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中央海嶺（MOR ）は、プレートテクトニクスによって形成される海底山脈です。通常、水深は約2,600メートル（8,500フィート）、海盆の最深部から約2,000メートル（6,600フィート）の高さまで隆起しています。この地形は、発散型プレート境界に沿って海底拡大が起こる場所です。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での幅が決まります。
海底や海洋リソスフェアの新たな形成は、プレート分離に伴うマントル上昇流によって引き起こされる。溶融物は分離するプレート間の線状の脆弱部でマグマとして上昇し、溶岩となって噴出し、冷却されることで新たな海洋地殻とリソスフェアが形成される。
最初に発見された中央海嶺は、北大西洋と南大西洋を二分する拡大中心である大西洋中央海嶺であり、その位置から「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、それぞれの海洋盆地の中央には位置していませんが、それでも伝統的に中央海嶺と呼ばれています。
世界中の海嶺はプレートテクトニクス境界でつながっており、海底を横切る海嶺の跡は野球ボールの縫い目に似ている。世界のほとんどの海嶺はつながっており、すべての海洋の一部である地球規模の海嶺システムである海洋海嶺を形成し、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)の長さで (大陸最長の山脈であるアンデス山脈の数倍の長さ)、海洋海嶺システムの全長は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 ]海嶺の両側では、海底の深さ (または中央海嶺上の場所の基準面からの高さ) 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 ハーフスペース[ 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良い近似があります。[ 6 ]海嶺の全体的な形状は、プラットアイソスタシーの結果です。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るにつれて冷えると、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。そのため、古い海底はより密度の高い物質で覆われ、より深くなっている。[ 4 ] [ 5 ]
拡大速度とは、海底拡大によって海洋盆地が拡大する速度のことです。拡大速度は、中央海嶺にまたがる海洋磁気異常をマッピングすることによって計算できます。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、地球の磁場に平行な磁場方向がこれらの酸化物に記録されます。海洋地殻に保存されている磁場の方向は、時間の経過に伴う地球の磁場の方向の記録を構成します。磁場は歴史を通じて既知の間隔で方向を反転してきたため、海洋地殻における地磁気反転のパターンは年代の指標として使用できます。地殻の年代と海嶺軸からの距離が分かれば、拡大速度を計算できます。[ 2 ] [ 3 ] [ 7 ] [ 8 ]
拡大速度はおよそ 10〜200 mm/年です。[ 2 ] [ 3 ]大西洋中央海嶺のような拡大速度の遅い海嶺は、同じ時間と冷却、それに伴う海底の深化にもかかわらず、東太平洋海嶺のような拡大速度の速い海嶺（緩やかなプロファイル）よりも拡大距離がはるかに小さく（より急なプロファイルを示しています）。 [ 2 ] 拡大速度の遅い海嶺（40 mm/年未満）は、一般的に、幅が10〜20 km（6.2〜12.4マイル）にもなる大きなリフトバレーと、最大1,000 m（3,300フィート）の起伏がある海嶺の頂上の非常に険しい地形を持っています。[ 2 ] [ 3 ] [ 9 ] [ 10 ]対照的に、東太平洋海嶺のような高速拡大海嶺（90 mm/年以上）にはリフトバレーがありません。北大西洋の拡大速度は約25 mm/年ですが、太平洋地域では80～145 mm/年です。[ 11 ]既知の最高速度は、東太平洋海嶺の第三紀中新世における200 mm/年以上です。 [ 12 ] 20 mm/年未満の速度で拡大する海嶺は、超低速拡大海嶺と呼ばれます[ 3 ] [ 13 ]（例：北極海のガッケル海嶺と南西インド洋海嶺）。
拡大中心または軸は、通常、軸に直角に配向したトランスフォーム断層に接続します。中央海嶺の側面は、多くの場所で、断裂帯と呼ばれる不活発なトランスフォーム断層の痕跡によって特徴付けられています。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を持たない重複し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や重複した拡大中心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など、系統的に変化します。軸に沿った深さが異なる仮説の1つは、拡大中心へのマグマ供給の変動です。[ 2 ]超低速拡大海嶺は、トランスフォーム断層なしで、マグマ性および非マグマ性（現在火山活動がない）海嶺セグメントの両方を形成します。[ 13 ]
中央海嶺では活発な火山活動と地震活動が見られる。[ 3 ]海洋地殻は、海底拡大とプレートテクトニクスのプロセスによって、中央海嶺で常に「更新」されている。新しいマグマが着実に海底に噴出し、海嶺軸に沿った裂け目付近の既存の海洋地殻に貫入する。海底下の地殻を構成する岩石は、海嶺軸に沿って最も若く、その軸からの距離が大きくなるにつれて古くなる。基底マントルの減圧融解により、軸付近で玄武岩組成の新しいマグマが噴出する。[ 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、溶融する。
結晶化したマグマは、中央海嶺玄武岩（MORB）として知られる新しい玄武岩の地殻を形成し、その下の下部海洋地殻には斑れい岩が形成されます。[ 16 ]中央海嶺玄武岩はソレアイト質玄武岩であり、不適合元素が少ないです。[ 17 ] [ 18 ]マグマと火山の熱によって供給される熱水噴出孔は、海洋拡大中心でよく見られる特徴です。 [ 19 ] [ 20 ]隆起した海嶺の特徴は、熱流量が比較的高く、約1～10μcal/cm 2 s、[ 21 ]または約0.04～0.4 W/m 2であることです。
海洋盆地の地殻の大部分は2億年未満であり、[ 22 ] [ 23 ]これは地球の45億4000万年という年齢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過程を反映している。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より硬くなる。地殻とその下の比較的硬いペリドタイトが海洋リソスフェアを構成し、それはより硬く粘性の低いアセノスフェアの上に位置している。[ 3 ]
海洋リソスフェアは海嶺で形成され、海溝ではリソスフェアがアセノスフェアに沈み込みます。中央海嶺での拡大には、リッジプッシュとスラブプルの2つのプロセスが関与していると考えられています。 [ 24 ]リッジプッシュとは、高温のアセノスフェアの上に持ち上げられた海洋プレートの重力による滑りを指し、これによりプレートが斜面を下って滑る体積力が生じます。[ 25 ]スラブプルでは、沈み込み帯で上層のプレートの下に沈み込む（引っ張られる）テクトニックプレートの重さによって、プレートの残りの部分が後ろに引きずられます。スラブプル機構はリッジプッシュよりも寄与が大きいと考えられています。[ 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提案されたプロセスは、深部対流による「マントルコンベヤー」です（図を参照）。[ 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）は塑性（柔軟性）が高すぎて、テクトニックプレートを引っ張るのに十分な摩擦を生み出せ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、上部マントルの約400 km（250 mi）にある地震不連続面の観測から推測されるように、海嶺の下でマグマを形成するマントル上昇流は、その上部400 km（250 mi）のみに関係しているようです。一方、北米プレートや南米プレートなど、世界最大級のテクトニックプレートの中には、小アンティル弧やスコシア弧などの限られた場所でのみ沈み込んでいるものもあり、これはこれらのプレートに海嶺の押し出し力が作用していることを示唆している。プレートとマントルの動きのコンピューターモデリングによると、プレートの動きとマントルの対流は関連しておらず、プレートの主な駆動力はスラブプルである。[ 31 ]
海底拡大速度（すなわち中央海嶺の拡大速度）の増加により、非常に長い時間スケール（数百万年）にわたって地球規模の（海水準変動による）海面が上昇しました。 [ 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、海洋盆地内でより多くの空間を占めることを意味します。これにより、上層の海洋が移動し、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、動的な地形を作り出すマントル対流[ 35 ]）に起因する可能性がある。しかし、非常に長い時間スケールでは、それは海洋盆地の体積の変化の結果であり、それは中央海嶺に沿った海底拡大の速度によって影響を受ける。[ 36 ]
白亜紀（ 1億4400万年前～6500万年前）の海面が100メートルから170メートル高かったのは、熱膨張と氷床の不在だけでは海面上昇の一部しか説明できないため、プレートテクトニクスが原因の一部であると考えられている。[ 34 ]
中央海嶺での海底拡大は、地球規模のイオン交換システムです。[ 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、その他の元素を海洋に供給し、その一部は海洋地殻にリサイクルされます。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できます。[ 38 ]
拡大速度が速いと中央海嶺が拡大し、玄武岩と海水との反応がより速く起こります。マグネシウム/カルシウム比は低くなります。これは、より多くのマグネシウムイオンが海水から除去されて岩石に消費され、より多くのカルシウムイオンが岩石から除去されて海水に放出されるためです。海嶺頂部の熱水活動はマグネシウムを除去するのに効率的です。[ 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）の沈殿が促進されます。[ 40 ] [ 41 ]
中央海嶺での緩やかな拡大は逆の効果をもたらし、炭酸カルシウムのアラゴナイトと高マグネシウム方解石多形（アラゴナイト海）の沈殿を促進する高いMg/Ca比をもたらします。[ 41 ]
実験によると、現代の高マグネシウム方解石生物のほとんどは、過去の方解石海では低マグネシウム方解石であったことが示されており、[ 42 ]これは生物の骨格のMg/Ca比が、その生物が成長した海水のMg/Ca比によって変化することを意味します。
したがって、造礁生物や堆積物生成生物の鉱物組成は、中央海嶺で起こる化学反応によって制御され、その反応速度は海底拡大速度によって制御される。[ 39 ] [ 42 ]
大西洋盆地を海嶺が二分しているという最初の兆候は、19世紀のイギリスのチャレンジャー号探検隊の成果から得られた。 [ 43 ]海底に敷設された測深線による測深データは、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、ソナー音響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るようになって初めて、中央海嶺の全容が明らかになった。コロンビア大学ラモント・ドハティ地球観測所の調査船ヴェマ号は、大西洋を横断し、海底の深さに関する音響測深データを記録した。マリー・サープとブルース・ヒーゼンが率いるチームは、大西洋の中央を縦断する巨大な山脈があり、その頂上には地溝帯があることを結論付けた。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あり[ 45 ]、地溝帯には新しい溶岩が見つかった[ 46 ] 。また、この海嶺では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と考えられていました。しかし、世界中で海底調査が続けられるにつれて、すべての海洋に中央海嶺系の一部が存在することが発見されました。20世紀初頭、ドイツのメテオール探検隊は南大西洋からインド洋にかけて中央海嶺をたどりました。最初に発見された海嶺系は大西洋の中央を走っていますが、ほとんどの中央海嶺は他の海洋盆地の中心から離れた場所に位置していることがわかりました。[ 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…大西洋の海底が拡大し続けるにつれて、絶えず裂け、深部から上昇する新鮮で比較的流動性の高い高温の海水のための空間を作っているゾーン」と述べた。[ 48 ]しかし、ウェゲナーはこの観察を後の著作で追求せず、大陸が海洋地殻を突き進む仕組みを説明できないため、彼の理論は地質学者によって却下され、その理論はほとんど忘れ去られた。
1950年代に中央海嶺が世界規模で発見された後、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。中央海嶺の発見と海底拡大の過程により、ウェゲナーの理論は大陸だけでなく海洋地殻の移動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、プレートテクトニクスが大多数の地質学者に受け入れられたことで、地質学の考え方に大きなパラダイムシフトがもたらされた。
地球の中央海嶺沿いでは、毎年このプロセスによって2.7 km 2 (1.0 mi 2 )の新しい海底が形成されると推定されている。[ 50 ]地殻の厚さが7 km (4.3 mi )であることを考えると、これは毎年約19 km 3 (4.6 mi 3 )の新しい海洋地殻が形成されることになる。 [ 50 ]
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