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火成岩

火成岩(ラテン語で火を意味するignis に由来)、またはマグマティック ロックは、3 つの主要な岩石タイプの1 つであり、他の岩石は堆積岩と変成岩です。火成岩は、マグマや溶岩が冷えて固まってできた岩石です。

世界の地質区( USGS )
   シールド
   プラットホーム
   造山運動
   たらい
   巨大火成岩
  拡張 地殻
海洋地殻:
  0-20 馬
  20-65 馬
  > 65Ma

マグマは、惑星のマントルまたは地殻のいずれかの既存の岩石の部分的な溶融から派生する可能性があります。通常、融解は、温度の上昇、圧力の低下、または組成の変化という 3 つのプロセスのうちの 1 つ以上によって引き起こされます。岩への凝固は、表面下で貫入岩として、または表面上で噴出岩として発生します。火成岩は、結晶化して粒状の結晶性岩を形成する場合と、結晶化せずに天然ガラスを形成する場合があります。

火成岩は、シールド、プラットフォーム、造山帯、盆地、巨大火成岩、拡張地殻、海洋地殻など、幅広い地質環境で発生します。

溶岩の火山噴火は、火成岩の主要な供給源です。（ 2009年に噴火したフィリピンのマヨン山）
円柱節理によって互いに分離された火成岩の自然な柱 、 マデイラ

地質学的意義

火成岩と変成岩は、体積で地球の地殻の上位 16 キロメートル (9.9 マイル) の 90 ～ 95% を占めています。[1]火成岩は、現在の地球の地表面の約 15% を形成しています。【注1】地球の海洋地殻のほとんどは火成岩でできています。

火成岩は、次の理由から地質学的にも重要です。

  • それらの鉱物と地球化学は、親マグマが抽出された下部地殻または上部マントルの組成と、この抽出を可能にした温度と圧力条件に関する情報を提供します。[3]
  • それらの絶対年齢は、さまざまな形式の放射年代測定から取得でき、隣接する地層と比較できるため、地質学的時間スケールの較正が可能になります。[4]
  • それらの特徴は通常、特定の構造環境の特徴であり、構造的再構築を可能にします (プレートテクトニクスを参照)。
  • いくつかの特別な状況では、それらのホストの重要な鉱床（鉱石）：例えば、タングステン、錫、[5]とウラン[6]は、一般的に関連付けられている花崗岩や閃緑岩の鉱石一方、クロム、および白金が一般的に関連付けられ斑れい岩。[7]

地質環境

火成岩の形成

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) のいずれかです。

押し付けがましい

侵入の基本的なタイプは：
1. Laccolith
2.スモール 堤防
3. バソリス
4.ダイク
5. シル
6. 火山首、パイプ
7 Lopolithを

貫入岩は火成岩の大部分を占め、惑星の地殻内で冷えて固化するマグマから形成されます。貫入岩の本体は侵入と呼ばれ、既存の岩 (カントリー ロックと呼ばれます) に囲まれています。母岩は断熱性に優れているため、マグマの冷却が遅く、貫入岩は粒子が粗い (ファンネリティック) 。このような岩石に含まれる鉱物粒子は、通常、肉眼で識別できます。貫入は、貫入体の形状とサイズ、および貫入体が貫入するカントリー ロックの地層との関係によって分類できます。典型的な貫入岩体は、バソリス、株、ラコリス、シル、および堤防です。一般的な貫入岩は、花崗岩、斑れい岩、閃緑岩です。

主要な山脈の中心核は、貫入岩で構成されています。浸食によって露出すると、これらのコア (バソリスと呼ばれる) は地球の表面の広大な領域を占める可能性があります。

地殻内の深部に形成される貫入火成岩は、深層 (または深淵) 岩と呼ばれ、通常は粗い粒子です。表面近くに形成される貫入火成岩は、半深成岩または亜深成岩と呼ばれ、通常ははるかに粒子が細かく、火山岩に似ています。[8]海底岩は、深成岩や火山岩よりも一般的ではなく、多くの場合、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

噴出火成岩は、火山から放出された溶岩からできています。
マサチューセッツ州で見つかった玄武岩 (噴出火成岩) のサンプル

噴出火成岩は、火山岩としても知られ、地表で溶けたマグマが冷えて形成されます。割れ目や火山の噴火によって地表に持ち込まれたマグマは、急速に固化します。したがって、そのような岩は、きめが細かい (非顕晶質) か、ガラス質でさえあります。玄武岩は最も一般的な噴出火成岩[9] であり、溶岩流、溶岩シート、溶岩台地を形成します。玄武岩の種類によっては、固化して長い多角形の柱を形成します。ジャイアンツコーズウェイアントリム、北アイルランドでは一例です。

通常、浮遊した結晶と溶存ガスを含む溶融岩は、マグマと呼ばれます。[10]それは、抽出された岩よりも密度が低いため、隆起します。[11]マグマが表面に到達すると、溶岩と呼ばれます。[12]の噴火火山空気には呼ばれる陸上海の下に生じるものと呼ばれるのに対し、潜水艦。黒煙や中央海嶺の玄武岩は、海底火山活動の例です。[13]

火山によって毎年噴出される噴出岩の量は、プレート構造の設定によって異なります。噴出岩は、次の比率で生成されます: [14]

  • 発散型境界: 73%
  • 収束境界(沈み込み帯): 15%
  • ホットスポット: 12%。

溶岩の挙動は、温度、組成、結晶含有量によって決まる粘性によって決まります。ほとんどの組成が玄武岩質である高温のマグマは、濃厚な油と同様に振る舞い、冷却すると糖蜜のように振る舞います。パホイホイ溶岩の表面を持つ長くて薄い玄武岩の流れが一般的です。安山岩のような中性岩のマグマは、火山灰、凝灰岩、溶岩が混ざったスコリア丘を形成する傾向があり、噴火時に粘性が高く、冷たい糖蜜やゴムと同様の粘性を持つ可能性があります。流紋岩などの有色マグマは、通常、低温で噴火し、玄武岩の 10,000 倍の粘性を示します。流紋岩質のマグマを含む火山は通常、爆発的に噴火し、流紋岩質の溶岩流は、マグマが非常に粘性があるため、通常、範囲が限定され、縁が急勾配になります。[15]

溶存ガス (通常は水蒸気ですが、二酸化炭素も含まれます) の放出によって引き起こされる爆発を伴って、噴出するフェルシックおよび中間マグマはしばしば激しく噴出します。爆発的に噴火した火砕物はテフラと呼ばれ、凝灰岩、集塊岩、および溶結凝灰岩が含まれます。細かい火山灰も噴火し、火山灰の凝灰岩堆積物を形成し、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、さまざまなタイプの貫入火成岩を区別するよりも、さまざまなタイプの噴出火成岩を区別することははるかに困難です。一般に、細粒の噴出火成岩の鉱物成分は、顕微鏡で岩石の薄片を検査することによってのみ決定できるため、現場では通常、おおよその分類しかできません。IUGSは鉱物構成による分類を推奨していますが、これは多くの場合非現実的であり、化学分類は代わりにTAS 分類を使用して行われます。[17]

分類

インドのチェンナイで 露出した花崗岩 (貫入火成岩) のクローズ アップ

火成岩は、発生様式、テクスチャ、鉱物学、化学組成、および火成岩体の形状によって分類されます。

多くの種類の火成岩の分類は、それらが形成された条件に関する重要な情報を提供します。火成岩の分類に使用される 2 つの重要な変数は、冷却履歴に大きく依存する粒子サイズと、岩石の鉱物組成です。長石、石英または準長石、かんらん石、輝石、角閃石、およびマイカは、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です。存在する他のすべての鉱物は、ほとんどすべての火成岩で必須ではないと見なされ、副鉱物と呼ばれます。その他の必須ミネラルと火成岩の種類は非常にまれですが、含まカーボナタイト不可欠含まれ、炭酸塩を。[17]

単純化した分類では、火成岩のタイプは、存在する長石の種類、石英の有無、および長石または石英のない岩石では、存在する鉄またはマグネシウム鉱物の種類に基づいて分類されます。石英を含む岩石 (組成はシリカ) は、シリカ過飽和です。準長石は石英と安定した状態で共存できないため、準長石を含む岩石はシリカの飽和度が低くなります。

肉眼で見えるほど大きな結晶を持つ火成岩は、ファンネライトと呼ばれます。結晶が小さすぎて見えないものは、非顕晶質と呼ばれます。一般的に、ファンネリティックは貫入的起源を意味します。非顕晶質は、噴出的なものです。

きめの細かいマトリックスに埋め込まれた、大きくてはっきりと識別できる結晶を持つ火成岩は、斑岩と呼ばれます。結晶の一部がかなりのサイズに成長すると、マグマの主要な塊がより細かい粒子の均一な材料として結晶化する前に、多孔質組織が発達します。

火成岩は、テクスチャと組成に基づいて分類されます。テクスチャとは、岩石を構成する鉱物粒子または結晶のサイズ、形状、および配置を指します。

テクスチャー

斑れい岩試料示す phaneriticロック・クリーク・キャニオン、東からテクスチャ、 シエラ・ネバダ、カリフォルニア州

テクスチャは、火山岩の命名の重要な基準です。火山岩のテクスチャには、鉱物粒子のサイズ、形状、向き、分布、および粒子間の関係が含まれ、その岩が凝灰岩、火砕流溶岩、単純溶岩と呼ばれるかどうかが決まります。ただし、テクスチャは火山岩の分類の従属部分に過ぎません。ほとんどの場合、非常に細かい石基を持つ岩石や、火山灰から形成された可能性のある飛来凝灰岩から化学情報を収集する必要があるためです。

大部分の鉱物が肉眼で、または少なくともハンドレンズ、拡大鏡、または顕微鏡を使用して見ることができる貫入岩の分類では、テクスチャ基準はそれほど重要ではありません。深成岩はまた、テクスチャの変化が少なく、独特の構造ファブリックを示す傾向が少ない傾向があります。テクスチャ用語を使用して、大きな深成岩のさまざまな侵入期を区別することができます。たとえば、斑状の辺縁から大きな貫入岩体、斑岩の堆積物 、および火山岩脈などです。鉱物学的分類は、深成岩の分類に最もよく使用されます。化学分類は、火山岩を分類するのに好まれ、斑晶種が接頭辞として使用されます。たとえば、「かんらん石を持つピクライト」または「正長石流紋岩」です。

鉱物組成に基づく火成岩の基本的な分類スキーム。岩石中の鉱物のおおよその体積分率が分かれば、図から岩石名とシリカ含有量を読み取ることができます。火成岩の分類は他の成分にも依存するため、これは正確な方法ではありませんが、ほとんどの場合、これは適切な最初の推測です。

鉱物学的分類

IUGSは、可能な限り自分の鉱物組成によって火成岩を分類することをお勧めします。これは、粒子の粗い貫入岩の場合は簡単ですが、火山岩の粒子の細かい場合は顕微鏡で薄片を調べる必要があり、ガラス質の火山岩では不可能な場合があります。次に、岩石を化学的に分類する必要があります。[18]

貫入岩の鉱物学的分類は、岩が超苦鉄質、カーボナタイト、ランプロファイアのいずれであるかを判断することから始まります。超苦鉄質岩には、普通角閃石、輝石、かんらん石などの鉄とマグネシウムが豊富な鉱物が 90% 以上含まれており、そのような岩石には独自の分類体系があります。同様に、50% 以上の炭酸塩鉱物を含む岩石はカーボナタイトに分類されますが、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。[19]

ほとんどの場合、岩はより典型的な鉱物組成を持ち、重要な石英、長石、または準長石が含まれています。分類は、存在する他のすべての鉱物を無視して、これらの鉱物で構成される岩石の全画分のうち、石英、アルカリ長石、斜長石、および準長石のパーセンテージに基づいています。これらのパーセンテージは、岩をQAPF ダイアグラムのどこかに配置し、多くの場合、すぐに岩のタイプを決定します。閃緑岩 - 斑れい岩 - アノーサイト鉱区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。[19]

火山岩の鉱物学が決定できる場合、それは同じ手順を使用して分類されますが、フィールドが火山岩のタイプに対応する修正された QAPF ダイアグラムを使用して分類されます。[19]

化学分類と岩石学

Le Maitre の 2002 年火成岩で提案された全アルカリ対シリカ分類スキーム (TAS) - 用語の分類と用語集 [20]青い領域はおおまかにアルカリ岩がプロットされている場所です。黄色いエリアは亜アルカリ性の岩がプロットする場所です。

火山岩を鉱物学的に分類することが実際的でない場合は、化学的に分類する必要があります。

一般的な火成岩の形成に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、マグネシウムなどの特定の元素だけが豊富に含まれているからである。これらは、すべての火成岩の 90% 以上を占めるケイ酸塩鉱物を形成するために結合する元素です。火成岩の化学的性質は、主要元素と微量元素、および微量元素で異なって表現されます。主要元素および微量元素の含有量は、通常、酸化物の重量パーセントとして表されます (たとえば、51% の SiO 2および 1.50% の TiO 2 )。微量元素の存在量は、通常、重量による百万分の1として表されます(例えば、420ppmのNiと5.1ppmのSm)。「微量元素」という用語は、通常、ほとんどの岩石に 100ppm 未満の存在量で存在する元素に使用されますが、一部の微量元素は、1,000ppm を超える存在量で一部の岩石に存在する場合があります。岩石組成の多様性は、大量の分析データによって定義されています。230,000 を超える岩石分析が、米国国立科学財団が後援するサイトを通じて Web 上でアクセスできます (EarthChem への外部リンクを参照)。

最も重要な唯一の成分は、石英として発生するか、長石や他の鉱物として他の酸化物と結合するかどうかにかかわらず、シリカ、つまりSiO 2です。貫入岩と火山岩の両方は、化学的に総シリカ含有量によって広いカテゴリに分類されます。

  • 珪長質岩はシリカの含有量が最も高く、主に珪長質鉱物の石英と長石で構成されています。これらの岩 (花崗岩、流紋岩) は通常、明るい色をしており、密度は比較的低いです。
  • 中間岩は、中程度のシリカ含有量を持ち、主に長石で構成されています。これらの岩 (閃緑岩、安山岩) は、通常、珪長質の岩よりも色が濃く、やや密度が高いです。
  • 苦鉄質の岩は、シリカ含有量が比較的少なく、輝石、かんらん石、石灰質斜長石がほとんどで構成されています。これらの岩 (玄武岩、斑れい岩) は通常、暗い色をしており、無色鉱物の岩よりも密度が高いです。
  • 超苦鉄質岩はシリカが非常に少なく、苦鉄質鉱物 (コマチアイト、ダナイト)が 90% 以上含まれています。

この分類は、次の表にまとめられています。

組成
発生モード フェルシック
(>63% SiO 2 )		中間体
(52% ～ 63% SiO 2 )		苦鉄質
(45% ～ 52% SiO 2 )		超塩基性岩
(<45% SiO 2 )
押し付けがましい 花崗岩 閃緑岩 はんれい岩 かんらん岩
噴出 流紋岩 安山岩 玄武岩 コマチアイト

アルカリ金属酸化物( Na 2 OとK 2 O )の割合は、火山岩を化学的に分類するための重要性において、シリカに次ぐものです。シリカとアルカリ金属酸化物のパーセンテージは、火山岩をTAS ダイアグラムに配置するために使用されます。これは、ほとんどの火山岩を即座に分類するのに十分です。粗面安山岩鉱区などの一部の鉱区の岩石は、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 (したがって、カリウム粗面安山岩はラタイトであり、ナトリウム性粗面安山岩はベンモライトです)。より苦鉄質なフィールドのいくつかは、規範的鉱物学によってさらに細分化または定義されます。そこでは、化学組成に基づいて岩石の理想的な鉱物組成が計算されます。たとえば、バサナイトは、標準的なかんらん石の含有量が高いという点で、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には、

  • Ultrapotassic – モル K 2 O/Na 2 O >3を含む岩。
  • Peralkaline – モルを含む岩 (K 2 O + Na 2 O)/Al 2 O 3 >1。[21]
  • 過アルミニウム質– モルを含む岩 (K 2 O + Na 2 O + CaO)/Al 2 O 3 <1。[21]

古い用語では、ケイ酸過飽和の岩石はケイ酸または酸性と呼ばれ、SiO 2が 66% を超え、最もケイ酸が多いものにクォーソライトというファミリー用語が適用されました。規範的な準長石は、岩石をシリカ飽和度が低いと分類します。例はネフェリナイトです。

Na 2 O + K 2 O (アルカリ土類金属のA )、FeO + Fe 2 O 3 (F)、および MgO (M)の相対比率を示す AFM 三角図。・アルカリ系マグマ

マグマはさらに 3 つのシリーズに分けられます。

  • ソレアイトシリーズ-玄武岩質安山岩および安山岩。
  • カルクアルカリシリーズ-安山岩。
  • アルカリシリーズ-のサブグループアルカリ玄武岩及び稀、非常に高いカリウムベアリング（すなわちshoshonitic）溶岩。

アルカリ系列は、TAS ダイアグラムの他の 2 つとは区別でき、特定のシリカ含有量の総アルカリ酸化物が多いが、ソレアイトおよびカルクアルカリ系列は、TAS ダイアグラムのほぼ同じ部分を占めている。それらは、全アルカリと鉄およびマグネシウムの含有量を比較することによって区別されます。[22]

これらの 3 つのマグマ系列は、プレート構造の設定の範囲で発生します。ソレアイトのマグマ系列の岩は、たとえば、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、大陸火成岩などで見られます。[23]

3 つの系列はすべて、その分布が沈み込み帯の深度と年齢に関係する沈み込み帯で互いに比較的接近して見られます。比較的浅い深さのマグマによって形成された若い沈み込み帯の上では、ソレアイト マグマ系列がよく表されています。カルクアルカリおよびアルカリ系列は、成熟した沈み込み帯で見られ、より深い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、カルクアルカリ マグマを示しています。いくつかの島弧は、日本の島弧システムに見られるように、火山岩が海溝からの距離が増すにつれてソレアイト (カルクアルカリ) からアルカリ性に変化する火山岩が分布する火山系列を持っています。[24] [25]

分類の歴史

一部の火成岩の名前は、地質学の現代以前のものです。たとえば、溶岩由来の岩石の特定の組成の説明としての玄武岩は、1546 年のGeorgius Agricola の作品「De Natura Fossilium」の中で言及されています。[26]花崗岩という言葉は、少なくとも 1640 年代にさかのぼり、フランス語の花崗岩またはイタリア語の花崗岩に由来し、単に「粒状の岩」を意味します。[27]流紋岩という用語は、ドイツの旅行者で地質学者のフェルディナンド・フォン・リヒトホーフェンによって1860年に導入された[28] [29] [30]新しい岩石タイプの命名は19世紀に加速し、20世紀初頭にピークに達した. [31]

火成岩の初期の分類の多くは、地質学的年齢と岩石の発生に基づいていました。しかし、1902 年に、アメリカの岩石学者であるCharles Whitman Cross、Joseph P. Iddings、Louis V. Pirsson、Henry Stephens Washingtonは、火成岩の既存の分類をすべて破棄し、化学分析に基づく「定量的」分類に置き換えることを提案しました。彼らは、既存の用語の多くがいかに曖昧で、多くの場合非科学的であるかを示し、火成岩の化学組成がその最も基本的な特徴であるので、それを最高の位置に引き上げるべきであると主張しました。[32] [33]

地質学的な発生、構造、鉱物学的な構成 - 岩石種の識別のためのこれまで受け入れられた基準 - は、背景に追いやられました。完成岩分析は、最初のマグマが結晶化する場合、例えば、石英長石、形成されることが期待されるかもしれない造岩鉱物の観点で解釈されるべきであるオリビン、akermannite、準長石、マグネタイト、コランダムのように、と、と岩石は、これらの鉱物の相対的な比率に従って厳密にグループに分けられます。[32]この新しい分類スキームはセンセーションを巻き起こしたが、フィールドワークでの有用性に欠けると批判され、分類スキームは1960年代までに放棄された. しかし、規範的な鉱物学の概念は存続しており、クロスと彼の共同研究者の研究は、新しい分類スキームの嵐を引き起こしました。[34]

これらの中には、火成岩を 4 つの系列に分けた MA ピーコックの分類体系がありました。アルカリ、アルカリ石灰、カルクアルカリ、および石灰系列です。[35]彼のアルカリ系列の定義、およびカルクアルカリという用語は、WQ ケネディのソレアイト系列と共に、広く使用されている[36] Irvine-Barager 分類[37] の一部として使用され続けている。[38]

1958 年までに、12 の分類体系があり、少なくとも 1637 の岩石タイプ名が使用されていました。その年、Albert Streckeisenは火成岩の分類に関する総説を書き、最終的には火成岩の分類体系の IUGG 小委員会の形成につながりました。1989 年までに、単一の分類システムが合意され、2005 年にさらに改訂されました。推奨される岩石の名前の数は 316 に削減されました。これらには、小委員会によって公布された多くの新しい名前が含まれていました。[31]

マグマの起源

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、海の下では平均約 7 ～ 10 キロメートル (4.3 ～ 6.2 マイル) しかありません。大陸地殻は、主に、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で形成された結晶質の基盤の上にある堆積岩で構成されています。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の両方がマントルのかんらん岩の上に乗っています。

岩石は、圧力の低下、組成の変化 (水の追加など)、温度の上昇、またはこれらのプロセスの組み合わせに応じて溶ける場合があります。

隕石の衝突による融解などの他のメカニズムは、今日ではそれほど重要ではありませんが、地球の降着中の衝突により広範囲の融解が起こり、初期の地球の外側の数百キロメートルはおそらくマグマの海でした。過去数億年における巨大隕石の影響は、いくつかの巨大火成岩地域の玄武岩の火成作用の原因の 1 つのメカニズムとして提案されている。

減圧

減圧溶融は、圧力の低下により発生します。[39]

ほとんどの岩石の固相線温度 (完全に固体になる温度より低い温度) は、水がないと圧力の上昇とともに上昇します。地球のマントルの深部にあるかんらん岩は、より浅いレベルの固相線温度よりも高温にな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中に上昇すると、断熱過程で膨張するときにわずかに冷却されますが、冷却は 1 キロメートルあたり約 0.3 °C に過ぎません。適切なかんらん岩サンプルの実験的研究によると、固相線温度は 1 キロメートルあたり 3 °C から 4 °C 上昇します。岩が十分に高くなると、溶け始めます。溶融液滴は合体して大きな体積になり、上向きに侵入する可能性があります。固体マントルの上昇運動によるこの融解過程は、地球の進化において重要です。

減圧融解によ​​り、中央海嶺に海洋地殻が形成されます。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します。そこでは、マントルプルームの上昇(「プルーム仮説」) またはプレート内拡張 (「プレート仮説」) のいずれかにさまざまな原因がある。[40]

水と二酸化炭素の影響

マグマの生成に最も関与する岩石組成の変化は、水の追加です。水は、与えられた圧力で岩石の固相線温度を下げます。たとえば、深さ約 100 キロメートルでは、かんらん岩は過剰な水の存在下では 800°C 近くで溶け始めますが、水のない状態では約 1,500°C 以上で溶け始めます。[41]水は、海洋から追い出される岩石圏における沈み込み帯、それは上層マントルで溶融させます。玄武岩と安山岩からなる含水マグマは、沈み込み過程での脱水の結果として直接的および間接的に生成されます。そのようなマグマとそれらに由来するマグマは、環太平洋火山帯のような島弧を形成します。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を形成します。

添加二酸化炭素は比較的水の添加よりマグマ形成のはるかに少ない重要な原因であるが、いくつかの起源シリカundersaturatedマグマは、そのマントルソース領域内の水の上に二酸化炭素の優位性に起因しています。二酸化炭素の存在下では、深さ約 70 km に相当する圧力で、狭い圧力間隔でかんらん岩の固相線温度が約 200 °C 低下することが実験で証明されています。深部では、二酸化炭素の影響が大きくなる可能性があります。深さ約 200 km では、炭酸かんらん岩組成物の初期融解温度は、二酸化炭素を含まない同じ組成の場合よりも 450 °C から 600 °C 低いことがわかりました。[42]などの岩石の種類のマグマnephelinite、カーボナタイト、及びキンバーライトは、約70キロメートルを超える深さでマントルに二酸化炭素の流入を後に生成することができるものの一つです。

温度上昇

温度上昇は、大陸地殻内のマグマ形成の最も典型的なメカニズムです。このような温度上昇は、マントルからマグマが上向きに侵入するために発生する可能性があります。温度は、プレート境界での圧縮によって厚くなった大陸地殻の地殻岩石の固相線を超えることもあります。インドとアジアの大陸塊の間のプレート境界は、よく研究された例を提供します。境界のすぐ北のチベット高原には、約 80 キロメートルの厚さの地殻があり、これは通常の大陸地殻の約 2 倍の厚さです。地磁気地電流データから推定された電気抵抗率の研究により、チベット高原の南縁に沿った中央地殻内に少なくとも 1,000 キロメートルにわたって広がるケイ酸塩溶融物を含むと思われる層が検出されました。[43]花崗岩と流紋岩は、温度上昇による大陸地殻の融解の生成物として一般的に解釈されるタイプの火成岩です。温度上昇は、沈み込み帯で引きずり降ろされたリソスフェアの融解にも寄与している可能性があります。

マグマの進化

原理を示す模式図 分別結晶で マグマを。冷却中に、さまざまな鉱物が溶融物から結晶化するため、マグマの組成が進化します。 1 : かんらん石が結晶化する。 2 : かんらん石と 輝石が結晶化する。 3 : 輝石と 斜長石が結晶化する。 4 : 斜長石が結晶化する。マグマ溜まりの底には、 堆積岩が形成されます。

ほとんどのマグマは、その歴史のごく一部についてのみ完全に溶けています。より典型的には、それらは溶融物と結晶の混合物であり、時には気泡の混合物でもあります。溶融物、結晶、泡は通常密度が異なるため、マグマが進化するにつれて分離する可能性があります。

マグマが冷えると、通常、鉱物はさまざまな温度で融液から結晶化します (分別結晶)。鉱物が結晶化すると、通常、残留溶融物の組成が変化します。融液から結晶が分離すると、残った融液の組成は親マグマと異なります。例えば、斑れい岩組成のマグマは、初期に形成された結晶がマグマから分離されると、花崗岩組成の残留溶融物を生成する可能性があります。斑れい岩が有していてもよく、液相1200℃付近の温度、及び誘導体花崗岩、組成物は溶融物を700℃、約Cのような低として液相線温度を有していてもよいです。不適合元素は、分別結晶中のマグマの最後の残留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。いずれのプロセスでも、ペグマタイトに結晶化するマグマを形成できます。Bowen の一連の反応は、マグマの分別結晶化の理想的な順序を理解する上で重要です。

マグマの組成は、部分溶融や分別結晶以外の方法でも決定できます。たとえば、マグマは通常、侵入した岩石を溶かしたり、岩石と反応したりすることで、それらの岩石と相互作用します。異なる組成のマグマは、互いに混ざり合うことができます。まれに、溶融物が、対照的な組成の 2 つの非混和性の溶融物に分離することがあります。

語源

「イグナイアス」という言葉は、「火の」を意味するラテン語の イグニスに由来しています。火山岩は、火の神のローマ名であるバルカンにちなんで名付けられました。貫入岩は「プルトニック」岩とも呼ばれ、ローマの地下世界の神である冥王星にちなんで名付けられました。

ギャラリー

  • アリューシャン列島のカナガ火山、前景に 1906 年の溶岩流

  • 凝固した溶岩の地殻にある直径約 6 m (20 フィート) の「天窓」の穴から、ハワイのキラウエア火山の噴火で下に (右上に向かって流れている) 溶けた溶岩が見える

  • ワイオミング州のブラック ヒルズにある侵食されたラコリス、デビルズ タワー

  • 1969 年から 1971 年のキラウエア火山のマウナ ウルの噴火中にアロイ クレーターに流れ込む溶融溶岩のカスケード

  • シチリア島のアルカンタラ渓谷の柱状節理

  • チリのトーレス デル パイネ国立公園のCuernos del Paine の古い堆積岩 (暗い色) に侵入した花崗岩 (明るい色) のラコリス

  • ペグマタイト岩脈によってカットされた火成貫入岩、さらにドレライト岩脈によってカットされた火成岩

こちらもご覧ください

  • 岩石の種類一覧 – 地質学者が認める岩石の種類の一覧
  • 変成岩 – 熱と圧力を受けた岩
  • ミグマタイト – 変成岩と火成岩の混合物
  • 岩石学 –岩石の起源、組成、分布、構造を研究する地質学の一分野
  • 堆積岩 – 材料の堆積とその後のセメント化によって形成された岩

ノート

  1. ^ 15% は、貫入岩 (7%) の面積と噴出火山岩 (8%) の面積の算術合計です。[2]

参考文献

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外部リンク

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