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| リマロック | |
|---|---|
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  リマロック マーシャル諸島内の位置 | |
| 頂上の深さ | 1,255メートル（4,117フィート） |
| サミットエリア | 636平方キロメートル（246平方マイル） |
| 位置 | |
| グループ | ラタックチェーン |
| 座標 | 北緯5°36′ 東経172°18′ / 北緯5.6° 東経172.3° / 5.6; 172.3 [1] |
| 国 | マーシャル諸島 |
| 地質学 | |
| タイプ | ギヨ |
| ロックの時代 | 白亜紀 |
リマロック（旧称ハリーまたはハリエット）は、マーシャル諸島南東部にある白亜紀[a] -暁新世[b]の グヨ/テーブルマウントであり、太平洋の海山（海底火山の一種）の1つである。現在のフランス領ポリネシアの火山ホットスポットで形成されたと考えられる。リマロックは海面より上に隆起したミリ環礁とノックス環礁の南東に位置し、火山の尾根によって各環礁とつながっている。水深1,255メートル（4,117フィート）に位置し、面積636平方キロメートル（246平方マイル）の山頂プラットフォームを有する。
リマロックは玄武岩で形成され、当初はおそらく盾状火山であった。マクドナルド、ラロトンガ、ルルツ、ソサエティの各ホットスポットがその形成に関与した可能性がある。火山活動が停止した後、火山は侵食されて平らになり、暁新世と始新世の間に炭酸塩台地がその上に形成された。これらの炭酸塩は主に紅藻によって生成され、礁のある環礁または環礁のような構造を形成した。
この海台は始新世の4800万± 200万年前に海面下に沈んだが、これはおそらく赤道付近を移動したためで、赤道付近は暑すぎたり栄養分が多すぎたりしてサンゴ礁の成長には適さなかったためと考えられる。沈水した海山は熱沈下によって現在の深さまで沈んだ。中新世まで活動が中断された後、[c]海山で堆積作用が始まり、マンガンクラストと遠洋性堆積物が堆積した。堆積物の中には時間の経過とともにリン酸塩が蓄積したものもあった。
氏名と研究歴
リマロックは、以前はハリー・ギヨット[3]として知られていましたが、ハリエット・ギヨットとしても知られています。[4]リマロックは、マイル環礁の伝統的な女性酋長を指します。[5]リマロックは、海洋掘削計画[ 6]の対象となった海山の1つです。これは、海洋から掘削コアを採取して海の地質史を解明することを目的とした研究プログラムでした。[6] [7]掘削中に回収された物質の割合は低く[8]、リマロックの地質史を再構築することは困難でした。[9]
地理と地質学
ローカル設定
リマロックは、西太平洋のマーシャル諸島南東部[12]のラタック諸島[11]の最南端[10]に位置しています。[6]ミリ環礁はリマロックから53.7キロメートル（33.4マイル）に位置し、[3]ノックス環礁が両者の間にあります。[13]
比較的小規模な[14]海山は、海面下4,500メートル（14,800フィート） [15]の深さから、海面下1,255メートル（4,117フィート）の深さまで隆起しています。[16]リマロックの頂上は47.5キロメートル（29.5マイル）の長さ[3]で、南東方向に5キロメートル（3.1マイル）未満から24キロメートル（15マイル）以上まで広がり、[13] 636平方キロメートル（246平方マイル）の山頂プラットフォームを形成しています。[17]リマロックの炭酸塩プラットフォームは、山頂台地の端に現れています。[10]広いテラス[10]と多数の断層ブロックが山頂台地を取り囲んでいます。 [ 18]後者のいくつかは、炭酸塩プラットフォームの成長が止まった後に形成された可能性があります。[19]
ミリ環礁とリマロックは共通の台座[9]から出現し、水深1.5キロメートル（0.93マイル）の尾根でつながっています。[15]海底は1億5200万年前[20]から1億5800万年前[21]のものですが、リマロックは海底そのものではなく白亜紀の 洪水玄武岩[d]から隆起している可能性があります。 [23]東マリアナ海盆の火山性堆積物はこの海山から来ている可能性があります。[24]
地域設定
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太平洋の海底、特に中生代の部分には、世界中のギヨ（テーブルマウントとも呼ばれる[25]）のほとんどが含まれています。これらは海底山脈[26]で、急な斜面、平らな頂上、通常はサンゴと炭酸塩プラットフォームの存在が特徴です。 [1]これらの構造は、もともと中生代の海で火山として形成されました。火山の上には裾礁が発達した可能性がありますが、火山が沈下して環礁に変わると、裾礁は堡礁に置き換えられました。継続的な沈下とサンゴ礁の上方成長のバランスにより、厚い炭酸塩プラットフォームが形成されました。[27]環礁または環礁のような[e]地形の形成後も火山活動が発生する可能性があり、プラットフォームが海面より上に持ち上げられた時期には、チャネルやブルーホール[f]などの侵食地形が形成されました。[30]これらの海山の下の地殻は冷えると沈下する傾向があり、その結果島や海山は沈みます。[31]
リマロック[33]を含む多くの海山[32 ]の形成は、ホットスポット理論で説明されている。この理論では、マントルから上昇する「ホットスポット」が火山列の形成につながり、プレートがホットスポット上を移動するにつれて、火山列の長さに沿って次第に古くなるが、活火山はシステムの一方の端にのみ存在するというものである。[34]マーシャル諸島の海山と島々は、単純な古くなるホットスポット火山活動から生じたとは考えられない。個々の島と海山列の古くなる経過は、この説明としばしば矛盾するからである。[35]このジレンマに対する一つの解決策は、複数のホットスポットがマーシャル諸島を通過したことである可能性があり、[36]また、ホットスポット火山活動がリソスフェアの伸張変形の影響を受けた可能性もある。[37]リマロックについては、地球化学的証拠がラロトンガホットスポットとの類似性を示しているが[38]、これはラタック山脈の他の火山の地球化学的傾向とは異なる。[39]この地域の地質史の再構築によると、リマロックを通過した最初のホットスポットは9500万～8500万年前のマクドナルドホットスポットであり、その後に7500万～ 6500万年前にルルツホットスポットとソサエティホットスポットが続いたと示唆されている。 [40]ラロトンガ、特にルルツホットスポットは、リマロックを形成したホットスポットの最も可能性の高い候補であると考えられている。[41]しかし、いくつかの古地理学的矛盾は、ホットスポット活動に続発するリソスフェアの断裂も関与していたことを示唆している。[42]
プレート運動の再構築から、マーシャル諸島は、現在フランス領ポリネシアが占めている時代に、火山活動が活発だった時期に位置していたことが立証されている。両地域は、多数の島嶼列、異常に浅い海底、火山の存在を示している。[43]約 8 つのホットスポットがその地域に多数の島と海山を形成し、地球化学はそれぞれ異なっている。[44]この地質学的地域は、「南太平洋同位体および温度異常」または DUPAL 異常と呼ばれている。[45]
構成
リマロックは玄武岩を噴出しており[13]、アルカリ玄武岩[46 ] 、ベイサナイト[39]、ネフェリナイト[47]に分類されている。岩石に含まれる鉱物は、リン灰石[48] 、普通輝石[49] 、黒雲母、単斜輝石、オリビン、ネフェリン、斜長石[48]であり、超塩基性捕獲岩も存在する。[50]リマロックが噴出したマグマの生成には、浅い結晶分別プロセスが関与していると思われる。[51]
元の物質の変質により、方解石、緑泥石、粘土、イッディングサイト、モンモリロナイト、ゼオライト、そしてセラドナイトと思われる鉱物が形成されました。[41] [48]また、リマロックには 火山性 砂岩[52]と熱水変質の痕跡も存在します。[48]
炭酸塩、粘土、[13] マンガン リン酸塩クラスト物質[g] [54]および泥岩がボーリング孔[28]で発見されたり、海山から浚渫されたりしている。[54]炭酸塩は、グレインストーン、パックストーン[28] 、石灰岩[55] 、ラッドストーン、ワッケストーンなど、さまざまな形をとる。[28]多孔性は通常、堆積物のセメント化[55] 、岩石内の粒子が固まり、炭酸カルシウムなどの鉱物の堆積によって細孔が満たされるプロセスにより低い。[56]炭酸塩岩は、続成変質の証拠を広範囲に示しており[57] 、炭酸塩は埋没後に化学的または物理的に変化したことを意味する。[56]例えば、アラゴナイト、黄鉄鉱[58]および有機物は、粘土や石灰岩内の生物の変化によって形成された。[59]
地質史
リマロックはマーシャル諸島で最も若いギヨである。[4]リマロックから浚渫された火山岩の アルゴン年代測定では、6920万年前[62]と6820万年前 ± 0.5年前という年代が示された。 [63]ミリ環礁の火山は、おそらくリマロックよりそれほど新しくはない。[64]白亜紀の間、リマロックはおそらくフランス領ポリネシアに位置していた。[33]古地磁気学によると、リマロックは南緯15度[65] -10度で形成された。リマロックから浚渫された初期の石灰岩は、それ以前の暁新世の堆積物も発見される以前は、始新世（5600万年前 - 3390万年前[2]）のものであると考えられていた。[9]
火山活動と最初の生物現象
リマロックは最初、盾状火山として形成されました。[33]火山岩は溶岩流として堆積し[41]、その厚さは1～7メートル（3フィート3インチ～23フィート0インチ）に達します。[66]さらに、角礫岩[h] [16]や堆積物に包まれた小石も存在します。[52]
火山岩の風化によって火山上に土壌が形成され[13] 、その厚さは28.6メートル（94フィート）に達し[ 47] 、粘土岩[46]とラテライトも風化によって生成された。[47]これらの堆積物は、海抜数メートル以上隆起した島で長い時間をかけて形成された[52]。掘削コアで得られた土壌プロファイルの生成にかかった時間は、約100万年から300万年と推定されている。[20]地殻の熱沈下[33]と浸食によって海山は平坦になり、その後リマロックで炭酸塩の堆積が始まり[54]、リマロックの発達から100万年から200万年後にリマロックの南で別の火山が成長したことが、海山の南傾斜の原因である可能性がある。[64]
リマロックの土壌には植物が繁茂し[33] 、植物の表皮と木質組織が残された。火山ではヤシ、シダ、菌類などの被子植物が発達したが、全体的に多様性は低かった。 [47]生物は土壌に穴を掘り、空洞を残した。[59]気候はおそらく熱帯から亜熱帯で[47]、年間降水量は1,000ミリメートル（39インチ/年）未満であった。[68]
プラットフォーム炭酸塩岩と岩礁
火山島の浸食のしばらく後に炭酸塩プラットフォームの成長が始まった。[69] 堆積は暁新世に始まり、海山が水没した1、2回の出来事があった。[13] 堆積の開始は約5750万± 250万年前とされている。 [70]外海または背礁条件の暁新世の段階の後、始新世には海山でラグーン環境が発達した。[71]プラットフォームが定期的に海面上に出現し、それが浸食につながった可能性がある。[54] [72]プラットフォームが環礁の形をとったのか、それとも現在のバハマバンクのように島や浅瀬で片側が保護された浅いプラットフォームの形をとったのかは明らかではない。[28] [73]暁新世から始新世への移行期の海面上昇は、部分的に遮蔽された台地から真の環状環礁への変化を引き起こした可能性がある。[74]
炭酸塩プラットフォームは、1つの掘削コアで全体の厚さが290メートル（950フィート）に達します。[16]プラットフォームの掘削コアは、個々の炭酸塩層間の変動を示しています。これは、プラットフォームがまだ活動していた間に、プラットフォームの一部が水没し、時間の経過とともに浮上したことを示しています。[46]これは、おそらく海面変動によるものです。 [75]さらに、プラットフォームは嵐の影響を受けて炭酸塩物質が再堆積しました。[74]プラットフォームの堆積は約1000万年続き、[76]暁新世-始新世温暖極大期（PETM）にまたがっています。[i]掘削コアの証拠[77]は、炭酸塩に記録されたδ13C同位体比の減少にもかかわらず、PETMがリマロックの炭酸塩堆積にほとんど影響を与えなかったことを示しており、当時の海洋pHにほとんど変化がなかったことを示唆しています。 [78]
リマロックの優勢な生物は、多くの生態学的地位を占め、岩石群集を形成した紅藻類であった。[j]その他の生物は、[13]二枚貝、 [80]コケムシ類、[15]サンゴ、棘皮動物、ウニ類、有孔虫、[k]腹足類、軟体動物、貝虫類であった。[80]種と一般的な構成は時間とともに変化し、プラットフォームの異なる場所で異なる種が発見された。[13]紅藻類は初期の重要な定着者であり、[69]藻類マットとオンコイド[l] は藻類および/またはシアノバクテリアによって提供された。[82]
溺死と溺死後の進化
炭酸塩プラットフォームは、堆積が海面の相対的な上昇に追いつかなくなり、炭酸塩の堆積が止まると「水没」すると言われています。[83] [84]リマロックは、ルテチアンの開始直後の始新世初期から中期に、つまり4800万 ± 200万年前に水没しました。[70]これは、この地域で水没した最も最近の炭酸塩プラットフォームです。[9]隣接するミリ環礁の同様のプラットフォームでは、現在も炭酸塩が堆積しています。[85] [86]
リマロック、 MIT、拓洋第2、ウォデジェバトなどの炭酸塩岩台地の水没には多くの原因があると思われる。1つは海面低下により台地の大部分が浮上したことで、これにより海面が再び上昇したときに炭酸塩形成生物が成長できる空間が狭まる。2つ目の要因は、これらの台地が真のサンゴ礁ではなく、生物が形成した炭酸塩堆積物の山であったことである。これらの構造物は、制限された領域で成長すると、海面上昇に簡単に追いつくことはできない。[87]最後の2つの重要な要因は、台地が栄養豊富な赤道海域を通過したため藻類が過剰に繁殖し、サンゴ礁形成生物の成長を妨げたことと、特に赤道に近い場合に台地を過熱させる可能性がある地球規模の極端な気温である。現在のサンゴの白化現象は過熱によって引き起こされることが多く、リマロックや他の海山は水没したときにすべて赤道に近づいていた。[88] [89]リマロックや他のいくつかのギヨの場合、古緯度データは赤道に近づくことでプラットフォームが消滅したという考えを支持している。[90]
プラットフォームの成長が止まった後、沈下によりテーブルマウントは急速に光層[m]以下に低下し、そこではまだ太陽光が浸透します。[69]水没したプラットフォーム [6]にはハードグラウンド[n] [93]と鉄マンガンの地殻が形成され、漸新世（3390万～2302万年前[2]）の堆積物とプランクトン化石が含まれています。[71]岩石の一部は始新世と始新世-漸新世の3つの別々のエピソードの間にリン酸塩処理を受けました[93] 。これは当時の海洋湧昇現象によって引き起こされた可能性があります。 [94]
中新世まで、リマロックの堆積は強い海流によって妨げられていたと考えられる。[95]リマロックが水没した後、その地点で新たな大規模な堆積が始まり[71] 、堆積物は主に有孔虫やその他のナノ化石から構成されていた。堆積物の一部は堆積後に再加工された。中新世（2,330〜533万3000年前[2]）と鮮新世〜更新世（533万3000〜11万7000年前[2]）の間に少なくとも2つの層が形成され、[6]累計厚さは100〜140メートル（330〜460フィート）に達した。[96] [71]化学的には、堆積物のほとんどは方解石であり[97]、多くの場合、ラッドストーンまたはワッケストーンの形で存在する。 [ 98]二枚貝、棘皮動物、有孔虫[98]、貝形動物[o]が堆積物中に化石化しており[96]、堆積物には掘削痕やその他の生物活動の痕跡が含まれていることもある[98]。
注記
- ^ 約1億4500万年前から6600万年前の間。[2]
- ^ 6600万年前から5600万年前の間。[2]
- ^ 2330万～533万3千年前[2]
- ^ 洪水玄武岩は玄武岩質の 溶岩流の非常に大きな集積物である。[22]
- ^ 白亜紀のグイヨットが現代の意味での環礁であったかどうかは不明であることが多い。 [28]
- ^ 炭酸塩岩の中にある、水で満たされた穴のような窪み。[29]
- ^ アスボラン、バーネサイト、ブセライトは地殻中に発見されている。[53]
- ^ 破片として現れる火山岩。[67]
- ^ 暁新世-始新世温暖化極大期は約5580万年前の短い期間で、大気中の二酸化炭素濃度と気温が劇的に上昇した。[77]
- ^ 炭酸塩を堆積する藻類の塊状の集合体。 [79]
- ^ リマロックで発見された有孔虫の属には、アルベオリナ、アステロサイクリナ、コレイコヌス、ディスコサイクリナ、グロマルベオリナ、グエンベリトロイデス、ヌムリテスなどがある。[13]
- ^ シアノバクテリアによって形成された小石のような成長物。[81]
- ^ 太陽光が透過する海水の最上層。[91]
- ^ 地層学では、ハードグラウンドは堆積物が固まった層である。[92]
- ^ 貝虫類には、 Bradleya、様々なcytherurids、Eucythere、Krythe、Tongacythereが含まれる。[96]
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