背弧海盆

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沈み込み帯の浅い部分の断面図で、伊豆・小笠原・マリアナ弧の南部など、活発なマグマ弧と背弧海盆の相対的な位置を示しています。

背弧海盆は地質学的盆地の一種であり、いくつかの収束プレート境界に見られます。現在、すべての背弧海盆は、島弧と沈み込み帯に関連する海底の特徴であり、その多くは西太平洋に見られます。それらのほとんどは、沈み込み帯が沈み込みプレートに向かって移動する海溝ロールバックとして知られるプロセスによって引き起こされる張力から生じます。[1]背弧海盆は当初、プレートテクトニクスでは予想外の現象でした。収束境界は普遍的に圧縮帯であると予想されていたからです。さらなる研究[いつ？]は、それらがこのモデルとどのように一致しているか、およびそれを駆動する小規模システムを明らかにしました。[要出典]

弧を縦方向にリフトすることによる背弧海盆の発達を示す断面スケッチ。リフトは海洋底拡大のポイントまで成熟し、新しいマグマ弧が盆地のトレンチ側（この画像の右側）に形成され、盆地の反対側（この画像の左側）に残りの弧を座礁させます画像）。

構造特性

背弧海盆は通常、非常に長く、比較的狭く、多くの場合、長さは数千キロメートルですが、幅はせいぜい数百キロメートルにすぎません。背弧拡張を形成するには、沈み込みゾーンが必要ですが、すべての沈み込みゾーンに背弧拡張機能があるわけではありません。[2]背弧海盆は、海洋地殻の沈み込むプレートが非常に古い地域に見られます。[2]背弧海盆の幅が制限されているのは、火成活動が水に依存しており、マントル対流が誘発されており、沈み込み帯に沿って形成が制限されているためです。[2]拡散率は、（マリアナトラフのように）年間わずか数センチメートルから、ラウ盆地の年間15センチメートルまでさまざまです。[3]盆地内に広がる海嶺は、中央海嶺から噴出した玄武岩と同様の玄武岩を噴出します。主な違いは、背弧海盆玄武岩はしばしばマグマ水が非常に豊富であるのに対し（通常は1〜1.5重量％H 2 O）、中央海嶺玄武岩マグマは非常に乾燥しています（通常<0.3重量％H 2 O）。背弧海盆玄武岩マグマの高い含水量は、沈み込み帯を下って運ばれ、上にあるマントルウェッジに放出された水に由来します。[1]追加の水源は、角閃石とマイカのエクロジット化である可能性があります沈み込むスラブで。中央海嶺と同様に、背弧海盆には熱水噴出孔と関連する化学合成群集があります。

背弧海盆に広がる海洋底拡大説

この広がりの証拠は、盆地の床のコアから来ました。盆地に堆積した堆積物の厚さは、盆地の中心に向かって減少し、表面が若いことを示しています。海底の堆積物の厚さと年代が海洋地殻の年代に関係しているという考えは、ハリー・ヘスによって提案されました。[4] 背弧海盆に形成された地殻の磁気異常（Vine–Matthews–Morley仮説を参照）は、中央海嶺に形成された地殻から形がずれていた。[5]多くの地域で、異常は平行に見えず、また、対称性を欠く盆地の磁気異常または従来の海盆のように中央の異常のプロファイルは、非対称の海洋底拡大を示しています。[5]

これにより、背弧海盆での広がりが中央海嶺よりも拡散し、均一性が低くなることを特徴づける人もいます。[6]背弧海盆の広がりが中央海嶺の広がりと本質的に異なるという考えは議論の余地があり、長年にわたって議論されてきた。[6]提唱された別の議論は、海洋底拡大のプロセスはどちらの場合も同じであるが、流域内の海洋底拡大中心の動きが磁気異常の非対称性を引き起こすというものです。[6]このプロセスは、ラウ背弧海盆で見ることができます。[6]磁気異常は解読がより複雑ですが、背弧海盆の拡散中心からサンプリングされた岩石は、中央海嶺のものとそれほど違いはありません。[7]対照的に、近くの島弧の火山岩は、盆地の火山岩とは大きく異なります。[7]

日本の島々は背弧海盆によってアジア本土から隔てられていました。

海洋底拡大説の非対称性

背弧海盆は、非対称の海洋底拡大が特徴であるため、通常の中央海嶺とは異なりますが、これは単一の海盆内でもかなり変動します。たとえば、中央のマリアナトラフでは、現在の拡散率は西側の側面で2〜3倍大きいが[8]、マリアナトラフの南端では、火山前線に隣接する拡散中心の位置は、全体的な地殻の降着を示唆している。そこではほぼ完全に非対称になっています。[9]この状況は北に反映されており、そこでは大きな広がりの非対称性も発生しています。[10]ラウ盆地のような他の背弧海盆は、大きなリフトジャンプと伝播イベント（相対的なリフト運動の突然の変化）を経験し、拡散中心を弧の遠位からより弧の近位の位置に移しました。[11]逆に、最近の拡散率の研究は、おそらく小さなリフトジャンプと比較的対称的であるように見えます。[12]背弧海盆における非対称拡散の原因はよくわかっていないままです。一般的な考え方は、アークメルト生成プロセスと熱流、スラブからの距離に伴う水和勾配、マントルウェッジ効果、およびリフトから拡散への進化において、拡散軸に対して非対称性を引き起こします。[13] [14] [15]

形成とテクトニクス

火山弧の背後にある地殻の拡大は、沈み込みに関連するプロセスによって引き起こされると考えられています。[1]沈み込むプレートがアセノスフェアに降下すると、それは溶け始め、火山活動と島弧の形成を引き起こします。この加熱の別の結果は、対流セルが形成されることです。[1]上昇するマグマと熱、および対流セルと接触している地殻の外向きの張力により、溶融領域が形成され、リフトが発生します。このプロセスは、島弧を沈み込みゾーンに向けて駆動し、プレートの残りの部分を沈み込みゾーンから遠ざけます。[1]沈み込むプレートの動きに対する沈み込みゾーンの後方への動きは、トレンチロールバックと呼ばれます。（ヒンジロールバックまたはヒンジリトリートとも呼ばれます）。沈み込み帯とそれに関連する海溝が後方に引っ張られると、上層プレートが引き伸ばされ、地殻が薄くなり、背弧海盆が形成されます。場合によっては、沈み込みゾーンに浮力のある特徴が入ることによって伸長が引き起こされ、沈み込みが局所的に遅くなり、沈み込むプレートがそれに隣接して回転するようになります。この回転は、トレンチの後退とプレートの延長のオーバーライドに関連しています。[9]

背弧拡大を確立するために必要な沈み込む地殻の年齢は、5500万歳以上であることがわかっています。[15] [2]これが、彼らが西太平洋に集中しているように見える理由です。複数の背弧拡散センターが配置されている場所。[2]背弧拡大の領域で30°を超えることが示されているように、沈み込むスラブの伏角も重要である可能性があります。これは、海洋地殻が古くなるにつれて密度が高くなり、降下角が急になるため、スラブの年代が原因である可能性が最も高いです。[2]

背弧リフトによる上層プレートの薄化は、新しい海洋地殻の形成（すなわち、背弧拡大）につながる可能性があります。リソスフェアが伸びると、下のアセノスフェアは浅い深さまで上昇し、断熱減圧融解によ​​り部分的に融解します。この溶融物が表面に近づくと、広がりが始まります。

沈降

堆積物は非常に非対称であり、ほとんどの堆積物は活火山弧から供給され、トレンチのロールバックと歩調を合わせて後退します。[16]深海掘削計画（DSDP）中に収集されたコアから、西太平洋の背弧海盆で9種類の堆積物が発見されました。[16]厚層から中層の巨大な礫岩の土石流は、DSDPによって収集された堆積物の1.2％を占めています。[16]礫岩の堆積物の平均サイズは小石のサイズですが、顆粒から丸石までさまざまです。[16]付属品には、石灰岩の破片、チャート、浅瀬の化石、砂岩などがあります。砕屑物。[16]

タービダイト砂岩と泥岩が挟まれた海底扇状地は、DSDPによって回収された堆積物の総厚の20％を占めていました。[16]ファンは、岩相、テクスチャ、堆積構造、および寝床スタイルの違いに基づいて、2つのサブシステムに分けることができます。[16]これらのシステムは、内部およびミッドファンサブシステムと外部ファンサブシステムです。[16]内側とミッドファンのシステムには、薄層から中層の砂岩と泥岩が挟まれています。[16]これらの砂岩に見られる構造には、砕屑物、微小断層が含まれます、スランプ褶曲、複雑なラミネーション、脱水構造、級化層理、砂岩層の段階的な上部。[16]部分的なブーマシーケンスはサブシステム内にあります。[16]外側のファンサブシステムは、内側および中央のファンシステムと比較した場合、一般に細かい堆積物で構成されています。[16]このシステムには、よく分類された火山砕屑性砂岩、シルト岩、泥岩が含まれています。[16]このシステムに見られる堆積構造には、平行な葉理、マイクロクロスの葉理、および級化層理が含まれます。[16]部分的なブーマシーケンスは、このサブシステムで識別できます。[16]

鉄マンガン微小結節、石英、斜長石、正長石、マグネタイト、火山ガラス、モンモリロナイト、イライト、スメクタイト、フォアミニフェラル遺物、ダイアトム、およびスポンジスピキュールを含む遠洋性粘土が、各サイトの最上層の層序断面を構成していました。この堆積物の種類は、DSDPによって回収された堆積物の総厚の4.2パーセントで構成されていました。[16]

生体遠海魚のシリカ堆積物は、放散虫、珪藻土、珪藻土の滲出物、チャートで構成されています。[16]回収された堆積物の厚さの4.3％を占めています。[16]生物起源の遠海炭酸塩は、西太平洋の背弧海盆から回収される最も一般的な堆積物タイプです。[16]この堆積物タイプは、DSDPによって回収された堆積物の総厚の23.8％を占めていました。[16]遠洋性炭酸塩は、にじみ、チョーク、および石灰岩で構成されています。[16]ナノ化石と有孔虫が堆積物の大部分を占めています。[16]再堆積した炭酸塩は、DSDPによって回収された堆積物の総厚の9.5％を占めていた。[16]この堆積物タイプは、生物起源の遠海炭酸炭酸塩と同じ組成を持っていましたが、よく発達した堆積構造で再加工されていました。[16]火山灰、凝灰岩、およびナノ化石、黄鉄鉱、石英、植物の残骸、ガラスなどの他の多くの成分からなる火砕物が、回収された堆積物の9.5％を占めていました。[16]これらの火山堆積物は、地域の構造制御された火山活動と近くの島弧源から供給された。[16]

世界の活発な背弧海盆

場所

活発な背弧海盆は、マリアナ諸島、トンガケルマデック、南スコシア、マヌス、北フィジー、およびティレニア海地域に見られますが、ほとんどは西太平洋に見られます。すべての沈み込み帯に背弧海盆があるわけではなく、中央アンデスのようないくつかは背弧圧縮に関連しています。さらに、パレスベラ四国盆地、日本海、クリレ盆地など、多くの絶滅または化石の背弧海盆があります。圧縮背弧海盆は、たとえば、ピレネー山脈やスイスアルプスに見られます。[17]

黒海は2つの別々の背弧海盆から形成されました。[要出典]

思考の歴史

プレートテクトニクス理論の発展に伴い、地質学者は収束プレートマージンが圧縮ゾーンであると考えていたため、沈み込みゾーン（背弧海盆）の上の強い拡張ゾーンは予想されていませんでした。いくつかの収束プレートマージンが活発に広がっているという仮説は、スクリップス海洋研究所の大学院生が1970年にDanKarigによって開発されました。[5]これは、西太平洋へのいくつかの海洋地質探検の結果でした。

も参照してください

メモ

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  5. ^ a b c Karig、Daniel（1970）。「トンガ-ケルマデク諸島弧系の尾根と盆地」。Journal of GeophysicalResearch。75（2）：239–254。Bibcode：1970JGR .... 75..239K。土井：10.1029 / JB075i002p00239。
  6. ^ a b c d テイラー、B; ゼルマー、K; マルチネス、F; Goodliffe、A（1996）。「ラウ背弧海盆に広がる海洋底拡大説」。地球惑星科学の手紙。144（1–2）：35–40。Bibcode：1996E＆PSL.144 ... 35T。土井：10.1016 / 0012-821x（96）00148-3。
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参考文献

外部リンク

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