約 1億年前のマグマ活動の産物であるガンデセ バソリスを示す地質図。

マグマ活動とは、地球型惑星の外層内部および表面にマグマが定着し、火成岩として固まる現象です。これは、マグマ活動または火成活動、すなわちマグマまたは溶岩の生成、貫入、および噴出によって起こります。火山活動は、マグマ活動が地表に現れた現象です。

マグマ活動は、山脈形成の主要なプロセスの一つです。マグマ活動の性質は、地殻構造に依存します。[1]例えば、安山岩質マグマ活動は、収束型プレート境界における島弧の形成と関連しており 、玄武岩質マグマ活動は、発散型プレート境界における海底拡大の過程で中央海嶺に見られます。

地球上では、マグマはマントル、大陸地殻、または海洋地殻にある珪酸塩岩石の部分溶融によって形成されます。マグマ活動の証拠は、通常、マグマから形成された火成岩の形で発見されます。

収束境界

マグマ活動は、沈み込みの開始から大陸衝突とその直後の現象に至るまで、収束型プレート境界の発達のすべての段階に関連しています。[2]

海洋地殻の沈み込みは、それが海洋地殻であれ大陸地殻であれ、ほとんどの場合、沈み込むスラブから放出される揮発性物質（特に水）の添加により、上にあるアセノスフェアが部分溶融することを伴います。沈み込みの初期段階のようにスラブが十分な深さまで到達しない場合、またはアセノスフェアを完全に挟み込む平坦なスラブの沈み込みの期間がある場合にのみ、マグマ活動は存在しません。 [1]マグマ活動は、明確に定義された曲線状のマグマ弧に沿った、主に石灰アルカリ型のものです。現代の島弧では火山性部分のみが地表に露出しており、下にあるマグマだまりの解明は地球物理学的手法に依存しています。大陸地殻上で形成された、または大陸地殻に付加した古代の島弧シーケンスは、しばしば深く侵食され、島弧火山の深成岩相当物が露出します。

大陸衝突は、大規模な地殻の肥厚を伴い、地殻内の加熱とアナテクシスを引き起こし、通常は過アルミナ質花崗岩の貫入の形で現れます。

衝突後

衝突後マグマ活動は、衝突中に形成された厚い地殻の等圧反発と伸張崩壊を伴う減圧溶融の結果である。 [3]衝突後後期マグマ活動の原因として、 スラブの剥離も提案されている。

異なる境界

海洋地殻内の分岐境界で形成される新しい地殻は、ほぼ完全にマグマ起源です。

中央海嶺

中央海嶺拡大中心は、ほぼ継続的にマグマ活動が行われている場所です。中央海嶺で噴出する玄武岩はソレアイト質であり、湧昇するアセノスフェアの部分溶融によって生成します。中央海嶺玄武岩（MORB）の組成は、ほぼ均質な起源を持つため、世界的にほとんど変化がありません。[4]

背弧盆地

背弧の伸張は、しばしば海洋地殻と比較的短命な拡大中心の形成につながる。背弧背後のアセノスフェアは、沈み込むスラブからの揮発性物質の影響を部分的に受けているため、典型的な背弧盆地玄武岩は、MORB型玄武岩と島弧玄武岩（IAB）型玄武岩の中間的な性質を示す。[5]

プレート内

プレート境界から離れたマグマ活動は、地球上のマグマ活動の重要な部分を形成しており、これには既知の最大のマグマ活動である大規模火成岩地域が含まれます。

ホットスポット

ホットスポットは、おそらくマントルプルームと関連し、アセノスフェアの部分的な溶融を引き起こす、比較的高温のマントルが湧昇する場所です。このタイプのマグマ活動は、海山または海洋島が出現するときに形成されます。短い地質学的時間スケールでは、ホットスポットは互いに対して固定されているように見え、プレートの動きを測定できる基準フレームを形成します。プレートがホットスポットに対して移動すると、プレート上のマグマ活動の位置がシフトし、ハワイ-天皇海山列のような、時間的に進行する火山列が形成されます。ホットスポット火山の主な産物は海洋島玄武岩 (OIB) で、MORB 型や IAB 型の玄武岩とは異なります。

大陸の下にホットスポットが形成される場所では、マントル起源のマグマが大陸地殻を溶融させ、花崗岩質マグマを形成し、それが流紋岩として地表に到達するため、生成される物質は異なります。イエローストーン・ホットスポットは大陸ホットスポット火成活動の一例であり、これもまたマグマ活動の時系列的な変化を示しています。

亀裂

多くの大陸リフトゾーンは、リソスフェアが薄くなるにつれてアセノスフェアが湧昇し、減圧溶融を引き起こすことによるマグマ活動と関連している。[6]マントル由来の玄武岩質マグマが大陸地殻の部分溶融を引き起こすため、 マグマ活動はしばしば二峰性の性質を示す。

大規模な火成岩地域

大規模火成岩地域（LIP）は、「面積が0.1 Mkm 2以上、火成岩体積が0.1 Mkm 3以上で、プレート内岩石の特性を持ち、短期間のパルスまたは複数回のパルス（1～5 Ma未満）で堆積し、最大期間は約50 Ma未満である、主に苦鉄質（および超苦鉄質）のマグマ地域」と定義されます。[7]

貫入マグマと噴出マグマ

新生代における様々なテクトニック環境において、噴出マグマと貫入マグマの相対的な体積が推定されている。世界全体では、火山活動によるマグマの総量は3.7～4.1 km 3であるのに対し、貫入マグマの総量は22.1～29.5 km 3である。[1]

参照

参考文献

  1. ^ abc Wilson M. (2012). 火成岩生成論. Springer. pp.  3– 12. ISBN 9789401093880。
  2. ^ Harris NBW; Pearce JA; Tindle AG (1986). Coward MP; Ries AC (編). 衝突帯マグマ活動の地球化学的特徴. 特別出版. 第19巻. 地質学会, ロンドン. ISBN 9780632012114。 {{cite book}}:|work=無視されました (ヘルプ)
  3. ^ Zhao ZF; Zheng YF (2009). 「沈み込んだ大陸リソスフェアの再溶融：大別・蘇魯造山帯における中生代マグマ岩石の岩石生成」. Science in China Series D: Earth Sciences . 52 (9): 1295– 1318. Bibcode :2009ScChD..52.1295Z. doi :10.1007/s11430-009-0134-8. S2CID  128737689.
  4. ^ Schubert G.; Turcotte DL; Olsen P. (2001). 『地球と惑星のマントル対流』 Cambridge University Press. pp.  69– 71. ISBN 9780521798365。
  5. ^ Pearce JA; Stern RJ (2006). Christie DM; Fisher CR; Lee S.-M.; Givens S. (編). 背弧盆地マグマの起源：微量元素と同位体の視点. Wiley. doi :10.1029/166GM06. ISBN 9780875904313。 {{cite book}}:|work=無視されました (ヘルプ)
  6. ^ Wright TJ; Ayele A.; Ferguson D.; Kidane T.; Vye-Brown C.編 (2016). マグマリフトと活火山活動：序論. 特別出版. 第420巻. 地質学会, ロンドン. pp.  1– 9. doi :10.1144/SP420.18. ISBN 9781862397293. S2CID  73658389。 {{cite book}}:|work=無視されました (ヘルプ)
  7. ^ エルンスト・RE（2014年）『大規模火成岩地域』ケンブリッジ大学出版局、p.3、ISBN 9780521871778。