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海洋地殻は、プレート構造の海洋部分の最上層である。枕状溶岩と岩脈複合体からなる上部海洋地殻と、トロクトライト、斑れい岩、超塩基性集積岩からなる下部海洋地殻から構成される。[1] [2]地殻はマントルの最上層の硬い層を覆っている。地殻と上部マントル層は一緒になって海洋リソスフェアを構成する。
海洋地殻は主に鉄とマグネシウムを豊富に含む塩基性岩（シマ）で構成されています。大陸地殻（シアル）よりも薄く、通常10キロメートル未満の厚さですが、密度が高く、平均密度は1立方センチメートルあたり約2.7グラムである大陸地殻とは対照的に、1立方センチメートルあたり約3.0グラムです。[3]
最上部の地殻は、プレート下のマントル物質から生じたマグマが冷却された結果である。マグマは、以前の注入から生じた部分的に固化した結晶マッシュから主に構成される拡大中心に注入され、マグマレンズを形成し、それが上部の枕状溶岩に供給されるシート状の岩脈の源となる。[4]溶岩は冷却すると、ほとんどの場合、海水によって化学的に変化される。[5]これらの噴火は主に中央海嶺で発生するが、散在するホットスポットでも発生し、まれではあるが強力な洪水玄武岩噴火として知られる噴火でも発生する。しかし、ほとんどのマグマは 深部、下部海洋地殻内で結晶化する。そこで、新たに侵入したマグマは、既存の結晶マッシュや岩石と混ざり合い、反応する可能性がある。[6]
構成
海洋地殻の完全な断面はまだ掘削されていないが、地質学者は海底を理解するのに役立つ証拠をいくつか持っている。組成の推定は、オフィオライト（大陸に押し付けられて保存されている海洋地殻の断面）の分析、海洋地殻の地震構造と既知の岩石タイプの地震速度の実験室測定との比較、潜水艇、浚渫（特に海嶺の頂上と断裂帯から）、掘削によって海底から回収されたサンプルに基づいている。[7]海洋地殻は大陸地殻よりも大幅に単純で、一般的に3層に分けることができる。[8]鉱物物理学の実験によると、マントル圧力が低い場合、海洋地殻は周囲のマントルよりも密度が高くなります。[9]
- 層1は平均0.4kmの厚さで、非固結または半固結の堆積物で構成され、通常、中央海嶺の近くでは薄いか存在しないが、海嶺から離れるにつれて厚くなります。[10]大陸棚近くの堆積物は陸源性であり、陸に由来するものであり、深海堆積物とは異なります。深海堆積物は海洋生物の小さな殻でできており、通常は石灰質で珪質ですが、火山灰や濁流によって運ばれた陸源堆積物でできている場合もあります。[11]
- 第2層は2つの部分に分けられます。第2A層は厚さ0.5kmの最上層の火山層で、通常は枕状玄武岩の形態をとるガラス質から微細結晶質の玄武岩でできており、第2B層は厚さ1.5kmの輝緑岩の岩脈でできています。[12]
- 第3層は地表下のマグマがゆっくりと冷却して形成され、粗粒の斑れい岩と集積した 超塩基性岩で構成されています。[13]海洋地殻の体積の3分の2以上を占め、厚さは約5kmです。[14]
地球化学
海底で最も体積の多い火山岩は、低カリウムの ソレアイト質マグマから生成された中央海嶺玄武岩です。これらの岩石には、大イオン親岩元素（LILE）、軽希土類元素（LREE）、揮発性元素、その他の非常に非相溶性の元素が低濃度で含まれています。非相溶性元素を多く含む玄武岩も見つかりますが、まれであり、ガラパゴス諸島、アゾレス諸島、アイスランドの周辺などの中央海嶺ホットスポットに関連しています。[15]
10億年前の新原生代以前、世界の海洋地殻は現在よりも塩基性であった。地殻の塩基性が高いということは、地殻の変質した部分により多くの水分子（ OH ）を蓄えることができることを意味していた。沈み込み帯では、この塩基性地殻は、通常の青色片岩相では青色片岩ではなく緑色片岩に変成する傾向があった。[16]
ライフサイクル
海洋地殻は中央海嶺で継続的に生成されています。大陸プレートがこれらの海嶺で分岐するにつれて、マグマが上部マントルと地殻に上昇します。大陸プレートが海嶺から離れるにつれて、新しく形成された岩石は冷えて侵食され始め、その上に堆積物が徐々に蓄積されます。最も若い海洋岩石は海嶺にあり、海嶺から離れるにつれて次第に古くなります。[17]
マントルが上昇すると圧力が下がり固相線を越えると冷えて融解する。生成される融解物の量はマントルが上昇するときの温度にのみ依存する。したがって、ほとんどの海洋地殻は同じ厚さ（7±1 km）である。非常にゆっくりと拡大する海嶺（半速度<1 cm·yr −1）は、マントルが湧昇時に冷却する機会があるため、固相線を越えてより浅い深さで融解し、その結果生成される融解物が少なくなり、地殻が薄くなるため、より薄い地殻（厚さ4～5 km）を生成する。その一例が北極海の下のガッケル海嶺である。プルームの上には平均よりも厚い地殻が見られる。これはマントルがより高温であるため固相線を越えてより深いところで融解し、より多くの融解物とより厚い地殻を生成するためである。その一例が厚さ約20 kmの地殻を持つアイスランドである。 [18]
海洋地殻の年齢は、リソスフェアの（熱的な）厚さを推定するのに使用できます。若い海洋地殻はその下のマントルを冷却する時間が十分にありませんが、古い海洋地殻はその下のマントルリソスフェアが厚くなります。[19]海洋リソスフェアは、収束境界と呼ばれる境界で沈み込みます。これらの境界は、1つのプレート上の海洋リソスフェアと別のプレート上の海洋リソスフェアの間、または1つのプレート上の海洋リソスフェアと別のプレート上の大陸リソスフェアの間に存在する可能性があります。2番目の状況では、大陸リソスフェアの密度が低いため、海洋リソスフェアは常に沈み込みます。沈み込みのプロセスでは古い海洋リソスフェアが消費されるため、海洋地殻の年齢が2億年を超えることはめったにありません。[20] 海洋地殻の生成と破壊の繰り返しサイクルによる超大陸の形成と破壊のプロセスは、ウィルソンサイクルとして知られています。
最も古い大規模な海洋地殻は西太平洋と北西大西洋にあり、どちらも約1億 8000万年から2億年前のものである。しかし、地中海東部の一部は、約2億7000万年から3億4000万年前の、はるかに古いテチス海の名残である可能性がある。 [21] [22] [23]
磁気異常
海洋地殻は、海嶺と平行な磁力線のパターンを示し、玄武岩の中で凍結している。正と負の磁力線の対称的なパターンは、中央海嶺から放射されている。[24]中央海嶺ではマグマによって新しい岩石が形成され、この地点から海底が広がる。マグマが冷えて岩石になると、その磁気極性は地球の磁極のその時点の位置と一致する。次に、新しいマグマは、冷却された古いマグマを海嶺から押しのける。このプロセスにより、海洋地殻の磁気極性が交互に変化する平行な部分が形成される。
参照
注記
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- ^ Pirajno F. (2013). 鉱床とマントルプルーム。Springer。p. 11。ISBN 9789401725026。
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- ^ 「研究者が磁気データを使って地中海の3億4000万年前の海洋地殻を発見」サイエンスデイリー。2016年8月15日。 2016年9月11日閲覧。
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参考文献
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- McDuff, Russell E.; Heath, G. Ross. 「海洋 540: 海洋リソスフェア、プレートテクトニクス、海底地形」。ワシントン大学海洋学部。2009年8 月 9 日閲覧。