火山性および火成岩性の配管システム
マグマだまり
火山性および火成岩性の配管システムの概略図（Burchardt, 2018より）[1] [2]

火山および火成岩配管系（VIPS）は、相互に連結したマグマチャネルとマグマ溜まりで構成され、その中をマグマが流れ、地殻内に蓄えられます。[1]火山配管系は、大陸リソスフェア、海洋リソスフェア、リソスフェア下マントルで生成されたマグマが輸送される際に、中央海嶺、沈み込み帯、マントルプルームなど、すべての活発な地殻変動の場所で見られます。マグマはまず部分溶融によって生成され、続いて分離と抽出によって溶融物が固体から分離されます。[1]マグマが上方に伝播するにつれて、自己組織化されたマグマチャネルのネットワークが形成され、溶融物が下部地殻から上部領域に輸送されます。[1]チャネル上昇のメカニズムには、岩脈[3]の形成や、溶融物を導管で輸送する延性破壊が含まれます。[4]ダイアピルは大量の溶融物を輸送し、地殻を上昇します。[5]マグマの上昇が止まるか、マグマの供給が止まると、マグマの定置が起こります。[2]定置のメカニズムによって、プルトン、シル、ラコリス、ロポリスなど、さまざまな構造が形成されます。[4]

マグマ生成

部分溶融

部分溶融はマグマ生成の最初のステップであり、マグマはVIPSの基礎です。マグマが生成されると、地殻を横切って移動し、マグマの導管とマグマ溜まりの形成につながります。大陸地殻では、固体岩石の一部が溶融して珪長質マグマになるときに部分溶融が起こります。[4]下部地殻と上部マントルの岩石は部分溶融の影響を受けます。部分溶融の速度と結果として生じるケイ酸塩溶融物の組成は、温度、圧力、フラックス添加（水、揮発性物質）、および根源岩の組成に依存します。[4]海洋地殻では、マントル物質の減圧溶融によって玄武岩質マグマが形成されます。マントル物質が上昇すると、圧力が大幅に低下し、岩石の融点が大幅に低下します。 [1]

溶融分離と抽出

溶融物の分離と抽出の顕微鏡的観察。[6] [7] [8]根源岩が圧縮を受けると、鉱物は粒界で溶融し始めます。その後、溶融液滴が蓄積し、溶融池に繋がって抽出されます。

マグマが生成されると、マグマはマグマの分離と抽出のプロセスによってその起源領域から移動します。これらのプロセスによって、最終的なマグマの組成が決まります。分離と抽出の効率に応じて、火山性および火成岩性の配管系の構造は異なります。[6]

分離

メルトセグメンテーションとは、メルトが根源岩から分離する過程である。シリカを豊富に含むメルトが部分溶融によって生成された後、根源岩の重力圧縮によってメルトセグメンテーションが達成される。 [6]これにより、メルトが細孔から押し出され、粒界にメルトが生成される。[6]メルトの液滴が蓄積し続け、メルトの割合が増加し続けると、メルトプールとして集まる傾向がある。[7]メルトの相互接続性が、メルトを抽出できるかどうか、いつ抽出できるかを決定する。 [ 7 ]根源岩のメルトの割合が 7% の最初の浸透閾値に近づくと、メルトは移動し始める。[8]この時点で、粒界の 80% が溶融し、岩石は非常に弱くなる。[8]溶融が進み、メルトが蓄積し続けると、メルトの割合が 26% ～ 30% の 2 番目の浸透閾値に達する。[9]根源岩のマトリックスが分解し始め、メルトの抽出が開始される。[4]

抽出

溶融物が固体から分離した後、溶融物の抽出が行われる。マグマの抽出速度は、その源岩から発達したマグマチャネルネットワークの空間分布と相互接続性に依存する。[1]溶融物の抽出には2つの側面がある。マグマチャネルの発達が速く、ネットワークの相互接続性が高い場合、溶融物はパルス状に抽出される。一方、マグマチャネルが連続的かつ安定的に発達している場合、溶融物は源から絶えず排出される。[10]

また、マグマの抽出は、溶融物の化学組成、岩脈によって運ばれるマグマの量、そして結果として、プルトンへのマグマの体積流量を制御します。[1]これらは最終的に、岩脈やプルトンの形成など、VIPSの全体的な構造を制御します。[1]

例えば、マグマの流路がうまくつながっていない場合、源岩からの排出がうまくいかず、岩脈が十分に伝播して深成岩に供給されないうちに凍結してしまう可能性があります。[4]源岩が十分な溶融によって岩脈の上昇を開始できない場合、源岩は排出されずに残り、源岩のダイアピル上昇が促進される可能性があります。 [4]

マグマの上昇と輸送

十分な溶融物が蓄積されると、マグマ源からマグマ導管を通って地殻の浅い層に移動し、VIPS内の様々なマグマ溜まりや構造を形成します。[4]マグマの浮力は、あらゆる種類の輸送メカニズムの主な原動力です。[4]

ダイアピリズム

ダイアピルは、浮力があり、高温で延性のあるマグマの塊がリソスフェアのより高い層に上昇するときに形成されます。[11]ダイアピルは、下部地殻から中部地殻におけるマグマ輸送の主なメカニズムと考えられており、 [2]フェルシックマグマとマフィックマグマの両方にとって実行可能な輸送メカニズムの1つです。[11]

マグマの分離、上昇、および変位の末端メンバー：ダイアピル運動とチャネル上昇（Cruden, 2018より）。[4]ダイアピルは大量のマグマを輸送し、プルトンとして堆積する。輸送チャネルは断裂網内の溶融物を輸送し、岩脈や岩床として堆積する。[4]

ダイアピル現象は、発生源領域に十分な量の溶融物が蓄積された場合にのみ開始されます。[1]発生源領域で溶融物の塊が生成され、それが上昇しようとすると、その歪みにより、密度差の結果として、溶融物と周囲の母岩の界面で周期的なレイリー・テイラー不安定性が発生します。[12] [5]溶融物の密度が周囲の岩石よりも低いため、レイリー・テイラー不安定性は成長して増幅し、最終的にはダイアピルになります。[5]

数値モデルと室内実験により、湧昇する溶融物の粘性が周囲の母岩よりも低い場合、茎に接続された球形のダイアピルが形成され、これはストークスダイアピルと呼ばれることが実証されています。[12] [5]ストークスダイアピルは、脆弱で延性のある地殻における巨大なマグマ体の上昇に適したメカニズムです。[4]小さなダイアピルは、熱損失と凝固のために上昇の途中で凍結する可能性があります。[13]

最近の研究では、ダイク・ダイアピルのハイブリッドモデルが、ダイアピル形成のより現実的なメカニズムである可能性があることが実証されている。[14]ダイク・ダイアピル対の数値シミュレーションでは、ダイアピルが伝播するにつれて、その上部に擬似ダイク層が形成される可能性があることが示されており 、これはルーフロックを軟化させ、ダイアピルの上昇を可能にするために不可欠である。[ 14]また、断続的なマグマの注入がダイアピルシステムの温度を維持し、凍結を防ぐ上で重要であることも実証されている。[14]

ダイアピルは、地殻ダイアピルとマントルダイアピルに分類されます。地殻ダイアピルは、下部地殻の部分溶融によって隆起します。[11]一方、マントルダイアピルはマントル内で形成され、最終的にはモホ面を横切って上昇するか、下部地殻のアンダープレートを形成して、部分溶融のための熱を供給します。[11]

チャネリング上昇

堤防

岩脈は地層を貫くマグマで満たされた垂直から亜垂直の亀裂であり、源岩をマグマだまりや岩床と繋ぎ、最終的には地表に達することもある。[15]

岩脈内のマグマ輸送は、マグマの浮力、そして根源岩と繋がっている場合は貯留層 圧力によっても引き起こされます。 [4] 岩脈は通常、広い表面積を持つ狭い流路の拡張ネットワーク内にあるため、ダイアピルよりも高速でマグマを輸送します。 [ 4]しかし、表面積が大きいということは、マグマの結晶化が起こりやすいことを意味します。そのため、一部の岩脈は地表まで上昇することもあります。しかし、そのほとんどは、硬質層の閉塞が固化することで深部で終結します。[16]

岩脈には2種類あり、深部のマグマ源から発生する広域岩脈群と、浅いマグマ溜まりから発生する局所シート群がある。[17]広域岩脈群は通常細長い形状であるのに対し、局所シート群は傾斜した円形をしており、リング岩脈とも呼ばれる。[17]

アメリカ合衆国ニューメキシコ州マルケナス層の石英岩を貫入するペグマタイト岩脈

岩脈の形状は、応力場と母岩中の既存の断層や節理の分布に関連している。[ 17 ] [ 15 ]したがって、伸張的な構造環境は岩脈の形成に有利である。[15]

表1：岩脈の形状[17]
特徴 説明
形 岩脈はシート状で平面的な形状をしています。厚い岩脈は通常直線状ですが、ほとんどの岩脈は湾曲しています。
長さと厚さ 岩脈は長さに比べて非常に細い。巨大な岩脈の中には長さが500～1000kmに及ぶものもあれば、厚さが100～200mに及ぶものもある。
セグメンテーション 岩脈は非体系的な分節構造を示す場合もありますが、本来は連続した構造でした。岩脈は水平方向または垂直方向に多少のずれを示すことが多く、ずれた部分が互いに近接している場合は、細い脈によって繋がっていることがよくあります。岩脈の一部は雁行状に配列していますが、ランダムな分節構造の方が一般的です。

延性破壊

延性破壊は岩石のクリープによって形成され、延性再結晶化によって微小な空隙が生じ、それが岩石を繋ぎ合わせて最終的に破壊します。[18]延性破壊は地殻深部で見られ、変形様式が脆性から延性へと変化するためです。[18]延性破壊は地殻深部におけるマグマの導管と関連しています。[18]

断層とせん断

断層帯と剪断帯は、マグマが流入して上層へ輸送される際の弱点線として機能します。広域的な変形により、正断層、逆断層、横ずれ断層という3つの主要な断層タイプが形成されます。[19]特に、地層を横切るトランスプレッション断層は、マグマが定置される空間を作り出すことで、マグマの輸送と上昇に関与しています。[19]

異なるマグマ定置構造の形状：(a)シル、(b)プルトン、(c)ラコリス、(d)ロポリス。[4]シルは板状のシート状の貫入岩体である。プルトンは大きく厚い板状の岩体である。ラコリスはドーム状の構造で、高い天井と平らな床を持つ。ロポリスはレンズ状の構造で、平らな天井と窪んだ床を持つ。[4]

マグマの定置

マグマの上昇が止まると、マグマ体の凍結またはマグマ供給の停止により、マグマ溜まりが形成されます。[4]マグマの定置は、根源岩の上のどの深さでも発生する可能性があります。[4]マグマの定置は、主に浮力やマグマ圧などのマグマの内部力によって制御されます。[2]マグマ圧は深さとともに変化し、垂直応力は深さの関数となります。[20]マグマ定置のもう1つのパラメータは、マグマの供給速度です。[2]現場での証拠から、深成岩の形成には、単一のパルスではなく、複数段階のマグマ注入が関与しています。[21]マグマの供給が止まるまで、数百万年にわたって少量のマグマが徐々に蓄積されます。[21]

マグマ定置は、形成の深さと形状に応じて、深成岩、岩床、ラコリス、ロポリスに分類できます。

中層から下層地殻

プルトン

プルトンの分類はプルトン床の形状による。くさび形プルトンは円形から楕円形であるのに対し、板状プルトンは円盤状である。[22]

下部地殻に堆積したマグマ体はプルトンに分類されます。プルトンは板状の岩体で、その長さよりも厚さが長いです。[15]これは、堆積層ではマグマが主に水平方向に流れていることを意味します。プルトンの厚さは1キロメートルから約数十キロメートルの範囲です。[15]そして、プルトンが複数のマグマパルスで形成されるには約10万年から600万年かかります。[23]

異なる環境におけるプルトンの成長は、母岩の特性と定置深度に依存します。[4]現場での証拠から、プルトンが延性環境で形成されると、周囲の岩石が水平方向と垂直方向の両方向に変位することが分かっています。[15]しかし、脆性環境では、側方縁部にひずみの証拠がないため、プルトンは垂直方向に変位するはずです。[15]したがって、母岩の延性が低下すると、水平方向の変位の可能性は低下します。[4]

プルトンは、プルトンフロアの形状によって2つのタイプに分類されます。これらは楔形プルトンとタブレット形プルトンと呼ばれます。[24]楔形プルトンは典型的には不規則な形状をしています。下方に細くなる根元を持つ場合があり、最終的には円筒形のフィーダー構造となり、プルトンフロアが様々な角度で内側に傾斜します。[22]タブレット形プルトンは、プルトンフロアとルーフが平行で、楔形プルトンに比べて側面が急勾配です。[1]一部のプルトンは、2つのタイプの特徴を併せ持つ場合があります。[1]

表2：くさび形プルトンとタブレット形プルトンの比較[22]
プルトンの種類 くさび形のプルトン タブレット状のプルトン
形 不規則な円形から楕円形 円盤状
屋根と床の関係 非平行 ほぼ平行から平行
プルトンの側面 根の発達に応じて緩やかまたは急勾配になることがあります 急な斜面

中流階級から上流階級

敷居

イエローストーン国立公園の岩床貫入。

岩床は一般的に、板状の形状で周囲の岩層と概ね調和的なシート状の貫入岩として定義されます。[15]岩床は通常、地表から3キロメートル以内に存在します。[15]ほとんどの岩床は、堆積層で見られるため、水平に近い形状をしています。[25]しかし、場合によっては、岩床が堆積層を変形させ、傾斜した形状や垂直に近い形状など、他の形状を示すこともあります。[25]岩床の長さは数十キロメートルに及ぶこともあります。[25]

シルは、その形状と母岩との整合性により、現場での証拠に基づいて5つの異なるタイプに分類できます。[26] [27]これらは 、地層整合シル、海進シル、段階的海進シル、皿形シル、V字形シル、ハイブリッドシルです。[26] [27] 地層整合シルは、シルの典型的な例です。これらは、母岩と連続的かつ整合して発達し、上部地殻のより深い部分でよく見られます。[27]海進シルは、母岩に対して斜めの角度で上層まで切り込まれ、伝播し、不整合な特性を示します。[27]形状はより直線的です。段階的海進シルは海進シルに似ていますが、整合セグメントと一致しないセグメントが交互に存在し、階段状の特徴を生み出します。[27]ソーサー型シルは、中央の低い調和型シルと、先端が平らになる2つの高い外側の超越型シルから構成されます。[27]通常、内側のシルは厚く、外側に向かって薄くなります。[27] V字型シルはソーサー型シルに似ていますが、内側の部分が短くなっています。ハイブリッド型シルは、上記のシルの特徴が混在しています。[27]

敷居の異なる形状（Galland et al., 2018より）。[25] [27] [26]敷居は、層に平行な一致、層を横切る不一致、あるいはその2つが混在する場合がある。
表3：異なる形状の敷居の比較[27]
敷居の種類 地層一致シル 越境的な敷居 段階的な越境敷居 皿型の敷居 V字型の敷居
形 水平に近い形状から水平に近い形状 傾斜した細長い形状 階段状の形状 上向きの凹型形状：内側の敷居は水平で、2つの傾斜した外側の敷居は先端が平らになっています。 V字型: 内側の敷居は水平（ただし範囲は限定されている）で、外側の敷居は2つ傾斜している
一致する（層に平行）または一致しない（層を横切る） 一致する 不一致 一致と不一致 内側部分は一致、外側部分は超越、先端部分は一致 内側部分は調和的、外側部分は超越的
ラコリスの形成（Morgan, 2018より）。[28]母岩の節理により土台が侵入し、互いに積み重なり、最終的には垂直方向の膨張と屋根の持ち上がりを引き起こし、ラコリスを形成します。[28]

ラコリス

モンタナ州ライムストーンビュートのラコリス

ラコリス（岩床）は、岩床が積み重なって形成されます。[28]ラコリスは、典型的にはドーム状の構造を呈し、わずかに盛り上がった屋根と、岩石層と一致する平らな床を有します。[15]ラコリスは、水深3キロメートル以下の深さで形成されます。 [15]ラコリスを形成するのに十分なマグマが堆積するには、通常100年から10万年かかり、岩床が集まってラコリスが形成されます。[15]

ラコリスの形成は、定置開始時の母岩の節理と断層によって支配される。 [28]これらの脆弱線は、水平方向の形状をした初期の岩床のような構造が形成される経路を提供する。[28]この段階では、岩床の縁がより速く冷却され、さらなる水平方向の変位を可能にする剪断帯が形成されるため、シート貫入はより好ましい定置メカニズムである。[29]しばらくして冷却速度が低下し、岩床が互いに積み重なり続けると、脆弱領域が減少するため、シート貫入はもはや好ましいメカニズムではなくなる。[29]堆積層間の凝集力も、岩石の変位と変形により低下している。[28]ここで、インフレーションは、貫入の成長を継続させる可能性のあるメカニズムである。この時点で、マグマの表面積が、上部層の岩相静力学荷重を克服できるマグマ力を生成するのに十分大きい場合、垂直方向のインフレーションが発生する可能性がある。[28]マグマ溜まりの垂直方向の膨張によりラコリスが形成される。[28]

ロポリス

ロポリス形成の2つのモデル：片持ち式モデルとピストル式モデル（Cruden & Weinberg, 2018より）。[4]片持ち式モデルでは、ロポリスは床面の傾斜によって形成される。ピストル式モデルでは、ロポリスは床面の垂直沈下によって形成される。[4]

ロポリスは、凸状のレンズ状の貫入岩体で、典型的には底部が陥没しています。ロポリスの形成には、片持ち梁モデルとピストンモデルの2つのモデルが提案されています。片持ち梁モデルは、プルトン縁辺部の一点を中心とする底部の傾斜の結果としてロポリスが形成されると説明しています。[ 4]これは、単純せん断によって下部地殻を変形させ、部分溶融の沈下を引き起こします。[4]ピストンモデルでは、ロポリスの形成は中央のブロック底部が沈下することから始まります。[4]底部はその後も厚くなり続け、板状のロポリスを形成します。[30]

参照

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