海洋学入門

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海洋学入門

発散型境界とは、プレートが離れていくときに、その空間を埋めるために新しい海洋地殻が作られる拡散境界のことである。 発散境界の多くは、中海の海嶺に沿って位置しています（一部、陸上にあるものもあります）。 海洋中央海嶺は巨大な海底山脈で、長さ6万5千km、幅約1千km、地球表面の23％を占める地球最大の地質である（図4.5.1）。 プレート境界で形成された新しい地殻は、周囲の地殻よりも温度が高く、密度が低いため、マントルの上に高く乗っており、山脈が形成されている。 海洋中央海嶺の中央部には、幅25〜50km、深さ1kmの地溝帯が走っている。 海洋拡散尾根は、一見湾曲しているように見えますが、実は直線的な尾根が連なっており、尾根に垂直な断層（トランスフォーム断層）で間隔を空けて配置されています。 この変形断層によって、海洋稜線は海底の巨大なジッパーのように見える（図4.5.2）。 4.7節で紹介するように、隣接する2つの海嶺セグメント間のトランスフォーム断層に沿った動きは、多くの地震の原因となっています。

拡がり境界でできる地殻物質は常に海洋性で、言い換えれば、それは火成岩（例えば、フェロマグネシウム鉱物に富む玄武岩や斑レイ岩など）で、深部の熱いマントル岩が表面に向かって移動して減圧によってマントルが部分溶融してできたマグマを起源にします（図 4.5.3 ）。 尾根の頂上付近の三角形の部分溶融帯は厚さ約 60 km、マグマの割合は岩石体積の約 10％で、厚さ約 6 km の地殻が形成される。 このマグマは海底に滲出し、枕状玄武岩、角礫岩（玄武岩の破片）、流紋岩を形成し、場合によっては石灰岩やチャートと混在していることもある。 その後、火成岩は堆積物で覆われ、やがて堆積岩となる

広がりは、マントルプルームまたは一連のマントルプルームに関連した地殻の隆起またはドーミングによって、大陸領域内で始まると仮定されています。 マントルプルームの浮力は地殻内にドームを形成し、地殻を破壊させる。 大きな大陸の下に一連のマントルプルームが存在する場合、その結果生じた裂け目が整列し、リフトバレー（現在のアフリカ東部の大地溝帯など）が形成されることがある。 このような谷は、やがて線状の海（現在の紅海など）へと発展し、最終的には海洋（大西洋など）へと変化することが示唆されている。 現在の大西洋中央海嶺に沿ったパンゲアのリフティングの開始には、20ものマントルプルーム（その多くはまだ存在している）が関与していたと思われる。

これらの海底拡散中心で新しい海洋地殻が形成されていることを示す証拠が複数ある。 地殻の年齢：

海洋中央海嶺付近の海洋地殻の年齢を比較すると、地殻は広がり中心で最も若く、発散境界から左右に離れるにつれて徐々に古くなり、海嶺から20～40kmごとに約100万年老化することがわかる。 さらに、地殻の年齢のパターンは尾根の両側でかなり対称的です（図4.5.4）。

海洋地殻の最も古い部分は東地中海の約280 Ma、外洋の最も古い部分は北大西洋の両側で約180 Maです。 大陸地殻の一部が4,000Ma近く古いことを考えると、最も古い海底が300Ma以下であることは意外かもしれません。 もちろん、それより古い海底はすべて沈み込むか (4.6節参照)、押し上げられ、大陸地殻の一部となったからである。 予想されるように、海洋地殻は拡がりつつある海嶺の近くでは非常に若く（図4.5.4）、海嶺の違いによって海底の拡がり速度に明らかな差がある。 太平洋と南東インド洋の海嶺は年齢幅が広く、急速に広がっている（片側で10cm/年に近い地域もある）のに対し、大西洋と西インド洋の海嶺はずっとゆっくり広がっている（片側で2cm/年以下の地域もある）

2.堆積物の厚さ：

1.4 節で述べたエコー・サウンディングと同様の反射法地震探査の開発により、海底堆積物を通して、岩盤地形や地殻厚さをマッピングすることが可能になりました。 その結果、大陸付近では堆積物の厚さが数千メートルに及ぶが、海嶺部では堆積物が比較的薄い、あるいは存在しないことが判明した（図4.5.5）。 これは、海洋地殻の年齢に関するデータと合わせると納得できる。拡散中心から遠いほど地殻は古く、堆積物を蓄積する時間が長く、堆積物層が厚くなる。 さらに、底質層は海嶺から遠くなるほど古くなり、大昔に海嶺で地殻が形成されたときに地殻に堆積したことを示しています。

3 熱流：

海底の熱流の速度を測定したところ、海嶺に沿って平均より高く（約8倍）、海溝部では平均より低い（約20分の1）ことがわかった。 熱流の多いところは、新しい地殻が形成されるときに高温のマントル物質が上向きに対流し、熱流の少ないところは、沈み込み帯での下向き対流と相関しています。 磁気反転：

4.2節で、岩石は形成時に得た磁気情報を保持できることを確認しました。 しかし、地球の磁場は地質学的な時間の経過とともに安定したものではありません。 理由は完全には解明されていませんが、磁場は周期的に減衰し、その後再確立されます。 このとき、磁場は崩壊前の方向を向いていることもあれば、極性が反転した方向を向いていることもある。 極性が反転している間は、コンパスは北ではなく南を指すようになる。 過去250Maの間に、数百の磁場反転があったが、そのタイミングは決して規則的ではなかった。 地質学者が定義できた最も短いものは数千年しか続かず、最も長いものは白亜紀の3千万年以上であった（図4.5.6）。 現在の「正常な」事象は約78万年続いている。

1950年代から、科学者は海底地形の研究時に磁力線の測定値を使用するようになりました。 1958年、ブリティッシュ・コロンビア州とワシントン州の沖合で、最初の包括的な磁気データがまとめられました。 この調査によって、海底の岩石に磁気の強弱が交互に現れる不思議なパターンが発見された（図4.5.7）。 その後、他の海域でもこの磁気異常が観測され、最も重要なことは、磁気パターンが海嶺に対して対称的であるという事実である。 1960年代には、後にVine-Matthews-Morley（VMM）仮説として知られるようになったが、海嶺に伴うパターンは磁気反転と関係があり、通常のイベントで玄武岩が冷却されてできた海洋地殻は、現在の磁場に極性を合わせているだろうと提案された。 一方、逆転現象で生じた海底地殻は極性が逆であるため、負の磁気異常（白い縞模様）が発生する。 また、海嶺の広がり具合によって、異常の幅が異なる。 この過程を図4.5.8で説明します。 新しい地殻が形成され（パネルa）、既存の正常な磁極を持つようになる。 その後、プレートが発散するにつれて磁極が反転し、海嶺で形成された新しい地殻は反転した極性を持つようになる（図4.5.8の白い縞）。 図4.5.8では、磁極が元に戻っているため、新しい地殻は再び正常な極性を示し、尾根から遠ざかる。