アンデス火山帯

アンデス山脈の火山弧と火山活動に影響を与える沈み込み構造の地図

アンデス火山帯は、アルゼンチン、ボリビア、チリ、コロンビア、エクアドル、ペルーにまたがるアンデス山脈沿いの主要な火山帯です。ナスカプレートと南極プレートが南アメリカプレートの下に沈み込むことによって形成されました。この帯は、火山間隙によって区切られた4つの主要な火山帯に細分化されています。この帯の火山は、活動様式、噴出物、形態において多様です。火山がどの火山帯に属するかによってある程度の違いは説明できますが、火山帯内、さらには隣接する火山間でも大きな違いがあります。アンデス火山帯は、石灰アルカリ岩および沈み込み火山活動の典型的な場所であるにもかかわらず、リフトシステムと伸張帯、トランスプレッション断層、中央海嶺と海山列の沈み込み、および広範囲の地殻の厚さとマグマの上昇経路、およびさまざまな量の地殻同化作用があるため、火山テクトニック環境は広範囲にわたります。

コロンビアのロメラル火山は、アンデス火山帯の最北端の活動火山です。[ 1 ]南緯49度以南のオーストラル火山帯では、ティエラ・デル・フエゴ諸島の最南端にあるフエギーノ火山とともに火山活動は衰退しています。

火山地帯

コロンビアの火山を示す地図
エクアドルの火山を示す地図
コロンビア（左）とエクアドル（右）の主要な火山の地図

アンデス火山帯は、北部、中央部、南部、南半球の 4 つの主要な活火山地域に分かれており、それぞれが独立した大陸火山弧です。

北部火山地帯

北部火山帯（NVZ）はコロンビアからエクアドルまで広がっており、これらの国の大陸部にあるすべての火山が含まれます。この帯にある火山のうち、55はエクアドルに、19はコロンビアにあります。エクアドルでは火山は西山脈とレアル山脈にあり、コロンビアでは西部山脈と中央山脈にあります。東部山脈のボヤカにある鮮新世のイサ＝パイパ火山群は、北部アンデス火山帯の最北端の出現です。火山弧は、南アメリカ西部の下にナスカプレートが沈み込むことによって形成されました。ガレラス火山やネバド・デル・ルイス火山など、人口密集地の高地にある北部火山帯のいくつかの火山は、重大な災害源となっています。この地域の地殻の厚さは約40キロメートルから55キロメートル（34マイル）以上と推定されている。[ 2 ]サンガイは北部火山帯の最南端にある火山である。

エクアドルのキトにある国立工科大学の地球物理学研究所には、地震学者と火山学者の国際チームが所属しており[ 3 ]、その責任はエクアドルのアンデス火山帯（環太平洋火山帯の一部）とガラパゴス諸島にある多数の活火山の監視である。

中央火山帯

中央火山帯（CVZ）は、南アメリカ西部にある火山弧であり、アンデス山脈の4つの火山帯の1つです。中央火山帯はペルーからチリまで広がり、アルティプラノ高原の西端を形成しています。この火山弧は、ペルー・チリ海溝に沿ってナスカプレートが南アメリカ西部に沈み込むことで形成されました。南側では、CVZはパンペアン平板状岩盤セグメントまたはノルテチコ平板状岩盤セグメントによって区切られています。この地域は、ファン・フェルナンデス海嶺の沈み込みによって沈み込み角が小さいため、火山活動が活発ではありません。

CVZは厚さ約70km（43マイル）に達する大陸地殻によって特徴付けられる。 [ 2 ]このゾーン内には、活動していると考えられる44の主要な火山中心地と18の小さな火山中心地がある。[ 2 ]この火山帯には、少なくとも6つの潜在的に活動的な大規模な珪長質火山システムも含まれており、これにはアルティプラノ-プーナ火山複合体、セロ・パニソス、パストス・グランデス、セロ・グアチャ、ラ・パカナが含まれる。その他の珪長質システムには、ボリビアのロス・フライレス火砕流台地、アルゼンチンのインカピージョとセロ・ガランのカルデラ複合体がある。[ 2 ] [ 4 ] [ 5 ]

南部火山帯

1990年から2011年にかけて噴火した南部火山帯の火山の地図。

南部火山帯 (SVZ) は、おおよそチリ中央部のアンデス山脈のサンティアゴの緯度約 33°からアイセン州のセロ・アレナレスの南緯約 46°まで広がっており、その距離は870 マイル (1,400 km)を優に超える。この弧は、ペルー・チリ海溝に沿ってナスカプレートが南アメリカプレートの下に沈み込むことで形成された。SVZ の北の境界は、フアン・フェルナンデス海嶺のフラットスラブ沈み込みで特徴づけられ、後期中新世以降ノルテ・チコ地域にパンペアン・フラットスラブ・セグメントと呼ばれる火山ギャップを形成したと考えられている。SVZ の南端は、チリ海嶺がタイタオ半島で南アメリカの下に沈み込むチリ三重点で特徴づけられ、パタゴニア火山ギャップの起源となっている。さらに南にはオーストラル火山帯が広がっています。

南部火山帯は、大陸地殻、火山、火山岩の特徴に応じて、北から南にかけて4つのセグメントに分けられます。[ 6 ]

  • 北部SVZ（NSVZ; 南緯33度～南緯34度30分）
  • 遷移SVZ（TSVZ; 南緯34°30′～37°S）
  • 中央SVZ（CSVZ; 南緯37度～41.5度）
  • 南SVZ（SSVZ：南緯41.5度～46度）

中央南部火山帯と南部南部火山帯では、主にリキニェ・オフキ断層によってマグマの上昇が起こります。[ 7 ]

アンデス山脈（サンティアゴ東部）は新生代後期に隆起し、約100万年前に広範囲に氷河に覆われました。これは、NSVZ火山からの溶岩が氷河谷のネットワークに沿って流れ始めたことを意味します。[ 8 ]マイポカルデラは約45万年前に爆発し、大量の灰と溶岩流を残しました。これらは今日、チリとアルゼンチンの両方で観察されています。[ 8 ]

鮮新世には、南緯38度以南のSVZは幅広い火山弧で構成されていた。100万年から200万年前に火山活動が見られた南緯39度から南緯42度の間の地域は、最大300km（190マイル）の幅があった（背弧火山活動を含めると）。[ 9 ]ナスカプレートと南アメリカプレートの収束速度が200万年から300万年前に年間9cm（3.5インチ）から年間7.9cm（3.1インチ）[ 9 ]に低下したことが、おそらく160万年前に南部SVZが狭まる一因となった。[ 10 ] SVZの南部は西部、特にリキニェ・オフキ断層帯の周辺でのみ活発な活動を保っていたが[ 10 ]、トロナドールやセロ・パントハなどの東部の火山は死火山となった。[ 9 ]

南部火山帯の現代（完新世）火山のマグマは、地球マントル内の異質な起源を持つ。溶融物の大部分は、沈み込んだ海洋地殻および沈み込んだ堆積物に由来する。東方、背弧地域では、火山活動の起源となったマントルの溶融度は、沈み込んだ地殻の影響よりも低い。[ 11 ]

SVZのいくつかの火山は、テムコに拠点を置く南アンデス火山観測所（OVDAS）によって監視されています。監視対象の火山は時代とともに変化していますが、ビジャリカやリャイマなど一部の火山は常時監視されています。近年では、チャイテン（2008～2010年）、コルドン・カウジェ（2011年）、カルブコ（2015年）で大規模な噴火が発生しています。

南半球火山帯

南アメリカ火山帯（AVZ）は、南アメリカ南西部のアンデス山脈にある火山弧である。アンデス山脈の4つの火山帯の1つである。AVZはパタゴニア火山ギャップの南からティエラ・デル・フエゴ諸島まで、 600マイル（1,000キロメートル）をはるかに超える距離に広がっている。この弧は南極プレートが南アメリカプレートの下に沈み込むことで形成された。噴出物は主にアルカリ玄武岩とベイサナイトからなる。[ 12 ]南アメリカ火山帯の火山活動は南部火山帯ほど活発ではない。この地域は19世紀に入っても未踏であったため、記録に残る噴火はまれである。また、西海岸の曇り空も噴火の目撃を妨げている可能性がある。南半球火山帯には、南パタゴニア氷原の下にある氷河成層火山と氷河下火山の両方が存在します。

火山の隙間

異なる火山帯の間には火山ギャップが挟まれており、これらの帯は海溝から適切な距離に位置しているにもかかわらず、火山活動がない。[ 13 ]アンデスには3つの主な火山ギャップがあり、ペルー平板状岩盤セグメント（南緯3度～南緯15度）、パンペアン平板状岩盤セグメント（南緯27度～南緯33度）、パタゴニア火山ギャップ（南緯46度～南緯49度）である。最初のギャップは北部火山帯と中央火山帯を、2番目は中央火山帯と南部を、最後のギャップは南部火山帯と南東火山帯を分けている。ペルー平板状岩盤セグメントとパンペアン火山ギャップは平板状岩盤（低角度）の沈み込み域と一致しているため、これらの場所で火山活動がないのは、沈み込むナスカプレートの傾斜が浅いためだと考えられている。ペルー空隙とパンペアン空隙については、それぞれナスカ海嶺とフアン・フェルナンデス海嶺の沈み込みによって説明されている。ナスカ海嶺とフアン・フェルナンデス海嶺は太平洋ホットスポット（イースター島とフアン・フェルナンデス島）の火山活動によって形成されたため、太平洋の火山活動がアンデス山脈の一部における火山活動の抑制に関与していると言える。

パタゴニア空隙は、非地震性海嶺の沈み込みではなく、ナスカプレートと南極プレートの境界海嶺であるチリ海膨の沈み込みによって引き起こされるため、性質が異なります。 [ 14 ]

ペルーのギャップ

ペルーの南緯3度から15度の範囲では、270万年前にコルディレラ・ブランカで最後の火山活動が発生しました。[ 15 ]ペルー中部および北部で火山活動が見られないのは、ナスカプレートの平坦な（低角の）沈み込みによる副作用であると広く考えられています。ナスカ海嶺の沈み込みが、この平坦なスラブの形成と火山活動の不在の原因であるとしばしば考えられていますが、多くの研究者は、それだけでは説明できないほど大きな隔たりがあると考えています。

ある仮説では、フラットスラブは海洋台地の継続的な沈み込みによって形成されたと主張されています。この仮説上の海台地はインカ海台と名付けられ、南太平洋のマルケサス海台と鏡像関係にあると考えられます。 [ 15 ]

パンペアンギャップ

パンペアン・ギャップ、あるいはノルテ・チコは、アンデス山脈の中央火山帯と南部火山帯を隔てています。フアン・フェルナンデス海嶺の沈み込みによって生じた低い沈み込み角が、火山活動の抑制を引き起こしている、あるいはその一因となっていることが指摘されています。

マグマの経路分布

火山システムにおけるマグマの通路の分布は、典型的には、その地域の地殻変動活動によって左右される。典型的な状況では、マグマの通路は最大応力（圧縮応力または伸張応力のいずれか）と平行であると考えられる。アンデスの場合、ナスカプレートが東方向の南アメリカプレートの下に沈み込むため、最大応力は東西方向に向いている。Tibaldi らによる最近の研究では、アンデス火山帯のマグマの通路と岩脈の分布は最大応力（東西方向）と平行ではないことが明らかになった。その代わりに、マグマの通路は一般にアンデスでは南北/北西-南東方向を向いている。[ 16 ] Tibaldi らは、マグマの通路の分布は実際には地域応力ではなく、地殻内の既存の構造と地殻の弱点によって左右されると結論付けた。

背弧火山活動

背弧火山活動はアルゼンチンのパタゴニア地方とメンドーサ州における重要な現象である。中新世のペルー・チリ海溝に沿った平坦なスラブの沈み込みが、第四紀のメンドーサ州とネウケン州における背弧火山活動の原因であると指摘されている。[ 17 ]著名な背弧火山には、パユン・マトル、アグア・ポカ、パユン・リソ、パリ・アイケ火山地帯、トロメン、コチキート火山群、プエスト・コルタデラスなどがある。

その他の重要な背弧火山地域には、ガランカルデラがあるアルゼンチン北西部や、スマコのような一連のアルカリ性火山が発達しているエクアドルのレアル山脈のアンデス山脈の麓などがある。[ 2 ]

地熱活動

アンデス火山帯は広大な地熱地帯であり、火山活動に伴い多数の温泉、ソルファタラ、間欠泉が存在します。先コロンブス以前の時代から、先住民は様々な温泉を癒しの場として利用していました。チリ・アンデスにおける地熱探査は1960年代に初めて開始されましたが[ 18 ] 、エル・タティオは1920年代に既に調査されていました。近隣の中米諸国と比較すると、アンデス地域は地熱資源の探査と開発が進んでいません。

参照

参考文献

  1. ^ 「ロメラル」。グローバル火山活動プログラム。2012年3月29日。
  2. ^ a b c dスターン、チャールズ R (2004 年 12 月)。「アンデスの活火山：その地質学的および構造的環境」。レヴィスタ・ジオロジカ・デ・チリ。31 (2): 161–206。土井: 10.4067/S0716-02082004000200001。ISSN 0716-0208。 
  3. ^ “ホーム – 地理研究所 – EPN” . igepn.edu.ec 。2015 年9 月 11 日に取得。
  4. ^ Ort, MH (1993). 「ネストしたダウンサグ崩壊カルデラにおける噴火プロセスとカルデラ形成：セロ・パニゾス、中央アンデス山脈」. J. Volcanol. Geotherm. Res . 56 (3): 221– 252. Bibcode : 1993JVGR...56..221O . doi : 10.1016/0377-0273(93)90018-M .
  5. ^ de Silva, SL; Francis, PW (1991). Volcanoes of the Central Andes . Berlin Heildelberg New York: Springer. p. 216.
  6. ^ロペス＝エスコバル, レオポルド; キリアン, ロルフ; ケンプトン, パメラ D.; タギリ, ミチオ (1993). 「チリ、アンデス南部火山帯の第四紀岩石の岩石学と地球化学、南緯41度30分から46度00分の間」.チリ地質学雑誌. 20 (1): 33– 55.
  7. ^ Hickey-Vargas, Rosemary; Holbik, Sven; Tormey, Daniel; Frey, Federick A.; Moreno-Roa, Hugo (2016). 「アンデス南部火山帯の玄武岩：走向方向および小規模の地球化学的変動とその起源の比較からの洞察」 Lithos . 258– 259 : 115– 132. Bibcode : 2016Litho.258..115H . doi : 10.1016/j.lithos.2016.04.014 .
  8. ^ a bシャリエ、レイナルド;イトゥリザガ、ラファサム;シャルティエ、セバスティエン。よろしく、ヴィンセント (2019)。「チリ中央部、アンデス主要山脈（南緯 34 度～35 度）のカチャポアルおよびマイポ南部集水域の地形学的および氷河進化」。アンデスの地質学。46 (2): 240–278。Bibcode : 2019AndGe..46..240C。土井: 10.5027/andgeoV46n2-3108。2019 年6 月 9 日に取得。
  9. ^ a b cララ、L.;ロドリゲス、C.モレノ、H .ペレス・デ・アルセ、C. (2001)。「Geocronología K-Ar y geoquimica del volcanismo plioceno upper-pleistoceno de los Andes del sur (39–42°S)」 [アンデス南部 (39–42°S) の上部更新世から鮮新世の火山活動の K-Ar 地質年代学と地球化学]。Revista Geológica de Chile (スペイン語)。28 (1): 67–90 .土井: 10.4067/S0716-02082001000100004。
  10. ^ a b Lara, LE; Folguera, A. (2006).南アンデス火山弧の鮮新世から第四紀にかけての南緯37度から41度にかけての狭まり. 第407巻. pp.  299– 315. doi : 10.1130/2006.2407(14) . ISBN 978-0-8137-2407-2。{{cite book}}:|journal=無視されました (ヘルプ)
  11. ^ジャックス、G.ホーンレ、K.ギル、J.ハウフ、F.ウェールマン、H.ガルベ・シェーンベグ、D.ヴァン・デン・ボガード、P.ビンデマン、I.ララ、LE (2013)。「チリ南部火山帯（南緯 34.5 ～ 38.0 度）における弧をまたぐ地球化学的変動: マントルウェッジとスラブ投入組成に対する制約」(PDF)。Geochimica et Cosmochimica Acta。123 : 218–243。Bibcode : 2013GeCoA.123..218J。土井：10.1016/j.gca.2013.05.016。
  12. ^ D'Orazio, M.; Agostini, S.; Mazzarini, F.; Innocenti, F.; Manetti, P.; Haller, MJ; Lahsen, A. (2000). 「パタゴニア、パリアイケ火山地帯：南アメリカ先端付近のスラブウィンドウマグマ活動」 . Tectonophysics . 321 (4): 407– 427. Bibcode : 2000Tectp.321..407D . doi : 10.1016/S0040-1951(00)00082-2 .
  13. ^ Nur, A.; Ben-Avraham, Z. (1983). 「非地震性海嶺の斜め消費による火山ギャップ」. Tectonophysics . 99 ( 2–4 ): 355– 362. Bibcode : 1983Tectp..99..355N . doi : 10.1016/0040-1951(83)90112-9 .
  14. ^ Russo, RM; Vandecar, JC; Comte, D.; Mocanu, VI; Gallego, A.; Murdie, RE (2010). 「チリ海嶺の沈み込み：上部マントルの構造と流動」. GSA Today . 20 (9): 4– 10. doi : 10.1130/GSATG61A.1 . S2CID 129658687 . 
  15. ^ a b Gutscher, M.-A.; Olivet, J.-L.; Aslanian, D.; Eissen, J.-P.; Maury, R. (1999). 「失われたインカ高原：ペルーの平坦な沈み込みの原因は？」(PDF) .地球惑星科学レター. 171 (3): 335– 341. Bibcode : 1999E&PSL.171..335G . doi : 10.1016/S0012-821X(99)00153-3 .
  16. ^ Tibaldi, A. (2017). 「局所規模から造山帯規模までの火山とマグマの通り道に対する構造的制御：中央アンデスの事例」 . Tectonophysics . 699 : 16–41 . Bibcode : 2017Tectp.699...16T . doi : 10.1016/j.tecto.2017.01.005 .
  17. ^ジェルマ、A. Quideleur、X。ペンシルベニア州ジロット。チリンギリアン、P. (2010)。 「背弧更新世のパユン・マトル火山帯の火山進化（アルゼンチン）」。南米地球科学ジャーナル。29 (3): 717–730。書誌コード: 2010JSAES..29..717G。土井: 10.1016/j.jsames.2010.01.002。hdl : 11336/98912。
  18. ^ 「アンデス火山帯」 1997年11月5日. 2009年7月19日閲覧。
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