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チリ海嶺は、チリ海嶺とも呼ばれ、ナスカプレートと南極プレートの分岐プレート境界によって形成された海底海嶺である。ナスカプレート、太平洋プレート、南極プレートの三重会合点からチリの南岸まで伸びている。[1] [2]チリ海嶺は、海嶺がいくつかの分節化された断裂帯に分かれており、海嶺セグメントに垂直で、拡大方向に向かって直交形状を示しているため、地図上で簡単に認識できる。海嶺セグメントの全長は約550～600 kmである。[1]
拡大を続けるチリ海嶺は東で南米プレート南部と衝突し、1400万年前（Ma）からタイタオ半島の下に沈み込んでいる。 [1] [2]海嶺の衝突により、上にある南米プレートの下にスラブウィンドウが形成され、分離するチリ海嶺の下でマグマの流速が急激に低下したことから、上部マントルのマグマ溶融量が少ないことが証明されている。[2] [1] [3]沈み込みにより、タイタオオフィオライトに代表される特殊な火成岩が生成されます。これは、通常海洋プレートで見られる、かんらん石と輝石からなる超塩基性岩です。[4] [2]さらに、チリ海嶺の沈み込みにより、タイタオ半島にプルトンとして現れたタイタオ花崗岩も生成されます。[2] [5]
チリ海嶺は拡大海嶺 の沈み込みを伴うが、これは始生代大陸地殻が深海地殻からどのように形成されたかを説明するため、研究する価値がある。 [4]
歴史
およそ 1400 万年から 300 万年前にかけて、一連の海溝がチリ海溝と衝突し、チリ海嶺の一部を形成しました。[出典が必要]
2010年にコンセプシオン地震（マグニチュード8.8）がこの山脈を襲った。[要出典]
地域地質学
チリ山脈の地質
チリ海嶺の地質は、タイタオ半島（チリ海嶺の東側）の地質と密接に関係しています。これは、チリ海嶺がタイタオ半島の下に沈み込み、そこに独特の岩相を生み出しているためです。[4] [5]岩相単位は、最も新しいものから最も古いものまで議論され、タイタオ花崗岩とタイタオオフィオライトが私たちの主な焦点となります。
太涛花崗岩（後期中新世のアダカイトのような岩石）
アダカイト 火成活動は、ナスカプレートの後縁が溶融することによって形成される。[2]チリ海嶺が南米プレートの下に沈み込んだため、花崗岩を生成する貫入火成活動があった。 [4]これも沈み込んだ海洋地殻の部分溶融によって形成される。 [4] [5]若いナスカ地殻（1800万年未満）は温かいため、変成した沈み込んだ玄武岩が溶融する。[5] [4]通常の中央海嶺では、水などの揮発性物質の存在も固相線温度を低下させる。[4]しかし、チリ海嶺では、リソスフェアの部分溶融の程度は比較的低く（20％）、部分溶融の圧力と温度はそれぞれ10 kbar未満と650°以上である。[4]これは、温暖な若いナスカプレートが急速な冷却と脱水を妨げたためです。タイタオ花崗岩の部分的な溶融により、カボ・ラペルのアダカイト質プルトンのようなプルトンが形成されました。[4]
太涛花崗岩の特徴
アダカイトは珪長質から中間質の岩石で、通常は石灰アルカリ性です。また、シリカも豊富です。[2]部分溶融により、沈み込んだ玄武岩がエクロジャイトとガーネットを含む両閃岩に変化します。[4]
タイタオオフィオライト（枕状溶岩、シート状岩脈、斑れい岩、後期中新世の超塩基性岩）
チリ海嶺の軸に沿って、苦鉄質から超苦鉄質のマグマ岩が分布している。[4]例えば、タイタオオフィオライト複合体は、チリ三重会合点の南東約 50 km のタイタオ半島の最西端 (チリ海嶺の東) で発見されている。これは、上を覆う南アメリカプレートとチリ海嶺トレスモンテスセグメントの収束によって生じたナスカプレートのオブダクションによるものである。[2] [7]オブダクションと衝上断層運動により低圧変成作用が引き起こされ、オフィオライト複合体が形成される。この変成作用は、拡大海嶺環境での熱水変質の開始を示している。 [4] [7]また、タイタオ半島では最近酸性マグマの活動があり、過去の組成と現在の組成を比較して、マグマの歴史を特定することができる。[2] [8]
タイタオオフィオライトの特徴
タイタオオフィオライト岩石圏は、上から下に向かって、枕状溶岩、シート状岩脈複合体、斑れい岩、超塩基性岩ユニットという特殊な配列を形成している。超塩基性岩ユニットについては、以前に少なくとも2回の溶融イベントが発生したことが証明されている。[2] [9]
沈み込み帯の熱的構成と構造は、海洋リソスフェア、海底堆積物、上にある南米プレートからの侵食された岩石、亜弧マントルウェッジの相互作用、およびマントルから溶け出したマグマの化学組成に影響を与えます。[2] 16 Ma以来発生している南米プレートの下への海洋海嶺（チリ海嶺）の沈み込みにより、亜弧マントルウェッジの熱的構成と形状が変化し、マグマ世代の明確な化学組成が生まれました。[2]つまり、マグマの組成を理解することで、沈み込みシステムの特定の条件を知ることができます。[2]これにより、海嶺の沈み込みによって生成されたスラブウィンドウがアルカリ玄武岩の生成を引き起こすことがわかりました。海嶺と海溝の収束とスラブウィンドウの生成は、アルカリ玄武岩の定置を助けます。 [2] [6]
水深測量
チリ海嶺の水深が調査された。これは水面下の地形の深さを研究する海底地形である。[10]海嶺の両側に沿って大きな深海丘陵が広がっていることが判明した。深海丘陵は周期的に成長し、これは周期的な断層成長によって引き起こされる。断層周期の間、チリ海嶺の伸張は「拡散」構造 変形をもたらし、多数の小さな断層を形成する。海嶺の継続的な発散により伸張ひずみが集中し、小さな断層が互いにつながり、高く長い深海丘陵規模の断層が形成される。巨大な断層は、伸張力によって古くて活動していない断層を海嶺軸から遠ざける。このプロセスは再び繰り返される。したがって、深海丘陵が海嶺軸から遠いほど、その年代は古い。[9]
チリ・リッジ運動
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チリ山脈の拡大
チリ海嶺はナスカプレートと南極プレートの分岐によって形成されました。[4]チリ海嶺は5Maから現在まで約6.4〜7.0cm/年の速度で活発に拡大しています。[4]後期中新世のナスカ-南極拡大海嶺形成により、ナスカプレートと南極プレートの収束速度に差があるため、約550kmの長さのチリ海嶺が形成されました。[2]宇宙測地観測の結果によると、ナスカ-南アメリカは南極-南アメリカよりも4倍速く収束しています。[1] [9]
さらに、ナスカプレートの移動方向は、300万年前から南極プレートの移動方向とは異なっています。ナスカプレートの移動方向は東北東ですが、南極プレートは東南東です。2つのプレートの純粋な発散運動は、チリ海嶺の拡大に寄与しています。[4]
チリ海嶺の移動と沈み込み
1400万年前から始まった海嶺の沈み込みは、チリ海溝に対して10°～12°斜めの斜め沈み込みであり[4] 、南パタゴニア南東部の下に沈み込んでいる。[1] [4]したがって、ナスカプレートと南米プレートの衝突と南極プレートと南米プレートの衝突は、チリ海嶺が分離しているときに同時に起こったことがわかった。つまり、チリ海嶺の一部が南米プレートの下に沈み込んでいたのだ。[1]収束速度の違いにより、スラブウィンドウの形成が促進される。[1]スラブウィンドウは南米プレートの下の隙間で、上にある南米プレートはそれを支えるリソスフェアマントルがほとんどなく、熱いアセノスフェアマントルに直接さらされている。[1]
海洋地殻内の磁気異常の実験結果によると、約1400万～1000万年前（後期中新世）に、チリ海嶺の一部がその後、南パタゴニア半島（南緯48度～54度）の下に沈み込んだことが示唆されている。 [2] 1000万年前から現在まで、チリ海嶺は断裂帯によっていくつかの短いセグメントに分割され、海嶺の各セグメントは南緯46度～48度の間で沈み込んでいる。 [2] [1]上記の発見は、チリ海嶺が北方移動を経験してきたことを証明している。[2] [9] [4]したがって、2300万年前から現在までのチリ海嶺の拡大速度は遅くなっていることがわかった。一方、海嶺の拡大速度は、海嶺と海溝の衝突の時間と相関している。[1]いくつかの研究では、拡大速度に関して異なる発見があり、590万年前から約31km/百万の半分の拡大速度で均一に拡大した可能性があることが示されています。[9]
関連する地震活動
チリ海嶺沈み込みプロジェクト（CRSP）では、チリ三重会合点（CTJ）に地震観測所が設置されている。 [12]地殻活動と地震活動は主にチリ海嶺の沈み込みによって引き起こされている。[13]ナスカプレートと南極プレートがチリ海溝に衝突して分岐し続けるとスラブウィンドウが形成され、新しいリソスフェアの生成が非常に遅くなるためギャップが形成される。 [14] [3] [15]分断されたチリ海嶺とトランスフォーム断層では、マグニチュード4を超える中程度から高いレベルの沖合地震が検出されている。 [12]チリ三重会合点の北にある南米の下に広がるチリ海嶺の沈み込みが地震イベントを引き起こすと予測されている。さらに、上層の南米プレートのプレート内地震活動は、リキニェ-オフキ断層系の変形によって生じる可能性が高い。 [14] [13] [16]
チロエ マイクロプレート
これはナスカプレートと南米プレートの間にある小さなプレートで、チリ海嶺の東に位置しています。チロエマイクロプレート（図5、6）は、あまり動かない南米プレートに対して北に移動していることが証明されています。ゴルフォデペニャス盆地は、チロエマイクロプレートの北方への移動によって形成されました。[16]
アイセン地方のリキーニェ・オフキ断層系の地震
リキニェ・オフキ断層系は、チロエ島マイクロプレートと南アメリカプレートを分ける右横ずれ断層である。 [13]リキニェ・オフキ断層に沿ったチロエ島マイクロプレートの北方移動により、中新世後期にペニャス湾盆地が形成された。[16]
リキニェ・オフキ断層はすべりの速い断層（測地学的速度6.8～28 mm/年）である。[16] プレート内地震は主にこの断層系で発生している。また、ナスカプレートと南米プレートの衝突による膨大な応力が断層系に沿って蓄積されている。[16] [13]歴史を通じて、チリ南部のアイセン地域では限られた地震研究しか行われていない。1927年にマグニチュード7を超える地震が発生したのみである。 [13]このことがチリ海嶺付近の地震活動の発見を妨げている。しかし、2007年にリキニェ・オフキ断層系は、南米プレートの下へのナスカプレートの沈み込みによってもたらされた蓄積応力を解放し、地震のマグニチュードは7に達した。[16]最近では、2004～2005年に274の地震イベントが検出されている。[16]
パタゴニアスラブウィンドウの地震活動
南緯47度から50度（異常に高い熱流量を持つ地域）の間にはプレート内地震活動ギャップがあり、これはパタゴニア スラブウィンドウと一致し、ほとんどの地震活動を妨げています。地元の地震データは、地殻変動とは関係のない低マグニチュード（マグニチュード3.4未満）の地震イベントのみを示しています。この理由は、南極プレートが浅い沈み込みを起こし、地震による変形が非常に限られているためです。[16] [14]（図5）
チリ海嶺運動に関連する地質構造
チリ海嶺の沈み込みの影響
パタゴニアのスラブウィンドウ
チリ海嶺の沈み込みによる最も明らかな影響は、スラブウィンドウの形成である。これは、分離しているチリ海嶺のセグメントが南南アメリカプレートの下に沈み込むときに形成される。ナスカプレートの後縁は沈み込み帯で完全に溶融し、南極プレートの前縁は分岐し、沈み込み後に地殻がほとんど溶融しないため、2つのプレートの間に広がる隙間が形成される。この場合、スラブウィンドウの下ではごく少量のマグマしか生成されない。[3]スラブウィンドウのマントルは、リソスフェア地殻から溶融するマントルよりもかなり高温であり、マグマの生成は非常に遅い。これは、沈み込み帯への水和の程度が低く、マントル対流速度が低下するためであり、沈み込み帯でのマグマの生成は主に地殻の部分溶融を低下させる水和によって引き起こされる。地殻から溶け出したマグマがゆっくりと対流し、スラブウィンドウの上に火山弧ギャップが形成され、火山活動が妨げられる。[ 15 ] [ 1] [2] [17]タイタオ断層とダーウィン断層の間の海嶺セグメントは現在チリ海溝の近くに位置し、南アメリカプレートと衝突している。[1] [3]
南アメリカプレート南部の下部にスラブウィンドウが存在することは、チリ海嶺付近のリソスフェアと上部マントルの構造を決定することを目的とした研究によって証明されている。[3]パタゴニアのスラブウィンドウの位置と一致するプレート内 地震ギャップが記録されている。[14] [8] P波走時トモグラフィーの実験結果によると、予測されたスラブウィンドウの位置に低速度帯があり、深度が増すにつれて東に移動している。[3]
テクトニック侵食とオフィオライトの定置
スラブウィンドウの生成以外にも、チリ海嶺のチリ三重会合点への沈み込みもタイタオ半島に影響を与えている。まず第一に、テクトニック侵食、新第三紀の 玄武岩質火山活動、後期白亜紀のテクトニック隆起である。 [2]南アメリカプレートとチリ海嶺の収束によって生じたナスカプレートのオブダクションと衝上断層運動は、低圧変成作用を引き起こし、オフィオライト複合体の定置を促進した。[13] [4]
チリ三重接合点
チリ三重点は、ナスカプレート、南極プレート、南米プレートの交差点である。この接点の位置は時間とともに変化し、南米プレートの下に拡大海嶺が沈み込むか、トランスフォーム断層が沈み込むかによって変化する。拡大海嶺が沈み込むと、三重点は北方に移動し、断層帯が沈み込むと、三重点は南方移動する。[1]この接点は、ナスカプレート、南極プレート、フェニックスプレートの三重点が破壊された17 Ma以降、チリ海嶺の沈み込みが始まってから北方に移動している。[2]それ以来、チリ三重点はタイタオ半島西部の現在の位置に到達している。[14] 10 Ma以前には、チリ三重点はタイタオ半島南部に到達している。現在、10～20 kmの深さのチリ三重点の温度は800～900 °Cと予測されている。[18] [13]
尾根軸
尾根軸は、新しい地殻が形成される海嶺の中央部分です。チリ海嶺の中央の尾根軸は、北北西（NNE）方向に伸びています。尾根軸は、地形学的軸リフトバレーとしても知られています。衛星 高度測定データと磁気データの助けを借りて、重力の低さが尾根軸の近くで発見されています。[1]
破砕帯
これは断層帯とも呼ばれる。これらはトランスフォーム断層であり、チリ海嶺をセグメントに分割し、海嶺軸全体を南東方向に傾けている。[9] [1] 断層帯は東北東（ENE）方向に伸びている。チリ海嶺軸のオフセットの全長は18の断層帯によって1380 kmに及び、断層帯の中には2つの複合断層系もある。最長の断層帯はチロエ断層で長さは234 km、最短はグアフォ断層（39 km）である。[9]磁気データと水深測量データに関するさまざまな研究を通じて、断層帯の位置が特定されている。主要な断層帯は水深測量法によって調査され、トラフとして定義される。同じ水深測量データにより、東太平洋海嶺の断層帯と低速で広がる大西洋中央海嶺も発見された。[1] [8] [9]
チリ山脈の区分
チリ海嶺は、長さとオフセット距離が異なる複数の短い拡大セグメントに分かれており、次のセクションでは7つのセグメントについて説明します。[9] [1]下の表から、拡大海嶺セグメントの長さは約20〜200 km、セグメント内のオフセットは約10〜1100 kmであることがわかります。実際には、北海嶺には合計10の一次海嶺セグメント（N1〜N10）、バルディビア断裂帯には5つの一次海嶺セグメント（V1〜V5） 、南海嶺には5つの一次海嶺セグメント（S1〜S5）があります。さらに、セグメントN9とS5はどちらも、非変換オフセットによって2つの部分に分割されています。上の表は、より長く、より規則的で、より複雑でない断層をまとめたものです：N1、N5、N8、N9N、N9S、N10、V4、S5N、およびS5S。
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砂時計の形態
深い輪郭はセグメントの端に沿っており、浅い輪郭はセグメントの中央に位置しています。セグメントの中央は狭く、セグメントの端にある軸方向の谷は広くなっています。これにより砂時計の形状が形成されます。（図8）[9]
バルディビア断裂帯
バルディビア断層帯はチリ海嶺の中央に位置し（図1、2、7）、海底地形と磁気プロファイルの研究、重力異常の検出によって海嶺を北部と南部に分割していることが判明した。[4]バルディビア断層帯は、チリ海嶺の北と南を東西方向に600 km以上ずらしている。バルディビア断層帯の間には6つの断層帯がある。[1]
チリ海嶺とチリ海溝の相互作用
チリ南部の三重会合点における地球物理学的および地熱的分析が検討された。チリ海嶺を横切る磁気および水深データが記録されており、海嶺が海溝と収束するときに拡大海嶺の形状がわずかに変化することが確認されている。[13] [8] [14]
上にある南アメリカプレートは、主に海嶺衝突の影響を受けています。チリ海嶺が沈み込むと、チリ・ペルー海溝はより急勾配で狭くなります。[8]タイタオ断裂帯内のチリ海嶺セグメントは、海溝の南端に衝突します。海嶺の衝突は、陸側の海溝斜面へのオブダクションプロセスにも関連している可能性があります。南側の三重点に沿って地熱データが測定されています。海溝の衝突帯での熱流量解析では、海溝下部のチリ海嶺沈み込みに関連して、高い値の熱パルス（345 mW/m 2 ）が示されました。 [8]さらに、海底シミュレーション反射体（BSR）を適用することで、三重点の北から南にかけてより広い範囲の熱流量観測グリッドが示されるため、海溝斜面の下に高い熱流量が存在するというより説得力のある証拠が得られました。[8]また、仮定された伝導熱流量は、BSRの熱流量データと一致しています。[8] [12]
拡大海嶺沈み込みの重要性
拡大海嶺の沈み込みを理解することは、大陸地殻の進化を左右するため、極めて重要です。チリ海溝の下のチリ海嶺の沈み込みは、深海地殻の溶融による始生代大陸地殻の形成に適した類似例です。[4]これは、チリ海嶺の沈み込みが、その上にあるプレートが大陸プレートである世界で唯一の例であるためです。過去の岩石間の相関関係も調べることができます。海嶺と海溝の相互作用も研究できます。[4]
さらに、パタゴニアスラブウィンドウの存在とナスカプレートのオブダクションにより、異なる時期に起こった地質学的プロセスは同じではありません。[4]したがって、チリ海嶺の沈み込みは、斉一原理（現在起こっている地質学的プロセスは過去に起こったものと同じである）に適合しません。[19]
拡大海嶺沈み込みの他の例
クラ・ファラロン/復活海嶺の沈み込み
クラ・ファラロン/リザレクション海嶺の沈み込みは白亜紀後期から暁新世にかけて始まり、現在はアラスカのチュガッチ複合岩体に位置し、現在では苦鉄質・超苦鉄質の高度変成作用が見つかっている。[4]海嶺の沈み込みは北アメリカ境界の火成活動を制御している。[4]
参照
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