洪水玄武岩

洪水玄武岩（または高原玄武岩^[1]）は、大規模な火山噴火または一連の噴火によって生じたもので、広大な陸地または海底を玄武岩溶岩で覆っています。洪水玄武岩の多くは、マントルプルームを介して地球の表面に到達したホットスポットの発生に起因すると考えられています。^{[2]インドの}デカン高原などの洪水玄武岩地域は、関連する多くの地形が特徴的な階段状の地形であるため、スウェーデン語の「階段」を意味するトラッパにちなんで、トラップと呼ばれることがよくあります。

マイケル・R・ランピーノとリチャード・ストザーズ（1988）は、過去2億5000万年間に発生した11の異なる洪水玄武岩エピソードを挙げ、大規模な火成岩地域、溶岩台地、山脈を形成したとしている。^{[3]しかし、}オントンジャワ台地や^[4]チルコティン層群など、さらに多くのものが認識されているが、後者はコロンビア川玄武岩層群に関連している可能性がある。

大規模な火成岩地域は5回の大量絶滅と関連付けられており^{[5] 、}火球衝突とも関連している可能性がある。 ^[6]

説明

洪水玄武岩はすべての噴出火成岩の中で最も体積が大きく、^[8]地質学上の記録全体にわたって見つかっている玄武岩の巨大な堆積物^[9]^{[10]を形成しています。}^[9]^[11]洪水玄武岩はプレート内火山活動の非常に特徴的な形態であり、^[12]地質学的に短い時間間隔で噴出した大量の溶岩によって他のすべての形態の火山活動とは区別されます。単一の洪水玄武岩地域には、100万年未満の間に噴出した数十万立方キロメートルの玄武岩が含まれる可能性があり、個々のイベントではそれぞれ数百立方キロメートルの玄武岩が噴出します。^[11]この非常に流動性の高い玄武岩溶岩は、その発生源である火口から数百キロメートル横方向に広がり、^[13]数万平方キロメートルの領域を覆うことがあります。^[14]連続した噴火により、ほぼ水平の流れが厚い堆積物を形成し、広大な地域にわたって急速に連続して噴火し、地域規模で地球の表面を溶岩で溢れさせました。^[9]^[15]

これらの洪水玄武岩の広大な集積は、大きな火成岩地域を構成している。これらは台地地形を特徴とするため、洪水玄武岩は台地玄武岩とも呼ばれる。浸食によって洪水玄武岩に切り込まれた峡谷は階段状の斜面を呈し、流れの下部は崖を形成し、流れの上部または堆積物の層が斜面を形成する。これらはオランダ語でtrap、スウェーデン語でtrappaと呼ばれ、英語ではtrap rockと呼ばれ、特に採石業界で使用されている用語である。^[15]^[16]

玄武岩の堆積層の厚さは、しばしば1,000メートル（3,000フィート）を超え、^[16]通常は、数メートルから数十メートル、まれに100メートル（330フィート）の厚さの非常に多くの薄い溶岩流を反映しています。時折、非常に厚い個々の溶岩流もあります。世界で最も厚い玄武岩流は、米国ミシガン州キーウィノー半島の600メートル（2,000フィート）の厚さのグリーンストーン流である可能性があります。この溶岩流は、スペリオル湖ほどの大きさの溶岩湖の一部であった可能性があります。^[13]

洪水玄武岩の深い侵食により、噴火の源となった多数の平行な岩脈が露出する。^[17]コロンビア川台地の個々の岩脈の中には、長さが100キロメートル（60マイル）を超えるものもある。^[16]場合によっては、侵食により、直径が数千キロメートルに及ぶ放射状の岩脈が露出する。^{[11]洪水玄武岩の下には、米国}ニュージャージー州のパリセーズ・シルのような岩床が存在することもある。洪水玄武岩の下にある岩床（岩脈と岩床）は通常、上にある洪水玄武岩の組成とよく一致する輝緑岩である。場合によっては、化学的特徴から、個々の岩脈が個々の流れと関連していることがわかる。^[18]

小規模な機能

洪水玄武岩は、溶岩から固まった後に岩石が冷えて収縮したときに形成される柱状節理を一般的に示す。岩石は柱状に割れ、通常 5 ～ 6 面があり、岩石からの熱流の方向と平行である。これは通常、上面と下面に対して垂直であるが、岩石に不均一に浸透する雨水は、歪んだ柱の「冷たい指」を形成することがある。流れの底部からの熱流は上面からの熱流よりも遅いため、流れの下部 3 分の 1 では柱がより規則的で大きくなる。上にある岩石の重量による静水圧が大きいことも、下部の柱を大きくする一因となっている。ギリシャの神殿建築に倣って、規則的な下部の柱は列柱、不規則な上部の割れ目は個々の流れのエンタブラチュアとして説明される。柱は厚い流れでは大きくなる傾向があり、前述の非常に厚いグリーンストーンの流れの柱は、約 10 メートル (30 フィート) の厚さである。^[19]

洪水玄武岩に共通するもう一つの小規模な特徴は、パイプステム気泡である。洪水玄武岩溶岩は冷却が非常に遅いため、溶岩に溶解していたガスは、溶岩流の上部に浮かぶ泡（気泡）として溶液から出る時間がある。流の残りの大部分は塊状で気泡を含まない。しかし、流底に近い、より急速に冷却する溶岩は、ガラス質岩の薄い冷却縁を形成し、ガラス質縁のすぐ上にあるより急速に結晶化する岩には、岩が急速に結晶化する過程で閉じ込められた気泡が含まれる。これらは、粘土製のタバコパイプのステムに似た独特の外観をしており、特に気泡は通常、その後、周囲の暗い玄武岩と対照的な方解石やその他の明るい色の鉱物で満たされるためである。^[20]

岩石学

さらに小さなスケールでは、洪水玄武岩の組織は無顕晶質で、小さな絡み合った結晶で構成されています。これらの絡み合った結晶により、トラップロックは驚異的な靭性と耐久性を備えています。^[19]斜長石の結晶は輝石の結晶に埋め込まれたり巻き付いたりしており、ランダムな方向を向いています。これは急速に定置されたことを示し、結晶化し始めた溶岩はもはや急速に流れていません。 ^[13]洪水玄武岩には、他の噴出火成岩によく見られる、地表に噴出する前の溶岩に存在していた大きな結晶である大きな斑晶がほとんどありません。斑晶は、溶岩を地表に供給した岩脈に多く見られます。 [ 21 ^]

洪水玄武岩は、ほとんどの場合、石英ソレアイトです。オリビンソレアイト（中央海嶺の特徴的な岩石^[22]）はあまり一般的ではなく、アルカリ玄武岩のケースもまれにあります。組成に関係なく、溶岩は非常に均質で、溶岩に巻き込まれた周囲の岩石（母岩）の破片である捕獲岩を含むことはめったにありません。溶岩は溶存ガスが少ないため、火砕岩は極めてまれです。溶岩が湖に流れ込んで枕状溶岩になった場所を除いて、溶岩は塊状（特徴のない）です。洪水玄武岩は、時折、非常に少量のデイサイトまたは流紋岩（シリカがはるかに豊富な火山岩）を伴うことがあります。これは、大規模な火成岩地域の発達の後半に形成され、より集中した火山活動への移行を示します。^[23]

地球化学

洪水玄武岩は、地質時代を通じてかなりの程度の化学的均一性を示し、^[11]大部分が鉄を豊富に含むソレアイト質玄武岩である。その主要元素の化学組成は中央海嶺玄武岩（MORB）に類似しているが、微量元素の化学組成、特に希土類元素は海洋島玄武岩に類似している。^[24]典型的なシリカ含有量は約52%である。マグネシウム値（鉄とマグネシウムの総含有量に対するマグネシウムのモル% ）は約55であるのに対し、 ^[21]典型的なMORBの60である。^[25]希土類元素は、元の（原始的な）マグマが地球のマントルのほぼ枯渇していない岩石から形成されたことを示唆する存在パターンを示している。つまり、それはガーネットが豊富で、以前はマグマがほとんど抽出されていなかったマントル岩石であった。洪水玄武岩中の斜長石とカンラン石の化学組成から、マグマは地殻の溶融岩石でわずかに汚染されていたが、岩石が地表に到達する前に、すでに高温鉱物の一部が結晶化していたことが示唆される。^[26]言い換えれば、洪水玄武岩は中程度に進化している。^[24]しかし、溶融物から結晶化した斜長石はごくわずかであると思われる。^[26]

洪水玄武岩は化学的に均質なグループを形成すると考えられていますが、単一の地域内であっても化学的に顕著な多様性を示すことがあります。たとえば、パラナ盆地の洪水玄武岩は、低リン・チタングループ（LPT）と高リン・チタングループ（HPT）に分けられます。この違いは上部マントルの不均質性に起因すると考えられてきましたが、^[27]ストロンチウム同位体比から、この違いはLPTマグマが溶融した地殻でより多く汚染されていることから生じている可能性が示唆されています。^[28]

形成

洪水玄武岩の形成理論は、短期間でこれほど大量のマグマが生成され、溶岩として噴出する仕組みを説明する必要があります。また、地質時代を通じて噴出した洪水玄武岩の組成や地質構造が類似していること、洪水玄武岩の溶岩が固まる前に噴火割れ目からこれほど長い距離を移動できる能力についても説明する必要があります。

溶融物の生成

これほど短時間に大量のマグマを生成するには、膨大な量の熱が必要である。^[11]これは、地球の最も硬い外殻であるリソスフェアの基部に衝突するマントルプルームによって供給されたと広く信じられている。 ^[29]^[30]^[15]プルームは、地球内部の深部から上方に這い上がってくるリソスフェアのすぐ下の延性層であるアセノスフェアの異常に高温のマントル岩石からなる。 ^[31]高温のアセノスフェアはプルーム上部のリソスフェアを裂き、プルームの頭部の減圧溶融によって生成されたマグマが地表への経路を見つけることを可能にする。^[32]^[17]

洪水玄武岩の深部浸食によって露出した平行な岩脈群は、相当な地殻伸張が起こったことを示している。スコットランド西部とアイスランドの岩脈群は、最大5%の伸張を示している。多くの洪水玄武岩は地溝帯と関連しており、受動的な大陸プレートの縁に位置しているか、オーラコゲン（大陸の裂け目が始まる三重会合点の崩壊した腕）まで伸びている。大陸の洪水玄武岩は、海洋盆地のホットスポット火山活動と一直線に並んでいることが多い。^[33]大西洋の反対側にある南アメリカとアフリカに位置するパラナトラップとエテンデカトラップは、南大西洋が開いた約1億2500万年前に形成され、2番目の小さな洪水玄武岩のセットは北大西洋が開いたときに北アメリカ東部の三畳紀とジュラ紀の境界付近に形成された。^[15]^[16]しかし、北大西洋洪水玄武岩はホットスポットの痕跡とは関連がなく、発散境界全体に沿って均等に分布していたようです。^[23]

洪水玄武岩は、多くの場合、堆積物、典型的には赤色層と交互に層をなしています。堆積物の堆積は最初の洪水玄武岩の噴火の前に始まるため、沈下と地殻の薄化は洪水玄武岩活動の前兆となります。^[11]玄武岩が噴火すると表面は沈下し続けるため、古い層は海面下で見つかることがよくあります。^[17]深部の玄武岩層（傾斜反射面）は、受動的な大陸棚に沿った反射地震学によって発見されています。 ^[31]

地上への上昇

洪水玄武岩の組成は、マグマが地表に到達するメカニズムを反映している可能性がある。上部マントルで形成された元の溶融物（原始溶融物）は、洪水玄武岩の中で最も一般的で典型的には最も進化が遅れている火山岩である石英ソレアイトの組成を持つことはできない。石英ソレアイトはマグネシウムに比べて鉄分が多すぎるため、典型的なマントル岩石と平衡状態で形成できなかったからである。原始溶融物はピクライト玄武岩の組成を持っていた可能性があるが、ピクライト玄武岩は洪水玄武岩地域では珍しい。1つの可能性は、原始溶融物がマントル地殻境界に到達したときに停滞し、そこでは密度の低い地殻岩石を貫通するのに十分な浮力がないということである。ソレアイト質マグマが分化すると（高温の鉱物が結晶化してマグマから沈殿するにつれて組成が変化する）、その密度は洪水玄武岩と同程度のマグネシウム価約60で最小値に達する。これにより浮力が回復し、マグマが地表まで移動を完了できるようになり、洪水玄武岩が主に石英ソレアイトである理由も説明できる。元のマグマの半分以上は岩脈と岩床のシステムに蓄積されて下部地殻に残る。^[34]^[21]

マグマが上昇すると、圧力の低下によって液相線（マグマが完全に液体になる温度）も低下する。噴出した洪水玄武岩に斑晶が見られないことは、このためであると考えられる。斑晶として形成される可能性が高い高温鉱物である固体のオリビン、オージャイト、斜長石の混合物が再吸収（溶融物に戻る）されることで、組成が石英ソレアイトに近づき、浮力を維持する傾向がある可能性もある。^[26]^[21]

噴火

マグマが地表に達すると、それは地形を横切って急速に流れ、文字通りその地域の地形を洪水のように覆い尽くします。これが可能なのは、部分的には、急速な噴出速度（亀裂の長さ1kmあたり1日1立方km以上^[16]）と玄武岩溶岩の比較的低い粘性によるものです。しかし、個々の洪水玄武岩流の横方向の広がりは、そのような量の非常に流動性の高い溶岩であっても驚くべきものです。[ ^35]溶岩は、固体の絶縁地殻の下を移動する膨張過程によって広がっており、その地殻によって高温で流動性が保たれていると考えられます。^[36]厚さ30～70メートル（98～230フィート）のコロンビア川高原のギンコ流の研究では、溶岩の温度は500キロメートル（310マイル）の距離でわずか20℃（68°F）低下しただけであることが示されています。これは、溶岩が表面の地殻によって断熱されており、流れが層流であったため、上部地殻と流れの底部との熱交換が減少したことを示しています。^[37]^[38]銀杏流は6日間で500km前進したと推定されています（前進速度は1時間あたり約3.5km）。^[37]

洪水玄武岩流の横方向の広がりは、その源流付近の流れの厚さの3乗にほぼ比例します。つまり、源流で厚さが2倍の流れは、およそ8倍の距離を移動することができます。^[13]

洪水玄武岩流は主にパホエホエ流であり、アア流ははるかに少ない。^[39]

洪水玄武岩地域での噴火は散発的で、それぞれの噴火には独自の化学的特徴がある。単一の噴火エピソード内の溶岩は時間の経過とともにシリカがより豊富になる傾向があるが、エピソード全体で一貫した傾向はない。^[26]

大規模な火成岩地域

大規模火成岩区 (LIP) は、もともと地質学的に非常に短期間に大量に噴出した、主に玄武岩の岩石として定義されていました。この定義では、最小サイズ、期間、岩石成因、または環境は指定されていませんでした。分類を改良する新しい試みは、サイズと環境に焦点を当てています。LIP は特徴的に広い領域を覆い、火成活動の大部分は 1 Ma 未満で発生しています。海盆の主な LIP には、海洋火山台地(OP) と火山性受動的大陸縁辺部があります。海洋洪水玄武岩は、平坦な頂上でも海底から 200 m 以上隆起していないため、形態学的台地を形成せず、一部の研究者によって海洋台地と区別される LIP です。例としては、カリブ海、ナウル、東マリアナ、ピガフェッタの地域があります。大陸洪水玄武岩（CFB）または高原玄武岩は、大規模な火成岩地域の大陸的表現である。^[40]

インパクト

洪水玄武岩は大陸地殻の成長に大きく貢献しています。また、洪水玄武岩は壊滅的な出来事でもあり、地質学的記録に残る多くの大量絶滅の一因となったと考えられます。

地殻形成

洪水玄武岩の噴出は、時間平均すると、中央海嶺の溶岩の噴出速度に匹敵し、ホットスポットの噴出速度よりもはるかに速い。^[41]しかし、中央海嶺の噴出は比較的安定しているのに対し、洪水玄武岩の噴出は非常に断続的である。洪水玄武岩は、年間0.1〜8立方キロメートル（0.02〜2立方マイル）の割合で新しい大陸地殻を形成し、海洋台地を形成する噴火は、年間2〜20立方キロメートル（0.5〜5立方マイル）の地殻を生成する。^[16]

洪水玄武岩の噴火で形成された新しい地殻の多くは、地殻の底部に堆積したシルの中に元々のマグマの半分以上が結晶化して堆積する形で形成されます。 ^[34]

大量絶滅

洪水玄武岩の噴火は大量絶滅と関連している。例えば、白亜紀と古第三紀の境界で噴火したデカン高原は、非鳥類恐竜の絶滅に寄与した可能性がある。^[42]同様に、ペルム紀と三畳紀の境界、三畳紀とジュラ紀の境界、およびジュラ紀のトアルシアン期の大量絶滅は、シベリアの大規模な火成岩地域、中央大西洋マグマ地域、およびカルー・フェラー洪水玄武岩の年代に対応している。^[15]

洪水玄武岩の影響は、歴史上の大噴火と比較することである程度把握できる。1783年のラカギガルの噴火は歴史上最大の噴火で、アイスランドの家畜の75%と人口の4分の1が死亡した。しかし、この噴火で生じた溶岩はわずか14立方キロメートル（3.4立方マイル）で、^[43]^{[15]少なくとも1,500立方キロメートル（360立方マイル）の溶岩を含んでいた中期中}新世に噴火したコロンビア川高原のロザ層と比べるとごくわずかである。^[10]

シベリア・トラップの噴火では、約500万～1600万立方キロメートル（120万～380万立方マイル）のマグマが地殻を貫通し、500万平方キロメートル（190万平方マイル）の面積を覆った。これはアメリカ合衆国本土の州の面積の62%に相当する。高温のマグマには大量の二酸化炭素と硫黄酸化物が含まれており、その地域の深部石油貯留層と若い炭層から追加の二酸化炭素とメタンが放出された。放出されたガスによって6400本以上のダイアトリームのようなパイプ^[44]が形成され、それぞれの直径は通常1.6キロメートル（1 マイル）を超える。パイプからは最大160兆トンの二酸化炭素と46兆トンのメタンが放出された。マグマによって熱せられた蒸発岩層から塩酸、塩化メチル、臭化メチルが放出され、オゾン層が破壊され、紫外線遮蔽が85%も減少した。5兆トン以上の二酸化硫黄も放出された。二酸化炭素は極端な温室効果をもたらし、世界平均海水温は地質学上の記録で史上最高の38℃（100℉）に達した。気温が32℃（90℉）まで下がるのは、その後510万年も経ってからだった。これほど高い気温はほとんどの海洋生物にとって致命的であり、陸上植物は35℃（95℉）を超える気温では光合成を続けるのが困難である。地球の赤道地帯はデッドゾーンとなった。^[45]

しかし、すべての大きな火成岩地域が絶滅イベントと関係しているわけではない。^{[46]洪水玄武岩の形成と影響は、大陸の形状、緯度、体積、速度、噴火期間、スタイルと設定（大陸性か海洋性か）、既存の}気候、生物の変化に対する回復力など、さまざまな要因に依存する。^[47]