コルヌビアンバソリス

コーンビアン・バソリスは、約2億8千万年前に形成された花崗岩の大きな塊で、イングランド南西部のコーンウォールとデボンの大部分の地下に横たわっています。露出した花崗岩の主な塊は、ダートムーア、ボドミン・ムーア、セント・オーステル、カーンメネリス、ランズ・エンド、シリー諸島で見られます。この貫入岩は、大量の鉱物、特に錫石（紀元前2000年頃から採掘されている錫の鉱石）と関連しています。その他の鉱物には、陶土、銅、鉛、亜鉛、タングステンの鉱石があります。

その名前は、コーンウォールの中世ラテン語名であるCornubiaに由来しています。

バソリスは、地球の表面下の溶融岩石（マグマ）の結晶化によって形成された貫入岩の大きな塊です。重力と磁気の地球物理学的データから、バソリスはシリー諸島の南西100km以上、西経8度付近からダートムーアの東端まで広がっていると解釈されています。平均的な大陸地殻と比較して花崗岩の密度が比較的低いために生じる負の重力異常は直線的で、ヘイグ・フラス花崗岩に関連するものと平行して西南西-東北東に伸びています。^[1]

バソリスの形状や個々のプルトンと花崗岩の主要塊との関係は、重力データを使用してモデル化によってバソリスの厚さと形状を限定するまでは、完全に推測の域を出なかった。マーティン・ボットによる初期の研究では、バソリスは全体的に台形をしており、底部からバソリスまでの高さは約 10～12 km であると示唆されていた。しかし、花崗岩のプルトンの形状に関する現在の理解では、ほとんどがラコリス質またはロポリス質であることが示唆されている。他の例と比較すると、個々のプルトンの厚さは、露頭の幅に基づいて 3～5 km の範囲であることが示唆される。^[2]バソリスの体積は 1989 年に約 68,000 立方キロメートルと推定された。^[3]

コルヌビアン・バソリスは、約3億年前から2億7500万年前（100万年前）のペルム紀初期、バリスカン造山運動として知られる造山運動の末期に、後期造山運動花崗岩群として形成された。地殻の伸張（地殻伸張）により、花崗岩質マグマが地殻のより高位に移動したと考えられている。ネオジムおよびストロンチウム同位体からの証拠は、バソリスを形成したマグマは主に下部地殻の部分溶融の結果であり、マントル源からの微量成分の玄武岩質マグマが含まれたことを示している。この下部地殻源は、原生代（25億年前から5億3900万年前）の変堆積岩と変火山岩の両方で構成されていた可能性が高い。 ^[4]

溶岩が摂氏1000度くらいまで冷えると固まって結晶化し、垂直の節理に沿って亀裂が生じた。時が経つにつれ、花崗岩を覆う粘板岩や砂岩が侵食され、ダートムーアやボドミンムーアなどの地域で花崗岩が露出した。花崗岩も膨張し、水平の節理が形成された。これらの節理は、ダートムーアやボドミンムーアのトーアなどの露出した岩石で最もはっきりと見られる。花崗岩がさらに侵食されると、クリッターと呼ばれる侵食された花崗岩の塊が残る。^[5]

コルヌビアン・バソリスのおよその堆積年代は、放射年代測定法が一般的になる以前から、堆積岩（貫入前に形成されたものと貫入後に堆積したものの両方）との関係の観察からわかっていました。花崗岩が貫入している最も新しい岩石は、ナムリアンから前期ウェストファリアン期の石炭紀のクラッキントン層とビールズミル層です。^{[6] [7]}これにより、花崗岩の堆積時期の下限が約3億1000万年前となります。

比較的新しい堆積層における花崗岩質岩片（風化して新しい堆積岩の一部となった花崗岩の破片）の最も古い例は、後期ペルム紀のセントサイレス層のものである。^[8]これにより、上限は約2億5千万年前となる。

この後期石炭紀から前期ペルム紀の証拠から推定される定置年代は放射年代測定によって確認されているが、個々の貫入岩はかなりの期間にわたって定置されたことが示されている。最も古い年代が判明している主要な貫入岩は、293.1±3 Ma のカーンメネリス プルトンである。最も新しい年代が判明している花崗岩は、274.5±1.4 Ma に貫入したランズ エンド プルトンの南ローブである。^[9]最も古い記録されているマグマ活動は、298.3±2.3 Ma のダートムーア プルトンの南西側面の小さなヘマードン プルトンの貫入である。プルトンの年代は、バソリス内の位置によって系統的に変化しているようには見えない。これは、バソリスが約 25 Ma の期間にわたって一連の個別の貫入岩の合体によって成長したことを示唆している。^[10]

すべての大きな貫入岩体と同様に、バソリスのプルトンがどのように配置されたかは、上部地殻にこのような大きな塊を追加するスペースの問題のため、議論の的となっている。^[11] 4つの主なメカニズムが提案されている：ストッピング、ダイアピリズム、伸張性断層、および比較的小さな垂直の岩脈フィーダーを持つラコリシックシル上の上部母岩の隆起。

ストッピングメカニズムの証拠は、トレゴニング貫入岩の縁から地元で説明されており、そこでは一連の貫入岩が貫入岩の天井部から母岩に伸びています。^[12]ランズエンドプルトンはかつてダイアピル起源であると考えられていましたが、現在ではその配置は地域的な伸張中に断層運動によって調整されたと解釈されています。^[13]

コルヌビアン・バソリスを構成する個々の深成岩は、大きく分けて5つの主要な岩相に分類できる。二雲母、白雲母、黒雲母、電気石、トパーズ花崗岩で、それぞれ特徴的な鉱物にちなんで名付けられている。^{[14] [15] [16] [17] [18]}二雲母と白雲母の花崗岩はより古く、カーンメネリス、ボドミン、シリー諸島で発見されているが、より新しい黒雲母と電気石の花崗岩は、ランズエンド、セントオーステル、ダートムーアの深成岩で発見されている。トパーズ花崗岩は、トレゴニング、ランズエンド、セントオーステルの深成岩で露頭している。

これは、バソリスの最東端の発達部分でもある、露出した花崗岩の最大の領域です。花崗岩は、大きなアルカリ長石の 巨晶を豊富に含む粗粒花崗岩と、巨晶をほとんど含まない粗粒花崗岩の 2 つの主なタイプで構成されています。南西には、小さな巨晶を含む粗粒花崗岩の領域があり、特に露頭の南東部には、細粒花崗岩の小さな露出がいくつかあります。^[19]このプルトン上の重力場の解釈により、厚さが約 10 km のシート状で、南端の根が深さ約 17 km まで伸びていることが示唆されています。これは、マグマを地殻の浅いレベルまで運んだ導管を表している可能性があります。デボン紀と石炭紀の岩石の境界に沿って貫入したようです。^{[2]この貫入岩からの} モナザイトのウラン鉛年代測定では、定置年代は278.2±0.8 Maと280.4±1.2 Maであった。^[10]

ボドミン・ムーアのプルトンは主に粗粒の花崗岩で構成され、小さな巨晶が豊富に含まれています。露頭の中心と西端に向かって、細粒の花崗岩の小さな塊があります。^[19]重力データによると、このプルトンは南南東方向に厚くなるくさび形をしており、最大で約 7 km に達します。^[2]このプルトンのモナザイトは、291.4±0.8 Ma の堆積年代を示しています。^[10]

セントオーステルのプルトンは、露頭の西端と東端に大きな巨晶がある粗粒の巨晶花崗岩で構成されています。プルトンの中央部分も粗粒ですが、巨晶はありません。中央の巨晶の少ない粗粒花崗岩と西端の大きな巨晶の多い粗粒花崗岩の間には、リチウム雲母を含む中粒花崗岩が発達しています。露頭の中央部分と西端には、より小さな細粒花崗岩の塊が見られます。^[19]重力データによると、このプルトンはボドミンのプルトンに似たくさび形をしています。^[2]モナザイトは、このプルトンの定置年代を 281.8±0.4 Ma としています。^[10]

カーネメリス岩体と、より小さな貫入岩体であるカーン・ブレアは、単一の貫入岩体の一部であると思われる。カーネメリス岩体の中央部は、少数の巨晶を伴う中粒の花崗岩である。主岩体の大部分とカーン・ブレア岩体およびカーン・マース岩体は、小さな巨晶を伴う粗粒の巨晶花崗岩からなる。細粒の花崗岩の小体は、カーネメリス岩体の西側で発見されている。この岩体の形状は、約 3 km の厚さのシートで、中央付近の根が約 7 km の深さまで伸びていると解釈されている。^[2]ローズマノウズの深さ 2.5 km を超えるボーリングでは、この岩体の深度による花崗岩の岩石学的組成の変化はほとんど見られなかった。^[20]モナザイトはこのプルトンの形成年代を293.7±0.6 Maとしている。^[10]

トレゴニング花崗岩とゴドルフィン花崗岩は、コーンウォールの南海岸にある2つの異なる花崗岩体です。トレゴニング花崗岩は主に中粒のリチウム雲母花崗岩で、露頭の北西に向かって細粒の花崗岩体が形成されています。^[19]独特の化学的性質を持ち、カーメネリス花崗岩やランズエンド花崗岩に含まれる花崗岩とは異なり、異なる方法で形成されたと考えられます。^[14]ゴドルフィン花崗岩は、近くのカーメネリス花崗岩と鉱物学的にも化学的にも似ていますが、より細粒です。

ランズエンドのプルトンは主に粗粒花崗岩で、大きな巨晶が豊富に含まれています。中央には巨晶の少ないエリアがあり、露頭全体にはいくつかの中小規模の細粒花崗岩の塊があります。^{[19]細粒花崗岩と主な粗粒花崗岩からそれぞれ}ゼノタイムとモナザイトのサンプルの年代測定が行われました。これにより、細粒花崗岩の定置年代は 279.3±0.4 Ma、主相花崗岩の定置年代は 274.8±0.5 Ma となりました。この差は、細粒花崗岩が粗粒主相花崗岩の貫入岩の屋根垂れ下がっていることと一致しています。^[10]

シリー諸島はすべて花崗岩の基盤岩である。支配的な岩石の種類は巨晶質の黒雲母花崗岩であるが、巨晶は比較的小さい。プルトンの中心部には中粒の花崗岩が発達しており、巨晶は少なく、主な種類よりもトルマリンが多く、黒雲母が少ない。^{[19] [21]}このプルトンのモナザイトは、290.3±0.6 Maの堆積年代を示唆している。^[9]

この海底の露頭は長さ45kmで、シリー諸島の北西95kmに位置し、海面下38mまで隆起している。^[22]コルヌビアン・バソリスのほとんどの花崗岩とは対照的に、ここの花崗岩は細粒から中粒で、一般に巨晶はない。この花崗岩は2億7700万年前に貫入したもので、コルヌビアン・バソリスと平行に走る別個の、しかし関連のある貫入岩体である可能性が高いと考えられている。^{[23] [24]}

半島全体に小規模な花崗岩の貫入が見られます。貫入自体に遭遇していなくても、上部の鉱化作用から花崗岩体であることが認識されている場合もあります。

母岩と花崗岩自体の中に、一連の小さな貫入岩が見つかっています。一般的な種類はペグマタイト、アプライト、エルバンです。^{[25] [26]}

バソリスを形成する主な岩石は花崗岩で、マグマがゆっくり冷えて形成されたもので、2,000～3,000メートルの粘板岩と砂岩に覆われています。ゆっくり冷えることで、花崗岩の中に肉眼で確認できる大きさの結晶が形成され、粒状の外観を呈しています。これらの粒子は主に石英、長石、黒雲母です。^{[5] [27]}花崗岩は一般に粗粒で、場所によっては非常に粗粒、つまりペグマタイト（3cmを超える粒子）であるところもあります。長さ数センチのカリ長石の大きな斑晶が特徴的です。^[28]

花崗岩の化学組成や鉱物学的性質は場所によって異なりますが、チャペル＆ホワイト分類ではいずれもS型に分類されており、最終的には堆積岩の 原岩から生成されたことを意味します。^[16]

コルヌビアン貫入岩は、主に二雲母花崗岩（白雲母と黒雲母の両方を含む）でできている。リチウム雲母花崗岩は、セントオーステル深成岩といくつかのより小さな貫入岩でのみ見られる、あまり一般的ではない種類である。^[16]花崗岩の多くは、大きなアルカリ長石斑晶を含む。^[19]いくつかの場所では、元々の花崗岩が変化されて、ルクシアナイトと呼ばれるトルマリンを含む花崗岩になっている。このトルマリン化は、花崗岩の冷却後期に起こり、長石と雲母が部分的にトルマリンに置き換わった。^[29]

二雲母花崗岩は強い過アルミニウム性があり、酸化アルミニウムと酸化ナトリウムおよび酸化カリウムの比率が高い。また、ナトリウムとカリウムの比率が低く、全体的にアルカリ含有量が高い。花崗岩はリチウム、ホウ素、セシウム、ウランに非常に富み、フッ素、ガリウム、ゲルマニウム、ルビジウム、スズ、タンタル、タングステン、タリウムにも中程度に富んでいる。全体的な化学組成を考えると、リン含有量も高い。ストロンチウム、バリウム、スカンジウムから亜鉛までの元素は比較的少ない。この化学組成は、砂岩の一種であるグレイワックの部分溶融と一致する。溶融物が形成された条件は、温度770℃、拘束圧50MPaとモデル化されている。^[16]

初期のグループのプルトン（シリー諸島、カーメネリス、ボドミン・ムーア）と後期のグループ（ランズ・エンド、セント・オーステル、ダートムーア）の間には化学的な違いがあることが確認されている。初期のグループの花崗岩は後期のグループよりもアルミニウムを多く含み、セリウムとイットリウムの比率が急勾配となっている。後期のグループには、より一般的な塩基性微小花崗岩捕獲岩が含まれている。^[18]

これらの花崗岩は、世界中の平均的な花崗岩に比べて、アンモニウムが豊富に含まれている。個々のプルトン間でもかなりのばらつきがあり、ダートムーアでは平均11ppmであるのに対し、ボドミンムーアでは94ppmである。これらの花崗岩のアンモニウム濃度は、初期の⁸⁷
シニア/⁸⁶
Sr比とその過アルミノシティ。比較的高いアンモニウム含有量は、花崗岩が堆積性原岩から生成されたか、または地殻の高いレベルに定着した後にそのような源から汚染されたことを示していると解釈されています。^[30]

多くの深成岩の縁の周囲では、接触変成作用と呼ばれる熱による変成作用が岩石に生じている。この変成作用の影響は、変成帯と呼ばれる領域の花崗岩から4マイルの距離まで見ることができる。この変成作用の影響は、加熱された岩石の種類と貫入岩からの距離によって異なる。細粒の堆積岩はホルンフェルスや、角閃石、輝石などの鉱物に変化した。深成岩から離れた場所では、これらの岩石に斑点が見られることだけが変成作用の証拠である。石灰質岩、角閃石、輝石にはガーネットが形成された。緑色岩の変成作用は、一般に角閃石-斜長石岩の形成につながった。 ^[31]

バソリスの花崗岩の特徴は、高濃度の揮発性成分である。これらを豊富に含む流体は、交代作用と呼ばれるプロセスで母岩と局所的に花崗岩自体に強い影響を与えた。認識されている最初の段階はアルカリ交代作用（アルカリ成分が増加する）であり、花崗岩の内部と縁で発生した。カリウム交代作用に続いてナトリウム交代作用が起こった。最後に酸交代作用（酸性成分が増加しアルカリが減少）が起こり、グライゼンとトルマリンの形成につながった。^[32]

バソリスの付近には大規模な鉱床が見つかり、数千年にわたって採掘されてきました。この地域は紀元前2000年頃から錫で有名です。 ^[33]鉱物は、熱い花崗岩が冷える際に亀裂に沿って流体が漏れ出して形成され、通常は鉱脈で見つかるか、川に流れ込んで沖積層を形成します。^[5]鉱床は、花崗岩と母岩の両方を横切って急勾配に傾斜する複数の鉱脈と亀裂に関連しています。鉱石を含む鉱脈は最大数キロメートルの長さがあり、平均で幅は0.5～3メートルです。^[10]

花崗岩がゆっくりと冷却するにつれて、異なる条件に関連する鉱化の4つの段階が認識されています。各段階は、異なる温度、異なる金属の経済的な鉱床、異なる脈石鉱物に関連しています。最初の3つの段階はバソリスの侵入と冷却に関連しており、4番目の段階は花崗岩内の放射性物質に関連する熱生成によって引き起こされた可能性があります。 ^[10]

ステージ 1 – エクソスカーン

鉱化作用の最も初期の段階は、花崗岩の貫入中に起こった。シリカ、鉄、アルミニウム、マグネシウムを豊富に含むマグマからの熱水が頁岩とメタ玄武岩を混合・溶解し、交代作用と呼ばれるプロセスでエクソスカルンに変化した。交代作用とは、岩石の化学組成が熱水やその他の流体によって変化する作用である。この時に形成された典型的な鉱物には、ガーネット、輝石、緑簾石、塩素を多く含む角閃石、マラヤ石、ベスブ石、菱鉄鉱、アキシナイトなどがある。スカルンには、錫、銅、鉄、ヒ素が経済的な量含まれている可能性がある。これらの鉱物は、関連する深成岩の結晶化とほぼ同時期に形成された。この段階に関連する温度は375～450℃であった。^[10]

ステージ 2 – グレイゼン縁取りの鉱脈とトルマリン鉱脈および角礫岩

2番目に認識されている鉱化作用の段階は、花崗岩が高温の揮発性物質を豊富に含む後期マグマ流体によって変化し、グライゼンとトルマリンを形成するというものでした。グライゼンには錫石（酸化スズ）と鉄マンガン重石（鉄、マンガン、タングステンを含む鉱物）の鉱脈が見られ、前者は高塩分、低COによって堆積しました。
₂、流体、後者は低塩分、高CO
₂流体。グライゼン岩中の白雲母は、関連する花崗岩中のマグマ性白雲母と同様の冷却年代を示す。^[10]

ステージ3 – 鉱化の主な段階

鉱化の3番目で主要な段階は、花崗岩の貫入が冷えるにつれて、より後の段階、より低い温度（200〜400°C）で起こりました。母岩内を循環する流体は錫、銅、ヒ素を浸出させ、一般的に東西軸上にある鉱脈にそれらを堆積しました。これらの鉱脈の典型的な充填物は、錫、銅、鉛、亜鉛、鉄、ヒ素の硫化物を含む石英-電気石-緑泥石-硫化物-蛍石です。この鉱化は、カルメネリス深成岩の貫入年代より25〜40 Ma後です。これらの鉱脈は、経済的に有用な鉱物の主な供給源です。^[10]

ステージ4 – クロスコース

鉱化作用の第 4 段階および最終段階は、最も低温の段階 (100～170 °C) であり、複数の金属元素 (鉛、亜鉛、銀、ウラン) を含む鉱脈と関連しています。鉱脈は南北または北西-南東の軸上にあり、以前の東西方向の鉱脈を横切るため、「クロスコース」と呼ばれています。脈石鉱物には、石英、重晶石、蛍石が含まれます。石英流体包有物の研究では、この段階を引き起こす流体は、ナトリウム、カルシウム、塩素を豊富に含む深層堆積性塩水と組成が似ていることが示されています。この塩水は、かつてこの地域全体を覆っていたペルム紀-三畳紀の堆積岩に由来しています。これらの岩石は、イギリス海峡の南西アプローチに現在も保存されています。海水の影響の証拠は、鉱化作用は早くても三畳紀後期の海洋侵入まで始まらなかったことを示唆しています。花崗岩からの高熱流量が流体の循環を促進しました。^{[10] [34]}

南西半島の各地、特にダートムーアの西端にあるリー・ムーアとセント・オーステル地区には、陶土の大きな経済的な鉱床が見つかっている。 ^[35]陶土は、カオリン化と呼ばれるプロセスで長石が変質して形成された。これらの鉱床の起源と年代についてはまだ議論があるが、一般的にはバソリスの冷却の最終段階での天水（雨や雪からの水）の循環から生じたと考えられている。 ^[10]一説によると、カオリン化は、白亜紀から新生代にかけての熱帯から温暖な気候での激しい浅成 風化によって生じたという。これは、 D / HとCの研究に基づいている。¹⁸
お/¹⁶
O比。^[36]

• セルウッド、EB; デュランス、EM; ブリストウ、CM (1998)。コーンウォールの地質学。エクセター大学出版局。ISBN 978-0-85989-432-6。

• ニック・ルブティリエのコーンウォールの地質に関するウェブサイト
• Nick LeBoutillier の D.Phil. 論文:南西イングランドのバリスカンマグマ活動と鉱化作用のテクトニクス(2002)、第 1 巻および第 2 巻。

50°12′N 5°12′W / 50.2°N 5.2°W / 50.2; -5.2