火成岩

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世界の地質区USGS

火成岩(火を意味するラテン語のignisに由来)、またはマグマ岩は、3つの主要な岩石タイプの1つであり、その他は堆積岩および変成岩です。火成岩は、マグマ溶岩の冷却と固化によって形成されます。

マグマは、惑星マントルまたは地殻のいずれかにある既存の岩石の部分溶融に由来する可能性があります通常、溶融は、温度の上昇、圧力の低下、または組成の変化という3つのプロセスの1つまたは複数によって引き起こされます。岩石への凝固は、貫入岩として地表下で、または噴出岩として地表で発生します。火成岩は、結晶化して粒状の結晶質岩を形成する場合もあれば、結晶化せずに天然ガラスを形成する場合もあります

火成岩は、シールド、プラットフォーム、造山帯、盆地、巨大火成岩区、拡張地殻、海洋地殻など、さまざまな地質環境で発生します。

溶岩の火山噴火は火成岩の主な発生源です。(フィリピンのマヨン火山、2009年に噴火)
マデイラの柱状節理によって互いに分離された火成岩の自然の柱

地質学的重要性

火成岩と変成岩は、体積で地球の地殻の上位16 km(9.9マイル)の90〜95%を占めています。[1]火成岩は、地球の現在の地表の約15%を形成しています。【注1】地球の海洋地殻の大部分は火成岩でできています。

火成岩も地質学的に重要です。理由は次のとおりです。

地質学的設定

火成岩の形成

火成岩は貫入岩(深成岩と半深成岩)または噴出岩(火山岩)のいずれかです。

押し付けがましい

侵入の基本的なタイプ:

貫入岩は火成岩の大部分を占め、惑星の地殻内で冷却され固化するマグマから形成されます。貫入岩体は貫入岩と呼ばれ、既存の岩(カントリーロックと呼ばれます)に囲まれています。母岩は優れた断熱材であるため、マグマはゆっくりと冷え、貫入岩は粗粒(幻影)です。このような岩石の鉱物粒子は、一般的に肉眼で識別できます。貫入岩は、貫入岩体の形状とサイズ、および貫入岩が侵入するカントリーロックのとの関係によって分類できます。典型的な貫入岩体はバソリスですラコリス敷居堤防一般的な貫入岩は、花崗岩斑れい岩、または閃緑岩です。

主要な山脈の中心コアは、貫入岩で構成されています。侵食にさらされると、これらのコア(バソリスと呼ばれる)が地球の表面の広大な領域を占める可能性があります。

地殻内の深部に形成される貫入岩は深成岩(または深成岩)と呼ばれ、通常は粗粒です。地表近くに形成される貫入岩は、半深成岩または深成岩と呼ばれ、通常ははるかに細かく、しばしば火山岩に似ています。[8]半深成岩は深成岩や火山岩ほど一般的ではなく、岩脈、岩床、ラコリス、ロポリス、またはファコリスを形成することがよくあります。

押し出し

噴出する火成岩は、火山から放出された溶岩から作られています
マサチューセッツ州で見つかった玄武岩(噴出火成岩)のサンプル

火山岩としても知られる噴出火成岩は、地表の溶融マグマの冷却によって形成されます。割れ目噴火や火山噴火によって地表に運ばれたマグマは急速に固化します。したがって、そのような岩石はきめが細かく(無晶質)、さらにはガラス質です。玄武岩は最も一般的な噴出火成岩であり[9]、溶岩流、溶岩シート、溶岩台地を形成します。ある種の玄武岩は固化して長い多角形の柱を形成します。北アイルランドのアントリムにあるジャイアンツコーズウェイはその一例 です

通常、浮遊結晶と溶存ガスを含む溶融岩はマグマと呼ばれます。[10]抽出された岩よりも密度が低いため、上昇します。[11]マグマが地表に到達すると、溶岩と呼ばれます。[12]火山の空中への噴火は空中と呼ばれ、の下で発生するものは海底と呼ばれますブラックスモーカー中央海嶺玄武岩は、海底火山活動の例です。[13]

火山によって毎年噴出される噴出岩の量は、プレートテクトニクスの設定によって異なります。噴出岩は次の比率で生成されます:[14]

溶岩の挙動は、温度、組成、結晶含有量によって決まる粘度に依存します。高温マグマは、そのほとんどが玄武岩質の組成であり、濃厚な油と同じように振る舞い、冷えると、トリークルになります。パホイホイ溶岩の表面を持つ長くて薄い玄武岩の流れが一般的です。安山岩などの中性岩マグマは、火山灰凝灰岩、溶岩が混ざり合った噴石丘を形成する傾向があり、噴火すると、厚くて冷たい糖蜜やゴムにさえ似た粘度を持つ可能性があります。流紋岩などの珪長質マグマ、通常は低温で噴火し、玄武岩の最大10,000倍の粘性があります。流紋岩質マグマを伴う火山は一般に爆発的に噴火し、流紋岩質溶岩流は通常、範囲が限られており、マグマが非常に粘性であるため、マージンが急です。[15]

噴火する珪長質岩と中間マグマはしばしば激しく噴火し、爆発は溶存ガス(通常は水蒸気だけでなく二酸化炭素)の放出によって引き起こされます。爆発的に噴火した火砕物はテフラ呼ばれ、凝灰岩集塊イグニンブライトが含まれます。細かい火山灰も噴火し、灰凝灰岩の堆積物を形成します。これは、多くの場合、広大な地域を覆う可能性があります。[16]

火山岩は大部分が細粒またはガラス質であるため、さまざまな種類の貫入岩よりも、さまざまな種類の噴出火成岩を区別するのがはるかに困難です。一般に、細粒の噴出火成岩の鉱物成分は、顕微鏡で岩の薄片を調べることによってのみ決定できるため、通常、現場ではおおよその分類しかできません鉱物構成による分類はIUGSによって好まれますが、これは多くの場合非現実的であり、代わりにTAS分類を使用して化学分類が行われます。[17]

分類

インドのチェンナイで露出した花崗岩(貫入岩)のクローズアップ

火成岩は、発生様式、組織、鉱物学、化学組成、および火成岩体の形状によって分類されます。

多くの種類の火成岩の分類は、それらが形成された条件に関する重要な情報を提供することができます。火成岩の分類に使用される2つの重要な変数は、冷却履歴に大きく依存する粒子サイズと、岩石の鉱物組成です。長石石英または準長石かんらん石、輝石角閃石、およびマイカはすべて、ほとんどすべての火成岩の形成において重要な鉱物であり、これらの岩の分類の基本です。存在する他のすべての鉱物は、ほとんどすべての火成岩に必須ではないと見なされ、付属鉱物と呼ばれます他の必須ミネラルを含む火成岩の種類は非常にまれですが、必須炭酸塩を含むカーボナタイトが含まれます。[17]

簡略化した分類では、火成岩の種類は、長石の種類、石英の有無に基づいて分類され、長石または石英のない岩では、鉄またはマグネシウムの鉱物の種類に基づいて分類されます。石英(組成中のシリカ)を含む岩石は、シリカが過飽和になっています。準長石は石英と安定して共存できないため、準長石を含む岩石シリカが不飽和です。[要出典]

肉眼で見るのに十分な大きさの結晶を持つ火成岩は、幻影と呼ばれます。結晶が小さすぎて見えないものは、無晶質と呼ばれます。一般的に言えば、幻影は侵入的な起源を意味します。無顕晶質の噴出物。[要出典]

より大きな、はっきりと識別できる結晶がより細かいマトリックスに埋め込まれた火成岩は、斑岩と呼ばれます。マグマの主要な塊がよりきめの細かい均一な材料として結晶化する前に、結晶の一部がかなりのサイズに成長すると、ポルフィライト質のテクスチャーが発達します。[要出典]

火成岩は、テクスチャと組成に基づいて分類されます。テクスチャとは、岩を構成する鉱物の粒子または結晶のサイズ、形状、および配置を指します。[要出典]

テクスチャ

カリフォルニア州シエラネバダ山脈東部のロッククリークキャニオンからの斑れい岩のテクスチャを示す斑れい岩の標本

テクスチャは、火山岩の命名の重要な基準です。鉱物粒子のサイズ、形状、方向、分布、粒子間の関係など、火山岩テクスチャによって、その岩が凝灰岩火砕溶岩、または単純溶岩と呼ばれるかどうかが決まります。ただし、テクスチャは火山岩の分類の下位部分にすぎません。ほとんどの場合、非常に細かい石基を持つ岩や火山灰から形成される可能性のある降灰凝灰岩から収集された化学情報が必要になるためです[要出典]

鉱物の大部分が肉眼で見える、または少なくともハンドレンズ、拡大鏡、または顕微鏡を使用して貫入岩を分類する場合、テクスチャの基準はそれほど重要ではありません。また、プルトニック岩は、テクスチャの変化が少なく、独特の構造的なファブリックを示す傾向が少ない傾向があります。テクスチャ用語は、大きな貫入岩体のさまざまな貫入岩相を区別するために使用できます。たとえば、斑岩の縁から大きな貫入岩体、斑岩ストック、半深成岩 などです。鉱物学的分類は、プルトニック岩を分類するために最もよく使用されます。火山岩を分類するには、「かんらん石を含むピクライト」や「正長石-流紋岩」などの斑晶種を接頭辞として使用して、化学的分類が好まれます。要出典]

火成岩の鉱物組成に基づく基本的な分類スキーム。岩石中の鉱物のおおよその体積分率がわかっている場合は、岩石の名前とシリカ含有量を図から読み取ることができます。火成岩の分類は他の成分にも依存するため、これは正確な方法ではありませんが、ほとんどの場合、最初の推測としては適切です。

鉱物学的分類

IUGSは、可能な限り火成岩を鉱物組成で分類することを推奨しています。これは、粗粒の貫入岩の場合は簡単ですが、細粒の火山岩の場合は顕微鏡で薄片を調べる必要があり、ガラス質の火山岩の場合は不可能な場合があります。次に、岩石を化学的に分類する必要があります。[18]

貫入岩の鉱物学的分類は、その岩が超苦鉄質岩、カーボナタイト岩、またはランプロファイア岩であるかどうかを判断することから始まります。超苦鉄質岩には、普通角閃石、輝石、かんらん石などの鉄とマグネシウムが豊富な鉱物が90%以上含まれており、そのような岩には独自の分類スキームがあります。同様に、炭酸塩鉱物を50%以上含む岩石はカーボナタイトに分類されますが、ランプロファイアはまれな超カリウム岩です。どちらも詳細な鉱物学に基づいてさらに分類されます。[19]

ほとんどの場合、岩石はより典型的な鉱物組成を持ち、かなりの石英、長石、または準長石が含まれています。分類は、存在する他のすべての鉱物を無視して、これらの鉱物で構成される岩石の全部分に占める石英、アルカリ長石、斜長石、および準長石の割合に基づいています。これらのパーセンテージは、岩をQAPFダイアグラムのどこかに配置します。これにより、岩のタイプがすぐに決定されることがよくあります。閃緑岩-斑れい岩-灰長石フィールドなどのいくつかのケースでは、最終的な分類を決定するために追加の鉱物学的基準を適用する必要があります。[19]

火山岩の鉱物学を決定できる場合は、同じ手順を使用して分類されますが、フィールドが火山岩のタイプに対応する修正されたQAPF図を使用します。[19]

化学分類と岩石学

LeMaitreの2002年火成岩で提案された全アルカリ対シリカ分類スキーム(TAS)–用語の分類と用語集[20]青い領域は、おおよそアルカリ岩がプロットされている場所です。黄色の領域は、亜アルカリ性の岩がプロットされている場所です。

火山岩を鉱物学で分類することが現実的でない場合、その岩石は化学的に分類する必要があります。

鉱物が結晶化するマグマは、シリコン酸素、アルミニウム、ナトリウムカリウムカルシウム、鉄、マグネシウムなどの特定の元素のみが豊富であるため、一般的な火成岩の形成に重要な鉱物は比較的少ないです。これらは結合してケイ酸塩鉱物を形成する元素であり、火成岩全体の90%以上を占めています。火成岩の化学的性質は、主要元素と微量元素、および微量元素で異なって表現されます。主要元素と微量元素の含有量は、従来、酸化物の重量パーセントとして表されます(たとえば、51%のSiO 2、および1.50%のTiO 2)。微量元素の存在量は、従来、100万分の1重量で表されます(たとえば、420 ​​ppmNiおよび5.1ppm Sm)。「微量元素」という用語は、通常、ほとんどの岩石に100 ppm程度未満の存在量で存在する元素に使用されますが、一部の微量元素は、1,000ppmを超える存在量で一部の岩石に存在する場合があります。岩石組成の多様性は、膨大な量の分析データによって定義されています。米国国立科学財団が後援するサイトを通じて、Web上で23万を超える岩石分析にアクセスできます(EarthChemへの外部リンクを参照)。[要出典]

単一の最も重要な成分は、石英として発生するか、長石または他の鉱物として他の酸化物と組み合わされるかにかかわらず、シリカ、SiO2です。貫入岩と火山岩はどちらも、総シリカ含有量によって化学的に幅広いカテゴリに分類されます。

  • 珪長質岩はシリカの含有量が最も高く、主に珪長質鉱物である石英と長石で構成されています。これらの岩石(花崗岩、流紋岩)は通常明るい色で、比較的密度が低くなっています。
  • 中間岩は中程度のシリカ含有量で、主に長石で構成されています。これらの岩石(閃緑岩、安山岩)は通常、珪長質岩よりも色が濃く、やや密度が高くなっています。
  • 苦鉄質岩はシリカ含有量が比較的低く、主に輝石かんらん石、カルシウム斜長石で構成されています。これらの岩石(玄武岩、斑れい岩)は通常暗い色で、珪長質岩よりも密度が高くなっています。
  • 超苦鉄質岩はシリカが非常に少なく、苦鉄質鉱物(コマチアイト、ダナイト)が90%以上含まれています。

この分類は、次の表にまとめられています。

構成
発生モード 珪長質岩
(> 63%SiO 2
中間体
(52%〜63%SiO 2
苦鉄質岩
(45%から52%のSiO 2
超苦鉄質
(<45%SiO 2
押し付けがましい 花崗岩 閃緑岩 斑れい岩 かんらん岩
押し出し 流紋岩 安山岩 玄武岩 コマチアイト

アルカリ金属酸化物 Na 2OK2 O の割合は、火山岩を化学的に分類するための重要性において、シリカに次ぐものですシリカとアルカリ金属酸化物のパーセンテージは、 TAS図に火山岩を配置するために使用されます。これは、ほとんどの火山岩をすぐに分類するのに十分です。粗面安山岩フィールドなどの一部のフィールドの岩石は、カリウムとナトリウムの比率によってさらに分類されます(したがって、カリウム粗面安山岩はラタイトであり、ナトリウム粗面安山岩はベンモライトです)。より苦鉄質岩の分野のいくつかは、規範的な鉱物学によってさらに細分化または定義されています、ここでは、化学組成に基づいて岩石の理想的な鉱物組成が計算されます。たとえば、バサナイトは、標準的なかんらん石含有量が高いこと でテフライトと区別されます。

基本的なTAS分類のその他の改良点は次のとおりです。

古い用語では、シリカの過飽和岩は珪質または酸性と呼ばれ、SiO 2は66%を超え、ファミリー用語のクォーツライトが最も珪質に適用されていました規範的な準長石は、岩石をシリカ不飽和として分類します。例はネフェリナイトです。

Na 2 O + K 2 O(アルカリ土類金属の場合はA )、FeO + Fe 2 O 3(F)、MgO(M)の相対的な比率を示すAFM三元図。矢印は、ソレアイトとカルクの化学的変化の経路を示しています。 -アルカリ系マグマ

マグマはさらに3つのシリーズに分けられます。

アルカリ系列はTAS図の他の2つと区別でき、特定のシリカ含有量に対して総アルカリ酸化物が多くなりますが、ソレアイト系列とカルクアルカリ系列はTAS図のほぼ同じ部分を占めます。それらは、総アルカリと鉄およびマグネシウムの含有量を比較することによって区別されます。[22]

これらの3つのマグマ系列は、プレートテクトニクスの設定の範囲で発生します。ソレアイト質マグマ系列の岩石は、たとえば、中央海嶺、背弧海盆、ホットスポットによって形成された海洋島、島弧、および大陸の巨大火成岩区に見られます。[23]

3つのシリーズはすべて、沈み込みゾーンで互いに比較的近接しており、その分布は沈み込みゾーンの深さと年齢に関連しています。ソレアイトマグマ系列は、比較的浅い深さからのマグマによって形成された若い沈み込み帯の上によく表されています。カルクアルカリおよびアルカリ系列は成熟した沈み込み帯に見られ、より深いマグマに関連しています。安山岩と玄武岩質安山岩は、カルクアルカリマグマを示す島弧で最も豊富な火山岩です。いくつかの島弧は、火山岩が海溝からの距離が増すにつれてソレアイト-カルクアルカリ-アルカリから変化する日本の島弧システムに見られるように、一連の火山を分布させています。[24] [25]

分類の歴史

いくつかの火成岩の名前は、地質学の現代以前にさかのぼります。たとえば、溶岩由来の岩石の特定の組成の説明としての玄武岩は、1546年に彼の作品De NaturaFossiliumでGeorgiusAgricolaにさかのぼります。[26]花崗岩という言葉は、少なくとも1640年代にさかのぼり、フランス語の花崗岩またはイタリア語の花崗岩に由来します。これは、単に「花崗岩」を意味します。[27]流紋岩という用語は、1860年にドイツの旅行者で地質学者のフェルディナントフォンリヒトホーフェンによって導入されました[28] [29] [30]新しい岩石タイプの命名は19世紀に加速し、20世紀初頭にピークに達しました。[31]

火成岩の初期の分類の多くは、地質年代と岩石の発生に基づいていました。しかし、1902年に、アメリカの石油学者チャールズホイットマンクロスジョセフP.アイディングス、ルイスV.ピアソン、ヘンリースティーブンスワシントンは、火成岩の既存の分類をすべて破棄し、化学分析に基づく「定量的」分類に置き換えることを提案しました。彼らは、既存の用語の多くがいかに曖昧で、しばしば非科学的であるかを示し、火成岩の化学組成がその最も基本的な特徴であるため、火成岩を最高の位置に上げる必要があると主張しました。[32] [33]

地質学的発生、構造、鉱物学的構成(これまで受け入れられてきた岩石種の識別基準)は、背景に追いやられていました。完成した岩石分析は、最初に、マグマが結晶化するときに形成されると予想される岩石形成鉱物、たとえば、石英長石、かんらん石、アケルマナイト、準長石マグネタイトコランダムなどの観点から解釈されます。岩石は、これらの鉱物の相互の相対的な比率に厳密に従ってグループに分けられます。[32]この新しい分類スキームはセンセーションを巻き起こしましたが、フィールドワークでの有用性の欠如について批判され、分類スキームは1960年代に放棄されました。しかし、規範的な鉱物学の概念は存続しており、Crossと彼の共同研究者の仕事は、新しい分類スキームの急増に影響を与えました。[34]

これらの中には、火成岩をアルカリ、アルカリアルカリ、カルクアルカリ、およびカルク系列の4つの系列に分割したMAPeacockの分類スキームがありました。[35]アルカリ系列の彼の定義、およびカルクアルカリという用語は、WQケネディのソレアイト級数とともに広く使用されている[36] Irvine-Barager分類[37]の一部として使用され続けています。[38]

1958年までに、約12の個別の分類スキームと、少なくとも1637の岩石タイプ名が使用されていました。その年、Albert Streckeisenは火成岩の分類に関する総説を書き、最終的には火成岩の分類学のIUGG小委員会の結成につながりました。1989年までに、単一の分類システムが合意され、2005年にさらに改訂されました。推奨される岩石名の数は316に減りました。これには、小委員会によって公布された新しい名前の数が含まれます。[31]

マグマの起源

地球の地殻は、大陸の下で平均して約35キロメートル(22マイル)の厚さですが、の下では平均してわずか7〜10キロメートル(4.3〜6.2マイル)です大陸地殻は主に、グラニュライトや花崗岩を含む多種多様な変成岩や火成岩で形成された結晶質の基盤の上にある堆積岩で構成されています。海洋地殻は主に玄武岩と斑れい岩で構成されています。大陸と海洋の両方の地殻は、マントルのかんらん岩の上にあります。[要出典]

岩石は、圧力の低下、組成の変化(水の添加など)、温度の上昇、またはこれらのプロセスの組み合わせに応じて溶ける可能性があります。[要出典]

隕石の衝突による融解などの他のメカニズムは、今日ではそれほど重要ではありませんが、地球の付着中の衝突は広範囲の融解を引き起こし、初期の地球の外側の数百キロメートルはおそらくマグマの海でした。過去数億年の巨大隕石の影響は、いくつかの巨大火成岩区の広範な玄武岩火成活動の原因となる1つのメカニズムとして提案されています。[要出典]

減圧

減圧溶融は、圧力の低下により発生します。[39]

ほとんどの岩石の固相線温度(それ以下では完全に固体になる温度)は、水がない状態で圧力を上げると上昇します。地球のマントルの深部にあるかんらん岩は、浅いレベルでは固相線温度よりも高温になる可能性があります。このような岩石が固体マントルの対流中に上昇すると、断熱過程で膨張するときにわずかに冷却されますが、冷却は1キロメートルあたり約0.3°Cにすぎません。適切なかんらん岩の実験的研究サンプルは、固相線温度が1キロメートルあたり3°Cから4°C上昇することを示しています。岩が十分に上がると、溶け始めます。溶けた液滴は合体してより大きな体積になり、上向きに侵入する可能性があります。固体マントルの上向きの動きから溶けるこのプロセスは、地球の進化において重要です。[要出典]

減圧融解は、中央海嶺に海洋地殻を作りますまた、ヨーロッパ、アフリカ、太平洋の海底などのプレート内地域で火山活動を引き起こします。そこでは、マントルプルームの上昇(「プルーム仮説」)またはプレート内の伸長(「プレート仮説」)のいずれかにさまざまな原因があります。[40]

水と二酸化炭素の影響

マグマの生成に最も責任がある岩石組成の変化は、水の添加です。水は与えられた圧力で岩石の固相線温度を下げます。たとえば、約100 kmの深さで、かんらん岩は過剰な水の存在下では800°C付近で溶け始めますが、水の不在下では約1,500°C付近またはそれ以上で溶け始めます。[41]水は沈み込み帯で海洋リソスフェアから追い出され、上にあるマントルで融解を引き起こします。玄武岩と安山岩からなる含水マグマは、沈み込み過程での脱水の結果として直接的および間接的に生成されます。そのようなマグマ、およびそれらから派生したマグマは、環太平洋火山帯のような島弧を構築しますこれらのマグマは、大陸地殻の重要な部分であるカルクアルカリ系列の岩石を形成します。[要出典]

二酸化炭素の添加は、水の添加よりもマグマ形成の重要性が比較的低い原因ですが、一部のシリカ不飽和マグマの発生は、マントル源地域での水に対する二酸化炭素の優位性に起因しています。二酸化炭素の存在下で、実験は、かんらん岩の固相線温度が、約70kmの深さに対応する圧力で狭い圧力間隔で約200°C低下することを示しています。より深い深度では、二酸化炭素はより大きな影響を与える可能性があります。約200 kmまでの深度では、炭酸化かんらん岩組成物の初期融解温度は、二酸化炭素を含まない同じ組成物よりも450°Cから600°C低いと決定されました。[42]次のような岩石タイプのマグマネフェリナイトカーボナタイトキンバーライトは、約70kmを超える深さのマントルへの二酸化炭素の流入に続いて生成される可能性のあるものの1つです。[要出典]

温度上昇

温度の上昇は、大陸地殻内でマグマが形成される最も典型的なメカニズムです。このような温度上昇は、マントルからマグマが上向きに貫入するために発生する可能性があります。温度はまた、プレート境界での圧縮によって厚くなった大陸地殻の地殻岩の固相線を超える可能性がありますインドとアジアの大陸地殻の間のプレート境界は、境界のすぐ北にあるチベット高原が通常の大陸地殻のおよそ2倍の厚さである約80キロメートルの厚さの地殻を持っているので、よく研究された例を提供します。マグネトテルリックデータから推定される電気抵抗率の研究により、ケイ酸塩を含むように見える層が検出されました溶けて、それはチベット高原の南縁に沿った中央地殻内で少なくとも1,000キロメートル伸びます。[43]花崗岩と流紋岩は、温度の上昇により大陸地殻が溶ける生成物として一般的に解釈される火成岩の一種です。温度上昇はまた、沈み込み帯に引きずり込まれたリソスフェアの融解に寄与する可能性があります。[要出典]

マグマの進化

マグマの分別結晶作用背後にある原理を示す概略図冷却しながら、さまざまな鉱物が溶融物から結晶化するため、マグマの組成が変化します。1かんらん石が結晶化します。2:かんらん石と輝石が結晶化します。3:輝石と斜長石が結晶化します。4:斜長石が結晶化します。マグマ溜りの底には、堆積したが形成されます。

ほとんどのマグマは、その歴史のごく一部でのみ完全に溶けています。より一般的には、それらは溶融物と結晶の混合物であり、時には気泡の混合物でもあります。溶融物、結晶、気泡は通常密度が異なるため、マグマが進化するにつれて分離する可能性があります。

マグマが冷えると、鉱物は通常、さまざまな温度で溶融物から結晶化します(分別結晶作用)。鉱物が結晶化するにつれて、残留溶融物の組成は通常変化します。結晶がメルトから分離する場合、残りのメルトは親マグマとは組成が異なります。たとえば、斑れい岩組成のマグマは、初期に形成された結晶がマグマから分離された場合、花崗岩組成の残留溶融物を生成する可能性があります。斑れい岩の液相線温度は1,200°Cに近く、派生花崗岩組成の溶融物の液相線温度は約700°Cと低くなる可能性があります。互換性のない要素分別結晶作用中のマグマの最後の残留物と部分溶融中に生成された最初のメルトに集中します。どちらのプロセスでもマグマを形成し、ペグマタイトに結晶化することができます。ボーエンの一連の反応は、マグマの分別結晶作用の理想的なシーケンスを理解するために重要です。単斜輝石熱気圧測定は、特定の火成岩でマグマ分化が起こった温度と圧力の条件を決定するために使用されます。[要出典]

マグマの組成は、部分溶融と分別結晶作用以外のプロセスによって決定できます。たとえば、マグマは一般に、それらの岩石を溶かすこととそれらと反応することの両方によって、それらが侵入する岩石と相互作用します。異なる組成のマグマは互いに混ざり合う可能性があります。まれに、メルトが対照的な組成の2つの非混和性メルトに分離することがあります。[要出典]

語源

火成という言葉は、「火の」を意味するラテン語の火成岩に由来しています。火山岩は、火の神のローマ名であるバルカンちなんで名付けられました。貫入岩は「冥王星」岩とも呼ばれ、ローマの冥王星の神である冥王星にちなんで名付けられました。[要出典]

ギャラリー

も参照してください

  • 岩石の種類の リスト–地質学者によって認識された岩石の種類のリスト
  • 変成岩 –熱と圧力にさらされた岩
  • ミグマタイト –変成岩と火成岩の混合物
  • 岩石学 –岩石の起源、組成、分布、構造を研究する地質学の分野
  • 堆積岩 –物質の堆積とその後のセメンテーションによって形成された岩

ノート

  1. ^ 15%は、貫入岩の面積(7%)と噴出火山岩の面積(8%)の算術合計です。[2]

参考文献

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外部リンク

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