 (4539): 1463–1468 . Bibcode :1982Sci...215.1463H. doi :10.1126/science.215.4539.1463. PMID  17788655. S2CID  6182619.
  92. ^ ライヒ、ロニー；カッツェンシュタイン、ハンナ（1992年）「考古​​学用語集」ケンピンスキー、アハロン；ライヒ、ロニー（編）『古代イスラエルの建築』エルサレム：イスラエル探検協会、312頁。ISBN 978-965-221-013-5。
  93. ^ Philpotts & Ague 2009、374–380ページ。
  94. ^ Philpotts & Ague 2009、398–399ページ。
  95. ^ Smithies, R. Hugh; Ivanic, Tim J.; Lowrey, Jack R.; Morris, Paul A.; Barnes, Stephen J.; Wyche, Stephen; Lu, Yong-Jun (2018年4月). 「始生代グリーンストーンベルトの2つの異なる起源」. Earth and Planetary Science Letters . 487 : 106– 116. Bibcode :2018E&PSL.487..106S. doi :10.1016/j.epsl.2018.01.034.
  96. ^ ブラット＆トレイシー 1996年、366-367頁。
  97. ^ ロペス、ロザリー・MC、グレッグ、トレイシー・KP (2004). 『火山の世界：太陽系の火山を探る』Springer-Praxis. p. 135. ISBN 978-3-540-00431-8。
  98. ^ Lucey, P. (2006年1月1日). 「月面と宇宙・月相互作用の理解」鉱物学・地球化学レビュー誌60 ( 1): 83– 219. Bibcode :2006RvMG...60...83L. doi :10.2138/rmg.2006.60.2.
  99. ^ Bhanoo, Sindya N. (2015年12月28日). 「月面で新種の岩石が発見される」.ニューヨーク・タイムズ. 2015年12月29日閲覧。
  100. ^ リン、ゾンチェン;ジョリフ、ブラッドリー L.王、エイリアン。リー、チュンライ。劉建中。張、江。リー、ボー。孫、霊芝。チェン、ジアン。シャオ、ロン。劉建軍。レン、シン。彭、文西。王華宇。崔、興珠。彼、志平。王建宇 (2015 年 12 月) 「嫦娥3号着陸地点における組成と鉱物学的相関調査」。ネイチャーコミュニケーションズ。6 (1): 8880。ビブコード:2015NatCo...6.8880L。土井: 10.1038/ncomms9880。PMC 4703877。PMID  26694712。 
  101. ^ Giguere, Thomas A.; Taylor, G. Jeffrey; Hawke, B. Ray; Lucey, Paul G. (2000年1月). 「月の海の玄武岩のチタン含有量」. Meteoritics & Planetary Science . 35 (1): 193– 200. Bibcode :2000M&PS...35..193G. doi : 10.1111/j.1945-5100.2000.tb01985.x .
  102. ^ ルーシー 2006.
  103. ^ ハラルド・ヒージンガー;ラルフ・ジョーマン。ノイクム、ゲルハルト。所長、ジェームス W. (2000 年 12 月 25 日)。 「月の表側の玄武岩の時代」。地球物理学研究ジャーナル: 惑星。105 (E12): 29239–29275。ビブコード:2000JGR...10529239H。土井: 10.1029/2000JE001244。
  104. ^ ギルモア, マーサ; トレイマン, アラン; ヘルバート, イェルン; スムレカー, スザンヌ (2017年11月). 「観測と実験による金星表面組成の制約」.宇宙科学レビュー. 212 ( 3–4 ): 1511–1540 . Bibcode :2017SSRv..212.1511G. doi :10.1007/s11214-017-0370-8. S2CID  126225959.
  105. ^ Grotzinger, JP (2013年9月26日). 「キュリオシティ火星探査車による表面物質の分析」. Science . 341 (6153): 1475. Bibcode :2013Sci...341.1475G. doi : 10.1126/science.1244258 . PMID  24072916.
  106. ^ Choi, Charles Q. (2012年10月11日). 「隕石の黒いガラスが火星の秘密を明らかにするかもしれない」. Space.com . Future US, Inc. 2021年3月24日閲覧。
  107. ^ ジェローム・ガッタセカ;ヘウィンズ、ロジャー・H.ロラン、ジャン・ピエール。ロシェット、ピエール。ラグロワ、フランス。クルネード、セシル。上原 実ポン、シルヴァン。Sautter, ヴィオリーヌ;スコルツェッリ、ローザ。 B.;ホンブルガー、クリステル。ムナイコ、パブロ。ザンダ、ブリギッテ。チェンナウイ、ハスナ;フェリエール、ルドヴィク（2013 年 10 月）。 「ティシント火星隕石の不透明な鉱物、磁気特性、古地磁気」。隕石学と惑星科学。48 (10): 1919–1936。ビブコード:2013M&PS...48.1919G。doi : 10.1111/maps.12172 .
  108. ^ Binzel, Richard P; Gaffey, Michael J; Thomas, Peter C; Zellner, Benjamin H; Storrs, Alex D; Wells, Eddie N (1997年7月). 「1994年のハッブル宇宙望遠鏡画像によるベスタの地質図」. Icarus . 128 (1): 95– 103. Bibcode :1997Icar..128...95B. doi : 10.1006/icar.1997.5734 .
  109. ^ Mittlefehldt, David W. (2015年6月). 「小惑星(4) ベスタ：I. ハワード石・ユークライト・ダイオジェナイト（HED）隕石群」.地球化学. 75 (2): 155– 183. Bibcode :2015ChEG...75..155M. doi :10.1016/j.chemer.2014.08.002.
  110. ^ Moskovitz, Nicholas A.; Jedicke, Robert; Gaidos, Eric; Willman, Mark; Nesvorný, David; Fevig, Ronald; Ivezić, Željko (2008年11月). 「メインベルトにおける玄武岩質小惑星の分布」. Icarus . 198 (1): 77– 90. arXiv : 0807.3951 . Bibcode :2008Icar..198...77M. doi :10.1016/j.icarus.2008.07.006. S2CID  38925782.
  111. ^ Keszthelyi, L.; McEwen, AS; Phillips, CB ; Milazzo, M.; Geissler, P.; Turtle, EP; Radebaugh, J.; Williams, DA; Simonelli, DP; Breneman, HH; Klaasen, KP; Levanas, G.; Denk, T. (2001年12月25日). 「ガリレオ・エウロパ・ミッションおよびガリレオ・ミレニアム・ミッションにおけるガリレオによる木星の衛星イオの火山活動の画像化」. Journal of Geophysical Research: Planets . 106 (E12): 33025– 33052. Bibcode :2001JGR...10633025K. doi : 10.1029/2000JE001383 .
  112. ^ Battaglia, Steven M. (2019年3月). イオにおける二次硫黄流に関するJökulhlaup型モデル(PDF) . 第50回月惑星科学会議. 2019年3月18～22日. テキサス州ウッドランズ. Bibcode :2019LPI....50.1189B. LPI投稿番号1189.
  113. ^ ab Keszthelyi, Laszlo; Jaeger, Windy; Milazzo, Moses; Radebaugh, Jani; Davies, Ashley Gerard; Mitchell, Karl L. (2007年12月). 「イオ噴火温度の新たな推定値：内部への影響」. Icarus . 192 (2): 491– 502. Bibcode :2007Icar..192..491K. doi :10.1016/j.icarus.2007.07.008.
  114. ^ McEwen, AS; et al. (1998). 「木星の衛星イオにおける高温珪酸塩火山活動」. Science . 281 (5373): 87– 90. Bibcode :1998Sci...281...87M. doi :10.1126/science.281.5373.87. PMID  9651251. S2CID  28222050.
  115. ^ バッタリア 2019.
  116. ^ Blatt、Middleton、Murray 1980、254–257ページ。
  117. ^ Mackin, JH (1961). 「ワシントン州中南部におけるヤキマ玄武岩とエレンズバーグ層の地層断面」(PDF) .ワシントン州鉱山地質局調査報告書. 19. 2010年1月24日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) .
  118. ^ 「Holyoke Basalt」USGS鉱物資源プログラム. 米国地質調査所. 2020年8月13日閲覧。
  119. ^ Anderson, JL (1987). 「ワシントン州ゴールデンデール15フィート四角形の地質図」(PDF) .ワシントン州地質・地球資源部オープンファイル報告書. 87–15 . 2009年12月20日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) . 2020年8月13日閲覧。
  120. ^ ブラット、ミドルトン＆マレー 1980年、263-264頁。
  121. ^ Gillman, GP; Burkett, DC; Coventry, RJ (2002年8月). 「細かく粉砕した玄武岩による高度風化土壌の改良」.応用地球化学. 17 (8): 987– 1001. Bibcode :2002ApGC...17..987G. doi :10.1016/S0883-2927(02)00078-1.
  122. ^ McGrail, B. Peter; Schaef, H. Todd; Ho, Anita M.; Chien, Yi-Ju; Dooley, James J.; Davidson, Casie L. (2006年12月). 「洪水玄武岩における二酸化炭素隔離の可能性：洪水玄武岩における隔離」. Journal of Geophysical Research: Solid Earth . 111 (B12): n/a. doi : 10.1029/2005JB004169 .
  123. ^ Blatt & Tracy 1996、第22章。
  124. ^ Yardley, Bruce WD; Cleverley, James S. (2015). 「鉱床の形成における変成流体の役割」.地質学会, ロンドン, Special Publications . 393 (1): 117– 134. Bibcode :2015GSLSP.393..117Y. doi : 10.1144/SP393.5 . ISSN  0305-8719. S2CID  130626915.
  125. ^ Edwards, Katrina J.; Bach, Wolfgang; Rogers, Daniel R. (2003年4月). 「海洋地殻の地球微生物学：化学合成独立栄養性鉄細菌の役割」. Biological Bulletin . 204 (2): 180– 185. doi :10.2307/1543555. JSTOR  1543555. PMID  12700150. S2CID  1717188.
  126. ^ Templeton, Alexis S.; Staudigel, Hubert; Tebo, Bradley M. (2005年4月). 「ロイヒ海山の海底玄武岩から分離された多様なMn(II)酸化細菌」. Geomicrobiology Journal . 22 ( 3–4 ): 127– 139. Bibcode :2005GmbJ...22..127T. doi :10.1080/01490450590945951. S2CID  17410610.
  127. ^ ウィリアム・マーティン、ジョン・バロス、デボラ・ケリー、マイケル・J・ラッセル（2008年11月）「熱水噴出孔と生命の起源」Nature Reviews Microbiology 6 ( 11): 805– 814. Bibcode :2008NRvM....6..805M. doi :10.1038/nrmicro1991. PMID  18820700. S2CID  1709272.
  128. ^ ラージ、スムリティ;クマール、V・ラメシュ。クマール、BH バラス。アイヤー、ナゲシュ R (2017 年 1 月)。 「玄武岩：建築材料としての構造的洞察」。サーダナ。42 (1): 75–84 .土井: 10.1007/s12046-016-0573-9。
  129. ^ Yıldırım, Mücahit (2020年1月). 「気候に優しい高温乾燥した歴史的街路の屋外環境における日陰：トルコ、シャンルウルファの通路」.環境影響評価レビュー. 80 106318. Bibcode :2020EIARv..8006318Y. doi : 10.1016/j.eiar.2019.106318 .
  130. ^ アルドレッド、シリル（1955年12月）「ネフェルカレー王ラムセス9世の像」エジプト考古学ジャーナル41 (1): 3– 8. doi :10.1177/030751335504100102. S2CID  192232554.
  131. ^ Roobaert, Arlette (1996). 「ティル・バルシブ出土の新アッシリア像」.イラク. 58 : 79–87 . doi :10.2307/4200420. JSTOR  4200420.
  132. ^ 「玄武岩採石場の調査研究」Basalt Projects。
  133. ^ De Fazio, Piero. 「玄武岩繊維：地球から生まれた革新的かつ現代的な応用のための古代素材」イタリア国立新技術・エネルギー・持続可能な経済発展機関（英語とイタリア語）。2019年5月17日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2018年12月17日閲覧。
  134. ^ Schut, Jan H. (2008年8月). 「複合材料：高い特性、低いコスト」www.ptonline.com . 2017年12月10日閲覧。
  135. ^ Ross, Anne (2006年8月). 「玄武岩繊維：ガラスの代替品か？」www.compositesworld.com . 2017年12月10日閲覧。
  136. ^ ハンス、ジェレミー（2010年1月5日）「アメリカ東海岸の海底岩石は大規模な炭素貯留に利用できる可能性がある」Mongabay . 2015年11月4日閲覧。
  137. ^ Goldberg, DS; Takahashi, T.; Slagle, AL (2008年7月22日). 「深海玄武岩における二酸化炭素隔離」. Proceedings of the National Academy of Sciences . 105 (29): 9920– 9925. Bibcode :2008PNAS..105.9920G. doi : 10.1073/pnas.0804397105 . PMC 2464617. PMID 18626013  . 

出典

  • ブラット、ハーヴェイ; トレイシー、ロバート・J. (1996). 『岩石学：火成岩、堆積岩、変成岩』（第2版）. ニューヨーク: WH Freeman. ISBN 978-0-7167-2438-4。
  • ブラット、ハーヴェイ、ミドルトン、ジェラード、マレー、レイモンド (1980). 『堆積岩の起源（第2版）』 エングルウッド・クリフス、ニュージャージー州: プレンティス・ホール. ISBN 978-0-13-642710-0。
  • クロフォード、AJ（1989）『ボニニテス』ロンドン：アンウィン・ハイマン、ISBN 978-0-04-445003-0。
  • ハインドマン、ドナルド・W. (1985).火成岩および変成岩の岩石学（第2版）. マグロウヒル. ISBN 978-0-07-031658-4。
  • クライン、コーネリス; ハールバット、コーネリアス・S・ジュニア (1993). 『鉱物学マニュアル』（ジェームズ・D・ダナ版）（第21版）. ニューヨーク: ワイリー. ISBN 978-0-471-57452-1。
  • レビン、ハロルド・L. (2010). 『地球を時空を超えて』（第9版）. ホーボーケン、ニュージャージー州: J. Wiley. ISBN 978-0-470-38774-0。
  • リリー、ロバート・J. (2005). 『公園とプレート：国立公園、記念碑、海岸の地質学』（第1版）. ニューヨーク: WW Norton. ISBN 978-0-393-92407-7。
  • マクドナルド、ゴードン A.アボット、アガティン T.ピーターソン、フランク L. (1983)。海の火山: ハワイの地質(第 2 版)。ホノルル: ハワイ大学出版局。ISBN 978-0-8248-0832-7。
  • マクバーニー、アレクサンダー・R. (1984).火成岩石学. サンフランシスコ、カリフォルニア州: フリーマン・クーパー. ISBN 978-0-19-857810-9。
  • パーフィット、エリザベス・アン、パーフィット、リズ、ウィルソン、ライオネル (2008). 『物理火山学の基礎』ワイリー. ISBN 978-0-632-05443-5。
  • Philpotts, Anthony R.; Ague, Jay J. (2009). Principles of igneous and metamorphic petrology (第2版). Cambridge University Press, UK. ISBN 978-0-521-88006-0。
  • シュミンケ、ハンス・ウルリッヒ (2003)。火山活動。ベルリン：シュプリンガー。ISBN 978-3-540-43650-8。

さらに読む

  • フランシス、ピーター、オッペンハイマー、クライヴ（2003年）『火山』（第2版）オックスフォード：オックスフォード大学出版局、ISBN 978-0-19-925469-9。
  • ギル、ロビン（2010）『火成岩とそのプロセス：実用ガイド』英国ウェスト・サセックス州チチェスター：ワイリー・ブラックウェル社、ISBN 978-1-4443-3065-6。
  • 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・アンド・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と耐久性』（第3版）. Springer Science & Business Media. ISBN 978-3-662-10070-7。
  • ヤング、デイビス・A.（2003年）『マグマを超える心：火成岩石学の物語』プリンストン、ニュージャージー州：プリンストン大学出版局、ISBN 978-0-691-10279-5。
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。
ウィキソースには、 1911 年のブリタニカ百科事典の記事「玄武岩」のテキストがあります。
  • 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
  • 溶岩と水の界面
  • 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