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マグマ活動とは、地球型惑星の外層の内部および表面にマグマが定置され、火成岩として固まることです。これは、マグマ活動または火成活動、つまりマグマまたは溶岩の生成、侵入、および噴出によって起こります。火山活動は、マグマ活動が表面に現れたものです。
マグマ活動は山脈の形成に関与する主要な過程の一つである。マグマ活動の性質は地殻構造によって決まる。[1]例えば、安山岩質マグマ活動はプレート収束境界における島弧の形成と関連しており 、玄武岩質マグマ活動はプレート発散境界における海底拡大中の中央海嶺で見られる。
地球上では、マントル、大陸地殻、海洋地殻のいずれかにある珪酸塩岩が部分的に溶融してマグマが形成されます。マグマ活動の証拠は通常、マグマから形成された火成岩の形で見つかります。
収束境界
マグマ活動は、沈み込みの開始から大陸衝突とその直後の現象に至るまで、収束型プレート境界の発達のすべての段階に関連しています。[2]
沈み込み関連
海洋地殻の沈み込みは、それが海洋地殻の下であろうと大陸地殻の下であろうと、ほとんどの場合、沈み込むスラブから放出された揮発性物質（特に水）の添加により、上にあるアセノスフェアが部分的に溶融することを伴います。沈み込みの初期段階のようにスラブが十分な深さまで到達しない場合、またはアセノスフェアを完全に挟み込む平坦なスラブの沈み込みの期間がある場合のみ、マグマ活動は発生しません。 [1]マグマ活動は、明確に定義された曲線状のマグマ弧に沿った、主に石灰アルカリ型です。現代の弧では火山部分のみが表面に露出しており、その下にあるマグマ溜まりの理解は地球物理学的方法に依存しています。大陸地殻上で形成された、または大陸地殻に付加した古代の弧シーケンスは、深く浸食されていることが多く、弧の火山の深成岩相当物が露出します。
衝突関連
大陸衝突は、大規模な地殻の肥厚を伴い、地殻内の加熱とアナテクシスを引き起こし、通常は過アルミナ質花崗岩の貫入の形で現れます。
衝突後
衝突後マグマ活動は、衝突中に形成された厚い地殻の等方性反発と伸張崩壊に関連する減圧溶融の結果である。 [3]衝突後後期マグマ活動の原因として スラブの剥離も提案されている。
異なる境界
海洋地殻内の分岐境界で形成される新しい地殻は、ほぼ完全にマグマ起源です。
中央海嶺
中央海嶺拡大中心は、ほぼ継続的にマグマ活動が行われている場所です。中央海嶺で噴出した玄武岩はソレアイト質で、湧昇するアセノスフェアの部分的な溶融によって生じます。中央海嶺玄武岩（MORB）の組成は、ほぼ均質な源から来ているため、世界的にほとんど変化がありません。[4]
背弧盆地
背弧の伸張は、海洋地殻の形成や比較的短命な拡大中心の形成につながることが多い。弧の背後のアセノスフェアは沈み込むスラブからの揮発性物質の影響を部分的に受けているため、典型的な背弧盆地玄武岩は、MORB型玄武岩と島弧玄武岩（IAB）型玄武岩の中間的な性質を持っている。[5]
プレート内
プレート境界から離れたマグマ活動は、地球上のマグマ活動の重要な部分を形成しており、これには、知られている最大のマグマ活動である大規模火成岩地域が含まれます。
ホットスポット
ホットスポットは、おそらくマントルプルームと関連している、比較的高温のマントルが湧き上がる場所で、アセノスフェアの部分的な溶融を引き起こします。このタイプのマグマ活動は、出現すると火山性の海山または海洋島を形成します。短い地質学的時間スケールでは、ホットスポットは互いに対して固定されているように見え、プレートの動きを測定できる基準フレームを形成します。構造プレートがホットスポットに対して移動すると、プレート上のマグマ活動の場所がシフトし、ハワイ-天皇海山列などの時間的に進行する火山列の発達を引き起こします。ホットスポット火山の主な産物は海洋島玄武岩 (OIB) で、MORB および IAB タイプの玄武岩とは異なります。
大陸の下にホットスポットが発達している場所では、マントル由来のマグマが大陸地殻を溶かし、花崗岩質マグマを形成し、それが流紋岩として地表に到達するため、生成される物質は異なります。イエローストーン ホットスポットは大陸ホットスポット マグマ活動の一例であり、これもまた、マグマ活動の時間の経過に伴う変化を示しています。
裂け目
多くの大陸地溝帯は、岩石圏が薄くなるにつれてアセノスフェアが湧昇し、減圧溶融が起こることによるマグマ活動と関連している。[6]マントル由来の玄武岩質マグマが大陸地殻の部分溶融を引き起こすため、 マグマ活動はしばしば二峰性の性質を示す。
大規模な火成岩地域
大規模火成岩地域（LIP）は、「面積が0.1 Mkm 2以上、火成岩の体積が0.1 Mkm 3以上で、プレート内特性を持ち、短期間のパルスまたは複数のパルス（1～5 Ma未満）で配置され、最大期間は約50 Ma未満である、主に苦鉄質（および超苦鉄質）のマグマ地域」と定義されます。[7]
貫入マグマと噴出マグマ
新生代のさまざまな地質環境において、噴出マグマと貫入マグマの相対的な体積が推定されている。全体として、火山活動による世界全体の総量は3.7～4.1 km 3であるのに対し、貫入マグマは22.1～29.5 km 3である。[1]
参考文献
- ^ abc Wilson M. (2012). 火成岩生成論. Springer. pp. 3–12. ISBN 9789401093880。
- ^ Harris NBW; Pearce JA; Tindle AG (1986)。Coward MP; Ries AC (編)。衝突帯マグマ活動の地球化学的特徴。特別出版。第19巻。ロンドン地質学会。ISBN 9780632012114。
{{cite book}}:|work=無視されました (ヘルプ) - ^ Zhao ZF; Zheng YF (2009). 「沈み込んだ大陸リソスフェアの再溶融：大別・蘇魯造山帯における中生代マグマ岩の岩石生成」. Science in China Series D: Earth Sciences . 52 (9): 1295–1318. Bibcode :2009ScChD..52.1295Z. doi :10.1007/s11430-009-0134-8. S2CID 128737689.
- ^ Schubert G.; Turcotte DL; Olsen P. (2001). 地球と惑星のマントル対流。ケンブリッジ大学出版局。pp. 69–71。ISBN 9780521798365。
- ^ Pearce JA; Stern RJ (2006). Christie DM; Fisher CR; Lee S.-M.; Givens S. (編). 背弧盆地マグマの起源: 微量元素と同位体の観点. Wiley. doi :10.1029/166GM06. ISBN 9780875904313。
{{cite book}}:|work=無視されました (ヘルプ) - ^ Wright TJ; Ayele A.; Ferguson D.; Kidane T.; Vye-Brown C.編 (2016). マグマのリフトと活火山活動: 序論. 特別出版. 第420巻. ロンドン地質学会. pp. 1–9. doi :10.1144/SP420.18. ISBN 9781862397293. S2CID 73658389。
{{cite book}}:|work=無視されました (ヘルプ) - ^ エルンスト・RE（2014）。『大規模火成岩地域』ケンブリッジ大学出版局、p. 3。ISBN 9780521871778。