マグマ
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マグマはマントルまたは地殻に存在します。

マグマ（古代ギリシャ語のμάγμα（mágma）「濃い軟膏」に由来）[ 1 ]は、すべての火成岩が形成される溶融または半溶融の天然物質です。 [ 2 ]マグマ（口語的には誤って溶岩と呼ばれることもあります）は地球の地表下に存在し、他の地球型惑星やいくつかの天然衛星でもマグマ活動の証拠が発見されています。[ 3 ]溶融岩石の他に、マグマには浮遊結晶やガス泡が含まれていることもあります。[ 4 ] 

マグマは、地球上の様々な地殻構造において、マントルまたは地殻の溶融によって生成されます。これらの地殻構造には、沈み込み帯、大陸リフト帯、[ 5 ] 、中央海嶺、ホットスポットなどがあります。マントルと地殻の溶融物は地殻を上昇し、マグマだまり[ 6 ]または地殻横断の結晶に富むマッシュゾーン[ 7 ]に貯蔵されると考えられています。マグマが地殻に貯蔵されている間に、分別結晶化、地殻溶融物の混入、マグマの混合、脱ガスによってその組成が変化することがあります。地殻を上昇したマグマは火山に供給され溶岩として噴出するか、地下で固まって岩脈、岩床、ラコリス、プルトン、バソリスなどの貫入岩を形成することがあります。[ 8 ] [ 9 ]

マグマの研究は、溶岩流に変化した後のマグマの観察に依存してきましたが、地熱掘削プロジェクト中にマグマが現場で遭遇した事例は3回あり、アイスランドで2回（エネルギー生産での利用を参照）、ハワイで1回です。[ 10 ] [ 11 ] [ 12 ] [ 13 ]

物理的および化学的性質

マグマは液体の岩石で構成されており、通常は固体の結晶が浮遊しています。[ 14 ]マグマが地表に近づき、覆土の圧力が低下すると、溶解したガスが液体から泡立ち、地表近くのマグマは固体、液体、気体の相の物質で構成されます。[ 15 ]

構成

ほとんどのマグマはシリカに富んでいます。[ 8 ]まれに、非ケイ酸塩マグマは非ケイ酸塩鉱床の局所的な溶融によって形成されることがあります。 [ 16 ]または、マグマが分離して混ざらないケイ酸塩と非ケイ酸塩の液体相が形成されることがあります。 [ 17 ]

ケイ酸塩マグマは、地殻中に最も多く含まれる化学元素である酸素とケイ素を主成分とする溶融混合物で、アルミニウム、カルシウム、マグネシウム、鉄、ナトリウム、カリウムが少量含まれ、その他多くの元素が微量に含まれています。[ 18 ]岩石学者は通常、ケイ酸塩マグマの組成を、マグマ中に存在する主要元素（酸素以外）の酸化物の重量またはモル質量分率で表します。 [ 19 ]

マグマの多くの特性（粘度や温度など）はシリカ含有量と相関関係にあることが観察されているため、ケイ酸塩マグマはシリカ含有量に基づいて、フェルシック、中間、塩基性、超塩基性の4つの化学的タイプに分類されます。[ 20 ]

珪長質マグマ

珪長質マグマ（珪長質マグマ）は、シリカ含有量が63%以上です。これらには、流紋岩マグマとデイサイトマグマが含まれます。シリカ含有量が非常に高いため、これらのマグマの粘性は非常に高く、1,200 °C（2,190 °F）の高温流紋岩マグマでは10 8 cP（10 5 Pa⋅s）から、800 °C（1,470 °F）の低温流紋岩マグマでは10 11 cP（10 8 Pa⋅s）までの範囲となります。 [ 21 ]比較すると、水の粘性は約1 cP（0.001 Pa⋅s）です。この非常に高い粘性のため、珪長質溶岩は通常、爆発的に噴火し、火砕流堆積物（破片状堆積物）を生成します。しかし、流紋岩質溶岩は時折、溶岩棘、溶岩ドーム、あるいは「クーリー」（厚く短い溶岩流）を形成するために噴出します。 [ 22 ] 溶岩は通常、噴出するにつれて破砕し、ブロック溶岩流を形成します。ブロック溶岩流にはしばしば黒曜石が含まれます。[ 23 ]

珪長質溶岩は800℃（1,470℉）という低温でも噴火することがある。[ 24 ]しかし、異常に高温（>950℃; >1,740℉）の流紋岩溶岩は、アメリカ合衆国北西部のスネーク川平原のように、数十キロメートルもの距離を流れ落ちることがある。 [ 25 ]

中間マグマ

中間マグマまたは安山岩質マグマは、珪長質マグマよりも52%～63%のシリカを含み、アルミニウムは少なく、通常マグネシウムと鉄がやや豊富です。中間溶岩は安山岩ドームやブロック溶岩を形成し、アンデス山脈などの急峻な複合火山で発生することがあります。[ 26 ]また、通常はより高温であり、850～1,100 °C (1,560～2,010 °F) の範囲です。シリカ含有量が少なく、噴火温度が高いため、粘性は非常に低く、典型的な粘度は1,200 °C (2,190 °F) で350万 cP (3,500 Pa⋅s) です。これは、滑らかなピーナツバターの粘度よりわずかに高いです。[ 27 ]中間マグマは斑晶を形成する傾向が強いです。[ 28 ]鉄とマグネシウムの含有量が多いと、角閃石や輝石の斑晶を含む暗い基質として現れる傾向があります。[ 29 ]

苦鉄質マグマ

塩基性マグマまたは玄武岩質マグマは、シリカ含有量が52%から45%です。鉄マグネシウム含有量が高いのが特徴で、一般的に1,100～1,200℃（2,010～2,190℉）の温度で噴出します。粘度は比較的低く、10⁻4 ～ 10⁻5 cP（10～100 Pa⋅s）程度ですが、それでも水よりは桁違いに高い値です。この粘度はケチャップと同程度です。[ 30 ]玄武岩溶岩は、火口から長い距離を流動的に流れるため、低い楯状火山や洪水玄武岩を形成する傾向があります。玄武岩溶岩の厚さは、特に緩斜面では、固まった地殻の下からの溶岩供給によって「膨張」するため、移動する溶岩流の厚さよりもはるかに厚くなることがあります。[ 31 ]玄武岩溶岩のほとんどは、塊状溶岩ではなく、アア型またはパホエホエ型です。水中では、枕状溶岩を形成することがあります。これは、陸上の内臓型パホエホエ溶岩に似ています。[ 32 ]

超塩基性マグマ

ピクライト玄武岩、コマチアイト、そしてボニナイトを形成する高マグネシウム含有マグマなどの超塩基性マグマは、組成と温度が極限に達します。いずれもシリカ含有量は45%未満です。コマチアイトは18%を超える酸化マグネシウムを含み、1,600℃（2,910℉）の温度で噴出したと考えられています。この温度では鉱物化合物の重合は実質的に起こらず、非常に流動性の高い液体となります。[ 33 ]コマチアイトマグマの粘度は100～1000 cP（0.1～1 Pa⋅s）と低く、軽質エンジンオイルと同程度であったと考えられています。[ 21 ]超塩基性溶岩のほとんどは原生代以降に形成されたもので、中央アメリカの顕生代には高温のマントルプルームに起因する超塩基性マグマがいくつか知られている。地球のマントルが冷えすぎてマグネシウムを多く含むマグマを生成できなくなったため、現代のコマチアイト溶岩は知られていない。[ 34 ]

アルカリ性マグマ

珪長質マグマの中には、アルカリ金属酸化物（ナトリウムとカリウム）の含有量が高いものがあり、特に大陸棚のリフティング地域、深く沈み込んだプレートの上にある地域、あるいはプレート内ホットスポットで多く見られます。[ 35 ]珪長質マグマの珪長質含有量は、超塩基性（ネフェリナイト、ベイサナイト、テフライト）から珪長質（トラヒタイト）まで様々です。亜アルカリ性マグマよりもマントルのより深いところで生成される可能性が高いです。[ 36 ]オリビン・ネフェリナイト・マグマは超塩基性かつ高アルカリ性であり、他のマグマよりも地球のマントルのより深いところから来たと考えられています。[ 37 ]

マグマ組成の例（重量％）[ 38 ]
成分 ネフェリナイト ソレアイトピクライト ソレアイト玄武岩 安山岩 流紋岩
SiO2​39.7 46.4 53.8 60.0 73.2
二酸化チタン2.8 2.0 2.0 1.0 0.2
アルミニウム​​​11.4 8.5 13.9 16.0 14.0
Fe 2 O 35.3 2.5 2.6 1.9 0.6
FeO 8.2 9.8 9.3 6.2 1.7
マンガンO 0.2 0.2 0.2 0.2 0.0
酸化マグネシウム 12.1 20.8 4.1 3.9 0.4
酸化カルシウム 12.8 7.4 7.9 5.9 1.3
ナトリウム2O​ 3.8 1.6 3.0 3.9 3.9
K 2 O 1.2 0.3 1.5 0.9 4.1
P 2 O 50.9 0.2 0.4 0.2 0.0
ソレアイト質玄武岩マグマ
  1. SiO2 （ 53.8％）
  2. アルミニウム2 O 3 (13.9%)
  3. FeO（9.30％）
  4. CaO（7.90％）
  5. 酸化マグネシウム（4.10％）
  6. Na2O （3.00％）
  7. Fe 2 O 3 (2.60%)
  8. 二酸化チタン（2.00％）
  9. K 2 O（1.50％）
  10. P 2 O 5（0.40％）
  11. マンガンO（0.20％）
流紋岩マグマ
  1. SiO2 （ 73.2％）
  2. アルミニウム2 O 3 (14.0%)
  3. FeO（1.70％）
  4. CaO（1.30％）
  5. MgO（0.40％）
  6. Na2O （3.90％）
  7. Fe 2 O 3 (0.60%)
  8. 二酸化チタン（0.20％）
  9. K2O （4.10％）
  10. P 2 O 5（0.00％）
  11. マンガンO（0.00％）

非珪酸塩マグマ

地球の表面には、珍しい組成の溶岩が噴出しています。これには以下のものが含まれます。

マグマガス

ガスの種類によって濃度は大きく異なります。マグマガスの中で最も多く含まれるのは水蒸気で、次いで二酸化炭素[ 43 ]と二酸化硫黄が続きます。その他の主要なマグマガスには、硫化水素、塩化水素、フッ化水素などがあります[ 44 ]。

マグマ中のマグマ性ガスの溶解度は、圧力、マグマの組成、温度に依存する。溶岩として噴出したマグマは非常に乾燥しているが、深部で高圧下にあるマグマは10%を超える溶解水を含むことがある。低シリカマグマは高シリカマグマよりも水への溶解度がやや低く、1,100℃、0.5GPaの条件下では、玄武岩質マグマは8%のH 2 Oを溶解できるのに対し、花崗岩ペグマタイトマグマは11%のH 2 Oを溶解できる。[ 45 ]しかし、マグマは典型的な条件下では必ずしも飽和状態にあるとは限らない。

マグマ中の水濃度（重量％）[ 46 ]
マグマの組成 H 2 O濃度（重量％）
MORB（ソレアイト） 0.1～0.2
島のソレアイト 0.3～0.6
アルカリ玄武岩 0.8～1.5
火山弧玄武岩 2～4
ベイサン石とネフェリナイト1.5～2
島弧安山岩とデイサイト 1～3
大陸縁安山岩とデイサイト 2～5
流紋岩 最大7

二酸化炭素はマグマに水よりも溶けにくく、深部でもしばしば明確な流体相に分離します。これは、深部マグマ中に形成された結晶中に二酸化炭素の流体包有物が存在することを説明しています。[ 46 ]

レオロジー

3つの温度におけるシリカ含有量に対するマグマ粘度（η）の対数変化を示すグラフ

粘性はマグマの挙動を理解する上で重要な溶融特性です。一般的な珪酸塩溶岩の温度は、珪長質溶岩の約800℃（1,470℉）から苦鉄質溶岩の1,200℃（2,190℉）までの範囲ですが、[ 24 ]同じ溶岩の粘性は、苦鉄質溶岩の10 4 cP（10 Pa⋅s）から珪長質マグマの10 11 cP（10 8 Pa⋅s）まで、7桁以上にわたります。 [ 24 ]粘性は主に組成によって決まりますが、温度にも依存します。[ 21 ]珪長質溶岩は苦鉄質溶岩よりも低温になりやすいため、粘性差はさらに大きくなります。

ケイ素イオンは小さく、高電荷であるため、 4つの酸素イオンと配位する傾向が強く、それらの酸素イオンははるかに小さいケイ素イオンの周りに四面体配列を形成します。これはシリカ四面体と呼ばれます。ケイ素含有量の少ないマグマでは、これらのシリカ四面体は孤立していますが、ケイ素含有量が増加すると、シリカ四面体は部分的に重合し始め、酸素イオンを橋渡しとしてつながれたシリカ四面体の鎖、シート、塊を形成します。これにより、マグマの粘性が大幅に高まります。[ 47 ]

  • 単一のシリカ四面体
    単一のシリカ四面体
  • 橋渡し酸素イオン（ピンク色）によって結合した2つのシリカ四面体
    橋渡し酸素イオン（ピンク色）によって結合した2つのシリカ四面体

重合傾向はNBO/Tで表されます。ここで、NBOは非架橋酸素イオンの数、Tはネットワーク形成イオンの数です。シリコンは主要なネットワーク形成イオンですが、ナトリウム含有量の高いマグマではアルミニウムもネットワーク形成イオンとして作用し、他のネットワーク形成イオンが不足している場合は、鉄(III)イオンもネットワーク形成イオンとして作用します。他のほとんどの金属イオンは重合傾向を低下させるため、ネットワーク修飾子と呼ばれます。完全に溶融シリカから形成されたと仮定した場合のマグマではNBO/Tは0となるが、ネットワーク形成物質が非常に少なく重合が起こらないと仮定した場合のマグマではNBO/Tは4となる。自然界ではどちらの極端な例も一般的ではないが、玄武岩質マグマのNBO/Tは通常0.6～0.9、安山岩質マグマのNBO/Tは0.3～0.5、流紋岩質マグマのNBO/Tは0.02～0.2である。水はネットワーク修飾子として作用し、溶解した水は溶融物の粘度を大幅に低下させる。二酸化炭素はネットワーク修飾子を中和するため、溶解した二酸化炭素は粘度を高める。溶融物の温度が高いほど、酸素とネットワーク形成物質間の結合を切断するために利用できる熱エネルギーが増えるため、粘度は低くなる。[ 15 ]

ほとんどのマグマには、様々な鉱物の固体結晶、捕獲岩として知られる異国の岩石の破片、以前に固化したマグマの破片が含まれています。ほとんどのマグマは結晶を含んでいるため、チキソトロピー性と剪断流動性を備えています。[ 48 ]言い換えると、ほとんどのマグマは、流速が剪断応力に比例するニュートン流体のようには挙動しません。その代わりに、典型的なマグマはビンガム流体であり、降伏応力と呼ばれる応力閾値を超えるまで、流れに対してかなりの抵抗を示します。[ 49 ]これにより、部分的に結晶化したマグマのプラグフローが発生します。プラグフローのよく知られた例は、歯磨き粉のチューブから押し出された歯磨き粉です。歯磨き粉は半固体のプラグとして出てきますが、これは、チューブに隣接する歯磨き粉の薄い層に剪断が集中し、この部分でのみ歯磨き粉が流体として挙動するためです。チキソトロピー挙動は、結晶がマグマから沈殿するのを妨げます。[ 50 ]結晶含有量が約60%に達すると、マグマは流体としての性質を失い、固体としての性質を持つようになります。このような結晶と溶融岩石の混合物は、クリスタルマッシュと呼ばれることもあります。[ 51 ]

マグマは典型的には粘弾性も持ち、低応力下では液体のように流動しますが、応力が臨界値を超えると、溶融体は緩和だけでは応力を十分速く分散できず、一時的な破壊伝播を引き起こします。応力が臨界閾値以下に低下すると、溶融体は再び粘性緩和を起こし、破壊を治癒します。[ 52 ]

温度

マグマが地表に噴出した溶融溶岩の温度は、ほぼすべてが700～1,400 °C（1,300～2,600 °F）の範囲ですが、非常にまれにカーボナタイトマグマは490 °C（910 °F）まで低温になることがあり、[ 53 ]コマチアイトマグマは1,600 °C（2,900 °F）まで高温だった可能性があります。[ 54 ]マグマは地熱地帯の掘削中に時折遭遇しており、ハワイでは深さ2,488 m（8,163 ft）のデイサイトマグマ体を貫通する掘削が行われました。このマグマの温度は1,050 °C（1,920 °F）と推定されました。より深部のマグマの温度は、理論計算と地温勾配から推測する必要があります。[ 13 ]

ほとんどのマグマには、液相中に浮遊する固体結晶が含まれています。これは、マグマの温度が、マグマが完全に固化する温度である固相線と、マグマが完全に液体である温度である液相線の間に位置することを示しています。 [ 14 ]推定深度における固相線温度の計算によると、リフト領域の下で生成されるマグマは約1,300～1,500℃（2,400～2,700℉）の温度で始まることが示唆されています。マントルプルームから生成されるマグマは1,600℃（2,900℉）ほど高温になることがあります。沈み込み帯で生成されるマグマの温度は、水蒸気によって融点が下がるため、1,060℃（1,940℉）ほど低くなることがあります。[ 55 ]

密度

マグマの密度は主に組成に依存し、鉄含有量が最も重要なパラメータです。[ 56 ]

タイプ密度（kg/m 3）
玄武岩質マグマ2650～2800年
安山岩質マグマ2450～2500年
流紋岩質マグマ2180–2250

マグマは低圧または高温ではわずかに膨張します。[ 56 ]マグマが地表に近づくと、溶解したガスが液体から泡立ち始めます。これらの泡は、深部におけるマグマの密度を大幅に低下させ、そもそもマグマを地表へと押し上げる役割を果たしていました。[ 57 ]

起源

地球内部の温度は地温勾配で表され、これは深さに伴う温度変化率である。地温勾配は、地球内部での放射性崩壊による加熱と地球表面からの熱損失のバランスによって確立される。地温勾配は地球の上部地殻で平均約25 °C/kmであるが、これは地域によって大きく異なり、海溝や沈み込み帯では5～10 °C/kmと低く、中央海嶺やマントルプルーム付近では30～80 °C/kmとなる。[ 58 ]勾配は深さとともに緩やかになり、マントルではゆっくりとした対流によって効率的に熱が輸送されるため、わずか0.25～0.3 °C/kmにまで低下する。平均的な地温勾配は通常、地殻や上部マントルのどの場所でも岩石を融点まで上昇させるほど急峻ではないため、マグマは地温勾配が異常に急峻な場所、または岩石の融点が異常に低い場所でのみ生成されます。しかし、このような状況下でのマグマの地表への上昇は、地球の地殻を通じた熱輸送において最も重要なプロセスです。[ 59 ]

岩石は圧力の低下、[ 60 ]組成の変化（水の添加など）、[ 61 ]温度の上昇、[ 62 ]またはこれらのプロセスの組み合わせに応じて溶融することがあります。[ 63 ]隕石の衝突による溶融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、地球の集積期の衝突により広範囲の溶融が起こり、初期地球の外側数百キロメートルはおそらくマグマの海でした。[ 64 ]過去数億年間の巨大隕石の衝突は、いくつかの大規模な火成岩地域の広範な玄武岩マグマ活動の原因となるメカニズムの1つとして提案されています。[ 65 ]

減圧

減圧溶融は圧力の低下によって起こる。[ 66 ]これは上部マントルからマグマを生成する最も重要なメカニズムである。[ 67 ]

ほとんどの岩石の固相線温度（それ以下では完全に固体となる温度）は、水がない場合、圧力の上昇とともに上昇する。地球のマントル深部にあるペリドタイトは、より浅いレベルの固相線温度よりも高温になることがある。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につれてわずかに冷却されるが、冷却は1キロメートルあたり約0.3℃に過ぎない。適切なペリドタイトサンプルの実験的研究では、固相線温度は1キロメートルあたり3℃から4℃上昇することが記録されている。岩石が十分に上昇すると、融解が始まる。融解した液滴はより大きな体積に凝集し、上方に侵入する可能性がある。固体マントルの上昇運動によるこの融解プロセスは、地球の進化において極めて重要である。[ 63 ]

減圧溶融は中央海嶺に海洋地殻を形成し、地球上で最も重要なマグマ源となっている。[ 67 ]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は火山活動も引き起こす。プレート内火山活動はマントルプルームの上昇またはプレート内伸長に起因すると考えられており、それぞれのメカニズムの重要性は継続的な研究の対象となっている。[ 68 ]

水と二酸化炭素の影響

マグマ生成に最も影響を与える岩石組成の変化は、水の添加である。水は、所定の圧力において岩石の固相線温度を下げる。例えば、約100キロメートルの深さでは、ペリドタイトは、過剰水が存在する場合、約800℃で溶け始めるが、水がない場合、約1,500℃で溶け始める。[ 69 ]水は、沈み込み帯の海洋リソスフェアから追い出され、その上にあるマントルの溶融を引き起こす。玄武岩または安山岩の組成を持つ含水マグマは、沈み込みの過程で脱水反応の結果として直接的または間接的に生成される。このようなマグマと、それらから生成されたマグマは、環太平洋火山帯のような島弧を形成する。[ 70 ]これらのマグマは、大陸地殻の重要な部分である石灰アルカリ系列の岩石を形成する。[ 71 ]含水マグマは密度と粘性が低いため浮力が高く、地球のマントル内で上方に移動します。[ 72 ]

二酸化炭素の添加は、水の添加に比べるとマグマ形成の原因として比較的重要度が低いが、一部のシリカ不飽和マグマの発生は、そのマントル起源領域で水よりも二酸化炭素が優勢だったことに起因していると考えられている。二酸化炭素が存在すると、ペリドタイトの固相線温度は、深さ約 70 km に相当する圧力の狭い圧力間隔で約 200 °C 低下することが実験で実証されている。より深くでは、二酸化炭素の影響は大きくなる可能性がある。深さ約 200 km まででは、炭酸塩ペリドタイト組成の初期融解温度は、二酸化炭素を含まない同じ組成の場合よりも 450 °C ～ 600 °C 低いことが判明している。[ 73 ]ネフェリナイト、カーボナタイト、キンバーライトなどの岩石タイプのマグマは、約 70 km より深いところでマントルに二酸化炭素が流入した後に生成される可能性があるものである。[ 74 ] [ 75 ]

気温上昇

大陸地殻内でマグマが形成される最も一般的なメカニズムは温度の上昇である。このような温度上昇はマントルからマグマが上方に侵入することで起こりうる。またプレート境界での圧縮によって厚くなった大陸地殻では、温度が地殻岩石の固相線を超えることもある。[ 76 ]インド大陸とアジア大陸のプレート境界はよく研究された例であり、境界のすぐ北にあるチベット高原では地殻の厚さが約 80 キロメートルで、通常の大陸地殻のおよそ 2 倍の厚さである。マグネトテルリックデータから推定される電気抵抗率の研究では、チベット高原の南縁に沿った中部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ている。 [ 77 ]花崗岩と流紋岩は火成岩の一種で、一般的に温度上昇による大陸地殻の溶融の産物と解釈されている。気温の上昇は沈み込み帯に引きずり込まれた リソスフェアの融解にも寄与する可能性がある。

溶解プロセス

透輝石-灰長石系の状態図

岩石が融解する際、その温度範囲は一定ではありません。これは、ほとんどの岩石が複数の鉱物で構成されており、それぞれの鉱物の融点が異なるためです。最初の融解が起こる温度（固相線）は、純粋な鉱物の融点よりも低くなります。これは、氷に塩を混ぜると融点が下がる現象に似ています。最初の融解は共晶と呼ばれ、含まれる鉱物の組み合わせによって組成が異なります。[ 78 ]

例えば、玄武岩に含まれる主成分の鉱物であるアノーサイトとダイオプサイドの混合物は、約 1274 °C で溶け始めます。これは、純粋なダイオプサイドの融点 1392 °C や純粋なダイオプサイドの融点 1553 °C をはるかに下回っています。結果として得られる溶融物は、約 43 wt% のダイオプサイドで構成されます。[ 79 ]岩石にさらに熱が加えられると、ダイオプサイドまたはダイオプサイドのいずれかが完全に溶けるまで、温度は 1274 °C のままです。その後、残りの鉱物が溶け続けるにつれて温度が上昇し、溶融物の組成が共晶組成から離れていきます。例えば、ダイオプサイドの含有量が 43% を超える場合、ダイオプサイドの供給量全体が 1274 °C で溶け、溶融物を共晶組成に保つのに十分な量のダイオプサイドも溶けます。さらに加熱を続けると、残りのアノーサイトが徐々に融解し、融液中のアノーサイト液の含有量が増加するため、温度はゆっくりと上昇します。混合物にアノーサイトがわずかに過剰に含まれている場合、温度が1274℃をはるかに超える前に融解します。混合物がほぼすべてアノーサイトである場合、すべてのアノーサイトが融解する前に、温度は純粋なアノーサイトに近い融点に達します。混合物中のアノーサイト含有量が43%未満の場合、共晶温度ですべてのアノーサイトと一部の透輝石が融解し、残りの透輝石は温度の上昇に伴い徐々に融解します。[ 78 ]

共晶溶融のため、溶融物の組成は根源岩と大きく異なる可能性がある。例えば、10%の灰長石と透輝石の混合物は、溶融物が約43%の灰長石の組成を持つ共晶から逸脱する前に、約23%の部分溶融を経験する可能性がある。この部分溶融の影響は、さまざまなマグマの組成に反映されている。上部マントルの部分溶融度が低い場合 (2%～4%) はメリリタイトなどの非常にアルカリ性のマグマが生成され、部分溶融度が高い場合 (8%～11%) はアルカリオリビン玄武岩が生成される可能性がある。[ 80 ]海洋マグマは根源岩の3%～15%の部分溶融によって生成される可能性が高い。[ 81 ]一部のカルクアルカリ花崗岩は、15%～30%という高い部分溶融度によって生成される可能性がある。[ 82 ]コマチアイトやピクライト などの高マグネシウムマグマも、マントル岩石の高度な部分溶融の産物である可能性があります。[ 83 ]

不適合元素と呼ばれる特定の化学元素は、イオン半径とイオン電荷の組み合わせが、根源岩に豊富に含まれる元素のそれとは異なる。これらの元素のイオンは根源岩を構成する鉱物の構造に適合しにくく、固体鉱物から容易に分離して、低い部分溶融度で生成される溶融物中に高濃度になる。不適合元素には、一般的に、大きくて電荷が弱いカリウム、バリウム、セシウム、ルビジウム（大イオン親石元素、LILE）や、イオンが大きく電荷を帯びる元素（高電場強度元素、HSFE）があり、これにはジルコニウム、ニオブ、ハフニウム、タンタル、希土類元素、アクチニド元素などが含まれる。非常に低い程度の部分溶融によって生成された溶融物中にカリウムが非常に多く含まれるため、その後マグマが冷えて固まると、ランプロファイア、ランプロアイト、キンバーライトなどの珍しいカリウム岩が形成されます。[ 84 ]

十分な量の岩石が溶融すると、小さな溶融液滴（通常は鉱物粒子の間に存在する）が結合し、岩石を軟化させます。地球内部の圧力下では、わずか数パーセントの部分溶融でも、溶融液がその源から押し出される可能性があります。[ 85 ]溶融率が30%を超えると、溶融液は急速に源岩から分離します。しかし、通常、熱供給が枯渇する前に溶融するマグマ源岩の量は、30%をはるかに下回ります。[ 86 ]

ペグマタイトは地殻の低度の部分溶融によって生成される可能性がある。[ 87 ]一部の花崗岩組成マグマは共晶（または共晶）溶融物であり、地殻の低度から高度の部分溶融、および分別結晶化によって生成される可能性がある。[ 88 ]

マグマの進化

マグマにおける分別結晶化の原理を示す模式図。マグマが冷却するにつれて、溶融物から様々な鉱物が結晶化し、組成が変化します。1：カンラン石が結晶化します。2 ：カンラン石と輝石が結晶化します。3 ：輝石と斜長石が結晶化します。4 ：斜長石が結晶化します。マグマ溜まりの底には、集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おいてのみ完全に溶融しています。より一般的には、溶融物と結晶の混合物であり、時にはガス泡も混ざっています。[ 15 ]溶融物、結晶、そして気泡は通常、密度が異なるため、マグマの進化に伴って分離する可能性があります。[ 89 ]

マグマが冷えると、通常、異なる温度で融液から鉱物が結晶化します。これは、元の溶融過程を逆にしたようなものです。しかし、融液は通常、元の源岩から分離して浅い深度に移動するため、結晶化の逆過程は厳密には同じではありません。例えば、融液が透輝石と灰長石をそれぞれ50%ずつ含んでいた場合、灰長石は共晶温度である1274℃よりやや高い温度で融液から結晶化し始めます。これにより、残りの融液は透輝石43%の共晶組成へと移行します。共晶温度は1274℃で到達し、この温度で透輝石と灰長石は共晶し始めます。融液が透輝石90%の場合、共晶温度に達するまで透輝石が最初に結晶化し始めます。[ 90 ]

結晶が溶融物中に浮遊したままであれば、結晶化プロセスによって溶融物と固体鉱物の全体的な組成は変化しない。この状態は平衡結晶化と呼ばれる。しかし、1915年の論文「ケイ酸塩液体における結晶化と分化」[ 91 ] に至るまでの一連の実験において、ノーマン・L・ボーエンは、フォルステライト、透輝石、シリカからなる冷却溶融物から結晶化したオリビンと透輝石の結晶が、地質学的に重要な時間スケールで溶融物中を沈降することを実証した。その後、地質学者たちは、このような分別結晶化のかなりの現場証拠を発見した[ 89 ]。

マグマから結晶が分離すると、残留マグマの組成は元のマグマとは異なります。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分離されると、花崗岩組成の残留溶融物を生成することがあります。 [ 92 ]斑れい岩の液相線温度は約1,200 °Cであり、 [ 93 ]派生した花崗岩組成の溶融物の液相線温度は約700 °Cと低い場合があります。[ 94 ]不適合元素は、分別結晶化中にマグマの最後の残留物に、また部分溶融中に生成される最初の溶融物に濃縮されます。どちらのプロセスでも、不適合元素が一般的に豊富に含まれる岩石であるペグマタイトに結晶化するマグマが形成される可能性があります。ボーエンの反応系列は、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。[ 89 ]

マグマの組成は、部分溶融や分別結晶化以外のプロセスによっても決定されます。例えば、マグマは侵入した岩石と相互作用し、それらの岩石を溶融させるだけでなく、反応も起こします。マグマだまりの天井付近での同化作用と、マグマだまりの底付近での分別結晶化は、同時に起こることさえあります。異なる組成のマグマは互いに混ざり合うこともあります。まれに、溶融物が対照的な組成を持つ2つの混ざり合わない溶融物に分離することもあります。[ 95 ]

一次マグマ

岩石が溶けた液体は初生マグマである。初生マグマはいかなる分化も受けておらず、マグマの初期の組成を表している。[ 96 ]実際には、初生マグマを明確に識別することは困難であるが[ 97 ] 、ボニナイトは初生マグマから結晶化した安山岩の一種であると示唆されている。 [ 98 ]ジンバブエの グレートダイクも初生マグマから結晶化した岩石であると解釈されている。[ 99 ]ミグマタイトの白質小体を初生マグマと解釈するジルコンのデータと矛盾する。ジルコンのデータでは、白質小体は初生マグマの抽出によって残った残留物（集積岩）であると示唆されている。[ 100 ]

親のマグマ

原始的マグマ組成や初生マグマ組成を特定できない場合、親マグマの同定を試みることがしばしば有用である。[ 97 ]親マグマとは、火成岩の分化過程によって、観測されるマグマ化学組成の範囲が導き出されたマグマ組成である。必ずしも原始的溶融体である必要はない。[ 101 ]

例えば、一連の玄武岩流は互いに関連していると想定されます。分別結晶化によってそれらが合理的に生成される可能性のある組成は、親マグマと呼ばれます。分別結晶化モデルは、それらが共通の親マグマを共有しているという仮説を検証するために作成されます。[ 102 ]

移動と凝固

マグマは、マントルまたは地殻内の温度と圧力の条件が溶融状態に適している場所で発生します。マグマは形成された後、密度が源岩よりも低いため、浮力によって地表に向かって上昇します。[ 103 ]マグマは地殻を移動するにつれて、マグマだまりに集まり、そこに留まります（ただし、最近の研究では、マグマは主に液体のマグマだまりではなく、地殻横断の結晶に富んだマッシュゾーンに貯蔵されている可能性があることが示唆されています[ 7 ] ）。マグマは、冷えて結晶化して貫入岩を形成するか、火山として噴火するか、別のマグマだまりに移動するまで、マグマだまりに留まります。

深成岩説

マグマが冷えると、固体鉱物相が形成され始めます。これらの一部はマグマ溜まりの底に沈降し、集積岩を形成し、それが苦鉄質層状貫入岩を形成することがあります。マグマ溜まり内でゆっくりと冷えたマグマは、その組成に応じて、通常は斑れい岩、閃緑岩、花崗岩などの深成岩を形成します。一方、マグマが噴火すると、玄武岩、安山岩、流紋岩（それぞれ斑れい岩、閃緑岩、花崗岩の噴出岩） などの火山岩が形成されます。

火山活動

火山噴火の際に地表に噴き出したマグマを溶岩といいます。溶岩は地下のマグマに比べて比較的速く冷えて固まります。この急速な冷却により結晶が大きく成長せず、一部は全く結晶化せずにガラス状になります。火山ガラスを主成分とする岩石には、黒曜石、スコリア、軽石などがあります。

火山噴火の前と噴火中には、CO2やH2Oなどの揮発性物質が、離溶と呼ばれるプロセスによって部分的に溶融岩から分離します。水分含有量の少ないマグマは粘性が高まります。火山噴火中にマグマが上昇する際に大規模な離溶が発生すると、結果として生じる噴火は通常、爆発的なものです。[ 104 ]

エネルギー生産における利用

アイスランド深部掘削プロジェクトでは、アイスランドの地表下の火山岩盤の熱を利用するために5,000メートルの穴を数本掘削していたところ、2009年に深さ2,100メートルのマグマ溜まりを発見した。これは歴史上マグマに到達した3度目のことであったため、IDDPはこの穴に投資することを決定し、IDDP-1と名付けた。[ 105 ]

マグマに近い底部に穿孔されたセメント鋼製のケースが坑道内に建設されました。マグマ蒸気の高温高圧を利用して36MWの発電を実現したIDDP-1は、世界初のマグマ強化型地熱発電システムとなりました。[ 105 ]

参考文献

  1. ^ "magma" . Merriam-Webster.com Dictionary . Merriam-Webster . 2018年10月28日閲覧。
  2. ^ボーエン、ノーマン・L. (1947). 「マグマ」.アメリカ地質学会誌. 58 (4): 263. doi : 10.1130/0016-7606(1947)58[263:M]2.0.CO;2 . ISSN 0016-7606 . 
  3. ^ Greeley, Ronald; Schneid, Byron D. (1991-11-15). 「火星におけるマグマ生成：量、速度、そして地球、月、金星との比較」. Science . 254 ( 5034): 996–98 . Bibcode : 1991Sci...254..996G . doi : 10.1126/science.254.5034.996 . ISSN 0036-8075 . PMID 17731523. S2CID 206574665 .   
  4. ^ Spera, Frank J. (2000). 「マグマの物理的性質」. Sigurdsson, Haraldur (編). 『火山百科事典』 . Academic Press . pp.  171– 90. ISBN 978-0-12-643140-7。
  5. ^ Foulger, GR (2010).プレート対プルーム：地質学的論争. Wiley-Blackwell . ISBN 978-1-4051-6148-0. 2017年11月25日時点のオリジナルよりアーカイブ。2011年2月4日閲覧。
  6. ^ Detrick, RS; Buhl, P.; Vera, E.; Mutter, J.; Orcutt, J.; Madsen, J.; Brocher, T. (1987). 「東太平洋海膨沿いの地殻マグマ溜まりのマルチチャンネル地震画像化」. Nature . 326 (6108): 35– 41. Bibcode : 1987Natur.326...35D . doi : 10.1038/326035a0 . ISSN 0028-0836 . S2CID 4311642 .  
  7. ^ a b Sparks, R. Stephen J.; Cashman, Katharine V. (2017). 「動的マグマシステム：火山活動予測への示唆」. Elements . 13 (1): 35– 40. Bibcode : 2017Eleme..13...35S . doi : 10.2113/gselements.13.1.35 . ISSN 1811-5209 . 
  8. ^ a b MCBIRNEY, AR; NOYES, RM (1979-08-01). 「Skaergaard貫入岩体の結晶化と成層」 . Journal of Petrology . 20 (3): 487– 554. Bibcode : 1979JPet...20..487M . doi : 10.1093/petrology/20.3.487 . ISSN 0022-3530 . 
  9. ^マーシャック、スティーブン（2016年）『地質学のエッセンシャルズ』（第5版）WWノートン、115ページ。ISBN 978-0-393-26339-8。
  10. ^科学者のドリルがマグマに衝突：記録上3度目、カリフォルニア大学デービス校ニュース＆インフォメーション、2009年6月26日。
  11. ^マグマが初めてその場で発見される。Physorg（2008年12月16日）
  12. ^キラウエアのプナデイサイトマグマ：活マグマへの予期せぬ掘削ポスターArchived 2011-06-06 at the Wayback Machine、2008 Eos Trans. AGU、89(53)、Fall Meeting。
  13. ^ a b Teplow, William; Marsh, Bruce; Hulen, Jeff; Spielman, Paul; Kaleikini, Mike; Fitch, David; Rickard, William (2009). 「ハワイ島プナ地熱ベンチャー坑井場におけるデイサイト溶融」(PDF) . GRC Transactions . 33 : 989–994 . 2022年10月9日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) . 2021年2月8日閲覧。
  14. ^ a b Philpotts, Anthony R.; Ague, Jay J. (2009). Principles of igneous and metamorphic petrology (第2版). Cambridge, UK: Cambridge University Press. pp.  19– 20. ISBN 978-0-521-88006-0。
  15. ^ a b c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。49 ～ 50ページ 。ISBN 978-3-540-43650-8。
  16. ^ a b c Guijón, R.; Henríquez, F.; Naranjo, JA (2011). 「チリ北部、中央アンデス、エル・ラコおよびラスタリア火山群における特異な酸化鉄および硫黄流の保全に関する地質学的、地理的、法的考察」 . Geoheritage . 3 (4): 99– 315. Bibcode : 2011Geohe...3..299G . doi : 10.1007/s12371-011-0045-x . S2CID 129179725 . 
  17. ^ a b c Harlov, DE; et al. (2002). 「スウェーデン北部、キルナヴァーラ磁鉄鉱-アパタイト鉱石中のアパタイト-モナザイト関係」 .化学地質学. 191 ( 1–3 ): 47– 72. Bibcode : 2002ChGeo.191...47H . doi : 10.1016/s0009-2541(02)00148-1 .
  18. ^ Philpotts & Ague 2009、19、131ページ。
  19. ^ Philpotts & Ague 2009、132～133ページ。
  20. ^ Casq, RAF; Wright, JV (1987). Volcanic Sucreations . Unwin Hyman Inc. p. 528. ISBN 978-0-04-552022-0。
  21. ^ a b c Philpotts & Ague 2009、23ページ。
  22. ^ Philpotts & Ague 2009、70～77ページ。
  23. ^シュミンケ 2003、132ページ。
  24. ^ a b c Philpotts & Ague 2009、p. 20。
  25. ^ Bonnichsen, B.; Kauffman, DF (1987). 「アイダホ州南西部スネーク川平原火山地域における流紋岩溶岩流の物理的特徴」.珪質ドームと溶岩流の定置. アメリカ地質学会特別論文集. 第212巻. pp.  119– 145. doi : 10.1130/SPE212-p119 . ISBN 0-8137-2212-8。{{cite book}}:|journal=無視されました (ヘルプ)
  26. ^シュミンケ 2003、21–24、132、143 ページ。
  27. ^ Philpotts & Ague 2009、23–611ページ。
  28. ^竹内真悟 (2011年10月5日). 「噴火前マグマ粘度：マグマ噴出能の重要な指標」 . Journal of Geophysical Research . 116 (B10) B10201. Bibcode : 2011JGRB..11610201T . doi : 10.1029/2011JB008243 .
  29. ^ Philpotts & Ague 2009、1376–377ページ。
  30. ^ Philpotts & Ague 2009、23～25ページ。
  31. ^ Philpotts & Ague 2009、53-55、59-64ページ。
  32. ^シュミンケ 2003、128–132 ページ。
  33. ^ Arndt, NT (1994). 「始生代コマチアイト」. コンディー, KC (編). 『始生代地殻進化』アムステルダム: エルゼビア. p. 19. ISBN 978-0-444-81621-4。
  34. ^ Philpotts & Ague 2009、399–400ページ。
  35. ^ Philpotts & Ague 2009、139–148ページ。
  36. ^ Philpotts & Ague 2009、606–607ページ。
  37. ^ 「スティキーン火山帯：火山山」 .カナダ火山カタログ. 2009年3月7日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2007年11月23日閲覧。
  38. ^ Philpotts & Ague 2009、145ページ。
  39. ^ Vic Camp,火山の仕組み、珍しい溶岩の種類Archived 2017-10-23 at the Wayback Machine、サンディエゴ州立大学、地質学
  40. ^ Philpotts & Ague 2009、396–397ページ。
  41. ^ Keller, Jörg; Krafft, Maurice (1990年11月). 「オルドイニョ・レンガイのナトロカーボナタイト噴出活動、1988年6月」. Bulletin of Volcanology . 52 (8): 629– 645. Bibcode : 1990BVol...52..629K . doi : 10.1007/BF00301213 . S2CID 129106033 . 
  42. ^ Jonsson, E.; Troll, VR; Högdahl, K.; Harris, C.; Weis, F.; Nilsson, KP; Skelton, A. (2013). 「中央スウェーデンにおける巨大『キルナ型』アパタイト-酸化鉄鉱石のマグマ起源」 . Scientific Reports . 3 1644. Bibcode : 2013NatSR...3.1644J . doi : 10.1038/srep01644 . PMC 3622134. PMID 23571605 .  
  43. ^ Pedone, M.; Aiuppa, A.; Giudice, G.; Grassa, F.; Francofonte, V.; Bergsson, B.; Ilyinskaya, E. (2014). 「波長可変ダイオードレーザーによる熱水・火山性CO2の測定と地球CO2収支への影響」 . Solid Earth . 5 (2): 1209– 1221. Bibcode : 2014SolE....5.1209P . doi : 10.5194/se-5-1209-2014 .
  44. ^シュミンケ 2003、42ページ。
  45. ^ Philpotts & Ague 2009、244–250ページ。
  46. ^ a bシュミンケ 2003、44ページ。
  47. ^シュミンケ 2003、38–41 ページ。
  48. ^ Pinkerton, H.; Bagdassarov, N. (2004). 「類似物質を用いた室内実験に基づく泡状溶岩流の過渡現象」. Journal of Volcanology and Geothermal Research . 132 ( 2–3 ): 115– 136. Bibcode : 2004JVGR..132..115B . doi : 10.1016/s0377-0273(03)00341-x .
  49. ^シュミンケ 2003、39–40 ページ。
  50. ^ Philpotts & Ague 2009、40ページ。
  51. ^ Philpotts & Ague 2009、16ページ。
  52. ^ Wadsworth, Fabian B.; Witcher, Taylor; Vossen, Caron EJ; Hess, Kai-Uwe; Unwin, Holly E.; Scheu, Bettina; Castro, Jonathan M.; Dingwell, Donald B. (2018年12月). 「噴出と爆発を併発する珪質火山活動は、多相粘性から脆性への遷移を跨ぐ」 . Nature Communications . 9 (1): 4696. Bibcode : 2018NatCo...9.4696W . doi : 10.1038/s41467-018-07187- w . ISSN 2041-1723 . PMC 6224499. PMID 30409969 .   
  53. ^ Weidendorfer, D.; Schmidt, MW; Mattsson, HB (2017). 「カーボナタイトマグマの共通起源」 .地質学. 45 (6): 507– 510. Bibcode : 2017Geo....45..507W . doi : 10.1130/G38801.1 . hdl : 20.500.11850/190852 .
  54. ^ Herzberg, C.; Asimow, PD; Arndt, N.; Niu, Y.; Lesher, CM; Fitton, JG; Cheadle, MJ; Saunders, AD (2007). 「マントルおよびプルーム内の温度：玄武岩、ピクライト、コマチアイトからの制約」 .地球化学、地球物理学、地球システム. 8 (2) 2006GC001390: n/a. Bibcode : 2007GGG.....8.2006H . doi : 10.1029/2006gc001390 . hdl : 20.500.11919/1080 . ISSN 1525-2027 . S2CID 14145886 . 2019年4月27日時点のオリジナルよりアーカイブ。2019年12月7日閲覧。  
  55. ^ Philpotts & Ague 2009、593–597ページ。
  56. ^ a b usu.edu -地質学326、「マグマの特性」、2005年2月11日
  57. ^シュミンケ 2003、50ページ。
  58. ^ Richards, MA; Duncan, RA; Courtillot, VE (1989). 「洪水玄武岩とホットスポット跡：プルームの先端と尾部」. Science . 246 ( 4926): 103– 107. Bibcode : 1989Sci...246..103R . doi : 10.1126/science.246.4926.103 . PMID 17837768. S2CID 9147772 .  
  59. ^ Philpotts & Ague 2009、6～13ページ。
  60. ^アメリカ地質学会『プレート、プルーム、パラダイム』 590頁以降、2005年、 ISBN 0-8137-2388-4
  61. ^ Asimow, PD; Langmuir, CH (2003). 「海洋マントルの融解レジームにおける水の重要性」. Nature . 421 (6925): 815– 820. Bibcode : 2003Natur.421..815A . doi : 10.1038 / nature01429 . ISSN 0028-0836 . PMID 12594505. S2CID 4342843 .   
  62. ^ Campbell, IH (2005-12-01). 「大規模火成岩地域とマントルプルーム仮説」. Elements . 1 (5): 265– 269. Bibcode : 2005Eleme...1..265C . doi : 10.2113/gselements.1.5.265 . ISSN 1811-5209 . 
  63. ^ a b Philpotts & Ague 2009、591–599頁。
  64. ^ Tonks, W. Brian; Melosh, H. Jay (1993年3月25日). 「巨大衝突によるマグマオーシャンの形成」. Journal of Geophysical Research: Planets . 98 (E3): 5319– 5333. Bibcode : 1993JGR....98.5319T . doi : 10.1029/92JE02726 .
  65. ^ Jones, Adrian P.; Price, G. David; Price, Neville J.; DeCarli, Paul S.; Clegg, Richard A. (2002年9月). 「衝突誘起溶融と大規模火成岩地域の発達」. Earth and Planetary Science Letters . 202 ( 3–4 ): 551– 561. Bibcode : 2002E&PSL.202..551J . doi : 10.1016/S0012-821X(02)00824-5 .
  66. ^ジェフ・C・ブラウン、CJ・ホークスワース、RCL・ウィルソン（1992年）『地球を理解する』（第2版）ケンブリッジ大学出版局、93ページ。ISBN 0-521-42740-1。
  67. ^ a b Philpotts & Ague 2009、593ページ。
  68. ^ Homrighausen, S.; Geldmacher, J.; Hoernle, K.; Rooney, T. (2021). 「プレート内火山活動」.地質学百科事典. pp.  52– 59. doi : 10.1016/B978-0-12-409548-9.12498-4 . ISBN 978-0-08-102909-1. S2CID  240954389 .
  69. ^ Grove, TL; Chatterjee, N.; Parman, SW; Medard, E. (2006). 「マントルウェッジの融解に対するH 2 Oの影響」.地球惑星科学レター. 249 ( 1–2 ): 74– 89. Bibcode : 2006E&PSL.249...74G . doi : 10.1016/j.epsl.2006.06.043 .
  70. ^スターン、ロバート・J.（2002）、「沈み込み帯」、Reviews of Geophysics、40（4）：24– 31、Bibcode：2002RvGeo..40.1012S、doi：10.1029/2001RG000108、S2CID 15347100 
  71. ^ Philpotts & Ague 2009、374–380ページ。
  72. ^ Drewitt, JWE; Walter, MJ; Brodholt, JP; Muir, JMR; Lord, OT (2022). 「含水ケイ酸塩メルトと深部マントルの水循環」 .地球惑星科学レターズ. 581 117408. Bibcode : 2022E&PSL.58117408D . doi : 10.1016/j.epsl.2022.117408 . hdl : 1983/5cc45839-38b0-45a2-ba4b-5ff2436ad9a1 . S2CID 246777976 . 
  73. ^ Dasgupta, R.; Hirschmann, MM (2007). 「マントルペリドタイトの固相線に対する炭酸塩濃度の変動の影響」. American Mineralogist . 92 ( 2–3 ): 370– 379. Bibcode : 2007AmMin..92..370D . doi : 10.2138/am.2007.2201 . S2CID 95932394 . 
  74. ^ Wyllie, Peter J.; Huang, Wuu-Liang (1975年9月). 「カーボナタイトとキンバーライトの生成におけるマントルCO2の影響」. Nature . 257 (5524): 297– 299. Bibcode : 1975Natur.257..297W . doi : 10.1038/257297a0 . S2CID 4267906 . 
  75. ^ Philpotts & Ague 2009、259–261、394–397頁。
  76. ^ Philpotts & Ague 2009、597–599ページ。
  77. ^ Unsworth, MJ; et al. (2005). 「マグネトテルリックデータから推定したヒマラヤと南チベットの地殻レオロジー」Nature . 438 ( 7064): 78– 81. Bibcode : 2005Natur.438...78U . doi : 10.1038/nature04154 . PMID 16267552. S2CID 4359642 .  
  78. ^ a b Philpotts & Ague 2009、195–197ページ。
  79. ^ Osborn, EF; Tait, DB (1952). 「The system diopside-forsterite-anorthite」(PDF) . Am. J. Sci . 250 : 413– 433. 2022年10月9日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) . 2021年2月9日閲覧。
  80. ^ Zou, Haibo; Zindler, Alan (1996年2月). 「マグマ中の濃度比を用いた動的部分溶融度と起源組成の制約」. Geochimica et Cosmochimica Acta . 60 (4): 711– 717. Bibcode : 1996GeCoA..60..711Z . doi : 10.1016/0016-7037(95)00434-3 .
  81. ^ Haase, Karsten M. (1996年10月). 「リソスフェアの年齢と海洋マグマの組成との関係：部分溶融、マントル起源、およびプレートの熱構造に関する制約」. Earth and Planetary Science Letters . 144 ( 1–2 ): 75–92 . Bibcode : 1996E&PSL.144...75H . doi : 10.1016/0012-821X(96)00145-8 .
  82. ^ Farahat, Esam S.; Zaki, Rafat; Hauzenberger, Christoph; Sami, Mabrouk (2011年11月). 「エジプト、中央東部砂漠、デレイヒミ深成岩体の新原生代カルクアルカリ質過アルミナス花崗岩類：アラビア・ヌビア楯状地北部における後期衝突期から後期衝突期へのテクトノマグマティック進化の変遷に関する示唆」. Geological Journal . 46 (6): 544– 560. Bibcode : 2011GeolJ..46..544F . doi : 10.1002/gj.1289 . S2CID 128896568 . 
  83. ^ Philpotts & Ague 2009、400ページ。
  84. ^アルバレデ、フランシス（2003年）『地球化学入門』ケンブリッジ大学出版局、ISBN 978-0-521-89148-6。
  85. ^ Faul, Ulrich H. (2001) . 「中央海嶺下における融解物の保持と分離」. Nature . 410 (6831): 920–923 . Bibcode : 2001Natur.410..920F . doi : 10.1038/35073556 . ISSN 0028-0836 . PMID 11309614. S2CID 4403804 .   
  86. ^ Philpotts & Ague 2009、400、599ページ。
  87. ^ Barros, Renata; Menuge, Julian F. (2016年7月). 「アイルランド南東部のレンスター花崗岩に付随するスポジュメンペグマタイトの起源」. The Canadian Mineralogist . 54 (4): 847– 862. Bibcode : 2016CaMin..54..847B . doi : 10.3749/canmin.1600027 . hdl : 10197/11562 . S2CID 134105127 . 
  88. ^ Harris, NBW; Inger, S. (1992年3月). 「ペライト由来花崗岩の微量元素モデリング」.鉱物学・岩石学への貢献. 110 (1): 46– 56. Bibcode : 1992CoMP..110...46H . doi : 10.1007/BF00310881 . S2CID 129798034 . 
  89. ^ a b c Philpotts & Ague 2009、321ページ。
  90. ^ Philpotts & Ague 2009、200ページ。
  91. ^ Bowen, NL (1915). 「ケイ酸塩液体の結晶化-分化」. American Journal of Science . 4 (230): 175– 191. Bibcode : 1915AmJS...39..175B . doi : 10.2475/ajs.s4-39.230.175 .
  92. ^ Philpotts & Ague 2009、378ページ。
  93. ^汝、P.;テグナー、C. CE、レッシャー（2009 年 10 月 1 日）。 「スカルゴーマグマの液相線温度」。アメリカの鉱物学者。94 (10): 1371–1376。ビブコード: 2009AmMin..94.1371T。土井: 10.2138/am.2009.3058。S2CID 128524162。 
  94. ^ Luth, William C.; Jahns, Richard H.; Tuttle, O. Frank (1964年2月15日). 「4～10キロバールの圧力下における花崗岩系」. Journal of Geophysical Research . 69 (4): 759– 773. Bibcode : 1964JGR....69..759L . doi : 10.1029/JZ069i004p00759 .
  95. ^ Philpotts & Ague 2009、340–345、347–356ページ。
  96. ^ジャクソン、ジュリア・A.編 (1997). 「Primary magma」.地質学用語集（第4版）. アレクサンドリア、バージニア州: アメリカ地質学研究所. ISBN 0-922152-34-9。
  97. ^ a b Philpotts & Ague 2009、316ページ。
  98. ^黒田尚文; 白木健一; 浦野秀一 (1978年12月). 「ボニナイトはカルクアルカリ質初生マグマの可能性がある」. Bulletin Volcanologique . 41 (4): 563– 575. Bibcode : 1978BVol...41..563K . doi : 10.1007/BF02597387 . S2CID 129262580 . 
  99. ^ Schoenberg, R.; Nägler, Th.F.; Gnos, E.; Kramers, JD; Kamber, BS (2003年9月). 「ジンバブエ、グレートダイクの源泉とそのテクトニックな意義：Re-Os同位体による証拠」(PDF) . The Journal of Geology . 111 (5): 565– 578. Bibcode : 2003JG....111..565S . doi : 10.1086/376766 . S2CID 129598002 . 2022年10月9日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) . 
  100. ^ Moecher, David P.; Samson, Scott D.; Miller, Calvin F. (2004年5月). 「米国南部アパラチア造山帯におけるタコニアン・グラニュライト相変成作用ピークの正確な時期と条件、および地殻溶融イベント中のジルコン挙動への影響」. The Journal of Geology . 112 (3): 289– 304. Bibcode : 2004JG....112..289M . doi : 10.1086/382760 . S2CID 109931682 . 
  101. ^ジャクソン 1997、「親のマグマ」。
  102. ^ Claeson, Dick T.; Meurer, William P. (2004年5月1日). 「含水玄武岩質「弧型」マグマの分別結晶化と角閃石含有斑れい岩集積岩の形成」.鉱物学・岩石学への貢献. 147 (3): 288– 304. Bibcode : 2004CoMP..147..288C . doi : 10.1007/s00410-003-0536-0 . S2CID 129247893 . 
  103. ^ Philpotts & Ague 2009、80ページ。
  104. ^ Allison, Chelsea M.; Roggensack, Kurt; Clarke, Amanda B. (2021年12月). 「CO2の溶出によって引き起こされる爆発的な玄武岩質噴火」 . Nature Communications . 12 ( 1 ): 217. Bibcode : 2021NatCo..12..217A . doi : 10.1038/s41467-020-20354-2 . PMC 7801484. PMID 33431860 .  
  105. ^ a bウィルフレッド・アラン・エルダーズ、グズムンドゥル・オマール・フリズレイフソン、ビャルニ・パールソン (2014)。地熱マガジン、Vol. 49 (2014 年 1 月)。エルゼビア株式会社
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