収束境界

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収束境界の簡略図

収束境界（破壊境界とも呼ばれます）は、2つ以上のリソスフェアプレートが衝突する地球上の領域です。沈み込みと呼ばれるプロセスで、一方のプレートが最終的にもう一方のプレートの下をスライドします。沈み込み帯は、和達-ベニオフ帯と呼ばれる、多くの地震が発生する平面によって定義できます。[1]これらの衝突は数百万年から数千万年の規模で発生し、火山活動、地震、造山運動、リソスフェアの破壊、および変形につながる可能性があります。収束境界は、海洋-海洋リソスフェア、海洋-大陸リソスフェア、および大陸-大陸リソスフェアの間に発生します。収束境界に関連する地質学的特徴は、地殻の種類によって異なります。

プレートテクトニクスは、マントル内の対流セルによって駆動されます。対流セルは、表面に逃げるマントル内の元素の放射性崩壊と、表面からマントルへの冷たい物質の戻りによって生成される熱の結果です。[2]これらの対流セルは、拡散中心に沿って高温のマントル物質を表面に運び、新しい地殻を作り出します。この新しい地殻は、新しい地殻の形成によって広がりの中心から押しのけられると、冷えて薄くなり、密度が高くなります。沈み込みは、この密度の高い地殻が密度の低い地殻に収束したときに始まります。重力は沈み込むスラブをマントルに押し込むのに役立ちます。[3]比較的冷たい沈み込むスラブがマントルの奥深くに沈み込むと、それは加熱され、含水鉱物を分解します。これにより、水がより高温のアセノスフェアに放出され、アセノスフェアの部分溶融と火山活動につながります。脱水と部分溶融の両方が、1,000°C（1,830°F）の等温線に沿って、一般に65〜130 km（40〜81マイル）の深さで発生します。[4] [5]

一部のリソスフェアプレートは、大陸と海洋の両方のリソスフェアで構成されています。場合によっては、別のプレートとの最初の収束が海洋リソスフェアを破壊し、2つの大陸プレートの収束につながります。どちらの大陸プレートも沈みません。プレートは大陸と海洋の地殻の境界に沿って壊れている可能性があります。地震波トモグラフィーは、収束中に壊れたリソスフェアの断片を明らかにします。[要出典]

沈み込み帯

沈み込み帯は、リソスフェアの密度の違いにより、あるリソスフェアプレートが収束境界で別のプレートの下を滑る領域です。これらのプレートは平均45°で傾斜しますが、変動する可能性があります。沈み込み帯は、プレートの内部変形、反対側のプレートとの収束、および海溝での曲がりの結果として、多くの地震によって特徴づけられることがよくあります。地震は深さ670km（416マイル）で検出されました。比較的冷たくて密度の高い沈み込みプレートがマントルに引き込まれ、マントル対流を促進します。[6]

海洋–海洋収束

2つの海洋プレート間の衝突では、より低温で密度の高い海洋リソスフェアが、より高温で密度の低い海洋リソスフェアの下に沈みます。スラブがマントルの奥深くに沈むにつれて、海洋地殻内の含水鉱物の脱水から水を放出します。この水は、アセノスフェアの岩石の融解温度を下げ、部分溶融を引き起こします。部分溶融物はアセノスフェアを通って上昇し、最終的には地表に到達し、火山島弧を形成します。

大陸–海洋収束

海洋リソスフェアと大陸リソスフェアが衝突すると、密度の高い海洋リソスフェアは、密度の低い大陸リソスフェアの下に沈み込みます。深海の堆積物と海洋地殻が海洋プレートから削り取られると、大陸地殻に付加体が形成されます。沈み込むスラブの含水鉱物の脱水による部分溶融の結果として、火山弧が大陸リソスフェア上に形成されます。

大陸–大陸の収束

一部のリソスフェアプレートは、大陸と海洋の両方の地殻で構成されています。沈み込みは、海洋リソスフェアが大陸地殻の下を滑るときに始まります。海洋リソスフェアがより深く沈み込むと、付着した大陸地殻が沈み込み帯に近づきます。大陸リソスフェアが沈み込みゾーンに到達すると、大陸リソスフェアはより浮力があり、他の大陸リソスフェアの下での沈み込みに抵抗するため、沈み込みプロセスが変更されます。大陸地殻のごく一部がスラブが壊れるまで沈み込む可能性があり、海洋リソスフェアが沈み込み続けることを可能にし、高温のアセノスフェアが上昇して空隙を埋め、大陸リソスフェアが跳ね返ることを可能にします。[7]この大陸のリバウンドの証拠には、超高圧変成岩が含まれます、90〜125 km（56〜78 mi）の深さで形成され、地表に露出しています。[8]

火山活動と火山弧

海洋地殻には、角閃石や雲母などの水和鉱物が含まれています。沈み込みの間、海洋リソスフェアは加熱されて変成し、これらの含水鉱物の分解を引き起こし、それが水をアセノスフェアに放出します。アセノスフェアへの水の放出は、部分溶融につながります。部分溶融は、より浮力のある高温の物質の上昇を可能にし、表面での火山活動と地下での深成岩の定置につながる可能性があります。[9]マグマを生成するこれらのプロセスは、完全には理解されていません。[10]

これらのマグマが地表に到達すると、火山弧が形成されます。火山弧は、島弧チェーンまたは大陸地殻上の弧として形成される可能性があります。弧に関連して、 3つのマグマ系列の火山岩が見られます。化学的に還元された ソレアイトマグマ系列は、海洋火山弧に最も特徴的ですが、これは急速な沈み込み（> 7cm /年）を超える大陸火山弧にも見られます。このシリーズはカリウムが比較的少ないです。カリウムと不適合元素が適度に豊富な、より酸化されたカルクアルカリ系列は、大陸の火山弧の特徴です。アルカリ岩シリーズ（カリウムが非常に豊富）は、大陸のより深い内部に存在することがあります。カリウムが非常に多いショショナイトシリーズはまれですが、火山弧に見られることもあります。[5]各シリーズの安山岩メンバーは通常最も豊富であり[11]、深太平洋盆地の玄武岩質火山活動から周囲の火山弧の安山岩質火山活動への移行は安山岩線と呼ばれています。[12] [13]

背弧海盆

背弧海盆は火山弧の背後に形成され、伸長テクトニクスと高熱流に関連しており、海洋底拡大説の本拠地であることがよくあります。これらの拡散中心は中央海嶺のようなものですが、背弧海盆のマグマ組成は一般に中央海嶺マグマよりも多様で、より高い含水量を含んでいます。[14]背弧海盆は、しばしば薄くて熱いリソスフェアによって特徴づけられます。背弧海盆の開放は、高温のアセノスフェアがリソスフェアに移動し、拡大を引き起こすことから生じる可能性があります。[15]

海溝

海溝は、収束境界または沈み込み帯を示す狭い地形の低地です。海溝の幅は平均50〜100 km（31〜62 mi）で、長さは数千キロメートルになります。沈み込むスラブが曲がった結果、海溝が形成されます。海溝の深さは、沈み込む海洋リソスフェアの年代によって制御されているようです。[5]海溝の堆積物の充填はさまざまであり、一般に周辺地域からの堆積物の流入量に依存します。海溝であるマリアナ海溝は、約11,000 m（36,089フィート）の深さの海の最も深い地点です。

地震と津波

地震は収束境界に沿って一般的です。地震活動が活発な地域である和達-ベニオフ帯は、一般に45度傾斜し、沈み込むプレートを示しています。地震は、和達-ベニオフ縁辺に沿って670 km（416マイル）の深さまで発生します。

圧縮力と伸長力の両方が収束境界に沿って作用します。トレンチの内壁では、2枚のプレートの相対運動により圧縮断層または逆断層が発生します。逆断層運動は海底堆積物をこすり落とし、付加体の形成につながります。逆断層は巨大地震につながる可能性があります。おそらく下向きのスラブの曲がりが原因で、トレンチの外壁に張力または通常の断層が発生します。[16]

巨大地震は、海底の広い領域の突然の垂直変位を引き起こす可能性があります。これにより津波が発生します。[17]

収束境界プロセスが原因で、最も致命的な自然災害のいくつかが発生しました。2004年のインド洋地震と津波は、インドプレートとビルママイクロプレートの収束境界に沿った巨大地震によって引き起こされ、20万人以上が死亡しました。2011年に日本沖で発生した津波は、 16,000人が死亡し、3,600億米ドルの被害をもたらしましたが、ユーラシアプレートと太平洋プレートの収束境界に沿ったマグニチュード9の巨大地震が原因でした。

付加体

堆積物が沈み込むリソスフェアからこすり落とされ、上にあるリソスフェアに配置されると、付加体（付加体とも呼ばれる）が形成されます。これらの堆積物には、火成地殻、タービダイト堆積物、遠洋性堆積物が含まれます。力がこれらの新しく追加された堆積物を圧縮して断層運動し続けるので、基底デコルマン表面に沿った不明瞭な衝上断層運動が付加体で発生します。[5]付加体の継続的な故障は、ウェッジの全体的な肥厚につながります。[18]海底の地形は、降着、特に火成地殻の定置に何らかの役割を果たします。[19]

例

も参照してください

参考文献

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外部リンク

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