マグマ

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ハワイの溶岩溶岩はマグマに相当する噴出物です。

マグマ(古代ギリシア語 μάγμα (マグマ)  '厚い軟膏' に由来) [1]は、すべての火成岩が形成される溶融または半溶融の天然物質です。[2]マグマは地表下で発見され、火成活動の証拠は他の地球型惑星やいくつかの自然衛星でも発見されています。[3]溶岩のほかに、マグマには浮遊結晶や気泡が含まれている場合があります。[4]

マグマは、地球上の沈み込み帯、大陸リフト帯[5]中央海嶺およびホットスポットなど、さまざまな構造環境でマントルまたは地殻が融解することによって生成されますマントルと地殻の融解物は地殻を通って上向きに移動し、そこでマグマ溜まり[6]または地殻横断の結晶が豊富なマッシュゾーンに蓄えられると考えられています。[7]マグマが地殻に貯蔵されている間、その組成は分別結晶化によって変化する可能性がある 、地殻融解による汚染、マグマの混合、および脱ガス。地殻を上昇した後、マグマは火山に供給され、溶岩として押し出されるか、地下で固化して堤防土台、ラコリスプルトンまたはバソリスなど貫入を形成する[8][9]

マグマの研究は、マグマが溶岩流に移行した後のマグマの観察に依存してきましたが、マグマは、地熱掘削プロジェクト中に 3 回、アイスランドで 2 回 (エネルギー生産での使用を参照)、ハワイで 1回、その場で遭遇しました。[10] [11] [12] [13]

物理的及び化学的性質

マグマは、通常、浮遊する固体結晶を含む液体岩で構成されています。[14]マグマが地表に近づき、表土の圧力が低下すると、溶存ガスが液体から泡立ち、地表近くのマグマは固相、液相、気相の物質で構成されます。[15]

構成

ほとんどのマグマにはシリカが豊富に含まれています。[8]まれな非ケイ酸塩マグマは、非ケイ酸塩鉱物堆積物の局所的な融解[16]またはマグマが別々の非混和性のケイ酸塩と非ケイ酸塩の液相に分離することによって形成されます。[17]

ケイ酸塩マグマは、地球の地殻で最も豊富な化学元素である酸素ケイ素が主成分の溶融混合物であり、少量のアルミニウムカルシウムマグネシウムナトリウムカリウム、および少量の他の多くの元素が含まれています。[18]岩石学者は、ケイ酸塩マグマの組成を、マグマに存在する主要元素 (酸素以外) の酸化物の重量またはモル質量分率の観点から日常的に表現しています。[19]

マグマの性質 (粘度や温度など) の多くはシリカ含有量と相関することが観察されているため、ケイ酸塩マグマはシリカ含有量に基づいて、珪長質質、苦鉄質超苦鉄質の 4 つの化学タイプに分類されます。[20]

フェルシックマグマ

珪長質または珪質マグマには、63% を超えるシリカ含有量があります。それらには、流紋岩デイサイトのマグマが含まれます。シリカ含有量が非常に高いため、これらのマグマは非常に粘性が高く、1,200 °C (2,190 °F) の熱い流紋岩マグマの10 8 cP (10 5 Pa⋅s) から 10 11 cP (10 8 Pa⋅s) の範囲です。流紋岩マグマを 800 °C (1,470 °F) に冷却します。[21]比較のために、水の粘度は約 1 cP (0.001 Pa·s) です。この非常に高い粘性のために、珪長質溶岩は通常爆発的に噴出し、火砕物(断片) 堆積物を生成します。ただし、流紋岩の溶岩は時折噴出して形成されます。溶岩棘溶岩ドームまたは「クーリー」 (厚くて短い溶岩流)。[22] 溶岩は通常、押し出されるときに断片化し、塊状の溶岩流を生成します。これらには黒曜石が含まれていることがよくあります。[23]

珪長質溶岩は、800 °C (1,470 °F) という低い温度で噴出することがあります。[24]異常に高温 (>950 °C; >1,740 °F) の流紋岩の溶岩は、米国北西部のスネーク川平原のように、数十キロメートルの距離を流れている可能性があります。[25]

中間マグマ

中間または安山岩マグマは 52% から 63% のシリカを含み、珪長質マグマよりもアルミニウムが少なく、通常はマグネシウム鉄がいくらか豊富です。中間溶岩は安山岩ドームを形成し、溶岩をブロックし、アンデスなどの急峻な複合火山で発生する可能性があります。[26]それらはまた、850 から 1,100 °C (1,560 から 2,010 °F) の範囲で、一般的により高温です。シリカ含有量が低く、噴出温度が高いため、粘性がはるかに低くなる傾向があり、典型的な粘度は 1,200 °C (2,190 °F) で 3.5 × 10 6 cP (3,500 Pa・s) です。これは滑らかなピーナッツ バターの粘度よりわずかに大きいです。[27]中程度のマグマは、斑晶形成する大きな傾向を示す[28] 。鉄とマグネシウムが多いほど、角閃石または輝石の斑晶を含むより暗い地塊として現れる傾向がある[29]

苦鉄質マグマ

苦鉄質または玄武岩マグマには、52% から 45% のシリカ含有量があります。それらは鉄マグネシアの含有量が高いことが特徴で、一般に 1,100 ~ 1,200 °C (2,010 ~ 2,190 °F) の温度で噴出します。粘度は比較的低く、約 10 4から 10 5 cP (10 から 100 Pa·s) ですが、それでも水より何桁も高い値です。この粘度はケチャップの粘度に似ています。[30]玄武岩溶岩は、目立たない楯状火山または洪水玄武岩を生成する傾向がある、流動的な溶岩が噴出孔から長い距離を流れるためです。玄武岩溶岩は固化した地殻の下に溶岩が供給されることによって「膨張」する可能性があるため、玄武岩溶岩の厚さは、特に低い斜面では、移動する溶岩流の厚さよりもはるかに大きくなる可能性があります。[31]ほとんどの玄武岩溶岩はブロック溶岩ではなく、ʻAʻāまたはpāhoehoe型である。水中では、枕状溶岩を形成できます。これは、陸上の内臓型パホイホイ溶岩にかなり似ています。[32]

超苦鉄質マグマ

ピクライト玄武岩、コマチアイト、およびボニナイトを形成する高マグネシア マグマなどの超苦鉄質マグマは、組成と温度を極端にします。いずれもシリカ含有量が 45% 未満です。コマチアイトには 18% 以上の酸化マグネシウムが含まれており、1,600 °C (2,910 °F) の温度で噴出したと考えられています。この温度では、鉱物化合物の重合は事実上なく、流動性の高い液体が生成されます。[33]コマチアイト マグマの粘度は 100 から 1000 cP (0.1 から 1 Pa·s) と低かったと考えられており、軽自動車のオイルと同様です。[21]ほとんどの超苦鉄質溶岩は原生代よりも若くなく、原生代から知られているいくつかの超苦鉄質マグマがあるホットマントルプルームに起因する中央アメリカの顕生代地球のマントルが冷却しすぎて高マグネシアのマグマを生成できなかったため、現代のコマチアイト溶岩は知られていません。[34]

アルカリ性マグマ

一部の珪質マグマは、特に大陸リフトの領域、深く沈み込んだプレートの上にある領域、またはプレート内のホットスポットで、アルカリ金属酸化物(ナトリウムとカリウム)の含有量が高くなります[35]それらのシリカ含有量は、超苦鉄質 (霞石バサナイトテフライト) から珪長質 (粗面岩) までさまざまです。それらは、亜アルカリマグマよりもマントルのより深いところで生成される可能性が高くなります。[36]かんらんネフェリナイトマグマは超苦鉄質で高アルカリ性であり、はるかに深い地層から来たと考えられています。 他のマグマよりも地球マントル。[37]

マグマ組成の例 (wt%) [38]
成分 ネフェリナイト ソレアイトピクライト ソレアイト玄武岩 安山岩 流紋岩
SiO2 _ 39.7 46.4 53.8 60.0 73.2
酸化チタン 2.8 2.0 2.0 1.0 0.2
アル2 O 3 11.4 8.5 13.9 16.0 14.0
2 O 3 5.3 2.5 2.6 1.9 0.6
FeO 8.2 9.8 9.3 6.2 1.7
MnO 0.2 0.2 0.2 0.2 0.0
MgO 12.1 20.8 4.1 3.9 0.4
CaO 12.8 7.4 7.9 5.9 1.3
Na2O _ _ 3.8 1.6 3.0 3.9 3.9
K2O _ _ 1.2 0.3 1.5 0.9 4.1
P 2 O 5 0.9 0.2 0.4 0.2 0.0

ソレアイト玄武岩マグマ

  SiO 2 (53.8%)
  Al 2 O 3 (13.9%)
  FeO (9.3%)
  CaO (7.9%)
  マグネシウム (4.1%)
  Na2O ( 3.0 %)
  Fe 2 O 3 (2.6%)
  TiO 2 (2.0%)
  K2O ( 1.5 %)
  P 2 O 5 (0.4%)
  MnO (0.2%)

流紋岩マグマ

  SiO 2 (73.2%)
  Al 2 O 3 (14%)
  FeO (1.7%)
  CaO (1.3%)
  マグネシウム (0.4%)
  Na2O ( 3.9 %)
  Fe 2 O 3 (0.6%)
  TiO 2 (0.2%)
  K2O ( 4.1 %)
  P 2 O 5 (0.%)
  MnO (0.%)

非珪質マグマ

異常な組成のいくつかの溶岩が地表に噴出しました。これらには以下が含まれます:

マグマガス

異なるガスの濃度はかなり異なります。水蒸気は通常、最も豊富なマグマガスであり、二酸化炭素[42]二酸化硫黄がそれに続きます。その他の主なマグマガスには、硫化水素塩化水素、フッ化水素などがあります。[43]

マグマ中のマグマガスの溶解度は、圧力、マグマの組成、および温度に依存します。溶岩として押し出されたマグマは非常に乾燥していますが、深いところや大きな圧力下にあるマグマには、10% を超える溶解水分が含まれることがあります。水は、高シリカマグマよりも低シリカマグマに溶けにくいため、1,100 °C および 0.5 GPaで、玄武岩質マグマは 8%のH 2 Oを溶解でき、花崗岩ペグマタイト マグマは 11% のH 2 Oを溶解できます。[44]しかし、マグマは通常の条件下では必ずしも飽和しているわけではない。

マグマ中の水分濃度 (wt%) [45]
マグマ組成 H 2 O濃度
wt%
MORBソレアイト 0.1~0.2
アイランドソレアイト 0.3~0.6
アルカリ玄武岩 0.8~1.5
火山弧玄武岩 2–4
バサナイトネフェリナイト 1.5–2
島弧安山岩とデイサイト 1–3
大陸縁安山岩とデイサイト 2–5
流紋岩 最大7

二酸化炭素は、水よりもマグマに溶けにくく、非常に深い場所でも明確な流体相に分離することがよくあります。これは、非常に深いところにあるマグマで形成された結晶に二酸化炭素の流体包有物が存在することを説明しています。[45]

レオロジー

粘性は、マグマの挙動を理解する上で重要な融解特性です。一般的なケイ酸塩溶岩の温度は、珪長質溶岩の約 800 °C (1,470 °F) から苦鉄質溶岩の 1,200 °C (2,190 °F)までの範囲である[24]が、同じ溶岩の粘度は 7 桁以上の範囲である。 10 4 cP (10 Pa・s) の苦鉄質溶岩から 10 11 cP (10 8 Pa・s) の珪長質マグマまで。[24]粘度は主に組成によって決まりますが、温度にも依存します。[21]珪長質溶岩は苦鉄質溶岩よりも温度が低いため、粘性差が大きくなる。

シリコン イオンは小さく、高い電荷を持っているため、4 つの酸素イオンと配位する傾向が強く、4 つの酸素イオンがはるかに小さいシリコン イオンの周りに四面体配列を形成します。これをシリカ四面体と呼びます。シリコンが少ないマグマでは、これらのシリカ四面体は孤立していますが、シリコン含有量が増加するにつれて、シリカ四面体は部分的に重合し始め、酸素イオンを架橋することによって連結されたシリカ四面体の鎖、シート、および塊を形成します。これらはマグマの粘性を大幅に高めます。[46]

重合傾向は NBO/T として表されます。ここで、NBO は非架橋酸素イオンの数であり、T はネットワーク形成イオンの数です。ケイ素は主要なネットワーク形成イオンですが、ナトリウムを多く含むマグマでは、アルミニウムもネットワーク フォーマーとして機能し、他のネットワーク フォーマーが不足している場合、鉄がネットワーク フォーマーとして機能します。他のほとんどの金属イオンは、重合する傾向を低下させ、ネットワーク修飾子として説明されています。完全に溶融シリカから形成された仮想的なマグマでは、NBO/T は 0 になりますが、ネットワーク形成物質が非常に少なく重合が起こらない仮想的なマグマでは、NBO/T は 4 になります。どちらの極端も自然界では一般的ではありませんが、玄武岩マグマ通常、NBO/T は 0.6 ~ 0.9、安山岩質マグマの NBO/T は 0.3 ~ 0.5、流紋岩質マグマの NBO/T は 0.02 ~ 0.2 です。水はネットワーク修飾子として機能し、溶解した水は溶融粘度を大幅に低下させます。二酸化炭素はネットワーク修飾子を中和するため、溶解した二酸化炭素は粘度を増加させます。より高い温度の溶融物は粘性が低くなります。これは、酸素とネットワーク フォーマー間の結合を切断するためにより多くの熱エネルギーを利用できるためです。[15]

ほとんどのマグマには、さまざまな鉱物の固体結晶、ゼノリスとして知られるエキゾチックな岩石の破片、および以前に凝固したマグマの破片が含まれています。ほとんどのマグマの結晶含有量は、それらにチキソトロピックおよびずり減粘特性を与えます。[47]言い換えれば、ほとんどのマグマはニュートン流体のようには振る舞わず、流動速度はせん断応力に比例する。代わりに、典型的なマグマはビンガム流体であり、降伏応力と呼ばれる応力のしきい値を超えるまで、流動に対してかなりの抵抗を示します。[48]これにより栓流が生じる部分的に結晶化したマグマの。プラグフローのよく知られた例は、歯磨き粉のチューブから絞り出された歯磨き粉です。せん断力がチューブの隣の歯磨き粉の薄い層に集中しているため、歯磨き粉は半固体のプラグとして出てきます。チキソトロピック挙動はまた、結晶がマグマから沈降するのを妨げます。[49]結晶含有量が約 60% に達すると、マグマは流体のように動作しなくなり、固体のように動作し始めます。このように溶けた岩石と結晶が混ざったものは、クリスタル マッシュと呼ばれることもあります。[50]

マグマは一般に粘弾性でもあります。つまり、低い応力下では液体のように流れますが、加えられた応力が臨界値を超えると、溶融物は緩和だけでは十分な速さで応力を消散できず、一時的な破壊が伝播します。応力が臨界しきい値を下回ると、溶融樹脂の粘性が再び緩和され、破損が修復されます。[51]

温度

マグマが地表に押し出された溶岩の温度は、700 から 1,400 °C (1,300 から 2,600 °F) の範囲ですが、非常にまれなカーボナタイトマグマは 490 °C (910 °F) ほどの低温である場合があります[52 ]コマチアイトマグマは 1,600 °C (2,900 °F) ほど熱かった可能性があります。[53]マグマは、2,488 m (8,163 フィート) の深さでデイサイト質のマグマ体を貫通したハワイでの掘削を含む、地熱地帯での掘削中に時折遭遇しました。このマグマの温度は 1,050 °C (1,920 °F) と推定されました。より深いマグマの温度は、理論計算と地熱勾配から推測する必要があります。[13]

ほとんどのマグマには、液相に懸濁したいくつかの固体結晶が含まれています。これは、マグマの温度が、マグマが完全に凝固する温度として定義される固相線と、マグマが完全に液体になる温度として定義される液相線の間にあることを示しています。[14]可能性のある深度での固相線温度の計算は、リフト領域の下で生成されたマグマが約 1,300 ~ 1,500 °C (2,400 ~ 2,700 °F) の温度で始まることを示唆しています。マントル プリュームから生成されたマグマは、1,600 °C (2,900 °F) もの高温になることがあります。水蒸気が融解温度を下げる沈み込み帯で生成されたマグマの温度は、1,060 °C (1,940 °F) ほど低くなる場合があります。[54]

密度

マグマの密度は主に組成に依存し、鉄の含有量が最も重要なパラメーターです。[55]

タイプ 密度 (kg/m 3 )
玄武岩マグマ 2650–2800
安山岩マグマ 2450–2500
流紋岩マグマ 2180–2250

マグマは、低圧または高温でわずかに膨張します。[55]マグマが地表に近づくと、溶存ガスが液体から泡立ち始めます。これらの気泡は、マグマの深部での密度を大幅に低下させ、そもそもマグマを地表に押し上げるのに役立ちました. [56]

起源

地球内部の温度は地熱勾配によって表されます。これは深さによる温度変化率です。地熱勾配は、地球内部の放射性崩壊による加熱と地表からの熱損失とのバランスによって確立されます。地温勾配は、地球の上部地殻で平均約 25 °C/km ですが、これは海溝と沈み込み帯内の 5 ~ 10 °C/km の最低値から、中央部に沿った 30 ~ 80 °C/km まで、地域によって大きく異なります。 -海嶺またはマントル プリューム付近。[57]勾配は深さとともに緩やかになり、ゆっくりした対流が効率的に熱を輸送するマントルではわずか 0.25 ~ 0.3 °C/km に低下します。通常、平均的な地熱勾配は、地殻や上部マントルのどこでも岩石を融点に近づけるほど急ではありません。そのため、マグマは、地熱勾配が異常に急であるか、岩石の融点が異常に低い場所でのみ生成されます。しかし、そのような状況でのマグマの地表への上昇は、地球の地殻を通して熱を輸送するための最も重要なプロセスです。[58]

岩石は、圧力の低下、[59]組成の変化 (水の添加など)、[60]温度の上昇、[61]、またはこれらのプロセスの組み合わせに反応して融解する可能性があります。[62]隕石の衝突による融解などの他のメカニズムは、今日ではあまり重要ではありませんが、地球の降着中の衝突により広範囲の融解が起こり、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。[63]過去数億年の大型隕石の衝突は、いくつかの大きな火成地域の広範な玄武岩マグマ活動の原因となるメカニズムの 1 つとして提案されている。[64]

減圧

圧力が低下するため、減圧溶融が起こります。[65]上部マントルからマグマを生成するための最も重要なメカニズムです。[66]

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、水が存在しない状態で圧力が上昇すると上昇します。地球のマントルの深部にあるかんらん岩は、より浅いレベルでの固相線温度よりも高温であ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、断熱過程で膨張しながらわずかに冷えますが、その冷却は 1 km 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 km あたり 3 °C から 4 °C 上昇することを記録しています。岩が十分に上昇すると、溶け始めます。溶融液滴は合体してより大きな体積になり、上方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融解するこのプロセスは、地球の進化において重要です。[67]

減圧融解によ​​り、中央海嶺に海洋地殻が形成され、地球上で最も重要なマグマ源となっています。[66]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。プレート内火山活動は、マントルプリュームの上昇またはプレート内拡張に起因しており、それぞれのメカニズムの重要性は継続的な研究のトピックです。[68]

水と二酸化炭素の影響

マグマの生成に最も関与する岩石組成の変化は、水の追加です。水は、特定の圧力で岩石の固相線温度を下げます。たとえば、約 100 キロメートルの深さでは、かんらん岩は過剰な水があると 800 °C 近くで溶け始めますが、水がないと 1,500 °C 近くで溶け始めます。[69]水は沈み込み帯で海洋リソスフェアから追い出され、その上にあるマントルで融解を引き起こします。玄武岩または安山岩の組成を有する含水マグマは、沈み込みプロセス中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、およびそれらに由来するマグマは、太平洋の火の輪のような島弧を構築します。[70]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。[71]

二酸化炭素の追加は、水の追加よりもマグマ形成の重要な原因としては比較的重要ではありませんが、一部のシリカ不飽和マグマの生成は、マントルのソース領域で水よりも二酸化炭素が優勢であることが原因であると考えられています。二酸化炭素の存在下では、かんらん岩の固相線温度は、約 70 km の深さに対応する圧力で狭い圧力間隔で約 200 °C 低下することが実験で記録されています。より深い場所では、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。深さ約 200 km までの深さでは、炭酸化かんらん岩組成物の最初の融解温度は、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。[72]のような岩石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 70 km 以上の深さで二酸化炭素がマントルに流入した後に生成される可能性があるものです。[73] [74]

温度上昇

温度の上昇は、大陸地殻内でのマグマ形成の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侵入するために発生する可能性があります。温度は、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こともあります。[75]インドとアジアの大陸塊の間のプレート境界はよく研究された例を提供し、境界のすぐ北にあるチベット高原は約 80 キロメートルの厚さの地殻を持ち、通常の大陸地殻の厚さのおよそ 2 倍である。磁気テルリック データから推定される電気抵抗率の研究により、ケイ酸塩を含むと思われる層が検出されました。チベット高原の南縁に沿った中部地殻内で少なくとも 1,000 キロメートルにわたって広がっています。[76]花崗岩と流紋岩は、温度上昇による大陸地殻の融解の生成物として一般に解釈される火成岩の一種である。温度上昇は、沈み込み帯に引きずり込まれたリソスフェアの融解にも寄与する可能性があります。[引用が必要]

溶融プロセス

ディオプサイド-アノーサイト系の状態図

ほとんどの岩石は複数の鉱物で構成されており、それらはすべて異なる融点を持っているため、岩石が溶ける温度は一定範囲内にあります。最初の融解が現れる温度 (固相線) は、純粋な鉱物の融解温度よりも低くなります。これは、氷に塩を混ぜると融点が下がるのと同じです。最初の融解は共晶と呼ばれ、存在する鉱物の組み合わせに依存する組成を持っています。[77]

たとえば、玄武岩の主要な鉱物の 2 つである灰長石透輝石の混合物は、約 1274 °C で融解し始めます。これは、純粋な透輝石の融解温度である 1392 °C、純粋な灰長石の融解温度である 1553 °C よりもかなり低いです。得られた溶融物は、約43重量%の灰長石で構成されている。[78]追加の熱が岩石に加えられると、アノーサイトまたはディオプサイドのいずれかが完全に溶けるまで、温度は 1274 °C のままになります。その後、残りの鉱物が融解し続けるにつれて温度が上昇し、融解組成が共晶から離れます。たとえば、アノーサイトの含有量が 43% を超える場合、溶融物を共晶組成に保つのに十分な量のアノーサイトとともに、透輝石の供給全体が 1274 °C で溶融します。さらに加熱すると、残りのアノーサイトが徐々に融解し、融解物がますますアノーサイト液体に富むようになるため、温度がゆっくりと上昇します。混合物にアノーサイトがわずかに過剰に含まれている場合、温度が 1274 °C をはるかに超える前に融解します。混合物がほとんどすべてアノーサイトである場合、すべてのアノーサイトが融解する前に、温度は純粋なアノーサイトの融点近くに達します。混合物の灰長石含有量が 43% 未満の場合、すべての灰長石は、透輝石の一部とともに共晶温度で融解し、残りの透輝石は、温度が上昇し続けるにつれて徐々に融解します。[77]

共晶溶融のため、溶融物の組成は元の岩石とはかなり異なる場合があります。例えば、10%のアノーサイトとディオプサイドとの混合物は、約43%のアノーサイトの組成を有する共晶から溶融物が逸脱する前に、約23%の部分溶融を経験する可能性がある。この部分的な融解の影響は、さまざまなマグマの組成に反映されています。上部マントルの低度の部分融解 (2% から 4%) は、メリライトなどの高度にアルカリ性のマグマを生成できます。[79]海洋マグマは、根源の岩石の 3% から 15% が部分的に融解した結果である可能性が高い。[80]いくつかのカルクアルカリ性 花崗岩類15%から30%程度の高度な部分溶融によって生成される場合があります。[81]コマチアイトピクライト などの高マグネシウム マグマも、マントル岩石の高度な部分溶融の生成物である可能性があります。[82]

不適合元素と呼ばれる特定の化学元素は、イオン半径イオン電荷の組み合わせがあり、元の岩石に豊富に存在する元素とは異なります。これらの元素のイオンは、根元の岩石を構成する鉱物の構造にうまく適合せず、固体鉱物から離れやすく、部分溶融の程度が低い溶融物で高濃度になります。混和しない元素には、一般的にカリウムバリウムセシウム、およびルビジウムが含まれます。、大きくて弱く帯電している(大イオン親油性元素、またはLILE)、およびイオンが高い電荷を運ぶ元素(高電界強度元素、またはHSFE)、ジルコニウムニオブなどの元素を含む、ハフニウムタンタル希土類元素アクチノイドカリウムは、非常に低い程度の部分溶融によって生成された溶融物で非常に濃縮される可能性があり、マグマがその後冷却および凝固すると、ランプロファイア、ランプロアイトまたはキンバーライトなどの異常なカリウム岩を形成します. [83]

十分な量の岩石が溶けると、小さな溶岩 (通常は鉱物粒子の間に発生する) が結合して岩石を柔らかくします。地球内の圧力下では、部分融解のわずか 1 パーセントでも、融解物がその源から押し出されるのに十分である可能性があります。[84]部分溶融度が 30% を超えると、溶融物はその元の岩石から急速に分離します。ただし、通常、熱供給が使い果たされる前に、マグマ源岩の 30% 未満が溶けます。[85]

ペグマタイトは、地殻の部分的な融解度が低いことによって生成される可能性があります。[86]いくつかの花崗岩組成のマグマは共晶(または共晶) 溶融物であり、それらは地殻の低度から高度の部分溶融、および分別結晶化によって生成される可能性があります。[87]

マグマの進化

マグマの分別結晶化の原理を示す模式図。冷却中、マグマの組成が変化します。これは、さまざまな鉱物が溶融物から結晶化するためです。1 :かんらん石が結晶化する。2 : かんらん石と輝石が結晶化する。3 : 輝石と斜長石が結晶化する。4 : 斜長石が結晶化する。マグマ貯留層の底には、堆積岩が形成されます。

ほとんどのマグマは、その歴史のごく一部だけが完全に溶けています。より典型的には、それらは融液と結晶の混合物であり、気泡の混合物である場合もあります。[15]通常、メルト、結晶、気泡は密度が異なるため、マグマが進化するにつれて分離する可能性があります。[88]

マグマが冷えるにつれて、鉱物は通常、さまざまな温度で溶融物から結晶化します。これは元の溶解プロセスの逆に似ています。ただし、通常、溶融物は元の岩石から分離してより浅い深さに移動しているため、結晶化の逆のプロセスは正確には同じではありません。たとえば、融解物がディオプサイドとアノーサイトのそれぞれ 50% である場合、アノーサイトは 1274 °C の共晶温度よりもやや高い温度で融解物から結晶化し始めます。これにより、残りの溶融物が 43% 透輝石の共晶組成に向かって移動します。共晶は 1274 °C に達し、ディオプサイドとアノーサイトが一緒に結晶化し始める温度です。融液が 90% ディオプサイドである場合、ディオプサイドは共晶に達するまで最初に結晶化し始めます。[89]

結晶が溶融物に懸濁したままである場合、結晶化プロセスは、溶融物と固体鉱物の全体的な組成を変更しません。この状況は、平衡結晶化として説明されます。しかし、彼の 1915 年の論文で最高潮に達した一連の実験で[90]ノーマン L. ボーエンは、フォルステライト透輝石、シリカの冷却溶融物から結晶化したカンラン石と透輝石の結晶が沈むことを実証しました。地質学的に関連する時間スケールでの融解を通じて。その後、地質学者は、このような分別結晶化のかなりの証拠を現地で発見しました。[88]

結晶がマグマから分離すると、残ったマグマは元のマグマと組成が異なります。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ると、花崗岩組成の残留溶融物を生成する可能性があります。[91]斑れい岩は1,200 °C 近くの液相線温度を持ち[92]、誘導花崗岩組成の溶融物は約 700 °C という低い液相線温度を持つかもしれない。[93] 不適合元素は、部分結晶化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溶融物に濃縮されます。どちらのプロセスでも、ペグマタイトに結晶化するマグマを形成できます。、一般に相容れない要素が豊富な岩のタイプ。ボーエンの反応系列は、マグマの分別結晶化の理想化された順序を理解するために重要です。[88]

マグマの組成は、部分融解と分別結晶以外のプロセスによって決定することができます。たとえば、マグマは通常、侵入した岩石を溶かしたり反応したりして、岩石と相互作用します。マグマだまりの天井付近での同化と、その底部付近での分別結晶化が同時に起こることさえあります。異なる組成のマグマは互いに混ざり合うことができます。まれに、メルトが対照的な組成の 2 つの混和しないメルトに分離することがあります。[94]

初生マグマ

岩石が溶けるとき、液体は初生マグマです。初生マグマは微分を受けておらず、マグマの開始組成を表しています。[95]実際には、初生マグマを明確に特定することは難しい[96]が、ボニナイトは初生マグマから結晶化したさまざまな安山岩であることが示唆されている。[97]ジンバブエグレート・ダイクまた、初生マグマから結晶化した岩石と解釈されてきた. [98]初生マグマとしてのミグマタイトのロイコソームの解釈は、ロイコソームが残留物 (a初生マグマの抽出によって残された堆積岩)[99]

親のマグマ

原始マグマまたは初生マグマ組成を見つけることが不可能な場合、親マグマの特定を試みることが役立つことがよくあります。[96]親マグマとは、マグマ組成の観測範囲が火成分化のプロセスによって導き出されたものであるプリミティブ メルトである必要はありません。[100]

たとえば、一連の玄武岩の流れは互いに関連していると想定されます。分別結晶化によって合理的に生成できる組成物は、親マグマと呼ばれます。部分結晶化モデルは、それらが共通の親マグマを共有しているという仮説を検証するために作成されます。[101]

移行と固化

マグマは、温度と圧力の条件が溶融状態に有利​​なマントルまたは地殻内で発達します。形成されたマグマは、元の岩石よりも密度が低いため、浮力を持って地表に向かって上昇します。[102]マグマが地殻を通って移動するとき、マグマはマグマ溜まりに集まり、そこに留まる可能性があります(ただし、最近の研究では、マグマは主に液体のマグマ溜まりではなく、地殻横断の結晶が豊富なマッシュ ゾーンに保存される可能性があることが示唆されています[7] )。マグマは、冷えて結晶化して貫入岩を形成するか、火山として噴火するか、別のマグマ溜まりに移動するまで、マグマ溜まりに留まることができます。[引用が必要]

冥王星説

マグマが冷えると、固体の鉱物相を形成し始めます。これらの一部は、マグマ溜まりの底に沈んで堆積物を形成し、苦鉄質層状貫入を形成する可能性があります。マグマだまりの中でゆっくりと冷えたマグマは、通常、マグマの組成に応じて、斑れい岩閃緑岩花崗岩などの深成岩体を形成します。あるいは、マグマが噴火すると、玄武岩安山岩流紋岩などの火山岩を形成します(それぞれ、斑れい岩、閃緑岩、花崗岩に相当する噴出物)。[引用が必要]

火山活動

火山の噴火で地表に押し出されたマグマを溶岩と呼びます。溶岩は、地下のマグマに比べて比較的早く冷えて固まります。この急速な冷却により、結晶が大きく成長することはできず、融液の一部はまったく結晶化せず、ガラスになります。主に火山ガラスからなる岩石には、黒曜石スコリア軽石が含まれます。

火山噴火の前と最中に、CO 2や H 2 O などの揮発性物質が、溶離として知られるプロセスを通じて部分的に溶融物から出ていきます。水分の少ないマグマはどんどん粘り気が出てきます。火山噴火の際にマグマが上に向かうときに大規模な放出が発生した場合、結果として生じる噴火は通常爆発的です。[103]

エネルギー生産での使用

アイスランド深層掘削プロジェクトは、アイスランドの地表下の火山岩盤の熱を利用するために 5,000 m の穴を数か所掘削していましたが、2009 年に 2,100 m でマグマのポケットに衝突しました。マグマに到達したため、IDDP はその穴に投資することを決定し、IDDP-1 と名付けました。[104]

マグマに近い底部に穴が開いた穴の中に超硬鋼のケースが建設されました。マグマ蒸気の高温と高圧を利用して 36 MW の電力を生成し、IDDP-1 を世界初のマグマ強化地熱システムにしました。[104]

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