発散する二重沈み込み

発散性二重沈み込み（ DDSと略される）は、外向きに傾斜する両面沈み込みとも呼ばれ、^[1]同じ海洋プレート上に方向の異なる2つの平行な沈み込み帯が形成される特殊なタイプの沈み込みプロセスです。^[2]従来のプレートテクトニクス理論では、海洋プレートが別のプレートの下に沈み込み、新しい海洋地殻がどこか別の場所、通常は同じプレートの反対側に沿って生成されます^[3]しかし、発散性二重沈み込みでは、海洋プレートは両側で沈み込みます。その結果、海洋が閉じ、島弧同士が衝突します。

この概念は最初にオーストラリア南部のラクラン褶曲帯で提案され、適用されました。^{[2]それ以来、地質学者はこのモデルを}中央アジア造山帯のソロンカー縫合帯、^{[4] [5]}江南造山帯、^[6]ラサ-チャンタン衝突帯^[7]ベーカー・テレーン境界など他の地域に適用してきました。^[8]このシステムのアクティブな例としては、(1)インドネシアのモルッカ海衝突帯で、モルッカ海プレートがユーラシアプレートとフィリピン海プレートの下に両側で沈み込むこと、^{[9] [10]}と (2)地中海中部のアドリア海プレートで、西側 (アペニン山脈とカラブリア山脈の下) と東側 (ディナル山脈の下) の両方で沈み込むことが挙げられます。^{[11] [12]}

発散という用語は、1 つの海洋プレートが 2 つの反対側で異なる方向に沈み込むことを表すのに使用されていることに注意してください。この意味は、2 つの別々のプレートが互いに離れる 拡大中心を指す発散プレート境界での同じ用語の使用と混同しないでください。

発散型二重沈み込み系の完全な進化は、4つの主要な段階に分けられます。^[2] 

中央の海洋プレートが両側から2つの上部プレートに沈み込むと、沈み込む海洋スラブが流体を下ろし、その流体がマントルウェッジに放出されます。^{[2]これにより}マントルウェッジの部分的な溶融が始まり、マグマが最終的に上部プレートに上昇し、2つの上部プレート上に2つの火山弧が形成されます。 ^[2]同時に、上部プレートの2つの縁に堆積物が堆積し、2つの付加ウェッジが形成されます。^[2]プレートが沈み込み、ロールバックが発生すると、海洋が狭くなり、海洋プレートが逆「U」字型に近づくにつれて沈み込み速度が低下します。^[2]

沈み込みが続くと、海は最終的に閉じられます。2つの重なり合ったプレートは出会い、衝突し、「ソフト」衝突によって互いに結合します。^{[2] [6]}海洋プレートの逆「U」字型は、プレート下のマントル物質を閉じ込めるため、プレートの継続的な沈み込みを妨げます。^[2]  

密度の高い海洋プレートは沈みやすい傾向があります。沈むと、海洋プレートとその上の溶着地殻に沿って破壊され、隙間ができます。^[2]生成された余分なスペースにより、マントルウェッジ物質の減圧溶融が起こります。^[2]溶融物は上方に流れ、隙間を埋め、苦鉄質岩脈の貫入として海洋プレートと溶着地殻を貫入します。^[2]最終的に、海洋プレートは沈み続けるにつれて、溶着地殻から完全に分離します。 

海洋プレートが地殻から分離してマントルに沈み込むと、プレート下部の堆積が継続します。同時に、沈み込む海洋プレートは脱水し、流体を上方に放出してマントルと上部の地殻の部分的な溶融を促進します。^{[2] [6]その結果、広範囲にわたるマグマ活動と}バイモーダル火山活動が発生します。^{[2] [6]}

片側沈み込みでは上部プレート上にマグマ弧が 1 つしか生成されませんが、海洋プレートが両側から沈み込む場合は、衝突する上部プレートの両方に 2 つの平行なマグマ弧が生成されます。島弧火山活動を示す火山岩は、縫合帯の両側で見つかります。^[2]一般的な岩石の種類には、石灰アルカリ玄武岩、安山岩、デイサイト、凝灰岩などがあります。^{[2] [6]}これらの島弧火山岩は、大型イオン親岩元素(LILE) と軽希土類元素(LREE) に富んでいますが、ニオブ、ハフニウム、チタンは枯渇しています。^{[6] [13]}

マントルの部分溶融により、苦鉄質岩脈の貫入が生じる。マントルが主な起源であるため、これらの岩脈は枯渇したマントルの同位体特性を記録しており、⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr比は0.703に近く、サマリウム-ネオジム年代測定は陽性である。^[2]一方、下部地殻（付加体）の部分溶融は、発散型二重沈み込みの進化を通じて、酸化アルミニウムが豊富なS型花崗岩の貫入につながる。 ^{[2] [6]}

海洋プレートが上部の地殻から分離すると、マントルの強力な減圧溶融が誘発されます。大量の高温の玄武岩マグマが侵入して地殻を溶かし、流紋岩溶融物を生成します。^{[6] [2]}これにより、玄武岩溶岩と流紋岩溶岩が交互に噴出します。^{[2] [6]} 

大陸衝突と深部沈み込みがなければ、他の沈み込み帯のような高度変成作用は一般的ではない。付加帯内の堆積層と火山岩のほとんどは、緑色片岩または両閃岩 相までの低度から中度の変成作用のみを受けている。^[6] 

2 つの重なり合うプレートが収束すると、2 つの付加ウェッジが発達する。2 つの付加ウェッジは反対方向を向いている。したがって、付加ウェッジの褶曲の逆方向と収束も反対である。^[2]しかし、この提案された特徴は、継続的な変形のために観察されない可能性がある。たとえば、モルッカ海衝突帯の現代の例では、継続的な活発な衝突により、サンギヘ弧がハルマヘラ弧を覆い、ハルマヘラ弧の背弧がそれ自体を覆い尽くす。^{[10] [14]}この場合、付加複合体を含む複雑な褶曲の逆断層帯が形成される。将来、サンギヘ弧はハルマヘラ弧を覆い尽くし、ハルマヘラの岩石記録は消えるだろう。^[10]

2つのプレートが衝突して海盆が閉じると、堆積は止まります。海洋プレートの沈下により、溶着した地殻が引きずり下ろされ、堆積が継続する海盆が形成されます。^{[2] [6] [7]}海洋プレートが上部の地殻から完全に分離すると、等圧反発が起こり、堆積層に大きな不整合が残ります。^{[2] [6]} 

自然界では、発散型二重沈み込みにおける海洋プレートの逆「U」字型は、理想化されたモデルのように常に完全に対称的であるとは限りません。モルッカ海の実際の例のように、沈み込んだプレートの長さがサンギヘ弧の下では西側で長く、ハルマヘラ弧の下では東側で短くなっている非対称な形状が好まれます。^[9] 3D数値モデル化は、発散型二重沈み込みをシミュレートし、以下で識別されるシステムの進化と形状に影響を与える可能性のあるさまざまな要因を評価するために行われました。^[15] 

プレートの幅によって、発散型二重沈み込みが持続できるかどうかが決まります。^[15]海洋プレートの逆「U」字型は、その下にあるマントル物質のために沈み込むのに効果的な形状ではありません。^[2]これらのマントル物質は、沈み込んだ海洋プレートの端でトロイダルフローによって逃げる必要があります。^[15]海洋プレートの幅が狭い場合（幅 < 2000 km）、海洋プレートの下に閉じ込められたマントルはトロイダルフローによって効果的に逃げることができます。^[15]対照的に、持続的な海洋プレート（幅 > 2000 km）の場合、海洋プレートの下に閉じ込められたマントルはトロイダルフローによって効果的に逃げることができず、システムは持続できません。^[15]したがって、発散型二重沈み込みは、小さく狭い海洋プレートでのみ発生し、幅の広い海洋プレートでは発生しません。^[15]これは、自然界ではまれであり、ほとんどの沈み込み帯が片面である理由も説明しています。^[15]

沈み込みの順序は、発散型二重沈み込みの形状を制御します。^[15]より早く沈み込み始める側は、より早くエクロジャイト化レベルに入ります。プレートとマントルの密度のコントラストが大きくなり、プレートの沈み込みが速くなり、正のフィードバックが生まれます。その結果、より早く沈み込む側のスラブの長さが長くなる非対称の形状になります。^[15]スラブの引っ張り、ポロイダルフローの量、および長さが短い側の収束率は減少します。^[15]

発散型二重沈み込みの沈み込みは明確に観察されているものの、もし単一プレートの両側で沈み込みがどのように始まるのかは不明である。これは、強制（誘発）沈み込み開始に必要な圧縮がないため、動いている海洋プレート（つまり、進行中の、先に始まった沈み込みの逆方向に動いている後縁として機能している）を破壊することが難しいためである。^[16]したがって、発散型二重沈み込みの自己矛盾のない開始には、他の形式の二重沈み込みとともに、構造記録とマグマ記録のさらなる研究が必要である。^[17]

プレートの運動状態は、発散する二重沈み込みの形状と衝突の位置を制御します。^[15]マントルの流れが弱く、沈み込みが遅いため、停滞したプレートの下の沈み込むスラブの長さは短くなります。^[15]対照的に、自由に動くプレートの下の沈み込むスラブの長さは長くなります。^[15]さらに、ロールバックが自由に動く側でより速いため、衝突の位置は停滞したプレートの側にシフトします。^[15] 

プレートの厚さはプレートの運動状態と同様の効果を持ち、発散する二重沈み込みの形状と衝突の位置を制御します。^[15]プレートが厚いほど摩擦が大きくなり、沈み込みが妨げられます。その結果、スラブが短くなります。^[15]逆に、プレートが薄いほどスラブは長くなります。^[15] 

海洋プレートとマントルの密度差が大きいほど、海洋プレートの負の浮力が大きくなります。^[15]その結果、沈み込みが速くなり、ロールバックが強くなります。^[15]そのため、ロールバックによって誘発されるマントルの流れ（ポロイダルフロー）も強化されます。収束率が上昇し、2つの重なり合うプレート間の衝突がより速く激しくなります。^[15]