中央海嶺

中央海嶺( MOR )は、プレートテクトニクスによって形成された海底山脈です。通常、深さは約 2,600 メートル (8,500 フィート) で、海盆の最深部から約 2,000 メートル (6,600 フィート) 隆起しています。この地形は、分岐するプレート境界に沿って海底拡大が起こっている場所です。海底拡大の速度によって、中央海嶺の頂上の形状と海盆内の幅が決まります。

新しい海底と海洋リソスフェアの生成は、プレートの分離に反応したマントルの湧昇によって起こります。溶融物は分離プレート間の線状の弱点からマグマとして上昇し、溶岩として現れ、冷却されて新しい海洋地殻とリソスフェアを形成します。

最初に発見された中央海嶺は大西洋中央海嶺で、北大西洋盆地と南大西洋盆地を二分する拡大中心であるため、「中央海嶺」という名前が付けられました。ほとんどの海洋拡大中心は、そのホスト海洋基盤の中央にはありませんが、伝統的に中央海嶺と呼ばれています。世界中の中央海嶺はプレートテクトニクスの境界によってつながっており、海底を横切る海嶺の跡は野球のボールの縫い目に似ています。したがって、中央海嶺システムは地球上で最も長い山脈であり、約65,000 km（40,000マイル）に達します。

世界の中央海嶺はつながってオーシャン・リッジを形成している。オーシャン・リッジは、あらゆる海洋の一部である単一の地球規模の中央海嶺システムであり、世界最長の 山脈となっている。連続した山脈は65,000 km（40,400マイル）の長さ（最長の大陸山脈であるアンデス山脈の数倍の長さ）であり、オーシャン・リッジ・システムの全長は80,000 km（49,700マイル）である。^[1]

中央海嶺の拡大中心では、海底の深さは約 2,600 メートル (8,500 フィート) です。 ^{[2] [3]}海嶺の側面では、海底の深さ (または中央海嶺上の場所の基底レベルからの高さ) は、その年齢 (深さが測定されるリソスフェアの年齢) と相関しています。深さと年齢の関係は、リソスフェア プレート^{[4] [5]}またはマントル半空間^[6]の冷却によってモデル化できます。拡大する中央海嶺上の場所の海底の深さは、海底の年齢の平方根に比例するというのが良い近似値です。^[6]海嶺の全体的な形状は、プラットアイソスタシーに起因します。つまり、海嶺軸の近くには、海洋地殻を支える高温で低密度のマントルがあります。海洋プレートが海嶺軸から離れて冷えると、海洋マントルリソスフェア（地殻とともに海洋プレートを構成するマントルのより冷たく密度の高い部分）が厚くなり、密度が増加する。したがって、古い海底はより密度の高い物質で覆われ、より深くなる。^{[4] [5]}

拡大速度とは、海底の拡大により海盆が広がる速度である。拡大速度は、海嶺にまたがる海洋磁気異常をマッピングすることで計算できる。海嶺軸で押し出された結晶化した玄武岩が適切な鉄チタン酸化物のキュリー点以下に冷却されると、地球の磁場と平行な磁場方向がそれらの酸化物に記録される。海洋地殻に保存された磁場の方向は、時間とともに地球の磁場の方向が記録される。磁場は歴史を通じて既知の間隔で方向を反転しているため、海洋地殻の地磁気反転パターンは年齢の指標として使用できる。地殻の年齢と海嶺軸からの距離がわかれば、拡大速度を計算できる。^{[2] [3] [7] [8]}

拡大速度はおよそ10～200 mm/年である。^{[2] [3]}大西洋中央海嶺などの拡大速度が遅い海嶺は、同じ時間と冷却およびその結果としての水深の深化に対して、東太平洋海嶺（緩やかなプロファイル）などの拡大速度が速い海嶺よりもずっと小さい（より急峻なプロファイルを示す）。^[2]拡大速度が遅い海嶺（40 mm/年未満）には、一般に大きな地溝帯があり、幅が10～20 km（6.2～12.4マイル）にもなることがある。また、海嶺の頂上では標高が最大1,000 m（3,300フィート）にもなる非常に険しい地形となる。^{[2] [3] [9] [10]}対照的に、拡大速度が速い海嶺（90 mm/年超）北大西洋の拡大速度は～25 mm/年であるのに対し、太平洋地域では80～145 mm/年である。^[11]知られている最高拡大速度は、東太平洋海嶺の中新世で200 mm/年を超えた。 ^[12]拡大速度が20 mm/年未満の海嶺は超低速拡大海嶺と呼ばれる^{[3] [13]}（例：北極海のガッケル海嶺や南西インド洋海嶺）。

拡大中心または拡大軸は、軸に直角に向いたトランスフォーム断層と接続するのが一般的です。中央海嶺の側面には、多くの場所で断裂帯と呼ばれるトランスフォーム断層の不活性な傷跡が見られます。拡大速度が速い場合、軸は、接続するトランスフォーム断層のない、重なり合った拡大中心を示すことがよくあります。 ^{[2] [14]}軸の深さは、トランスフォーム断層などのオフセット間の深さが浅くなり、軸をセグメントに分割する重なり合った拡大中心によって体系的に変化します。軸に沿った深さが異なる理由の1つの仮説は、拡大中心へのマグマ供給の変化です。^[2]超低速拡大海嶺は、トランスフォーム断層のないマグマ性および非マグマ性（現在は火山活動がない）の海嶺セグメントを形成します。^[13]

中央海嶺では、活発な火山活動と地震活動が見られます。^[3]中央海嶺では、海底拡大とプレートテクトニクスのプロセスにより、海洋地殻が絶えず「更新」されています。新しいマグマが着実に海底に出現し、海嶺軸に沿った亀裂付近の既存の海洋地殻に侵入します。海底下の地殻を構成する岩石は、海嶺軸に沿ったものが最も若く、その軸から離れるにつれて古くなります。玄武岩からなる新しいマグマが軸付近に出現するのは、地球の下にあるマントルの減圧溶融によるものです。^[15]等エントロピー上昇する固体マントル物質は、固相線温度を超えて溶融します。

結晶化したマグマは、中央海嶺玄武岩（MORB）として知られる新たな玄武岩の地殻を形成し、その下には下部海洋地殻に斑れい岩が形成される。^[16]中央海嶺玄武岩はソレアイト質玄武岩であり、不適合元素の含有量が少ない。^{[17] [18]}マグマと火山の熱によって動く熱水噴出孔は、海洋拡大中心によく見られる特徴である。 ^{[19] [20]}隆起した海嶺の特徴は、熱流量が比較的高く、約1～10 μcal/cm ² s、^[21]またはおよそ0.04～0.4 W/m ²である。

海洋盆地の地殻のほとんどは2億年未満であり^{[22] [23]} 、これは地球の年齢45.4億年よりもはるかに若い。この事実は、沈み込み中にリソスフェアが地球のマントルにリサイクルされるプロセスを反映している。海洋地殻とリソスフェアが海嶺軸から離れるにつれて、下にあるマントルリソスフェアのペリドタイトは冷えて硬くなる。地殻とその下の比較的硬いペリドタイトは海洋リソスフェアを構成し、より硬く粘性の低いアセノスフェアの上に位置する。^[3]

海洋リソスフェアは海嶺で形成され、リソスフェアは海溝でアセノスフェアに沈み込む。海嶺プッシュとスラブプルの2つのプロセスが、中央海嶺での拡大の原因であると考えられている。^[24]海嶺プッシュとは、より高温のアセノスフェアより上に持ち上げられた海洋プレートの重力滑りを指し、その結果、プレートが下方に滑り落ちる原因となる体積力が生じる。^[25]スラブプルでは、​​沈み込み帯で上にあるプレートの下に沈み込む（引っ張られる）プレートの重さが、プレートの残りの部分を後ろに引きずる。スラブプルメカニズムは、海嶺プッシュよりも寄与していると考えられている。^{[24] [26]}

プレート運動と中央海嶺での新しい海洋地殻の形成に寄与すると以前に提案されたプロセスは、深層対流による「マントルコンベア」である（画像を参照）。^{[27] [28]}しかし、いくつかの研究では、上部マントル（アセノスフェア）は可塑性（柔軟性）が高すぎるため、プレートを引っ張るのに十分な摩擦を生成できないことが示されています。^{[29] [30]さらに、}地震トモグラフィーと約400 km（250マイル）の上部マントルの地震不連続の観測から推測されるように、海嶺の下でマグマが形成される原因となるマントルの湧昇は、上部400 km（250マイル）のみに関係しているようです。一方、北アメリカプレートや南アメリカプレートなど世界最大級のプレートは運動しているが、小アンティル諸島弧やスコシア弧などの限られた場所でのみ沈み込んでおり、これらのプレートには海嶺プッシュボディフォースが作用していることを示しています。プレートとマントルの動きのコンピューターモデル化は、プレートの動きとマントル対流は関連がなく、主なプレート駆動力はスラブプルであることを示唆しています。^[31]

海底拡大率（つまり中央海嶺の拡大率）の増加により、非常に長い時間スケール（数百万年）にわたって、地球全体の海面（ユースタティック）が上昇しています。 ^{[32] [33]}海底拡大の増加は、中央海嶺が拡大して平均水深が減少したより広い海嶺を形成し、海盆のより多くのスペースを占めることを意味します。これにより、上にある海が移動し、海面が上昇します。^[34]

海面変動は他の要因（熱膨張、氷の融解、マントル対流による動的地形の形成など）に起因する可能性がある^[35]。しかし、非常に長い時間スケールでは、海盆の体積の変化の結果であり、その体積は中央海嶺に沿った海底の拡大速度の影響を受ける。^[36]

白亜紀（ 1億4400万～6500万年前）に海面が100～170メートル上昇したのは、熱膨張と氷床の不在が海面上昇の一部にしか影響を及ぼさないため、プレートテクトニクスによるものと部分的に考えられている。^[34]

中央海嶺の海底拡大は地球規模のイオン交換システムである。^[37]拡大中心の熱水噴出孔は、さまざまな量の鉄、硫黄、マンガン、ケイ素、およびその他の元素を海洋に導入し、その一部は海洋地殻にリサイクルされる。マントルからの火山活動に伴う同位体であるヘリウム3は、熱水噴出孔から放出され、海洋内のプルームで検出される。^[38]

拡大速度が速いと中央海嶺が拡大し、玄武岩と海水の反応がより急速に起こる。海水から除去されて岩石に消費されるマグネシウムイオンが増え、岩石から除去されて海水に放出されるカルシウムイオンが増えるため、マグネシウム/カルシウム比は低くなる。海嶺の頂上での熱水活動はマグネシウムの除去に効果的である。^{[39] Mg/Ca比が低いと、}炭酸カルシウムの低マグネシウム 方解石多形（方解石海）の沈殿が促進される。^{[40] [41]}

中央海嶺でのゆっくりとした拡大は逆の効果をもたらし、Mg/Ca比の上昇をもたらし、炭酸カルシウムのアラゴナイトと高Mg方解石多形（アラゴナイト海）の沈殿を促進する。^[41]

実験によれば、現代の高Mg方解石生物のほとんどは、過去の方解石の海では低Mg方解石であったことが示されています^[42]。つまり、生物の骨格のMg/Ca比は、生物が育った海水のMg/Ca比によって変化するということです。

このように、サンゴ礁や堆積物を形成する生物の鉱物学は、中央海嶺に沿って起こる化学反応によって制御されており、その速度は海底拡大の速度によって制御されています。^{[39] [42]}

大西洋盆地を二分する海嶺の存在が初めて示されたのは、 19世紀のイギリスのチャレンジャー号遠征の結果である。 ^[43]海底に降ろされた測深線は海洋学者のマシュー・フォンテーヌ・モーリーとチャールズ・ワイヴィル・トムソンによって分析され、大西洋盆地を北から南に走る海底の顕著な隆起が明らかになった。20世紀初頭にはソナーエコー 測深機によってこれが確認された。 ^[44]

第二次世界大戦後、海底がより詳細に調査されて初めて、中央海嶺の全容が知られるようになった。コロンビア大学ラモント・ドハティ地球観測所の船、ヴェマ号が大西洋を横断し、海底の深さに関する音響測深機のデータを記録した。マリー・サープとブルース・ヒーゼンが率いるチームは、大西洋の真ん中を、頂上に地溝帯を持つ巨大な山脈が走っていると結論付けた。科学者たちはそれを「大西洋中央海嶺」と名付けた。他の研究では、海嶺の頂上は地震活動が活発で^[45]、地溝帯では新鮮な溶岩が見つかった。^[46]また、大西洋盆地の他の場所よりも地殻熱流量が高かった。^[47]

当初、海嶺は大西洋特有の地形だと考えられていた。しかし、世界中で海底の調査が続けられるにつれ、どの海域にも中央海嶺システムの一部が含まれていることがわかった。ドイツのメテオール探検隊は、 20世紀初頭に南大西洋からインド洋にかけての中央海嶺をたどった。最初に発見された海嶺システムは大西洋の真ん中を走っていたが、ほとんどの中央海嶺は他の海盆の中心から離れた場所にあることがわかった。^{[2] [3]}

アルフレッド・ウェゲナーは1912年に大陸移動説を提唱した。彼は「大西洋中央海嶺…大西洋の海底が広がり続けるにつれて、絶えず裂けて、深部から湧き出る新鮮で比較的流動性があり熱い海水のための空間を作り出している」と述べた。^[48]しかし、ウェゲナーはその後の研究でこの観察を追求せず、大陸が海洋地殻を突き破る仕組みがなかったため地質学者に却下され、その理論はほとんど忘れ去られた。

1950年代に中央海嶺の世界的広がりが発見された後、地質学者は新たな課題に直面した。それは、このような巨大な地質構造がどのようにして形成されたのかを説明することであった。1960年代には、地質学者は海底拡大のメカニズムを発見し、提唱し始めた。中央海嶺と海底拡大のプロセスの発見により、ウェゲナーの理論は大陸だけでなく海洋地殻の動きも含むように拡張された。^[49]プレートテクトニクスは海底拡大の適切な説明であり、大多数の地質学者がプレートテクトニクスを受け入れたことで、地質学の考え方に大きなパラダイムシフトが生じた。

このプロセスにより、地球の中央海嶺に沿って毎年2.7 km ^{2 (1.0 平方マイル)の新しい海底が形成されていると推定されています。 [50]}地殻の厚さが7 km (4.3 マイル)であるため、これは毎年約19 km ³ (4.6 立方マイル)の新しい海洋地殻が形成されることになります。^[50]

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  海嶺と深海熱水噴出孔の化学
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  プレートテクトニクス理論によれば、地球の地殻にあるプレート
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  海底磁気ストライプ
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  磁気ストライプのデモンストレーション

• アデン海嶺 – アデン湾の裂け目部分
• ココスリッジ
• エクスプローラー リッジ – カナダ、ブリティッシュ コロンビア州の西にある海嶺
• ココス・ナスカ拡大中心 – 太平洋東部中央海域の拡大中心
  • ガラパゴス拡大中心 – ココス・ナスカ拡大中心の西部
• ゴルダ海嶺 – カリフォルニア州北岸とオレゴン州南部沖のテクトニック拡大中心
• ファン・デ・フカ海嶺 – 北米太平洋岸北西部沖の分岐プレート境界
• 南アメリカ・南極海嶺 – 南大西洋の南アメリカプレートと南極プレートの間の中央海嶺
• チリ海嶺 – 太平洋の海底海嶺リダイレクト先の簡単な説明を表示するページ
• 東太平洋海嶺 – 太平洋底の分岐するプレート境界にある中央海嶺
• ガッケル海嶺 – 北アメリカプレートとユーラシアプレートの間の北極海の中央海嶺(北極中央海嶺)
• 太平洋南極海嶺 – 南太平洋のプレート境界リダイレクト先の簡単な説明を表示するページ
• 中央インド洋海嶺 – インド洋西部の南北に伸びる中央海嶺
  • カールスバーグ海嶺 – プレート構造の海嶺
• 南東インド洋海嶺 – 南インド洋の中央海嶺
• 南西インド洋海嶺 – 南西インド洋と南東大西洋の海底にある海嶺
• 大西洋中央海嶺 – 大西洋プレート境界
  • コルベインゼー海嶺 – 北極海のアイスランド北部にある大西洋中央海嶺の一部
  • モーンズ海嶺 – 大西洋盆地の地理的地域
  • クニポビッチ – ロシアの動物学者リダイレクト先の簡単な説明を表示するページリッジ（グリーンランドとスピッツベルゲンの間）
  • レイキャネス海嶺 – 大西洋プレート境界リダイレクト先の簡単な説明を表示するページ（アイスランドの南）

• エーギル海嶺 – 大西洋の極北にある消滅した中央海嶺
• アルファ海嶺 – 北極海の下にある主要な火山の海嶺
• ガラパゴス海台 – 化石の分岐境界
• クラ・ファラロン海嶺 – 古代の中央海嶺リダイレクト先の簡単な説明を表示するページ
• 中央ラブラドル海嶺 – ラブラドル海の中央海嶺
• 太平洋-ファラロン海嶺 – 白亜紀後期の拡大海嶺リダイレクト先の簡単な説明を表示するページ
• 太平洋クラ海嶺 – かつての中央海嶺リダイレクト先の簡単な説明を表示するページ
• フェニックス海嶺 – フェニックスプレートと太平洋プレートの間にある古代の中央海嶺リダイレクト先の簡単な説明を表示するページ

• アファール 三重会合点によって生じた地質学的陥没地帯
• アイスランドの地理
• 海洋地形の一覧
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• 海洋地殻
• 海底岩石データベース
• プロジェクト FAMOUS – 大西洋中央海嶺の地溝帯における初の有人潜水調査
• RISE プロジェクト– 東太平洋海膨におけるブラックスモーカー熱水システムの発見
• スラブウィンドウ – 沈み込んだ海洋プレートの隙間の種類
• 海底火山 – 地球の表面にある、マグマが噴出する海底の噴気孔または亀裂
• ヴァイン・マシューズ・モレリー仮説。海洋磁気異常と海底拡大の関係を説明します。

ウィキメディア・コモンズには、中央海嶺に関連するメディアがあります。

• 関連する地殻変動の力の説明
• 野球の縫い目のような中央海嶺 (The Dynamic Earth、USGS)
• Ridge2000、マントルから微生物まで中央海嶺を研究