【高校地学】地表の変化2 岩石の種類とその成り立ち

今回の目標

・堆積岩、火成岩に加えて変成岩の種類を理解し、どのように形成されたかを整理する

・山を形成するこれらの岩石がどこから来て、今後どのようになっていくのかを知り、時間的スケールとともに理解する

Ⅰ 受験理科・中学理科の復習

火山ができる場所

火山はプレートができる場所、ホットスポット、プレートが沈み込む場所にできます。

プレートができる場所ではマントルの上昇により、玄武岩を中心とした海洋地殻が常に作り出され、海嶺と呼ばれる山脈のような地形となっています。

ホットスポットは、ホットプルームと呼ばれる地球の外核付近から高温のマントルが上昇する場所であり、アフリカやハワイに独立した火山を作り出しています。特にハワイでは海洋地殻の玄武岩質の岩石を融かしこむため、プレートができる場所と同様に、玄武岩質の溶岩が形成されます。

プレートが沈み込む場所では、海洋プレートに含まれる水によって岩石の融点が下がることでマグマを発生させ、マグマだまりとして一旦地表付近に留まります。上昇するときに大陸地殻の花崗岩質の岩石を融かしこむことによって、玄武岩質だけでなく、安山岩質やデイサイト質、流紋岩質の溶岩が形成されます。

火成岩の分類

火成岩は、マグマたまりの周辺などでマグマがゆっくりと冷やされてできた深成岩、マグマの上昇や噴火により地表付近で急激に冷やされてできた火山岩の2種類に大きく分けられます。また、粘り気の強弱によりそれぞれ3種類に分類されます。高校地学では、SiO2(二酸化ケイ素)の量で分類します。

二酸化ケイ素の割合が66%以上→花崗岩(深成岩)、流紋岩(火山岩)

52%以上66%以下→閃緑岩(深成岩)、安山岩(火山岩)

(45%以上)52%以下→斑レイ岩(深成岩)、玄武岩(火山岩)

二酸化ケイ素の割合が大きくなるほど有色鉱物の割合が減少し、無色鉱物が相対的に増えます。無色鉱物は石英、長石の2種類、有色鉱物は黒雲母、角閃石、輝石、橄欖石、磁鉄鉱の5種類を含み、これらの割合は二酸化ケイ素の割合によって変化します。

また、二酸化ケイ素の割合が45%以下の状態でマグマがゆっくり冷えて固まった深成岩を橄欖岩(かんらん岩)といいます。

堆積岩の分類

河川のはたらきによって堆積した礫、砂、泥が数千年から数万年の期間にわたり続成作用を受ける(自らの重みにより押し固められる)ことで礫岩砂岩泥岩となります。これらは砕屑岩と呼ばれ、構成する砕屑物の大きさによって分類されます。

粒径2mm以上→礫岩

粒径1/16mm以上2mm以下→砂岩

粒径1/256mm以上1/16mm以下(シルト)→泥岩(シルト岩)

粒径1/256mm以下(泥)→泥岩

火山灰が続成作用を受けると凝灰岩となります。火山灰は火山砕屑物の一種であるので、火山砕屑岩と呼ばれます。

石灰岩やチャートは生物岩と呼ばれます。石灰岩は炭酸カルシウム(CaCO3)を殻に含むフズリナ、サンゴ、ウミユリの死骸が固まったもので、あたたかく浅い海で形成されます。チャートは二酸化ケイ素(SiO2)を殻に含む放散虫の死骸が固まったもので、石英からできている緻密で硬いため、石器や火打石などに利用されました。

ほかに、海水が蒸発して塩化ナトリウム(NaCl)の結晶が厚く堆積した岩塩化学岩と呼ばれる堆積岩の一種です。また、炭酸カルシウムや二酸化ケイ素は、死骸の堆積以外の要因で堆積することもあり、それによって形成された石灰岩やチャートも化学岩と言えます。

Ⅱ 変成岩の種類と成り立ち

海洋プレートと大陸プレートの境界部では、海洋プレートが沈み込むことで、その部分に堆積していた岩石が大陸プレートに押し付けられており、高圧になっています。ここでは堆積岩や無色鉱物の割合の小さい玄武岩などの火成岩に含まれる鉱物が面状に配列した片理と呼ばれる細かい縞模様をもつ結晶片岩ができます。

また、マグマだまりの周辺では高温になっているため、ここでは砂岩・泥岩や、無色鉱物の割合が大きい花崗岩などの火成岩が変成することで粗い縞模様をもつ片麻岩ができます。このようにプレート境界周辺における高圧または高温の条件で、堆積岩や火成岩を原岩としてできる変成岩を、広域変成岩といいます。

一方で、マグマだまりにおいてマグマに直接接することで周囲の堆積岩に含まれる鉱物は再結晶し、泥岩や砂岩が変成するとホルンフェルス、石灰岩が変成すると大理石となります。このようにしてできた変成岩を接触変成岩といいます。大理石は広域変成岩としてできることもあります。

結晶片岩は面状の片理が発達するため、劈開しやすい(はがれやすい)です。片麻岩は花崗岩に似た見た目です。ホルンフェルスは砕屑物に含まれるSiO2の再結晶により緻密で硬くなっています。マグマだまりはゆっくり固まることで花崗岩になることが多いため、地層で花崗岩の貫入岩体にホルンフェルスが接していたり、少し離れた場所に片麻岩が見られるなど、形成当時の環境が変成岩によって示されることもあります。

Ⅲ 火成岩の性質と成り立ち

深成岩は鉱物が他の鉱物と接するまで大きくなり、大きさがそろった等粒状組織を作ります。鉱物が成長する段階には差があり、一番最初に自由に成長したものは、鉱物本来の形である自形、次に成長したものは部分的に成長を妨げられた半自形、最後に成長したものは不規則な形の多形となります。

一方で火山岩は急激に冷やされたため鉱物が十分に成長することができず、比較的小さな結晶である斑晶と、細かい粒の石基で構成された斑状組織を作ります。

マグマの発生と変化

マグマは海嶺やホットスポットでは減圧融解によって、プレートが沈み込む場所では加水融解によって発生します。以下のグラフの②と③に対応します。

マグマの発生プロセス

プレートが沈み込む場所では、マントルが押しのけられることによって、プレートの上部で補償流と呼ばれる高温のマントルの上昇が発生します。一方で、プレート内部では圧力の増加によって含水鉱物などから水が発生するため、岩石の融点が下がることでマグマが発生します。

海嶺やホットスポットではマントルの上昇に伴い周囲の圧力が下がることでマグマが発生します。

このようにして発生したマグマは、岩石の全てを融解させているわけではなく、一部を融解させていることから、部分融解と呼ばれます。上昇してきたマグマは海洋地殻や大陸地殻内では周囲の岩石に比べて密度が低いため、浮力により浅い場所まで上昇し、密度が釣り合った場所で一旦マグマだまりを形成します。その後、海底または地表に噴出するまでにマグマは組成を変化させます。その要因には以下の3種類があります。

マグマが冷却するときに鉱物を晶出させる結晶分化作用では、玄武岩質であったマグマが二酸化ケイ素の割合を増やすことで安山岩質、流紋岩質へと変化していきます。

また、周囲の岩石を取り込む同化作用によって大陸地殻に含まれる花崗岩が取り込まれると同様の変化が起こります。

周囲に異なる組成のマグマがあった場合、マグマ混合によって組成を変化させることもあります。

噴火の様式

基本的な用語については以下を参照ください。

https://kyohju.com/wp/article/post-1486.html ‎

噴火の様式には上記の記事で述べた以外に、水蒸気噴火があります。マグマの熱によって地下水が熱せられることで岩石を吹き飛ばしながら噴出するものです。マグマが地下水に接したことで起こる噴火は、マグマ水蒸気噴火と呼ばれます。このような噴火によって形成された火口はマールと呼ばれ、水がたまっていたり、湾の地形になっていることもあります。

火山砕屑物と火山地形

マグマに含まれる水の、マグマへの溶解度は圧力が下がると低下します。マグマだまりの圧力が下がると、溶けきれなくなった水が発泡することで、周囲と釣り合っていた密度が低くなるため、上昇を始めます。上昇中には激しい発泡によりマグマが破砕され、火山砕屑物を生成します。この破砕が開始される場所を破砕面といいます。

これにより、火山砕屑物および火山ガス、溶岩をともなって火山は噴火します。マグマが破砕された火山砕屑物のうち、64mmより大きいものを火山岩塊、2mm~64mmのものを火山礫、2mmより小さいものを火山灰、溶岩の破片が成長したものを火山弾、多孔質で黒っぽいものをスコリア、多孔質で白っぽいものを軽石といいます。

溶岩の粘性が低い場合は溶岩流として広い範囲に広がるため、溶岩台地や楯状火山を作る一方で、粘性が高い場合は溶岩ドームを作ることがあります。また、高温の噴煙が倒れこんだり、溶岩ドームが崩壊することによって、それらが地面にそって高速で流れ下ったものを火砕流といいます。

Ⅳ 日本の成り立ち

日本はプレートの収束境界に位置していますが、プレートの沈み込む場所には島弧ー海溝系とよばれる地形が典型的に見られます。

海洋プレートがより軽い(できてからの時間が短い)他の海洋プレートに沈み込みを開始すると、その部分に海溝が形成されます。そして、沈み込んだ海洋プレートが一定の深さ(100km程度)に達すると、補償流のマントルが融ける条件を満たすため、マグマが発生し、火山が誕生します。このように火山ができ始めるラインを火山フロント(火山前線)といいます。これにより生成された火山により、プレートの沈み込みに対して並行な一連の地形ができ、これを島弧といいます。

さらに、海溝側からプレートを下に引きずり込むマントルが島弧の部分で上昇することで、島弧を引き裂くことがあります。この引き裂かれた部分は大きく広がることで背弧海盆となり、その部分に新たに海洋プレートが形成されます。これによって島弧から見て海溝と反対側に形成された海を縁海といいます。

島弧ー海溝系の例

・東北日本(東北日本弧)は太平洋プレートとの境界に日本海溝をもち、背弧に日本海盆をもつ。

・伊豆諸島(伊豆弧)は太平洋プレートとの境界に伊豆・小笠原海溝をもち、背弧に四国海盆をもつ。かつて伊豆弧から引き裂かれたと考えられる島弧は、九州・パラオ海嶺として宮崎県付近に沈み込んでいる。

・南西諸島(琉球弧)はフィリピン海プレートとの境界に琉球海溝をもち、背弧に沖縄舟状海盆(沖縄トラフ)をもつ。

日本海の拡大

古第三紀の日本は、まだ大陸の一部でした。その後、2000万年前から1500万年前にかけて大陸から引き裂かれるようにして東北日本は反時計回りに、西南日本は時計回りに回転したことで現在の日本列島の原型ができました。このとき、日本海の拡大と同時に、北部フォッサマグナの形成が起こりました。新第三紀の終わりには、西南日本は陸地となっていましたが、東北日本は多島海となっていました。そのため、日本海の拡大以降、西南日本と東北日本は別々の環境におかれたことが分かります。

古第三紀には、西南日本と東北日本は大陸の一部として一体となっており、いずれに対しても太平洋プレートが沈み込んでいました。しかし、四国海盆の拡大に伴い、西南日本に対してはフィリピン海プレートがトランスフォーム断層(横ずれ断層)として接するようになりました。その後、東北日本の背弧に日本海盆が形成され、東北日本が大きく大陸から引きはがされたとともに、西南日本もそれに引きずられるように大陸から離れていきます。

その結果、東北日本は島弧が引き裂かれることで陸地が小さくなったのに対し、西南日本では島弧が引き裂かれていないため、陸地が残ったと考えられます。このことは、東北日本に新第三紀の海で作られた地層が山間部に見られるのに対し、西南日本ではあまり見られないことからわかります。

1500万年前に日本海の拡大と四国海盆の拡大が同時期に終了すると、西南日本に対してもフィリピン海プレートが沈み込むようになります。その結果、現在の山陰や北陸に火山フロントが存在し、日本海側を中心に火山が分布しています。さらに、300万年前には日本海溝と伊豆・小笠原海溝が一直線状に並んだことでフィリピン海プレートの向きが変わりました。すると、東北日本がそれに引きずられて日本海側に押し付けられるような状態になることから、これ以降日本は東西に圧縮されています。

このことで北アルプスなどの大きな隆起や、東北日本の隆起による陸地化がもたらされました。東北日本で火山活動が継続したこともその要因です。また、1500万年前には伊豆弧の衝突も開始しました。これにより南アルプスの隆起や、関東地方の基盤の隆起がもたらされました。現在も東西圧縮は続いており、日本アルプスや東北地方には逆断層型の活断層が多い一方で、西日本には横ずれ断層型の活断層が多くなっています。

ここまでのまとめ

・海嶺やホットスポットでは同化やマグマ混合による組成変化が起こりにくいため、玄武岩質の溶岩が多くなる一方で、プレート収束境界では、安山岩質や流紋岩質の溶岩も見られる。

・プレート収束境界では島弧ー海溝系を作ることがあり、プレートが100kmより深くなると火山フロントに達し、火山ができ始める。また、島弧が引き裂かれて背弧海盆ができることもある。

・日本では1500万年前に、日本海の拡大、伊豆弧の衝突、フォッサマグナの形成が同時に起こった。300万年前にはフィリピン海プレートの向きが変わったことで、今の日本に繋がる東西圧縮による隆起を開始した。その後の第四紀では、氷期と間氷期のサイクルにより平地を大きく増やした(前回参照)。

Ⅴ 付加体

海洋プレートが沈み込むときに、海洋プレートに堆積していた岩石の一部は、大陸プレートに押し付けられます。これを付加体といいます。付加体は圧力や高温による変成作用を受けないこともありますが、付加体が変成作用を受けると比較的広範囲に変成岩が分布することが多く、分布する領域を変成帯といいます。

プレート境界における高圧条件で変成作用を受けたことによる変成帯を(低温)高圧型変成帯といい、マグマだまり周辺における高温条件で変成作用を受けたことによる変成帯を(高温)低圧型変成帯といいます。また、付加体には、泥岩や砂岩に対して、破砕されたチャート、石灰岩、火成岩などが混合した岩石が見られることがあり、これをメランジュといいます。メランジュは、海底地すべりによる堆積物であるタービダイトに含まれて形成されることもありますが、いずれにせよ付加体を特徴づける岩石です。

日本のおもな付加体

現在の日本にあたる大陸縁辺部には、3億年前から海洋プレートが沈み込み続け、付加体を形成してきました。その結果、日本列島の陸地部分の基盤の多くは付加体により構成され、3億年前以前からもともと大陸を構成していた部分は飛騨帯や隠岐帯に限られています。つまり、それ以外の部分は3億年前以降に海からやってきた付加体ということになります。また、飛騨帯は沈み込みの開始にともない高温低圧型変成作用を受けたため、それにより飛騨片麻岩が形成されました。

2億5000万年前のペルム紀には、石灰岩が広域にわたって付加体を形成しました。これは秋吉帯や飛騨外縁帯にあたり、これらの地域では石灰岩による典型的な地形(後述)が見られます。

ジュラ紀の砂岩や泥岩を中心とした付加体は西南日本の広範囲にわたり、美濃帯や丹波帯、北部北上帯などにあたります。また、この時期の付加体は、中央構造線の南側(外帯)にあたる秩父帯も含まれます。白亜紀にはジュラ紀の付加体の一部が変成作用を受けました。このうち、低圧型変成帯を領家変成帯、高圧型変成帯を三波川変成帯といいます。これらは、現在の中央構造線にあたる部分で横ずれが起こり、領家変成帯が三波川変成帯に乗り上げるように接しました。また、現在の阿武隈山地では花崗岩の貫入により、周囲に低圧型の阿武隈変成帯が形成されています。

付加体の形成は、四国海盆の拡大にともなって西南日本へのプレートの沈み込みが止まるまで行われました。古第三紀の付加体は四万十帯が含まれます。東北日本には白亜紀から古第三紀にかけての比較的新しい付加体が見られませんが、太平洋側の海底に形成されているか、太平洋プレートの沈み込みに伴って侵食を受けたと考えられます。

堆積が起こる場所

プレートに乗って運ばれてきた堆積岩の一部が付加体として、陸上で観察される形になって出てきますが、それらの観察によって、当時どのような環境で堆積したかを推測することができます。

深海ではカルシウムイオンの飽和容量が大きくなることで、炭酸カルシウムは溶解します。そのため、石灰岩は形成されないか、すでに形成されていた石灰岩が溶け出します。石灰岩が堆積することができる限界の深さを、炭素塩補償深度(CCD)と呼び、4000mから5000mの深さにあたります。また、さらに深い場所では、ケイ酸塩の飽和容量が大きくなることで、ケイ酸が溶解します。そのため、チャートは堆積せず、そのような深海底には、遠洋性粘土のみが堆積します。

Ⅵ 風化

付加体や火成岩が隆起し、周囲の岩石が侵食されるなどにより地表に現れると、風化によって侵食を受けやすくなります。

物理的風化

深成岩は等粒状組織により結晶が結びついていますが、気温の変化や含水によって鉱物同士の結合がゆるみ、長石や黒雲母が雨水に溶けて失われることで、石英だけが残ります。このような物理的風化は、花崗岩に顕著で、石英の粒だけが残ったものを真砂(まさ)といいます。

また、粒径の非常に小さい火山灰は、含まれる鉄分により酸化しながら物理的風化を受けることで赤土(ローム)と呼ばれる土壌を形成します。

化学的風化

石灰岩は弱酸性である雨水に溶けやすく、地下水にも溶けることから、侵食だけではできない特有の地形が形成されます。雨水や地下水に対して石灰岩が溶ける作用を溶食作用といい、溶食地形には、ドリーネ(すり鉢状のくぼ地)、カレンフェルト(柱状に残った石灰岩)、鍾乳洞などのカルスト地形が挙げられます。

生物的風化

植物が育ち始めると、根の成長による物理的風化や、根から分泌する成分による化学的風化が起こります。数万年前の火山灰に対して植物が含まれることで腐植によって黒っぽい土壌になったものを黒ボク土(くろぼくど)といいます。

まとめ

・日本では、地表面に形成される火成岩や堆積岩だけでなく、遠い場所で形成された火成岩や堆積岩が変成をうけて付加した変成岩が見られ、そのことから日本の陸地は付加体によって構成されていることがいえる。

・付加体は日本が大陸の一部だった頃に形成され、日本海拡大に伴い東北日本を中心に沈降したため、古第三紀の新しい付加体は西南日本にのみ見られる。

・付加体の年代を調べることで、当時の海洋がどのような環境だったのかを推測することができる。

・「海洋への堆積→プレートの移動→大陸プレートへの付加→隆起と侵食により地表にあらわれる→風化」というサイクルによって、岩石は数千万年から数億年の時間をかけて形を変えながら循環している。

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