島の弧

島弧は、プレート境界の収束に沿って見られる、活発な地震活動を伴う活火山の長い連なりである。ほとんどの島弧は海洋地殻に由来し、沈み込み帯に沿って岩石圏がマントルに沈み込むことによって生じた。島弧は大陸の成長が達成される主な方法である。^[1]

島弧は、地震活動と火山の存在に基づいて、活動的または非活動的である可能性がある。活動的な島弧は、関連する深部地震帯を伴う最近の火山の尾根である。また、明確な湾曲した形状、一連の活火山または最近死火山、深海溝、および火山弧の凸側にある大きな負のブーゲ異常も備えている。火山弧に関連する小さな正の重力異常は、多くの著者によって、島弧の下に高密度の火山岩が存在するためであると解釈されている。非活動的な島弧は、古い火山岩と火山砕屑岩を含む島々の連鎖である。^[2]

多くの火山列の湾曲した形状と下降するリソスフェアの角度は関連している。^[3] プレートの海洋部分が弧の凸側の海底で表され、屈曲帯が海溝の下で発生する場合、プレートの屈曲部分はほとんどの弧の下のベニオフゾーンとほぼ一致する。

現代の島弧のほとんどは大陸縁辺部（特に太平洋の北縁部と西縁部）に近い。しかし、島弧内部からは、島弧が大陸に対して常に現在の位置に存在していたことを示す直接的な証拠はない。ただし、大陸縁辺部からの証拠は、一部の島弧が中生代後期または新生代前期に大陸に向かって移動した可能性があることを示唆している。^[2] また、島弧は海洋-海洋収束帯でも発見されており、その場合は古いプレートが新しいプレートの下に沈み込む。

島弧が大陸に向かって移動したのは、ある時点で古代のベニオフ帯が現在の海に向かって傾斜していた場合であり、現在のほとんどの島弧のように大陸に向かって 傾斜していたわけではない。その結果、島弧と大陸の間の海底が失われ、拡大期に島弧が移動したと考えられる。^[2]

いくつかの活発な島弧が終わる断層帯は、プレートテクトニクスの観点からは、トランスフォーム断層に沿った運動の結果であると解釈できる。[ ^{4] [5]}トランスフォーム断層は、地殻が消費も生成もされていないプレート境界である。したがって、これらの非活動的な島列の現在の位置は、現在のリソスフェアプレートのパターンによるものである。しかし、それらが古い島弧の断片であることを示す火山の歴史は、必ずしも現在のプレートパターンに関連しているわけではなく、過去のプレート境界の位置の違いによるものである可能性がある。

マントルの溶融を引き起こす熱源を理解することは議論の多い問題であった。研究者たちは、熱はスラブ上部の摩擦によって発生すると信じていた。しかし、アセノスフェアの粘性は温度上昇とともに低下し、部分溶融に必要な温度ではアセノスフェアの粘性は非常に低いため、せん断溶融は起こり得ないため、これはありそうにない。^[6]

現在では、水が弧の下で部分溶融を引き起こす主な要因であると考えられています。沈み込むスラブ内の水の量はマントルの融解温度と関係していることがわかっています。^[7] 存在する水の量が多いほど、マントルの融解温度は低下します。この水は、圧力が上昇すると鉱物が変化する過程で放出されますが、最も多くの水を含む鉱物は蛇紋岩です。

これらの変成鉱物反応により、水和したスラブが沈むにつれて、スラブの上部が脱水される。周囲のアセノスフェアからも熱が伝達される。熱がスラブに伝達されると、温度勾配が形成され、スラブ付近のアセノスフェアは周囲、特にスラブの上部付近よりも冷たく粘性が増す。この粘性の高いアセノスフェアはスラブとともに引きずり下ろされ、粘性の低いマントルがその背後に流れ込む。この下降するマントルと沈降するスラブから上昇する水性流体との相互作用により、マントルが湿潤固相線を横切る際にマントルが部分的に溶融すると考えられている。^[8] さらに、マントルウェッジ内での高温のマントル物質の上昇によって溶融が起こることもある。^[9] 高温物質が急速に上昇して熱がほとんど失われない場合、圧力の低下によって圧力解放または減圧による部分溶融が起こる可能性がある。

島弧の沈み込み側には深く狭い海溝があり、これは沈み込むプレートと上に乗るプレートの境界の地球表面の痕跡である。この海溝は、プレートの先端にある比較的密度の高い沈み込むプレートの下向きの重力によって形成される。この沈み込み境界に沿って複数の地震が発生し、震源は島弧の下で深度が増すにつれて増加する。これらの地震はベニオフゾーンを定義する。^{[10] [11]}

島弧は、海洋内部で形成される場合もあれば、隣接する大陸塊から移動した大陸地殻の破片から形成される場合もあれば、大陸の縁辺部で活動している沈み込みに関連した火山から形成される場合もあります。

以下は、ほとんどの島弧に存在する一般的な特徴の一部です。

前弧: この地域は海溝、付加体、前弧盆地から構成されています。システムの海側には海溝からの隆起が存在します (小アンティル諸島のバルバドスがその一例です)。前弧盆地は前弧海嶺と島弧の間に形成され、平らな堆積層が乱されていない地域です。

海溝: 海盆の最も深い部分です。最も深いのはマリアナ海溝 (約 11,000 メートルまたは 36,000 フィート) です。海溝は海洋リソスフェアの屈曲によって形成され、島弧の海側に発達します。

背弧海盆: 縁海とも呼ばれ、背弧海嶺で区切られた島弧の内側の凹側に形成されます。既存の島弧の裂け目による張力テクトニクスに応じて形成されます。

ベニオフゾーンまたは和達ベニオフゾーン：これは、弧の下の地震発生場所によって定義される、激しい火山活動が発生する上部プレートの下の傾斜面です。地震は地表近くから深さ約660 kmまで発生します。ベニオフゾーンの傾斜は30°からほぼ垂直までの範囲です。^[12]

大陸棚と島弧の凹面側には海洋盆地が形成されることがある。これらの盆地の地殻は海洋性か、通常の海洋地殻と大陸の典型的な地殻の中間であり、盆地内の熱流量は通常の大陸または海洋地域よりも高い。^[2]

アリューシャン列島などのいくつかの島弧は、島弧の凹面側で大陸棚に横方向に流れ込んでいますが^[13]、ほとんどの島弧は大陸地殻から分離されています。

2つの岩石圏プレート間の動きは、活発な島弧の主な特徴を説明する。島弧と小さな海洋盆地は、ベニオフ帯に沿って通常の海洋地殻を含む下降プレートと出会う上部プレート上に位置する。海洋プレートが下方に急激に曲がることで、海溝が形成される。^[14]

島弧に発生する火山岩の種類は、一般的に3つの火山系列から形成されます。^{[15] [16]}

• ソレアイト系列 -玄武岩質安山岩および安山岩。
• 石灰アルカリ岩系列 - 安山岩。
• アルカリ系列 –アルカリ玄武岩のサブグループと、稀にカリウム含有量が非常に高い（ショショナイト質）溶岩。

この火山系列は沈み込み帯の年代と深さに関係している。ソレアイトマグマ系列は比較的浅い深さのマグマによって形成された若い沈み込み帯の上によく見られる。石灰アルカリおよびアルカリ系列は成熟した沈み込み帯に見られ、より深いマグマと関係している。安山岩と玄武岩質安山岩は島弧で最も豊富な火山岩であり、石灰アルカリマグマの指標である。島弧の中には、日本列島系に見られるように、海溝からの距離が増すにつれて火山岩がソレアイト、石灰アルカリ、アルカリへと変化するように分布する火山系列を持つものもある。^[15]

島弧マグマ活動にはいくつかのプロセスが関与しており、その結果、多様な岩石組成が生じます。これらのプロセスには、マグマの混合、分別、部分溶融および同化の深さと程度の変化などが含まれますが、これらに限定されるものではありません。したがって、3つの火山系列は幅広い岩石組成をもたらし、絶対的なマグマの種類や発生源の地域に対応するものではありません。^[6]

いくつかの場所では、かつての島弧の遺跡が確認されています。以下の表は、その一部を抜粋したものです。

• 背弧盆地
• 火山弧
• 火山島