背弧盆地

背弧盆地は、いくつかの収束型プレート境界に見られる地質盆地の一種である。現在、背弧盆地はすべて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見られる。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る。 ^[1]収束型境界は普遍的に圧縮帯であると予想されていたため、背弧盆地は当初、プレートテクトニクスでは予期せぬ現象であった。しかし、1970年にダン・カリグはプレートテクトニクスと一致する背弧盆地のモデルを発表した。^[2]

背弧盆地は典型的には非常に長く比較的狭く、長さは数千キロメートルにもなるが、幅はせいぜい数百キロメートルに過ぎない。背弧伸長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長の特徴があるわけではない。^[3]背弧盆地は、沈み込む海洋地殻プレートが非常に古い地域で発見されている。^[3]背弧盆地の幅が狭いのは、マグマ活動が水と誘発されたマントル対流に依存しているためで、沈み込み帯沿いにしか形成されない。^[3]拡大速度は、年間わずか数センチメートル（マリアナトラフ）から、ラウ盆地の年間15センチメートルまで様々である。^[4]盆地内の拡大海嶺からは、中央海嶺から噴出するものと同様の玄武岩が噴出する。主な違いは、背弧盆地の玄武岩はマグマ水が非常に豊富であることが多い（通常、1～1.5重量% H ₂ O）のに対し、中央海嶺玄武岩マグマは非常に乾燥している（通常、<0.3重量% H ₂ O）ことです。背弧盆地玄武岩マグマの高い水分含有量は、沈み込み帯を運ばれ、上部のマントルウェッジに放出された水に由来します。^[1]追加の水源としては、沈み込むスラブ内の角閃石や雲母のエクロジャイト化が挙げられます。中央海嶺と同様に、背弧盆地には熱水噴出孔とそれに関連する化学合成コミュニティがあります。

海底拡大の証拠は、海盆底のコアで確認されている。海盆に集まった堆積物の厚さは、海盆の中心に向かって薄くなっており、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は海洋地殻の年代に関係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た。^[2]多くの地域では異常は平行に見えず、また、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、背弧海盆の拡大は中央海嶺の拡大よりも拡散しており、均一性が低いという特徴づけをする人もいます。^[6]背弧海盆の拡大が中央海嶺の拡大とは本質的に異なるという考え方は物議を醸しており、長年にわたって議論されてきました。^[6]もう一つの議論は、海底拡大のプロセスはどちらの場合も同じであるが、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す。^[6]このプロセスは、ラウ背弧海盆で確認できます。^[6]磁気異常の解読はより複雑ですが、背弧海盆拡大中心から採取された岩石は、中央海嶺のものとあまり変わりません。^[7]対照的に、近くの島弧の火山岩は、この海盆のものと大きく異なります。^[7]

背弧海盆は、非対称な海底拡大を特徴とする点で通常の中央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、マリアナトラフ中央部では、現在の拡大速度は西側で2～3倍ですが、^[8]マリアナトラフ南端では、拡大中心が火山フロントに隣接していることから、全体的な地殻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も発達している北部に反映されています。^[10]

ラウ盆地などの他の背弧盆地では、大きなリフトジャンプや伝播イベント（リフトの相対的な動きの突然の変化）が発生し、拡大中心が弧の遠方からより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では、リフトジャンプはおそらく小さく、比較的対称的であるようです。^[12]背弧盆地での非対称な拡大の原因は、まだ十分に理解されていません。一般的な考え方では、弧の溶融生成プロセスと熱流の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、およびリフト形成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下降すると、水が放出され、マントルが溶融し、火山活動と島弧の形成が起こります。この別の結果として、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触してい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、島弧が沈み込み帯に向かって押し出され、プレートの残りの部分が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進運動は、海溝ロールバック（ヒンジロールバックまたはヒンジリトリートとも呼ばれます）と呼ばれます。沈み込み帯とそれに関連する海溝が後方に引っ張られると、上にあるプレートが引き伸ばされ、地殻が薄くなり、背弧盆地が形成されます。場合によっては、沈み込み帯に浮力のある地形が入り込むことで伸張が引き起こされ、沈み込みが局所的に遅くなり、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プレートの伸張と関連している。^[9]

背弧拡大の成立に必要な沈み込む地殻の年齢は、5500万年以上であることがわかっています。^{[15] [3]}このため、背弧拡大の中心は西太平洋に集中しているように見えます。^[3]沈み込むスラブの傾斜角も重要であり、背弧拡大の領域では30°以上であることが示されています。これは、海洋地殻が古くなるにつれて密度が高くなり、下降角度が急になるためであると考えられます。^[3]

背弧の裂け目によって上部プレートが薄くなると、新しい海洋地殻の形成につながる可能性があります (つまり、背弧の拡大)。リソスフェアが伸びると、その下のアセノスフェアが浅い深さまで上昇し、断熱減圧溶融の結果として部分的に溶融します。この溶融物が表面に近づくと、拡大が始まります。

堆積作用は著しく非対称で、堆積物のほとんどは海溝のロールバックと足並みを揃えて後退する活発な火山弧から供給されている。^[16]深海掘削プロジェクト（DSDP）中に収集されたコアから、西太平洋の背弧盆地で9種類の堆積物が発見された。^{[16]厚い層から中程度の層状の巨大な}礫岩の土石流は、DSDPによって収集された堆積物の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であるが、}顆粒から玉石までの範囲である。^[16]副産物には、石灰岩の破片、チャート、浅瀬の化石、砂岩の クラストなどがある。^[16]

DSDPで回収された堆積物の全厚の20%は、タービダイト砂岩と泥岩が互層になった海底扇状地システムで占められていた。 ^{[16]扇状地は、}岩相、テクスチャ、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、内側扇状地および中部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]}内側扇状地および中部扇状地システムには、薄層から中層の砂岩と泥岩が互層になっている。^[16]これらの砂岩に見られる構造には、荷重岩片、微小断層、スランプ褶曲、回旋状葉理、脱水構造、段階的層理、砂岩層の段階的上部などがある。^[16]サブシステム内には部分的なブーマ層が見られる。^[16]外側扇状地サブシステムは、一般的に、内側扇状地および中部扇状地システムに比べて細かい堆積物で構成されている。^[16]このシステムでは、よく分類された火山砕屑砂岩、シルト岩、泥岩が見つかります。^[16]このシステムで見つかった堆積構造には、平行なラミナ、マイクロクロスラミナ、および段階的な層状構造が含まれます。^[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されます。^[16]

鉄マンガン微小団塊、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、珪藻類、海綿骨を含む遠洋性粘土が、発見された各地点の最上層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全厚の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、珪藻類、珪鞭毛藻類の軟泥、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の種類です。 ^{[ 16]}この堆積物の種類は、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半を占めています。^[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]この堆積物は生物起源の遠洋性炭酸塩岩と同じ組成であったが、発達した堆積構造に再加工されていた。 [16]火山灰、凝灰岩、ナノ化石、黄鉄鉱、石英、植物の残骸、ガラスなど他の多くの成分からなる火砕岩は、回収された堆積物の9.5％を占めていた。^[16]これらの火山性堆積物は、地域の地殻変動によって制御された火山活動と近くの島弧源から供給された。^[16]

活発な背弧盆地はマリアナ諸島、ケルマデック・トンガ、南スコシア、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見られる。すべての沈み込み帯に背弧盆地があるわけではなく、中央アンデスのように背弧圧縮と関連しているものもある。

パレセベラ・四国盆地、日本海、千島海盆など、絶滅した、あるいは化石化した背弧盆地が数多く存在する。圧縮性の背弧盆地は、例えばピレネー山脈やスイスアルプスで発見されている。^[17]

プレートテクトニクス理論の発展に伴い、地質学者はプレート収束縁辺部は圧縮帯であると考え、沈み込み帯（背弧海盆）上部の強い伸張帯は予想されていなかった。プレート収束縁辺部の一部が活発に拡大しているという仮説は、1970年にスクリプス海洋研究所の大学院生だったダン・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学調査の結果であった。

• 背弧地域
• 前弧盆地
• 弧内盆地

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• EGU GIFT2017: 地中海を内側から形作るにおける沈み込み、海溝のロールバック、背弧盆地の拡大のアニメーション (YouTube 経由)