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ロマンシュ海溝はロマンシュ溝とも呼ばれ、プエルトリコ海溝とサウスサンドイッチ海溝に次いで大西洋の主要海溝の中で3番目に深い。ブラジルと西アフリカの間の大西洋の最も狭い部分の赤道のすぐ北で大西洋中央海嶺(MAR)を二分し、北緯2度から南緯2度、西経16度から西経20度に広がっている。この海溝はロマンシュ断裂帯の作用によって形成され、その一部は大西洋中央海嶺の一部を相殺するアクティブなトランスフォーム境界となっている。[ 1 ]
この名前は、1883年10月11日に海溝を発見した測深を行ったルイ・フェルディナン・マーシャル大佐率いるフランス海軍の艦船ラ・ロマンシュ号にちなんで付けられた。この船は、最初の国際極年の一環としてホーン岬付近で数か月間の科学的調査を行った後、フランスに帰る途中だった。[2]
海洋学
海溝の深さは7,761メートル（25,463フィート）、長さは300キロメートル（190マイル）、平均幅は19キロメートル（12マイル）で、西大西洋から東大西洋の盆地への深海盆水の主要な循環を可能にしています。海溝を通る深層水の流れは西から東に、1.57°C（34.83°F）の水が3.6スベルドラップ（百万m 3 /秒）の割合で流れています。 [1]
北大西洋下部深層水( LNADW) は、海面下約 3,600～4,000 メートル (11,800～13,100 フィート) にあり、グリーンランド海とノルウェー海から流れてきて、赤道に向かって高濃度の塩分、酸素、フレオンをもたらします。南極底層水(AABW) は LNADW の下を流れ、海底に達します。南極の周囲で形成された AABW は、冷たく、塩分が低く、ケイ酸塩濃度が高いです。北に流れる際、海底の多数の障害物によって制限されます。MAR の東側の盆地では、ウォルビス海嶺が北への通路をブロックしています。LNADW と AABW の場合、ロマンシュ断裂帯とチェーン断裂帯 (赤道のすぐ南) が、MAR 内で盆地間交換が可能な唯一の深層水路です。 AABWがロマンシュ断裂帯を通過すると、塩分濃度と温度が大幅に上昇します。[3]
地質学
ロマンシュ断裂帯は大西洋中央海嶺から 900 km (560 マイル) オフセットしており、大西洋最大の赤道断裂帯となっている。南大西洋の拡大に関する通常のシナリオ[明確化が必要]によれば、これは 1 年あたり 1.75 cm (0.69 インチ/年) の速度で拡大しており、約50 Maに形成され始めた。断裂帯の北に平行して、南大西洋の MAB の東西数百 km にわたって特に目立つ横方向の海嶺がある。横方向の海嶺の西部は、隆起した海洋地殻と上部マントルの破片からなる。横方向の海嶺の頂上は、20 Ma前に海面上に達した後、異常に急速に沈降した中新世の浅海性石灰岩で覆われている。しかし、横方向の海嶺の東部は、ロマンシュ堆積性シーケンス (RSS) と呼ばれる厚い層状の物質のシーケンスで構成されている。 RSSには白亜紀前期（1億4000万年前）の遠洋性物質が含まれており、層の厚さと相まって、アプチアン-アルビアン期（1億2500万年前-1億年前）の南大西洋の開口に関する通常のシナリオには当てはまりません。 [4]横断海嶺は、現在の海溝と、約1000万年前-800万年前までロマンシュ・トランスフォームが存在していた長さ800km（500マイル）の無地震谷を隔てています。このトランスフォームの移動に先立つ2500万年前-1700万年前のプロセスでは、横断海嶺が最初に隆起し、次に変形し、最終的に海中に埋もれたため、前述の中新世の浅瀬プラットフォームが海面に達しました。[5]
生物学的役割
MAR の熱水噴出孔は多くの生命体を支えている。ロマンシュ断裂帯とチェーン断裂帯は MAR に大きな隙間を作り、北大西洋の生物群を他の海洋の生物群から隔離する「海底ベルリンの壁」の役割を果たす可能性がある。[6]北部 MAR の噴出孔で見つかったものと似た熱水エビの群れが、南部 MAR の北部で発見されている。二枚貝の群落は、さらに南の噴出孔周辺で報告されている。これらの種は正式な説明を待っており、北部 MAR のものと異なる群落であるかどうかは不明である。[7]ロマンシュ断裂帯とチェーン断裂帯を通る NADW の流れは、北大西洋西部から南大西洋東部への幼生輸送の導管として機能する可能性がある。例えば、コエビ科のエビAlvinocaris muricolaはメキシコ湾とギニア湾の両方の冷水湧出域に生息しており、これは明らかに大西洋を越えた遺伝子流動を示唆しているが、データの量は非常に限られており、分散経路は完全には解明されていない。[8]
参考文献
注記
- ^ シュリッツァー他 1985
- ^ メルシエ＆スピア 1998
- ^ フェロンら。 1998 年、はじめに、1929 ～ 1931 ページ
- ^ ガスペリーニら。 2001 年、はじめに、101-102 ページ
- ^ ベルヌーイ他 2004, 地質学的背景と地層学、p. 924
- ^ 「熱水噴出孔」。海洋生物調査。2005年。2015年5月13日時点のオリジナルよりアーカイブ。2015年6月14日閲覧。
- ^ German et al. 2008, 3.4. 「レッド ライオン」噴出孔、南緯 4°47.82'、西経 12°22.59'、図 9、340-341 ページ
- ^ Ramirez-Llodra & German 2007、pp. 38–39
出典
- ベルヌーイ、D.ガスペリーニ、L.ボナッティ、E. Stille、P. (2004)。 「赤道大西洋、ロマンシュ破砕帯の遠洋性石灰岩と珪藻土におけるドロマイトの形成」。堆積物研究ジャーナル。74 (6): 924–932。Bibcode :2004JSedR..74..924B。土井：10.1306/040404740924 。2015 年6 月 7 日に取得。
- Ferron, B.; Mercier, H.; Speer, K.; Gargett, A.; Polzin, K. (1998). 「ロマンシュ断裂帯における混合」. Journal of Physical Oceanography . 28 (10): 1929–1945. Bibcode :1998JPO....28.1929F. doi : 10.1175/1520-0485(1998)028<1929:MITRFZ>2.0.CO;2 .
- Gasperini, L.; Bernoulli, D.; Bonatti, E.; Borsetti, AM; Ligi, M.; Negri, A.; Sartori, R.; von Salis, K. (2001). 「ロマンシュ断裂帯の下部白亜紀から始新世の堆積性横尾根と赤道大西洋の開口部」.海洋地質学. 176 (1–4): 101–119. Bibcode :2001MGeol.176..101G. doi :10.1016/S0025-3227(01)00146-3 . 2015年6月7日閲覧。
- German, CR; Bennett, SA; Connelly, DP; Evans, AJ; Murton, BJ; Parson, LM; Prien, RD; Ramirez-Llodra, E.; Jakuba, M.; Shank, TM; Yoerger, DR; Baker, ET; Walker, SL; Nakamura, K. (2008). 「大西洋中央海嶺南部の熱水活動: 南緯 4～5 度における地殻変動と火山活動によって制御された噴出」. Earth and Planetary Science Letters . 273 (3–4): 332–344. Bibcode :2008E&PSL.273..332G. doi :10.1016/j.epsl.2008.06.048 . 2015 年6 月 14 日閲覧。
- Mercier, H.; Speer, KG (1998). 「ロマンシュ断裂帯とチェーン断裂帯における底層水の輸送」. Journal of Physical Oceanography . 28 (5): 779–790. Bibcode :1998JPO....28..779M. doi : 10.1175/1520-0485(1998)028<0779:TOBWIT>2.0.CO;2 .
- Ramirez-Llodra, E.; German, CR (2007). 「熱水噴出孔生物種の生物多様性と生物地理学: 発見と調査の30年」(PDF) .海洋学. 20 (1): 30–41. doi : 10.5670/oceanog.2007.78 . 2015年6月14日閲覧。
- シュリッツァー、R.ロザー、W.ワイドマン、米国;カルト、P.ロースリ、HH (1985)。 「大西洋北東部の深海の子午線温度 14 度およびアルゴン 39 度のセクション」。地球物理研究ジャーナル。90 (C10): 6945–6952。ビブコード:1985JGR....90.6945S。土井：10.1029/JC090iC04p06945。
0°00′N 18°00′W / 0.000°N 18.000°W / 0.000; -18.000