背弧海盆

背弧海盆は、収束型プレート境界で見られる地質学的海盆の一種です。現在、すべての背弧海盆は島弧や沈み込み帯に関連する海底地形であり、その多くは西太平洋にあります。それらのほとんどは、沈み込み帯が沈み込むプレートに向かって移動する海洋海溝ロールバックと呼ばれるプロセスによって引き起こされる張力によって生じます。 ^{[ 1 ]}背弧海盆は、収束境界は普遍的に圧縮帯であると予想されていたため、当初はプレートテクトニクスにおいて予想外の現象でした。しかし、1970年にダン・カリグはプレートテクトニクスと整合する背弧海盆のモデルを発表しました。^{[ 2 ]}

背弧海盆は、通常、非常に長く比較的狭く、長さは数千キロメートルにも及ぶことが多いが、幅はせいぜい数百キロメートル程度である。背弧伸張が形成されるには沈み込み帯が必要であるが、すべての沈み込み帯に背弧伸張の特徴があるわけではない。^{[ 3 ]}背弧海盆は、沈み込む海洋地殻のプレートが非常に古い地域で見られる。^{[ 3 ]}背弧海盆の幅が制限されているのは、マグマ活動が水と誘発されるマントル対流に依存しているためであり、その形成は沈み込み帯沿いに限られる。^{[ 3 ]}拡大速度は、マリアナ海溝のように年間わずか数センチメートルから、ラウ海盆 の年間15センチメートルまで様々である。^{[ 4 ]}海盆内の拡大海嶺は、中央海嶺から噴出するものと同様の玄武岩を噴出する。主な違いは、背弧海盆の玄武岩はマグマ水が非常に豊富である（通常1～1.5重量％H₂O _）のに対し、中央海嶺の玄武岩マグマは非常に乾燥している（通常0.3重量％未満H₂O _）ことです。背弧海盆の玄武岩マグマの高含水率は、沈み込み帯を下りて上層のマントルウェッジに放出された水に由来します。^{[ 1 ]}沈み込むスラブ内の角閃石と雲母のエクロジャイト化も水の供給源となる可能性があります。中央海嶺と同様に、背弧海盆にも熱水噴出孔とそれに伴う化学合成生物群集が存在します。  

海底拡大の証拠は、海盆底のコアで確認されている。海盆に堆積した堆積物の厚さは、海盆の中心に向かって減少しており、表面が若いことを示している。海底の堆積物の厚さと年代が海洋地殻の年代と関連しているという考えは、ハリー・ヘスによって提唱された。^{[ 5 ]} 背弧海盆で形成された地殻の磁気異常は、中央海嶺で形成された地殻とは形状が異なっている。 ^{[ 2 ]}多くの領域で異常は平行に見えず、海盆内の磁気異常のプロファイルは、従来の海洋海盆のように対称性や中心異常を欠いており、非対称な海底拡大を示している。^{[ 2 ]}

このため、一部の人々は、背弧海盆での拡大は中央海嶺での拡大よりも拡散的で均一性が低いと特徴づけている。^{[ 6 ]}背弧海盆での拡大が中央海嶺での拡大と本質的に異なるという考えは議論の的となっており、長年にわたって議論されてきた。^{[ 6 ]}別の主張としては、海底拡大のプロセスはどちらの場合も同じだが、海盆内の海底拡大中心の移動が磁気異常の非対称性を引き起こすというものである。^{[ 6 ]}このプロセスは、ラウ背弧海盆で見ることができる。^{[ 6 ]}磁気異常の解読はより複雑だが、背弧海盆拡大中心から採取された岩石は、中央海嶺の岩石とそれほど違いはない。^{[ 7 ]}対照的に、近くの島弧の火山岩は、海盆の火山岩とは大きく異なっている。^{[ 7 ]}

背弧海盆は、非対称な海底拡大を特徴とするため、通常の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、中央マリアナトラフでは、現在の拡大速度は西側で2～3倍大きくなっていますが^{[ 8 ]}、マリアナトラフの南端では、拡大中心が火山前線に隣接していることから、地殻の全体的な付加はほぼ完全に非対称であったことが示唆されます^{[ 9 ]} 。この状況は、大きな拡大非対称性が発達している北側でも同様に見られます^{[ 10 ] 。}

ラウ海盆などの他の背弧海盆では、大規模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急激な変化）が発生し、拡大中心が弧から遠い位置から弧に近い位置に移動しました。^{[ 11 ]}逆に、最近の拡大速度の研究は、おそらく小さなリフトジャンプを伴う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大の原因は、まだ十分に理解されていません。一般的な考え方としては、弧溶融生成プロセスと熱流量における拡大軸に対する非対称性、スラブからの距離による水和勾配、マントルウェッジ効果、およびリフトから拡大への進化が挙げられます。^{[ 13 ] [ 14 ] [ 15 ]}

火山弧の背後の地殻の伸張は、沈み込みに伴う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沈み込むと、水が放出され、マントルの融解、火山活動、島弧の形成が起こります。この結果、対流セルが形成されます。^{[ 1 ]}上昇するマグマと熱、および対流セルに接す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。このプロセスにより、島弧は沈み込み帯に向かって移動し、プレートの残りの部分は沈み込み帯から遠ざかります。^{[ 1 ]}沈み込むプレートの動きに対する沈み込み帯の後退運動は、海溝後退（ヒンジ後退またはヒンジ後退とも呼ばれる）と呼ばれます。沈み込み帯とその関連する海溝が後退すると、上盤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、沈み込み帯に浮力のある構造物が進入することで伸張が引き起こされ、局所的に沈み込みが減速し、沈み込むプレートがそれに隣接して回転する。この回転は、海溝の後退と上盤プレートの伸張に関連している。^{[ 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 万年以上前であることがわかっています。^{[ 15 ] [ 3 ]}これが、背弧拡大の中心が西太平洋に集中しているように見える理由です。^{[ 3 ]}沈み込むスラブの傾斜角も重要である可能性があり、背弧拡大の領域では30°より大きいことが示されています。これはおそらく、海洋地殻が古くなるにつれて密度が高くなり、沈み込み角が急になるためです。^{[ 3 ]}

背弧リフティングによる上盤プレートの薄化は、新たな海洋地殻の形成（すなわち、背弧拡大）につながる可能性がある。リソスフェアが伸張するにつれて、その下にあるアセノスフェアは浅い深度まで上昇し、断熱減圧融解の結果として部分的に溶融する。この溶融物が地表に近づくと、拡大が始まる。

堆積作用は著しく非対称で、堆積物の大部分は海溝の後退と歩調を合わせて後退する活発な火山弧から供給されている。^{[ 16 ]}深海掘削計画（DSDP）で採取されたコアからは、西太平洋の背弧海盆で9種類の堆積物が発見された。^{[ 16 ]}厚層から中層の塊状礫岩の土石流は、DSDPで採取された堆積物の1.2%を占める。^{[ 16 ]}礫岩中の堆積物の平均サイズは小石サイズだが、顆粒から玉石まで様々である。 [16]副成分物質には、^石灰岩の^破片、チャート、浅水化石、砂岩の砕屑物^などが含まれる。^{[ 16 ]}

DSDP によって回収された堆積物の総厚の 20% は、タービダイト砂岩と泥岩が互層する海底扇状地システムであった。 ^{[ 16 ]}扇状地は、岩相、組織、堆積構造、層理様式の違いに基づいて 2 つのサブシステムに分けられる。^{[ 16 ]}これらのシステムは、内側および中扇状地サブシステムと外側扇状地サブシステムである。^{[ 16 ]}内側および中扇状地システムには、薄層から中層の砂岩と泥岩が互層している。^{[ 16 ]}これらの砂岩に見られる構造には、荷重砕屑物、微小断層、スランプ褶曲、褶曲ラミネーション、脱水構造、級化層理、砂岩層の漸移的な頂部などがある。^{[ 16 ]}部分的なBouma シーケンスは、サブシステム内に見られる。^{[ 16 ]}外側扇状地サブシステムは、一般的に、内側および中扇状地システムと比較して、より細かい堆積物で構成されている。^{[ 16 ]}このシステムには、よく選別された火山砕屑性砂岩、シルト岩、泥岩が見られます。^{[ 16 ]}このシステムで見られる堆積構造には、平行ラミナ、マイクロクロスラミナ、級化層理などがあります。^{[ 16 ]}このサブシステムでは、部分的なブーマシーケンスが識別できます。^{[ 16 ]}

鉄マンガン微結節、石英、斜長石、正長石、磁鉄鉱、火山ガラス、モンモリロナイト、イライト、スメクタイト、有孔虫の残骸、珪藻、海綿骨片を含む遠洋性粘土が、発見された各地点の最上部の地層を構成していた。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4.2%を占めていた。^{[ 16 ]}

生物起源の遠洋性シリカ堆積物は、放散虫、珪藻、珪質鞭毛藻の軟泥、チャートから構成されています。^{[ 16 ]}これは回収された堆積物の厚さの 4.3% を占めています。^{[ 16 ]}生物起源の遠洋性炭酸塩は、西太平洋の背弧海盆から回収された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% を占めています。^{[ 16 ]}遠洋性炭酸塩は、軟泥、チョーク、石灰岩から構成されています。^{[ 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% を占めています。^{[ 16 ]}この堆積物タイプは生物起源の遠洋性炭酸塩と同じ組成でしたが、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、ナノ化石、黄鉄鉱、石英、植物残骸、ガラスなどの他の多くの構成要素からなる火砕物は、回収された堆積物の 9.5% を占めていました。^{[ 16 ]}これらの火山性堆積物は、地域の構造制御火山活動と近くの島弧源から供給されました。^{[ 16 ]}

活発な背弧海盆は、マリアナ諸島、ケルマデック・トンガ諸島、サウススコシア、マヌス島、北フィジー、ティレニア海地域に見られるが、そのほとんどは西太平洋に存在する。すべての沈み込み帯に背弧海盆が存在するわけではなく、中央アンデス山脈のように、背弧圧縮と関連しているものもある。

パレス・ベラ・四国海盆、日本海、千島海盆など、消滅または化石化した背弧海盆が数多く存在する。圧縮性の背弧海盆は、例えばピレネー山脈やスイスアルプスで見られる。^{[ 17 ]}

プレートテクトニクス理論の発展に伴い、地質学者は収束型プレート境界は圧縮帯であると考え、沈み込み帯の上部（背弧海盆）に強い伸張帯は存在しないと予想していた。収束型プレート境界の一部が活発に拡大しているという仮説は、1970年にスクリップス海洋研究所の大学院生であったダン・カリグによって提唱された。^{[ 2 ]}これは、西太平洋への数回の海洋地質調査の結果である。

• 後方弧領域
• 前弧海盆
• 弧内盆地

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• EGU GIFT2017: Shaping the Mediterranean from the Inside Out における沈み込み、海溝後退、背弧海盆拡大のアニメーション（YouTubeより）