始生代珪長質火山岩

始生代珪長質火山岩は始生代（40億～25億年前）に形成された珪長質 火山岩である。 ^[2]「珪長質」という用語は、岩石のシリカ含有量が62～78%であることを意味する。^[3]地球が約45億年前に形成されたことを考えると、^[4]始生代珪長質火山岩は、地球形成後5億年後に始まった地球表面での最初の火山活動の手がかりを提供する。 ^[5]

太古代の地球は現在よりも高温であったため、珪長質火山岩の形成は現代のプレートテクトニクスとは異なる可能性がある。^{[5] [6] [7]}

始生代の珪長質火山岩は、変形した火山堆積岩の層が一般的である、保存された始生代の緑色岩帯にのみ分布している。 ^{[5] [6] [8]珪長質火山岩は}初期の地球では稀であり、世界中の始生代の緑色岩帯の岩石の20％未満を占めるに過ぎない。^[6]対照的に、塩基性火山岩（玄武岩やコマチアイトなど、珪酸塩含有量<52％^[3]）は、緑色岩帯の約50％を占める。^[6]このように、珪長質火山岩は始生代のテレーンでは稀なメンバーである。

始生代の珪長質火山活動は、一般的に海底環境で発生します。 ^[7]始生代の珪長質火山岩の組成は、デイサイトと流紋岩の間のスペクトルに相当します。^{[5]これらは、}鉱物の組み合わせ、岩石の化学組成、およびシーケンス内の岩石層の関係によって区別できます。 ^[7]

始生代の珪長質火山岩は、地質学的イベントの時期を決定したり、離れた始生代のクラトン内の遠くの岩石単位と一致させるために利用されています。^[9]これらは始生代の地質環境を再構築するために重要です。^{[10] [11]}

フェルシック花崗岩は始生代テレーンで最も多く見られる岩石の種類である。^[6]これらの貫入フェルシック火成岩にはTTG群（トーナル岩-トロンジェーム岩-花崗閃緑岩）が含まれており、始生代クラトンの半分以上を占めている。^[6]これらはフェルシック火山岩がどのように形成され、花崗岩とどのように関連しているかを明らかにする上で重要な意味を持つ。^{[9] [12]}

始生代の珪長質火山岩は始生代のクラトンにのみ保存されています。^[8]クラトンとは、古代の安定した大陸ブロックのことです。^[13]また、クラトンは、大陸を引き離したり、衝突したり、引き裂いたりするプレートテクトニクスからも生き残りました。 ^[13]平均して、珪長質火山岩は、グリーンストーンベルトの火山岩の約15～20%を占めるだけです。^[6] 始生代の珪長質火山岩の発生例については、図2と表1を参照してください。

すべての始生代の珪長質火山岩は、緑色岩帯に分布している。^[6]始生代のクラトンでは、緑色岩帯は地球の表面で形成された地殻上部の岩石を表し、その帯は火山堆積性シーケンスによって支配されている。^{[9] [11] [14] [15] [16]火山シーケンスの中には、}東ピルバラクラトンのワラウーナグループのように、数キロメートルの厚さになるものもある。^{[17] [18]}しかし、超塩基性および塩基性ユニットが火山ユニットの大部分を占めている。^[18]残りの火山ユニットは、ワラウーナグループのダッファー層のように、広大だが薄い珪長質火山層である。^{[17]緑色岩帯は、その後、ドーム状の}マグマ溜まりに貫入される可能性がある。^[19]この貫入により、火山堆積岩層とともに珪長質火山岩が変形した。^[5]

現代の火山活動を観察することは、侵食によって以前に形成された物質が絶えず除去され始めたため、始生代の火山活動を観察するよりも比較的簡単です。 ^[20]そのため、太古の昔に遡って始生代の表層岩石を研究すると、サンプリングバイアスの影響を受ける可能性があります。^[6]

「珪長質」の意味は、岩石中のシリカ（SiO ₂）含有量が62～78重量％であることを意味します。^[3]鉱物学的には、珪長質火山岩は長石と石英が豊富です。^[36]典型的な鉱物の組み合わせは、石英+長石（アルバイト/オリゴクレース）+角閃石（緑泥石）+雲母（黒雲母および/または白雲母）です。 [36]鉱物学的には、現代の流紋岩やデイサイトと似ているようです。^{[ 36]}火山岩は無顕岩ですが、斑状組織を示すものもあり、特定の大きな鉱物（斑晶）が目で確認できます。^[37]

珪長質火山岩には、テフラが固まってできた珪長質凝灰岩も含まれる。^[17]凝灰岩は、火山灰、ガラスの破片、石の破片から構成される。^{[11] [37]}カナダのスペリオル州で報告されているユータキサイト凝灰岩（図3）^{[37]には、レンズ状の}軽石が含まれる。熱い軽石が冷たい表面に堆積すると、急速に冷却され、再結晶化して炎のような先端を持つ石英に融合する。 ^[37]ユータキサイト組織は、地球の表面に破片化した火山物質が熱い気相で定着したことを表す。^[37]

流れ帯は、塊状の均一な珪長質溶岩流に存在します。^[36]粘性のある溶岩流が地表に遭遇すると、摩擦によって流動性のある溶岩が引きずられ、内部に帯状の構造が形成されます。^[36]

構造のないハイアロクラスタイトは、始生代の珪長質火山岩によく見られます。^{[7] [17] [36] [37]}海底環境では、火山噴火の際に水が溶岩を急速に冷却します。^[7]溶岩の流れは断片化され、ガラス質の火山角礫岩を形成します。^[7]

始生代の珪長質火山岩の組成は、石灰アルカリ系列に分類されます。^[32]このようなマグマ系列は、冷却中にマグマの分別結晶化が起こったことを示しています。岩石中のマグネシウムと鉄の含有量は低く、デイサイトまたは流紋岩を形成します。マグマはさまざまな鉱物の混合物です。鉱物が溶融マグマから結晶化すると、それらは徐々に除去され、溶融物から分離されます。溶融物の最後の部分は強く分別されており、火山岩を珪長質にする石英と長石が豊富になります。

デイサイトと流紋岩は、62～78重量%の高シリカ(SiO2 ₎含有量が特徴です。^[3]始生代緑色岩帯の珪長質火山岩の平均組成は、デイサイトと流紋岩の中間です(表2)。^{[3] [6]}比較すると、現代の珪長質火山岩の平均組成(始生代以降、<2.5 Ga)は流紋岩に似ており、珪長質火山活動ではアルカリ含有量が多くなり、より珪長質にシフトしていることを示しています。^{[6]ただし、}堆積直後の風化や変形の後期の変成作用により、組成が偏っている可能性があります。^[9]

始生代の珪長質火山岩にもジルコンが豊富に含まれています。ジルコニウムなどの不適合元素は、初期形成結晶に置換されにくいため、 ^[17]溶融物中に残りがちです。強く分化した珪長質マグマでは、ジルコンは容易に飽和します。その結果、ジルコンは珪長質岩によく見られます。^{[38]珪長質火山活動の時期とテクトニック制約は}、放射年代測定と同位体分析によって特定できます。^[17]

始生代には、海中での珪長質溶岩の噴火は一般的だった。^{[7] [36] [39]}海底噴火は、その場で形成された粗い火山角礫岩、ハイアロクラスタイト、または海中の火砕堆積物（テフラのみで構成された砕屑岩）によって明らかである。珪長質マグマは粘性が高いため、デイサイトや流紋岩を形成する火山噴火は爆発的で激しい。始生代の珪長質噴火は、今日ではベスビオ火山の噴火型に分類されるかもしれない。 ^[36]

海底流紋岩流は始生代には広く見られましたが、現代の火山環境では珍しいものです。^[39]粘性の珪長質噴火では、流動性の溶岩流ではなく、火砕流（火山の破片を含む高温の高密度ガス）が発生することがよくあります。ただし、噴火中に流紋岩溶岩がまだ溶融している場合は、流動性の溶岩のように振る舞い、流れることがあります。^{[7] [40]}

珪長質溶岩流と溶岩ドームは、始生代の珪長質火山岩によって形成された2つの一般的なタイプの水中堆積物です（図4）。^[7]記録されている始生代の溶岩構造は、始生代以降の珪長質溶岩とは区別されます。これは、始生代以降の海中噴火が非常にまれであるためです。 ^[39]デイサイト質または流紋岩質の溶岩流は、噴火直後に急冷されます。^{[7] [17]}海水が溶岩流に触れると、溶岩は急速に冷却されます。^[40]最後に、溶岩は固まって岩片となり、岩片は流頭に堆積して角礫岩を形成します。^[36]

噴出する珪長質溶岩流は数キロメートルにわたって伸びる。噴火中、溶岩は火口から絶えず湧き出し、海底を流れ始める。急冷により、溶岩は急速に砕けて角礫岩を形成する。^[40]角礫岩の内側に新たな溶岩塊が注入されるが、冷却が遅く、流れをさらに外側に押し出す。^[7]

短くてずんぐりとしたドームとそれに続く火砕堆積物は、数キロメートル未満の長さに及ぶ。爆発的な噴火が起こると、激しい火砕流によって火山の破片が堆積する。その結果、粗い角礫岩が形成される。^[41]その後、海底堆積物が火山の急斜面に沿って堆積する。^[41] 海底地滑りが発生し、タービダイトが形成される。^[41]

始生代の珪長質火山岩は、グリーンストーンベルトの岩石単位の絶対年代を決定する上で重要である。 ^[14]珪長質の噴火は散発的であるため、珪長質火山層は特徴的な地層単位となっている。^[11]また、珪長質火山岩は広範囲に堆積するため、長距離にわたって分布している。^{[7] [17] [18] [41]}しかし、グリーンストーンベルトの岩石シーケンスは、地域的な褶曲や花崗岩の侵入など、後の変形によって不明瞭になることが多い。^[17]これらの珪長質シーケンスを特定し、その形成時期を測定すれば、珪長質火山ユニット間の障害物や不連続性にもかかわらず、異なる場所の地層単位を相関させることができる。^{[17] [41]}

太古代の出来事の地質年代学は、 U -Pb年代測定^{[11] [26]}とLu-Hf年代測定に大きく依存している。^[42]苦鉄質岩（玄武岩などのシリカ含有量の少ない岩石）にはジルコンがないため、緑色岩帯の火山岩の中では、珪長質岩の年代しか測定できない。^[14]珪長質火山岩は苦鉄質層の間に散発的に堆積するため、特定の苦鉄質層の年代範囲は、上部と下部の珪長質火山層によって制限される可能性がある。^[11]したがって、火山活動の発生時期と継続期間を明らかにすることができる。^[17]

2つの深成岩、火成岩が始生代クラトンの50%を占めている。 [ ^{6 ]}年代順に並べると、 (1)トーナル岩-トロンジェーム岩-花崗閃緑岩（TTG）岩と、(2)花崗岩-モンゾナイト-閃長岩（GMS）岩である。^[6]これらはマグマ溜まりで、後に火山噴火によって地球の表面に火山岩を形成した。^[30]その後、始生代に同様の年代と組成の地殻上岩石を貫入した。 ^{[19]隆起したマグマ体は地表の緑色岩帯を}クラトン規模で変形させた。^[5]

2種類の花崗岩質岩石はマグマの起源が異なります。(a) 水分を多く含む苦鉄質物質の溶融により、ナトリウムを多く含む古いTTGが形成され、(b) 珪長質物質（TTGや堆積物など^[44] ）の溶融により、カリウムを多く含む新しいGMSが形成されました（表3を参照）。^{[9] [43]}これらは、マグマと地殻の緩やかな化学変化を意味しています。^[9]

始生代の珪長質火山岩の記録は特異な傾向を示している。始生代の珪長質火山岩の噴火と深成岩活動は、ジルコン年代の重なり合いからもわかるように、ほぼ同期している。^[9]対照的に、一部の珪長質火山岩の化学組成は GMS のものと似ているが、GMS よりはるかに古い。^[9]たとえば、アビティビ緑色岩帯の GMS のような流紋岩ユニット (他の始生代の珪長質火山岩よりもカリウムと重希土類元素が異常に豊富) には、同時期に深成岩に相当するものは存在しない。^{[12] [30]}珪長質火山岩の組成は、花崗岩の組成の変化と同時に変化している。^[9]

TTGと同年代に形成された古いGMSのような珪長質火山岩には2つの意味がある: ^[9]

1. GMS は、非常に浅い深さで地殻と GMS のような火山岩に侵入した可能性があります。その後、激しい浸食により、すべての GMS 群が破壊され、近距離に堆積しました。これが事実であれば、GMS と TTG は同時に地殻に侵入したことになります。まだ確固たる証拠はありませんが、不規則な地球化学的指紋は、TTG または GMS の両方に関係している可能性があります。^[9]
2. GMSは上部地殻に集中し、TTGはより深い中間地殻に集中しています。その後、GMSとGMSのような火山岩は侵食され、堆積物として堆積します。砕屑性ジルコンは、 GMSとTTGの混合地球化学的特徴を示す可能性があります。^[9]

始生代の珪長質火山岩と花崗岩との関係を明らかにすることは難しいかもしれない。それは、風化により地表上の珪長質岩の地球化学的特徴が変化するからである。 [ ^{45 ]}最も古い風化記録は、始生代の38億年前に遡ることができる。 [45]これらの風化した珪長質岩ではカリウムは豊富だが、ナトリウムは枯渇している。^[45]岩石中の変質した長石がこのような異常な特徴をもたらす可能性がある。^[45]

• 始生代地質学
• バーバートン緑色岩帯の地殻構造の進化