コマチアイト

コマチアイト （k oʊ ˈ m ɑː t i ˌ aɪ t）は、超苦鉄質 マントル由来の火山岩の一種で、少なくとも18重量%の酸化マグネシウム（MgO）を含む溶岩から結晶化したものと定義されています。 ^[1]これは「ピクライト質岩」に分類されます。コマチアイトは、ケイ素、カリウム、アルミニウムの含有量が低く、マグネシウムの含有量が非常に高いことから高いものまであります。コマチアイトは、南アフリカのコマティ川沿いの模式産地にちなんで名付けられました。 ^[2]また、カンラン石と輝石の大きな樹枝状板で構成されたスピニフェックス組織を示すことがよくあります。^[3]

コマチアイトは希少な岩石で、ほぼ全てのコマチアイトは始生代（40.3〜25億年前）に形成され、それより新しい時代（原生代または顕生代）の例はほとんど知られていない。この年代の制限はマントルの冷却によるものと考えられており、始生代にはマントルは100〜250 °C（212〜482 °F）高かった可能性がある。^{[4] [5]初期の地球は、}惑星集積の残留熱と、特に崩壊熱をより多く生じるウラン235などの短寿命の放射性同位元素の多さにより、はるかに多くの熱を生成していた。玄武岩やピクライトなどのより低温のマントル溶融物が、地球表面の噴出溶岩として基本的にコマチアイトに取って代わった。

地理的に見ると、コマチアイトの分布は主に始生代楯状地に限られており、他の超塩基性および高マグネシウム塩基性火山岩とともに始生代の緑色岩帯に産出する。最も新しいコマチアイトは、コロンビアの太平洋岸沖のカリブ海台地にあるゴルゴナ島で発見されており、原生代コマチアイトの珍しい例は、カナダのマニトバ州ウィニペゴシス・コマチアイト帯で発見されている。

コマチアイト質のマグマは融点が非常に高く、計算上の噴出温度は1600℃まで、場合によってはそれ以上になる。^{[6] [7] [8] [9]} 玄武岩質 溶岩の噴出温度は通常約1100～1250℃である。コマチアイトの生成に必要なより高い融点の原因は、始生代の地球の 地熱勾配が高かったと推定されている。

コマチアイト溶岩は噴火時に非常に流動性がありました（水に近い粘性を持ちながら、岩石の密度を持っています）。糖蜜や蜂蜜のように流れる、約 1200 °C のハワイの プルーム玄武岩の玄武岩溶岩と比較すると、コマチアイト溶岩は表面をすばやく流れ、非常に薄い溶岩流（厚さ 10 mm まで）を残しました。そのため、始生代の岩石に保存されている主要なコマチアイト層は、コマチアイト溶岩が堆積した 溶岩洞、溶岩池などであると考えられています。

コマチアイトの化学組成は、部分溶融の度合いが異なるため、玄武岩マグマやその他の一般的なマントル生成マグマの化学組成とは異なります。コマチアイトは、通常 50% を超える高い部分溶融度によって形成されたと考えられており、そのため、MgO が多く、K ₂ Oが少なく、その他の不適合な元素が含まれています。

コマチアイトには、Al ₂ O ₃ /TiO ₂比によって定義される、アルミニウムが枯渇していないコマチアイト (AUDK) (グループ I コマチアイトとも呼ばれる) とアルミニウムが枯渇しているコマチアイト (ADK) (グループ II コマチアイトとも呼ばれる) の 2 つの地球化学的クラスがあります。これらの 2 つのクラスのコマチアイトは、溶融生成深度に関連する 2 つのタイプ間の違いによる実際の岩石学的起源を表すとよく考えられています。溶融実験により、Al 枯渇コマチアイトは高圧で高度に部分溶融して生成され、起源のガーネットは溶融されないのに対し、Al が枯渇していないコマチアイトはより浅い深度で高度に部分溶融して生成されるとモデル化されています。しかし、コマチアイト流の集積帯から採取されたクロム スピネル中の流体包有物に関する最近の研究では、単一のコマチアイト流が、Al ₂ O ₃ /TiO ₂比の範囲の親マグマの混合から生成される可能性があることが示されており、異なるコマチアイトグループの形成に関するこの解釈に疑問が投げかけられています。^[10]コマチアイトは、おそらく非常に高温のマントルプルーム^[11]または始生代の沈み込み帯で形成されます。^[12]

ボニナイトマグマ活動はコマチアイトマグマ活動に似ていますが、沈み込み帯の上の流体流動溶融によって生成されます。10～18%のMgOを含むボニナイトは、コマチアイトよりも大きなイオン親岩元素（LILE：Ba、Rb、Sr ）が多く含まれる傾向があります。

コマチアイトの純粋な火山鉱物は、フォルステライト質オリビン（Fo90以上）、石灰質および多くの場合クロム輝石、灰長石（An85以上）、およびクロム鉄鉱で構成されています。

コマチアイトのかなりの数は、集積岩の組織と形態を示しています。通常の集積岩の鉱物はマグネシウムを豊富に含むフォルステライトオリビンですが、クロム輝石の集積岩も考えられます (ただし、より稀です)。

マグネシウムを豊富に含む火山岩は、通常の化学的性質を持つ玄武岩の溶融物にオリビン斑晶が蓄積することで生成される可能性がある。その一例がピクライトである。コマチアイトが単にオリビンが蓄積しているという理由だけでマグネシウムを豊富に含まないという証拠の一部は、組織である。コマチアイトの中にはスピニフェックス組織を含むものもある。スピニフェックス組織は、溶岩流の上部の温度勾配でオリビンが急速に結晶化することで生じる組織である。「スピニフェックス」組織は、オーストラリアの草トリオディア^[13]の一般名にちなんで名付けられており、同様の形状の塊で生育する。

もう一つの証拠は、コマチアイト中に形成されたオリビンの MgO 含有量が、ほぼ純粋な MgO フォルステライト組成に近いということです。これは、マグネシウムを多く含む溶融物からオリビンを結晶化させることによってのみバルクで達成できます。

一部のコマチアイト流中の、ほとんど保存されていない流頂角礫岩と枕縁帯は、基本的に火山ガラスで、上にある水や空気と接触して急冷されています。急速に冷却されるため、コマチアイトの液体組成を表し、無水MgO 含有量は最大 32% になります。明確なテクスチャが保存されている最も高いマグネシウム含有量のコマチアイトには、南アフリカのバーバートン ベルトのものがあります。ここでは、全岩とカンラン石の組成から、最大 34% の MgO を含む液体が推定されます。

コマチアイトの鉱物学は、コマチアイト流の典型的な地層断面を通じて系統的に変化し、コマチアイトが噴火と冷却中に影響を受けやすいマグマプロセスを反映しています。典型的な鉱物学的変化は、オリビン集積岩からなる流底から、刃状オリビンからなるスピニフェックステクスチャー帯、そして理想的には流底ユニットの上部噴出外皮の輝石スピニフェックス帯とオリビンに富むチル帯までです。

コマチアイトに含まれる一次（マグマ）鉱物種には、カンラン石、輝石の普通輝石、鳩輝石、青銅輝石、斜長石、クロム鉄鉱、チタン鉄鉱、まれにパーガサイト質角閃石などがあります。二次（変成）鉱物には、蛇紋石、緑泥石、角閃石、ナトリウム質斜長石、石英、酸化鉄、まれに金雲母、バデレイ石、パイロープまたはハイドログロシュラーガーネットなどがあります。

既知のコマチアイトはすべて変成作用を受けているため、接頭辞の「メタ」は必然的に想定されるものの、技術的には「メタコマチアイト」と呼ぶべきである。多くのコマチアイトは、変成作用や交代作用によって大きく変化し、蛇紋岩化または炭酸塩化している。その結果、鉱物学と組織に大きな変化が生じている。

超塩基性岩、特にコマチアイトの変成鉱物学は、組成によって部分的にのみ制御されます。低温変成作用（順行性変成作用または逆行性変成作用）中に存在する共存流体の特性が、メタコマチアイト（以下、接頭辞 meta- を使用する）の変成集合体を制御します。

鉱物の組み合わせを制御する要因は、変成流体内の二酸化炭素の分圧、つまり XCO ₂です。XCO ₂が 0.5 を超えると、変成反応によってタルク、マグネサイト(炭酸マグネシウム)、トレモライト角閃石が形成されやすくなります。これらはタルク炭酸化反応に分類されます。XCO ₂が 0.5 未満の場合、水の存在下での変成反応によって蛇紋岩が生成されやすくなります。

したがって、変成コマチアイトには、炭酸塩と水和の 2 つの主なクラスがあります。炭酸塩コマチアイトとペリドタイトは、緑泥石、滑石、マグネサイト、またはドロマイトとトレモライトの鉱物が主成分の一連の岩石を形成します。水和変成岩の集合体は、緑泥石、蛇紋石-アンチゴライト、ブルーサイトの鉱物が主成分です。変成流体に二酸化炭素が存在しないことは非常にまれであるため、微量の滑石、トレモライト、ドロマイトが存在する可能性があります。変成度が高いほど、岩塊が脱水するにつれて 、アンソフィライト、エンスタタイト、オリビン、透輝石が主成分になります。

コマチアイトは、オリビンが優勢な流底の高マグネシウム組成から、流底の上流に向かうにつれて低マグネシウム組成へと分化する傾向があります。したがって、コマチアイトの現在の変成鉱物学は化学組成を反映し、それが火山相と地層の位置に関する推論となります。

上部スピニフェックス帯の典型的な変成鉱物は、透角石-緑泥石、または滑石- 緑泥石鉱物です。マグネシウムに富み、オリビンに富む流動基底相は、透角石や緑泥石鉱物を含まない傾向があり、水和している場合は蛇紋石-ブルーサイト+/-直閃石、炭酸塩の場合は滑石 - マグネサイトが主体です。上部流動相は、滑石、緑泥石、透角石、およびその他のマグネシウム角閃石 (直閃石、カミングトン石、ゲドライトなど) が主体です。

たとえば、典型的な流動相（下記参照）には次のような鉱物学的特徴があります。

コマチアイトは、以下のIUGS地球化学的基準に従って分類することができます。 ^[14]

• SiO _{2 52}重量%未満
• MgO 18重量%以上
• K ₂ O + Na ₂ O 1重量%未満
• TiO ₂ 1重量%未満

上記を満たし、TiO _{2 が}1 wt% を超える場合はメイメカイトに分類されます。

同様の高 Mg 火山岩にボニナイトがあり、SiO ₂が 52～63 wt% 、MgO が 8 wt% 以上、TiO _{2 が}0.5 wt% 未満です。

上記の地球化学分類は、本質的に変化のないマグマの化学組成であり、結晶の蓄積の結果ではありません (ペリドタイトの場合など)。典型的なコマチアイトの流れの順序により、岩石の化学組成は噴火中に発生する内部分別に応じて変化します。これにより、流れの上部に向かって MgO、Cr、Ni が減少し、Al、K ₂ O、Na、CaO、SiO ₂が増加する傾向があります。

MgO、K ₂ O、Ba、Cs、Rb が豊富な岩石には、ランプロファイア、キンバーライト、またはその他の希少な超塩基性、カリウム質、超カリウム質の岩石があります。

コマチアイトは枕状溶岩構造を示すことが多く、上部の縁は水中噴火と一致する自己破砕され、溶岩流の上部の硬い表皮を形成しています。近くの火山相は薄く、硫化物堆積物、黒色頁岩、チャート、ソレアイト玄武岩が交互に重なっています。コマチアイトは比較的湿潤なマントルから生成されました。その証拠は、珪長質岩との関連、コマチアイト凝灰岩の発生、ニオブ異常、および S および H ₂ O に富む鉱化作用です。

一般的で特徴的なテクスチャはスピニフェックステクスチャとして知られており、カンラン石（またはカンラン石後の変質鉱物の仮像）または輝石の長い針状の斑晶で構成され、特に風化した表面で岩石に刃状の外観を与えます。スピニフェックステクスチャは、流れまたはシルの縁での温度勾配における高マグネシウム液体の急速な結晶化の結果です。

ハリサイト組織は、スコットランドのラム島のハリス湾の貫入岩（コマチアイトではない）から初めて記述されたもので、マグマ溜まりの底で結晶の核生成によって形成された。^{[15] [16]}ハリサイトは、最大1メートルの長さの輝石とカンラン石の巨大結晶集合体を形成することが知られている。 ^[17]ハリサイト組織は、例えば西オーストラリアのノースマン-ウィルナ緑色岩帯のコマチアイトの非常に厚い溶岩流で発見されており、そこでは集積物の結晶化が起こっている。^[18]

コマチアイト火山の形態は、コマチアイトを形成するマグマ活動ではあまりマグネシウムを含んだ物質が噴出しないことから、ほとんどの大規模な玄武岩の建造物に典型的な盾状火山の一般的な形状と構造を持つと解釈されています。

しかし、ほとんどのマグネシウムマグマの初期フラックスは、チャネル化された流動相を形成すると解釈されており、これは、非常に流動性の高いコマチアイト溶岩を表面に放出する裂け目火口として想定されています。その後、これは火口の裂け目から外側に流れ、地形の低地に集中し、低 MgO オリビンと輝石の薄流スピニフェックスシートの「シート状流動相」エプロンに挟まれた高 MgO オリビン集積物で構成されるチャネル環境を形成します。

典型的なコマチアイト溶岩流には、地層学的に関連する 6 つの要素があります。

• A1 – 枕状でバリオライト状の冷水流頂部、しばしば堆積物を伴う漸次的および遷移的
• A2 – 急速に冷却された、羽毛状の針状のオリビン-単斜輝石-ガラスのゾーン。フローユニットの上部の冷却された縁を表しています。
• A3 – オリビンスピニフェックスのシーケンスは束状と本状のオリビンスピニフェックスで構成され、フロートップで下向きに成長する結晶の蓄積を表しています。
• B1 – オリビン中集積体から正集積体、流動する液体溶融物中で成長したハリサイトを表す
• B2 – 93%を超えるオリビン結晶が絡み合ったオリビン集積体
• B3 – オリビンの集積物から中集積物で構成され、粒径がより細かい下部チル縁辺。

個々の流動単位は、後続の流動単位が A ゾーンのスピニフェックス流動を熱侵食する可能性があるため、完全には保存されない可能性があります。遠位の薄い流動相では、堆積物を成長させるのに十分な通過流体が存在しなかったため、B ゾーンは十分に発達していないか、存在しません。

その後、火山活動が進行してマグネシウム組成が減少するにつれて、チャネルとシート状の流れは高マグネシウム玄武岩とソレアイト玄武岩で覆われます。その後のマグマ活動はシリカの溶融物が多くなり、より典型的なシールド火山の構造を形成する傾向があります。

コマチアイトマグマは極めて密度が高く、地表に到達する可能性は低く、地殻内のより低い位置に溜まる可能性が高い。イルガーンクラトンのいくつかのより大きなオリビン集積体に関する最近の（2004 年以降の）解釈により、コマチアイトオリビン集積体の発生の大部分は、火山下から貫入の性質を持つ可能性が高いことが明らかになった。

これはマウント・キース ・ニッケル鉱床で認められており、低ひずみ接触部内に壁岩の貫入組織と珪長質母岩の捕獲岩が確認されている。^[19]これらの大きなコマチアイト岩体に関する以前の解釈は、長期にわたる火山活動の間に地層の厚さが500メートル以上に成長した「スーパーチャネル」または再活性化チャネルであるというものである。

これらの貫入岩は、コマチアイト質マグマが地層に注入され、マグマ溜まりが膨張して形成された、チャネル化されたシルであると考えられています。経済的なニッケル鉱化オリビン堆積体は、シルのような導管の一種を表している可能性があり、そこではマグマが地表に噴出する前にステージングチャンバーに溜まります。

コマチアイトの経済的重要性は、1960年代初頭、西オーストラリア州カンバルダで大規模なニッケル硫化物鉱床が発見されたことで初めて広く認識されました。コマチアイトに含まれるニッケル銅硫化物鉱床は現在、世界のニッケル生産量の約14%を占めており、そのほとんどはオーストラリア、カナダ、南アフリカ産です。

コマチアイトは、オーストラリア、カナダ、南アフリカ、そして最近では南アメリカの ギアナ楯状地のニッケルと金の鉱床と関連しています。

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