中央海嶺
中央海嶺断面図（断面図）

中央海嶺（MOR ）は、プレートテクトニクスによって形成された海底山脈です。通常、水深は約2,600メートル（8,500フィート）で、海盆の最深部から約2,000メートル（6,600フィート）隆起しています。この地形は、プレート境界に沿って海底拡大が起こっている場所です。海底拡大の速度は、中央海嶺の頂上の形状と海盆におけるその幅を決定します

新しい海底と海洋リソスフェアの形成は、プレート分離に伴うマントルの湧昇によって起こります。溶融物は分離プレート間の線状弱点からマグマとして上昇し、溶岩として噴出します。冷却によって新しい海洋地殻とリソスフェアが形成されます。

最初に発見された中央海嶺は大西洋中央海嶺で、これは北大西洋と南大西洋の海盆を二分する拡大中心です。これが「中央海嶺」という名称の由来です。ほとんどの海洋拡大中心は、その海域の中央に位置していませんが、伝統的に中央海嶺と呼ばれています。

世界の中央海嶺の分布

地球上の中央海嶺はプレートテクトニクスの境界で繋がっており、海底を横切る海嶺の痕跡は野球のボールの縫い目に似ている。世界の中央海嶺のほとんどは繋がってオーシャンリッジを形成している。オーシャンリッジは、あらゆる海洋の一部である地球規模の中央海嶺系であり、世界最長の山脈となっている。この連続した山脈は65,000 km (40,400 mi) の長さ（大陸最長の山脈であるアンデス山脈の数倍の長さ）に及び、オーシャンリッジ系の全長は80,000 km (49,700 mi) に及ぶ。[ 1 ]

説明

ハインリッヒ・C・ベラン（1977年）が描いたマリー・サープとブルース・ヒーゼンの地図。中央海嶺のシステムと海底の地形を示しています
中央海嶺。海嶺の下のマグマ溜まりからマグマが上昇し、海嶺から広がる新しい海洋リソスフェアを形成する。
アイスランド、シンクヴェトリル国立公園のリフトゾーン。この島は大西洋中央海嶺の地上部の一部である。

形態学

中央海嶺の拡大中心では、海底の深さは約2,600メートル（8,500フィート）です。 [ 2 ] [ 3 ]海嶺の側面では、海底の深さ（または基底面から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）と相関しています。深さと年齢の関係は、リソスフェアプレート[ 4 ] [ 5 ]またはマントル半空間[ 6 ]の冷却によってモデル化できます。良い近似は、拡大する中央海嶺上の場所の海底の深さが海底の年齢の平方根に比例することです。[ 6 ]海嶺の全体的な形状はプラット・アイソスタシーに起因しています。海嶺軸付近には、高温で密度の低いマントルが海洋地殻を支えています。海洋プレートが海嶺軸から離れるにつれて冷えていくと、海洋マントル・リソスフェア（マントルのうち、地殻と共に海洋プレートを構成する、より冷たく密度の高い部分）が厚くなり、密度が増加します。したがって、古い海底はより密度の高い物質に覆われ、より深くなります。[ 4 ] [ 5 ]

拡大速度とは、海底拡大によって海盆が広がる速度である。拡大速度は、中央海嶺にまたがる海洋磁気異常をマッピングすることで計算できる。海嶺軸から押し出された結晶化した玄武岩が、適切な鉄・チタン酸化物のキュリー点以下に冷却されると、地球磁場と平行な磁場方向がこれらの酸化物に記録される。海洋地殻に保存された磁場の方向は、時間経過に伴う地球磁場の方向の記録を構成する。磁場は歴史を通じて既知の間隔で方向を反転しているため、海洋地殻における地磁気反転パターンは年代の指標として用いることができる。地殻の年代と海嶺軸からの距離がわかれば、拡大速度を計算することができる。[ 2 ] [ 3 ] [ 7 ] [ 8 ]

拡大速度はおよそ10～200 mm/年である。[ 2 ] [ 3 ]大西洋中央海嶺などの拡大速度が遅い海嶺は、同じ時間と冷却およびその結果としての水深の深化に対して、東太平洋海膨などの拡大速度が速い海嶺（緩やかな断面）よりもずっと狭い範囲しか拡大していない（断面が急峻である）。 [ 2 ]拡大速度が遅い海嶺（40 mm/年未満）には、一般に大きな地溝帯があり、幅は10～20 km（6.2～12.4マイル）にもなり、海嶺の頂上では標高が最大1,000 m（3,300フィート）になる非常に険しい地形となっている。[ 2 ] [ 3 ] [ 9 ] [ 10 ]対照的に、東太平洋海膨のような急速に拡大する海嶺（90 mm/年以上）にはリフトバレーがありません。北大西洋の拡大率は約25 mm/年ですが、太平洋地域では80～145 mm/年です。[ 11 ]最も高い拡大率は、東太平洋海膨で中新世に記録された200 mm/年を超えています。 [ 12 ]拡大率が20 mm/年未満の海嶺は、超低速拡大海嶺と呼ばれます[ 3 ] [ 13 ]（例：北極海のガッケル海嶺と南西インド洋海嶺）。

拡大中心または軸は、軸に直角に向いたトランスフォーム断層と接続するのが一般的です。中央海嶺の側面には、多くの場所で破砕帯と呼ばれるトランスフォーム断層の非活動的な傷跡があります。拡大速度が速い場合、軸は接続するトランスフォーム断層のない、重なり合った拡大中心を示すことがよくあります。 [ 2 ] [ 14 ]軸の深さは、トランスフォーム断層などのオフセットと重なり合った拡大中心の間の深さが浅くなるように、系統的に変化し、軸をセグメントに分割します。軸に沿った深さが異なる理由の1つの仮説は、拡大中心へのマグマ供給の変化です。[ 2 ]超低速拡大海嶺は、トランスフォーム断層のないマグマ性および非マグマ性（現在は火山活動がない）の海嶺セグメントを形成します。[ 13 ]

火山活動

中央海嶺では、火山活動と地震活動が活発である。[ 3 ]中央海嶺では、海底拡大とプレートテクトニクスの作用により、海洋地殻が絶えず「更新」されている。新しいマグマが海底に着実に出現し、海嶺軸のリフト付近で既存の海洋地殻に侵入する。海底下の地殻を構成する岩石は、海嶺軸沿いで最も若く、軸から離れるにつれて古くなる。玄武岩質の新しいマグマが軸付近で出現するのは、地球の下にあるマントルの減圧溶融によるものである。[ 15 ]等エントロピー的に湧昇する固体マントル物質は、固相線温度を超えて溶融する。

結晶化したマグマは、中央海嶺玄武岩（MORB）として知られる新たな玄武岩の地殻を形成し、その下には下部海洋地殻に斑れい岩が形成される。[ 16 ]中央海嶺玄武岩はソレアイト質玄武岩であり、不適合元素の含有量が少ない。[ 17 ] [ 18 ]マグマや火山の熱によって活動する熱水噴出孔は、海洋拡大中心によく見られる特徴である。 [ 19 ] [ 20 ]隆起した海嶺の特徴は、熱流量が比較的高く、約1～10 μcal/cm 2 s、[ 21 ]または約0.04～0.4 W/m 2であることだ。

海盆の地殻のほとんどは2億年未満であり[ 22 ] [ 23 ] 、これは地球の年齢45億4000万年よりもはるかに若い。この事実は、沈み込みの過程でリソスフェアが地球のマントルに再循環するプロセスを反映している。海洋地殻とリソスフェアが海嶺軸から離れるにつれて、その下にあるマントルリソスフェアのペリドタイトは冷えて硬くなる。地殻とその下にある比較的硬いペリドタイトは海洋リソスフェアを構成し、これはより硬く粘性の高いアセノスフェアの上に位置する。[ 3 ]

海洋地殻の年代。赤は最も新しいもので、青は最も古いもの。

駆動メカニズム

海洋地殻は海嶺で形成され、リソスフェアは海溝でアセノスフェアに沈み込みます

海洋リソスフェアは海嶺で形成され、海溝ではリソスフェアがアセノスフェアに沈み込む。海嶺プッシュとスラブプルという2つのプロセスが、中央海嶺での拡大の原因であると考えられている。[ 24 ]海嶺プッシュとは、より高温のアセノスフェアより上に持ち上げられた海洋プレートの重力滑りを指し、その結果、プレートが斜面を下方に滑り落ちる体積力が生じる。[ 25 ]スラブプルでは、​​沈み込み帯で上にあるプレートの下に沈み込む（引っ張られる）プレートの重さが、プレートの残りの部分を後ろに引きずる。スラブプルメカニズムは海嶺プッシュよりも大きく寄与していると考えられている。[ 24 ] [ 26 ]

プレート運動と中央海嶺での新しい海洋地殻の形成に寄与すると以前に提案されたプロセスは、深層対流による「マントルコンベア」である（図を参照）。[ 27 ] [ 28 ]しかし、いくつかの研究では、上部マントル（アセノスフェア）は可塑性（柔軟性）が高すぎるため、プレートを引っ張るのに十分な摩擦を生成できないことが示されています。 [ 29 ] [ 30 ]さらに、地震トモグラフィーと約400 km（250マイル）の上部マントルの地震不連続面の観測から推測されるように、海嶺の下でマグマが形成されるマントルの湧昇は、上部400 km（250マイル）のみに関与しているようです。一方、北アメリカプレートや南アメリカプレートといった世界最大級のプレートは、小アンティル諸島弧やスコシア弧といった限られた場所でのみ沈み込み、運動している。これは、これらのプレートに海嶺押し出し力（海嶺プッシュ力）が作用していることを示している。プレートとマントルの運動をコンピュータモデル化すると、プレート運動とマントル対流は関連しておらず、プレートの主な駆動力はスラブプルであることが示唆される。[ 31 ]

世界の海面への影響

海底拡大速度（すなわち中央海嶺の拡大速度）の増大は、非常に長い時間スケール（数百万年）にわたって、地球全体の海面上昇（ユースタティック）を引き起こしてきました。 [ 32 ] [ 33 ]海底拡大速度の増大は、中央海嶺が拡大し、平均水深が減少したより広い海嶺を形成することを意味します。これにより、海盆の面積が増加し、海面が上昇します。[ 34 ]

海面変動は、他の要因（熱膨張、氷の融解、マントル対流による動的地形の形成など）によっても引き起こされる可能性がある[ 35 ]。しかし、非常に長い時間スケールでは、海盆の体積変化の結果であり、その体積変化は中央海嶺に沿った海底拡大速度の影響を受ける。[ 36 ]

白亜紀（ 1億4400万～6500万年前）に海面が100～170メートル上昇したのは、プレートテクトニクスによるものと部分的に考えられています。これは、熱膨張と氷床の不在が海面上昇の一部にしか影響しないためです。[ 34 ]

海水化学と炭酸塩沈着への影響

中央海嶺におけるマグネシウム/カルシウム比の変化

中央海嶺における海底拡大は、地球規模のイオン交換システムである。[ 37 ]拡大中心の熱水噴出孔は、鉄、硫黄、マンガン、ケイ素などの元素を様々な量で海洋に放出し、その一部は海洋地殻に再循環する。マントルからの火山活動に伴う同位体であるヘリウム3は、熱水噴出孔から放出され、海洋中のプルームで検出される。[ 38 ]

急速な拡大速度は中央海嶺の拡大を引き起こし、玄武岩と海水との反応をより急速に進行させます。海水からマグネシウムイオンが岩石に吸収され、消費される量が増えるため、マグネシウム/カルシウム比は低下します。また、岩石からカルシウムイオンが吸収され、海水に放出される量も増えます。海嶺頂部における熱水活動はマグネシウムの除去に効果的です。[ 39 ] Mg/Ca比の低下は、炭酸カルシウムの低マグネシウム方解石多形（方解石海）の沈殿を促進します。[ 40 ] [ 41 ]

中央海嶺でのゆっくりとした拡大は逆の効果をもたらし、Mg/Ca比の上昇をもたらし、炭酸カルシウムのアラゴナイトと高Mg方解石多形（アラゴナイト海）の沈殿を促進する。[ 41 ]

実験によれば、現代の高Mg方解石生物のほとんどは、過去の方解石の海では低Mg方解石であったことが示されており[ 42 ] 、これは生物の骨格のMg/Ca比が、その生物が生育した海水のMg/Ca比によって変化することを意味します。

このように、サンゴ礁や堆積物を形成する生物の鉱物学は、中央海嶺で起こる化学反応によって制御されており、その速度は海底拡大の速度によって制御されている。[ 39 ] [ 42 ]

歴史

発見

大西洋盆地を海嶺が二分しているという最初の兆候は、19世紀のイギリスのチャレンジャー号遠征の結果から得られました。 [ 43 ]海底に投下された測深線は、海洋学者のマシュー・フォンテーン・モーリーとチャールズ・ワイビル・トムソンによって分析され、大西洋盆地を南北に走る海底の顕著な隆起を明らかにしました。これは20世紀初頭にソナーエコー測深機によって確認されました。 [ 44 ]

第二次世界大戦後、海底がより詳細に調査されて初めて、中央海嶺の全容が明らかになった。コロンビア大学ラモント・ドハティ地球観測船ヴェマ号は大西洋を横断し、海底の深さに関する音響測深機のデータを記録した。マリー・サープとブルース・ヒーゼンが率いるチームは、大西洋の中央部を、その頂上にリフトバレーを持つ巨大な山脈が走っているという結論を下した。科学者たちはそれを「大西洋中央海嶺」と名付けた。他の研究では、海嶺の頂上は地震活動が活発であり[ 45 ]、リフトバレーでは新鮮な溶岩が発見された。[ 46 ]また、大西洋盆地の他の場所よりも地殻熱流量が高かった。[ 47 ]

当初、この海嶺は大西洋特有の地形と考えられていました。しかし、世界中で海底調査が続けられるにつれ、あらゆる海域に中央海嶺系の一部が存在することが発見されました。ドイツのメテオール探検隊は、 20世紀初頭に南大西洋からインド洋にかけての中央海嶺を辿りました。最初に発見された海嶺系は大西洋の中央を走っていましたが、ほとんどの中央海嶺は他の海盆の中心から離れた位置にあることが判明しました。[ 2 ] [ 3 ]

発見の影響：海底拡大

アルフレッド・ヴェーゲナーは1912年に大陸移動説を提唱した。彼は「大西洋中央海嶺…大西洋の海底が広がり続けるにつれて、絶えず裂けて深部から湧き上がる新鮮で比較的流動性があり熱い海水のための空間を作り出している」と述べた。[ 48 ]しかし、ヴェーゲナーは後の著作でこの観察を追求せず、大陸が海洋地殻を突き破る仕組みが分からなかったため地質学者に却下され、その理論はほとんど忘れ去られた。

1950年代に中央海嶺の世界的広がりが発見された後、地質学者たちは新たな課題に直面した。それは、これほど巨大な地質構造がどのようにして形成されたのかを説明することであった。1960年代には、地質学者たちは海底拡大のメカニズムを発見し、提唱し始めた。中央海嶺と海底拡大のプロセスの発見により、ウェゲナーの理論は大陸だけでなく海洋地殻の動きも含むように拡張された。[ 49 ]プレートテクトニクスは海底拡大の適切な説明であり、大多数の地質学者がプレートテクトニクスを受け入れたことで、地質学の考え方に大きなパラダイムシフトがもたらされた。

このプロセスによって、地球の中央海嶺に沿って毎年2.7 km 2 (1.0 mi 2 )の新しい海底が形成されていると推定されています。[ 50 ]地殻の厚さが7 km (4.3 mi)であるため、これは毎年約19 km 3 (4.6 mi 3 )の新しい海洋地殻が形成されていることになります。 [ 50 ]

  • 海嶺と深海熱水噴出孔の化学
    海嶺と深海熱水噴出孔の化学
  • 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
    プレートテクトニクス理論によれば、地球の地殻にあるプレート
  • 海底磁気ストライプ
    海底磁気縞
  • 磁気ストライプのデモンストレーション
    磁気ストライプのデモンストレーション

中央海嶺の一覧

古代の海嶺一覧

参照

参考文献

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