Loading article…
東太平洋海嶺（紫）の太平洋上へのおおよその表面投影。太平洋南極海嶺（紫）として使われることもあります。断層帯（オレンジ）に関連する特徴も示されています（明るいオレンジ）。地図をクリックして拡大すると、インタラクティブな断層帯の詳細が表示されます。[1]
東太平洋海膨( EPR ) は、太平洋の海底に沿った発散型構造プレート境界にある中央海膨 (通常、中央海嶺ではなく海洋海膨と呼ばれる。これは、中央海膨の拡大速度が速いため、標高の増加が少なく、地形がより規則的であるためである) である。EPR は、太平洋プレートを西側 (北から南) に、北米プレート、リベラプレート、ココスプレート、ナスカプレート、および南極プレートから分離している。EPR は、南カリフォルニアのソルトン湖盆地のカリフォルニア湾から南に伸び、南緯55° 西経 130° / 南緯 55° 西経 130° / -55付近の地点まで広がっている。 -130で、ニュージーランド付近で西南西方向に南極に向かって伸びる太平洋南極海嶺(PAR) に合流する(ただし、PAR は EPR の南部と見なされる場合もある)。隆起の大部分は南米海岸から約 3,200 km (2,000 マイル) の沖合にあり、周囲の海底から約 1,800～2,700 m (5,900～8,900 フィート) の高さに達する。
概要
海洋地殻は東太平洋海膨から両側へ移動している。イースター島付近では年間150mm（6インチ）以上で、これは世界最速である。[2]しかし、北端ではそれよりはるかに遅く、年間約60mm（2インチ）しか移動していない。+ メキシコ湾海嶺は、年間約1 ⁄ 2インチの速度で隆起しています。 [3] [4]メキシコ湾海嶺の東側では、東に移動するココスプレートとナスカプレートが西に移動する南アメリカプレートおよび北アメリカプレートと出会い、それらの下に沈み込んでいます。アンデス山脈に沿った火山帯と、中央アメリカとメキシコを通る火山弧は、この衝突の直接的な結果です。バハカリフォルニア半島の真東では、メキシコ湾海嶺はカリフォルニア湾リフトゾーンと呼ばれることもあります。この地域では、新しく形成された海洋地殻が、北アメリカプレートに由来するリフトした大陸地殻と混ざり合っています。
イースター島の近くでは、東太平洋海膨がイースター島とフアンフェルナンデスマイクロプレートでチリ海膨と出会い、東に伸びて南チリの海岸沿いのペルー・チリ海溝で南アメリカプレートの下に沈み込みます。海膨のこの部分はケープアデア・イースター島海嶺、アルバトロス山脈、イースター島山脈、イースター島海膨、イースター島うねりと呼ばれています。[5]
東太平洋海嶺の一部では、南緯29度から南緯32度の間のナスカ・太平洋プレート境界のように、斜めに広がっています。[6]これは、最も近い海嶺セグメントに対して直交しない海底拡大です。 [6]
東太平洋海嶺（PAR）の南延長は、ニュージーランド南岸のマコーリー三重会合点で南東インド海嶺と合流する。東太平洋海嶺の南側は、地球上で最も急速に拡大する発散境界の一つでもあり、[2] [7]ピーク時には年間79.3 mm（3.12インチ）に達する。[8]
東太平洋海膨沿いのブラックスモーカーと呼ばれる熱水噴出孔は、 1979年にRISEプロジェクトによって初めて発見され、それ以来広範囲に研究されてきました。[9]これらの噴出孔は、海底に火山性の巨大な硫化物鉱床を形成しています。 [10] [11]噴出孔では、光合成ではなく化学合成生態系で生息する多くのユニークな深海生物が発見されています。[12]
参照
参考文献
- ^ 名称の付いた断層帯の一般的な引用については、Wikipedia:地図データ/断層帯のページを参照してください。具体的な引用については、インタラクティブな詳細を参照してください。
- ^ ab DeMets, Charles; Gordon, Richard G. ; Argus, Donald F. (2010). 「地質学的に現在のプレート運動」. Geophysical Journal International . 181 (1): 52. Bibcode :2010GeoJI.181....1D. doi : 10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x .
- ^ 「プレート運動を理解する」。米国地理調査所。2013年6月26日閲覧。
- ^ 「東太平洋海膨」ブリタニカ百科事典。
- ^ 「Marine Gazetteer:Easter Island Rise」 。 2023年11月8日閲覧。
- ^ ab Zhang, Tuo; Gordon, Richard G.; Wang, Chengzu (2018). 「中間および超高速拡散中心を横切る斜め海底拡散」.地球惑星科学レター. 495 : 146–156. Bibcode :2018E&PSL.495..146Z. doi : 10.1016/j.epsl.2018.05.001 . S2CID 135028765.
- ^ サール、ロジャー（2013-09-19）。中央海嶺。ニューヨーク：ケンブリッジ大学出版局。ISBN 9781107017528. OCLC 842323181.
- ^ Sykes, Lynn R.; Ekstörm, Göran (2011). 「南東太平洋のエルタニントランスフォームシステム沿いの地震：地震の強い結合と弱い結合を特徴とする断層セグメントと長期地震予測への影響」Geophysical Journal International . 188 (2): 421–434. Bibcode :2012GeoJI.188..421S. doi : 10.1111/j.1365-246X.2011.05284.x .
- ^ Spiess, FN; Macdonald, KC; Atwater, T.; Ballard, R.; Carranza, A.; Cordoba, D.; Cox, C.; Garcia, VMD; Francheteau, J. (1980-03-28). 「東太平洋海膨: 温泉と地球物理学的実験」. Science . 207 (4438): 1421–1433. Bibcode :1980Sci...207.1421S. doi :10.1126/science.207.4438.1421. ISSN 0036-8075. PMID 17779602. S2CID 28363398.
- ^ ヘイモン、レイチェル・M. ;カストナー、ミリアム(1981)。「東太平洋海膨の北緯21度における温泉堆積物：鉱物学と起源の予備的記述」。地球惑星科学レター。53 ( 3): 363–381。Bibcode :1981E&PSL..53..363H。doi : 10.1016/0012-821X(81)90041-8。
- ^ Herzig, PM; Petersen, S.; Hannington, MD (2000)、「現代の海底の多金属塊状硫化物鉱床とその資源ポテンシャル(PDF) 」、ISA 技術研究、第 2 号、国際海底機構、p. 8、2022 年1 月 9 日のオリジナル(PDF)からアーカイブ、 2015 年 5 月 24 日に取得
- ^ Corliss, John B.; Dymond, Jack; Gordon, Louis I.; Edmond, John M.; von Herzen, Richard P.; Ballard, Robert D.; Green, Kenneth; Williams, David; Bainbridge, Arnold (1979-03-16). 「ガラパゴス地溝帯の海底温泉」. Science . 203 (4385): 1073–1083. Bibcode :1979Sci...203.1073C. doi :10.1126/science.203.4385.1073. ISSN 0036-8075. PMID 17776033. S2CID 39869961.
外部リンク
ウィキメディア・コモンズには、東太平洋海膨に関連するメディアがあります。
- 東太平洋海膨 2004 –スクリップス海洋研究所
- コロンビア大学の研究者が新たな海底拡大中心の形成の鍵を発見 –コロンビア大学