海底の広がり

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海洋リソスフェアの時代; 最年少(赤)は拡散中心に沿っています

海底の広がりまたは海底の広がりは、火山活動によって新しい海洋地殻が形成され、その後徐々に海嶺から遠ざかる 中央海嶺で発生するプロセスです。

学歴

Alfred WegenerAlexander du Toitによる大陸移動の初期の理論では、動いている大陸は固定された不動の海底を「耕された」と仮定されていました。1960 年代に、プリンストン大学のハロルド・ハモンド・ヘスサンディエゴにある米国海軍電子工学研究所ロバート・ディーツによって、海底自体が移動し、中央のリフト軸から広がるときに大陸を運ぶという考えが提案されました。[1] [2]この現象は今日プレートテクトニクスとして知られている. 2 つのプレートが離れている場所、中央海嶺では、海底が広がる過程で新しい海底が絶えず形成されます。

重要性

海底の広がりは、プレート テクトニクスの理論における大陸移動の説明に役立ちます。海洋プレートが発散すると、引張応力によってリソスフェアに亀裂が生じます海底拡大海嶺の原動力は、マグマの圧力ではなく、沈み込み帯での構造プレートスラブ プルですが、通常、拡大海嶺ではかなりのマグマ活動があります。[3]沈み込んでいないプレートは、隆起した中央海嶺から滑り落ちる重力によって駆動されます。このプロセスは、リッジ プッシュと呼ばれます。【4】拡散中心で玄武岩質マグマ亀裂を上昇させ、海底で冷却して新しい海底を形成します。熱水噴出孔は散布センターで一般的です。古い岩石は拡散ゾーンから離れた場所で発見され、若い岩石は拡散ゾーンの近くで発見されます。

拡大率は、海底の拡大によって海盆が広がる割合です。(新しい海洋リソスフェアが中央海嶺の両側の各構造プレートに追加される割合は、拡散率の半分であり、拡散率の半分に等しい)。拡散速度によって、尾根が速いか、中間か、遅いかが決まります。原則として、速い尾根は 90 mm/年以上の広がり (開口) 率を持っています。中程度の尾根の広がり速度は 40 ~ 90 mm/年ですが、ゆっくりと広がるうねの速度は 40 mm/年未満です。[5] [6] [7] : 2 知られている最高速度は、東太平洋海膨中新世 の 200 mm/年を超えていました[8]

1960年代、海底の磁気ストライプ「異常」を観察することによって、地球の磁場の地磁気反転の過去の記録が注目されました。[9] [10]この結果、過去の磁場の極性が、海面または航空機から牽引された磁力計で収集されたデータから推測できる、広く明白な「縞模様」が得られます。中央海嶺の片側の縞模様は、反対側の縞模様の鏡像でした。年齢がわかっている反転を特定し、拡散中心からその反転までの距離を測定することで、拡散半減率を計算できます。

海底拡散時に形成される磁気ストライプ

一部の場所では、拡散率が非対称であることがわかっています。半減率は、尾根の頂上の両側で約 5% 異なります。[11] [12]これは、拡散中心近くのマントル プリュームからのアセノスフェアの温度勾配によるものと考えられています。[12]

拡散センター

海底拡散は、中央海嶺の頂上に沿って分布する拡散センターで発生します。拡散中心は、変換障害または重複拡散中心オフセットで終了します。拡大中心には、数キロメートルから数十キロメートルの幅の地震活動が活発なプレート境界帯、海洋地殻が最も若い境界帯内の地殻降着帯、および瞬間プレート境界 (2 つを画定する地殻降着帯内の線) が含まれます。プレートを分離します。[13]地殻降着帯内には、活発な火山活動が発生する幅 1 ~ 2 km の新火山帯があります。[14] [15]

初期の広がり

プレートテクトニクス理論によると、地球の地殻にあるプレート

一般的なケースでは、海底の拡大は、今日の紅海-東アフリカ リフトシステムと同様に大陸の陸塊のリフトとして始まります。[16]このプロセスは、大陸地殻の底部を加熱することから始まり、それにより大陸地殻はより可塑的になり、密度が低くなります。密度の低いオブジェクトは密度の高いオブジェクトに関連して上昇するため、加熱される領域は広いドームになります (アイソスタシーを参照)。地殻が上向きに曲がると、亀裂が生じ、それが徐々に裂け目になります。典型的なリフト システムは、約 120 度の角度で 3 つのリフト アームで構成されます。これらの領域はトリプル ジャンクションと呼ばれますそして今日、世界中のいくつかの場所で見つけることができます。大陸の分離された縁は、受動的な縁を形成するように進化します。ヘスの理論は、マグマが中央海嶺で地表に向かって押し上げられると、新しい海底が形成されるというものでした。

拡大が上記の初期段階を過ぎても続く場合、リフト アームの 2 つが開き、3 番目のアームが開くのを停止し、「失敗したリフト」またはaulacogenになります。2 つのアクティブな地溝帯が開き続けると、最終的に大陸地殻は引き伸ばされる限り減衰します。この時点で、玄武岩質の海洋地殻と上部マントルリソスフェアが、分離している大陸片の間に形成され始めます。リフトの1つが既存の海に開くと、リフトシステムは海水であふれ、新しい海になります. 紅海は、海の新しい腕の一例です。東アフリカのリフトは、他の 2 つのアームよりもゆっくりと開いていた失敗したアームであると考えられていましたが、2005 年にエチオピアアファー地球物理学リソスフェリック実験が行われました。[17]は、2005 年 9 月にAfar 地域で 60 km の亀裂が 8 m もの幅で開いたと報告した[18]この最初の洪水の期間中、新しい海は気候の変化とユースタシーに敏感です。その結果、海が安定するポイントまで地溝帯の標高が下がる前に、新しい海は数回 (部分的または完全に) 蒸発します。この蒸発の期間中、大規模な蒸発鉱床が地溝帯に作られます。その後、これらの堆積物は炭化水素シールになる可能性があり、石油 地質学者にとって特に興味深いものです。

その過程で海底の拡大が止まる可能性はありますが、大陸が完全に分断されるまでそれが続くと、新しい海盆が作られます。紅海はまだアラビアをアフリカから完全に分離していませんが、完全に解放されたアフリカの反対側にも同様の特徴が見られます. 南アメリカは、かつてニジェール デルタの領域に収まっていましたニジェール川は、トリプル ジャンクションの壊れたリフト アームで形成されました。[19]

拡散と沈み込みの継続

中央海嶺で広がる

新しい海底が形成され、中央海嶺から離れて広がるにつれて、時間の経過とともにゆっくりと冷えていきます。したがって、古い海底は新しい海底よりも寒く、古い海洋盆地はアイソスタシーのために新しい海洋盆地よりも深くなります。地球の直径が新しい地殻の生成にもかかわらず比較的一定のままである場合、地殻も破壊されるメカニズムが存在する必要があります. 海洋地殻の破壊は、海洋地殻が大陸地殻または海洋地殻の下に押し込まれる沈み込み帯で発生します。今日、大西洋盆地は大西洋中央海嶺で活発に広がっています. 大西洋で生成された海洋地殻のほんの一部が沈み込んでいます。しかし、太平洋を構成するプレートは、その境界の多くに沿って沈み込みを経験しており、太平洋の火の輪と呼ばれている火山活動を引き起こしています。太平洋には、太平洋プレートとナスカ プレートの間で年間最大 145 +/- 4 mm の速度で拡散する、世界で最も活発な拡散センターの 1 つ (東太平洋海膨) があります[20]中部大西洋海嶺は拡散が遅い中心であり、東太平洋海膨は拡散が速い例です。低速および中間速度での拡散中心はリフトバレーを示し、高速速度では地殻降着帯内に軸方向の高値が見られます。[6]拡大速度の違いは、尾根の形状だけでなく、生成される玄武岩の地球化学にも影響を与えます。[21]

新しい海洋盆地は古い海洋盆地よりも浅いため、世界の海洋盆地の総容量は、海底が活発に広がる時期に減少します。大西洋が開いたとき、海面が非常に高かったため、メキシコ湾から北極海まで北米を横切る西部内陸海路が形成されました。

メカニズムの議論と検索

大西洋中央海嶺 (およびその他の中央海嶺) では、上部マントルからの物質が海洋プレート間の断層を通って上昇し、プレートが互いに遠ざかるにつれて新しい地殻を形成します。この現象は大陸移動として最初に観察されました。Alfred Wegenerが 1912 年に大陸移動の仮説を最初に提示したとき、彼は大陸が海の地殻を突き破ったことを示唆しましたこれは不可能でした。海洋地殻は、大陸地殻よりも密度が高く、堅固です。したがって、ウェゲナーの理論は、特に米国ではあまり真剣に受け止められませんでした。

最初は、拡散の原動力はマントル内の対流であると主張されていました。[22]それ以来、地殻自体を含む対流によって駆動されるプレート テクトニクスの理論によって、大陸の動きが海底の広がりに関連していることが示されています。[4]

アクティブなマージンを持つプレートで海底が広がる原動力は、それらを引き寄せる、冷たくて高密度の沈み込むスラブの重量、またはスラブ プルです。尾根での火成活動は受動的な湧昇であると考えられており、これはプレートが自身のスラブの重さで引き離されることによって引き起こされます。[4] [23]これは、ほとんど摩擦のないテーブルの敷物に似ていると考えることができます: 敷物の一部がテーブルから離れると、その重さが残りの敷物を引き下げます。ただし、大西洋中央海嶺自体は、小アンティル諸島スコシア弧の小さな沈み込みを除いて、沈み込み帯に引き込まれているプレートに隣接していません。. この場合、プレートはリッジプッシュの過程で上昇するマントルの上を離れて滑ります。[4]

海底全球地形: 冷却モデル

海底の深さ (または基部レベルの上の中央海嶺上の場所の高さ) は、その年齢 (深さが測定されるリソスフェアの年齢) と密接に相関しています。年代と深さの関係は、リソスフェア プレート[24] [25] [26] [27]の冷却、または顕著な沈み込みのない領域のマントル半空間によってモデル化できます[28]

冷却マントルモデル

マントル半空間モデル[28]では、海底の高さは熱膨張による海洋リソスフェアとマントル温度によって決定される。簡単な結果として、海嶺の高さまたは海の深さはその年齢の平方根に比例します。[28]海洋リソスフェアは、中央海嶺で一定の速度で継続的に形成されています。リソスフェアのソースは、半平面形状 ( x = 0、z < 0) で、温度は一定T 1です。その継続的な生成により、x > 0 のリソスフェアは一定の速度vで海嶺から遠ざかっています。、これは、問題の他の典型的なスケールと比較して大きいと想定されています。リソスフェアの上部境界 ( z = 0) での温度は定数T 0 = 0 です。したがって、x = 0 での温度はヘビサイドのステップ関数です。 . システムは準定常状態にあると仮定されているため、温度分布は時間的に一定です。

空間座標を持つ移動リソスフェア (速度v ) の座標系で計算することにより、 熱方程式は次 のとおりです。

どこマントルリソスフェア 熱拡散率です。

Tは組み合わせによってのみx'tに依存するため、:

したがって:

と仮定されます問題の他のスケールに比べて大きい。したがって、方程式の最後の項は無視され、1 次元の拡散方程式が得られます。

初期条件で

ソリューションエラー関数によって与えられます:

.

速度が大きいため、水平方向の温度依存性は無視でき、時刻tでの高さ (つまり、年齢tの海底) は、熱膨張をzにわたって積分することによって計算できます

どこは実効体積熱膨張係数で、h 0は中央海嶺の高さです (ある基準と比較して)。

vが比較的大きいという仮定は、熱拡散率に比べて小さいここで、Lは海の幅 (中央海嶺から大陸棚まで) で、Aは海盆の年齢です。

実効熱膨張係数通常の熱膨張係数とは異なりますリソスフェアが膨張または収縮するときのリソスフェアの上の水柱の高さの変化の等方性効果による。両方の係数は次の関係にあります。

どこは岩石密度、水の密度です。

パラメーターを大まかな見積もりで代入すると、次のようになります。

[ 28]

高さの単位はメートル、時間の単位は数百万年です。xへの依存性を得るには、t = x / v ~ Ax / Lを代入する必要があります。ここで、Lは海嶺から大陸棚までの距離(海幅の約半分) で、Aは海盆の年齢です。

海底の高さではなく基準レベルまたは参照レベルより上、海の深さ興味があります。なぜなら(と海洋表面から測定)、次のことがわかります。

; たとえば、東太平洋の場合、は尾根の頂上の深さで、通常は 2600 m です。

冷却板モデル

上で導き出された海底年齢の平方根によって予測される深さは、8000 万年より古い海底には深すぎます。[27]深さは、冷却マントル半空間よりも冷却リソスフェア プレート モデルによってよりよく説明される。[27]プレートは、そのベースと広がりの端で一定の温度を持っています。深さ対年齢および深さ対年齢データの平方根の分析により、Parsons and Sclater [27]はモデル パラメータを推定することができました (北太平洋の場合)。

リソスフェアの厚さは約 125 km
プレートのベースと若いエッジで

冷却プレートの下のあらゆる場所でアイソスタティック平衡が保たれていると仮定すると、2000 万年ほど若い年齢でほぼ正しい、古い海底の年齢と深度の関係が修正されます。

メートル

したがって、古い海底は若い海底よりもゆっくりと深くなり、実際には約 6400 m の深さでほぼ一定であると想定できます。パーソンズとスクレイターは、何らかの形のマントル対流が、125 km 未満での冷却と古い時代のリソスフェアの収縮 (海底の深化) を防ぐために、どこでもプレートの底部に熱を加えなければならないと結論付けました。[27]彼らのプレートモデルは、海底からの伝導熱流q(t)の式も可能にしました。1億2000万年を超えて:

も参照

参考文献

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外部リンク

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