海溝

海溝は、海底にある長くて狭い地形上の くぼみで、通常は幅が50～100キロメートル（30～60マイル）で、周囲の海底より3～4キロメートル（1.9～2.5マイル）下にあるが、長さは数千キロメートルに及ぶこともある。世界中に約5万キロメートル（31,000マイル）の海溝があり、そのほとんどは太平洋周辺だが、インド洋東部やその他の場所にもある。測定された最大の海洋深度はマリアナ海溝のチャレンジャー海淵で、海面下10,994メートル（36,070フィート）の深さである。

海溝は、地球特有のプレートテクトニクスの特徴です。海溝は収束型プレート境界の位置を示し、この境界に沿って岩石圏プレートが互いに接近し、その速度は年間数ミリメートルから10センチメートル以上とさまざまです。海洋岩石圏は、年間約3 km ² (1.2平方マイル) の速度で海溝内に移動しています。^{[1]海溝は、屈曲して}沈み込む スラブが別の岩石圏スラブの下に沈み始める位置を示します。海溝は通常、火山弧と平行で、約200 km (120マイル) の距離にあります。

沈み込むプレートの堆積物に閉じ込められた流体の多くは海溝で表面に戻り、泥火山と冷水湧出帯を形成します。これらは化学栄養微生物に基づく独特のバイオームを支えています。プラスチックの破片が海溝に蓄積し、これらのコミュニティを脅かしているの ではないかと懸念されています。

収束型プレート境界は世界中に約50,000 km (31,000 mi) 存在する。これらは主に太平洋周辺に位置しているが、インド洋東部にも存在し、インド洋の他の地域、大西洋、地中海にもいくつかの短い収束型境界セグメントが存在する。 ^{[2]これらは}島弧やアンデス型造山帯の海側に見られる。^[3]世界には50を超える主要な海溝があり、面積は190万km ²で海洋の約0.5%を占めている。^[4]

海溝は地形学的にトラフとは異なる。トラフは海底の細長い窪みで、側面は急峻で底は平らであるのに対し、海溝はV字型の輪郭を呈する。^[4]部分的に埋められた海溝はトラフと呼ばれることもあり、例えばマクラン・トラフなど。^[5]一部の海溝は完全に埋もれており、カスケーディア沈み込み帯[ ^6]のように水深の表現がない。^[7]外見に関わらず、これらの例では基本的なプレートテクトニクス構造は依然として海溝である。一部のトラフは海溝に似ているが、別の地質構造を有している。1つの例は小アンティル諸島トラフで、小アンティル諸島沈み込み帯の前弧盆地である。^[8]また、ニューカレドニアトラフも海溝ではないが、これはトンガ・ケルマデック沈み込み帯に関連する伸張性堆積盆地である。^{[9]さらに、}トランスフォーム断層帯内の引き裂かれた盆地であるケイマントラフ^[10]は海溝ではありません。

海溝は、火山弧や和達・ベニオフ帯（火山弧の下の地震帯）とともに、プレート収束境界とそのより深い現れである沈み込み帯の特徴である。^{[2] [3] [11]}ここでは、2つの構造プレートが年間数ミリメートルから10センチメートル（4インチ）以上の速度で互いに漂い合っている。少なくともプレートの1つは海洋リソスフェアであり、もう一方のプレートの下に沈み込み、地球のマントルでリサイクルされる。

海溝は、ヒマラヤ山脈などの大陸衝突帯と関連しているが、異なる。海溝とは異なり、大陸衝突帯では大陸地殻が沈み込み帯に入る。浮力のある大陸地殻が海溝に入ると、沈み込みが停止し、その地域は大陸衝突帯になる。海溝に類似した地形は衝突帯と関連している。そのような地形の1つに、堆積物で満たされた前縁深部である周辺前地盆地がある。周辺前地盆地の例には、ガンジス川やチグリス・ユーフラテス川システムの氾濫原がある。^[2]

海溝は1940年代後半から1950年代まで明確に定義されていませんでした。1872年から1876年のチャレンジャー号遠征^[12]以前は、海洋の水深はほとんどわかっていませんでした。この遠征では、深海の測量が492回行われました。^[13] 225番目の測点で、遠征隊はチャレンジャー海淵[ ^{14]を発見しました。これは現在、}マリアナ海溝の南端として知られています。19世紀後半から20世紀初頭にかけて、大陸間の海底に大西洋横断電信ケーブルが敷設されたことで、水深測定のさらなる改善が促進されました。^[15]海底の顕著な細長い窪みという現代的な意味での海溝という用語は、ジョンストンが1923年に出版した教科書「海洋学入門」で初めて使用されました。^{[16] [2]}

1920年代から1930年代にかけて、フェリックス・アンドリース・ヴェニング・マイネスは、潜水艦から重力を測定できる新開発の重力計を使用して海溝上の重力を測定した。 ^[11]彼は、島弧付近で発見された負の重力異常帯を説明するために、テクトゲン仮説を提唱した。この仮説によれば、その帯は、地殻下の対流によって生じた軽い地殻岩石の沈降帯である。テクトゲン仮説は、1939年にグリッグスによってさらに発展し、一対の回転ドラムに基づくアナログモデルが使用された。ハリー・ハモンド・ヘスは、地質学的分析に基づいてこの理論を大幅に改訂した。^[17]

太平洋における第二次世界大戦は、特に西太平洋における水深測量の大きな進歩につながりました。これらの新しい測定結果から、深海の直線的な性質が明らかになりました。深海研究の取り組みは急速に進み、特に1950 年代と 1960 年代にはエコーサウンダが広く使用されました。これらの取り組みにより、「溝」という用語の形態学的有用性が立証されました。重要な溝はソナーによって特定され、サンプルが採取され、地図に描かれました。

海溝探査の初期段階は、1960年にバチスカーフ・ トリエステ号がチャレンジャー海淵の底まで潜ったことで頂点に達した。 1960年代初頭にロバート・S・ディーツとハリー・ヘスが海底拡大仮説を唱え、1960年代後半にプレートテクトニクス革命が起こった後、海溝はプレートテクトニクス理論において重要な概念となった。^[11]

海溝は幅50～100キロメートル（30～60マイル）で非対称のV字型をしており、海溝の内側（上部に重なる側）の傾斜が急（8～20度）で、外側（沈み込む側）の傾斜が緩やか（約5度）となっている。^{[18] [19]}海溝の底は、沈み込むプレートと上部に重なるプレートの境界を示しており、基底プレート境界せん断^[20]または沈み込みデコレマン^[2]として知られている。海溝の深さは、海溝に沈み始める海洋リソスフェアの開始深度、スラブが沈み込む角度、および海溝内の堆積量によって決まる。開始深度と沈み込み角度は両方とも古い海洋リソスフェアの方が大きく、これは西太平洋の深い海溝に反映されている。ここではマリアナ海溝とトンガ・ケルマデック海溝の海底は海面下10～11キロメートル（6.2～6.8マイル）に達します。沈み込む海洋リソスフェアがはるかに若い東太平洋では、ペルー・チリ海溝の深さは約7～8キロメートル（4.3～5.0マイル）です。^[18]

海溝は狭いものの、非常に長く連続しており、地球上で最大の線状陥没を形成しています。個々の海溝の長さは数千キロメートルに及ぶこともあります。^[3]ほとんどの海溝は沈み込むスラブに向かって凸状になっており、これは地球が球形であるためです。^[21]

海溝の非対称性は、内側と外側の傾斜角を決定する物理的メカニズムが異なることを反映している。海溝の外側の傾斜角は、沈み込むスラブの曲げ半径によって決まり、その曲げ半径は弾性厚さによって決まる。海洋リソスフェアは年月とともに厚くなるため、外側の傾斜角は最終的に沈み込むスラブの年齢によって決まる。^{[22] [20]}内側の傾斜角は、上にあるプレートの端の安息角によって決まる。 ^[20]これは、内側の傾斜が過度に急勾配になるのを防ぐ、海溝沿いの頻繁な地震を反映している。^[2]

沈み込むプレートが海溝に近づくと、深部への沈み込みが始まる前にわずかに上向きに曲がる。その結果、外側の海溝斜面は外側の海溝高によって区切られる。これは微妙で、しばしば数十メートルの高さで、通常は海溝軸から数十キロメートルの位置にある。プレートが海溝に向かって下向きに曲がり始める外側の斜面自体では、沈み込むスラブの上部が屈曲断層によって分断され、外側の海溝斜面にホルストおよびグラベン地形を与える。これらの屈曲断層の形成は、海嶺または大きな海山が海溝に沈み込んでいる場所では抑制されるが、屈曲断層は小さな海山を真っ直ぐに横切る。沈み込むスラブが堆積物で薄く覆われているだけの場合、外側の斜面にはホルストおよびグラベンの尾根に対して斜めの海底拡大尾根が見られることが多い。^[20]

海溝の形態は、海溝内の堆積物の量によって大きく左右される。堆積量は、トンガ・ケルマデック海溝のようにほとんど堆積物がないものから、カスケード沈み込み帯のように完全に堆積物で満たされたものまで様々である。堆積量は、海溝が大陸堆積物源の近くにあるかどうかによって大きく左右される。^[21]堆積量の範囲は、チリ海溝でよく示されている。海溝のチリ北部は、風化速度が非常に遅いアタカマ砂漠に沿って広がっており、堆積物に乏しく、海溝底の堆積物は 20 メートルから数百メートルである。この海溝部分の構造形態は、海底に完全に露出している。海溝のチリ中央部は、中程度の堆積量で、堆積物は沈み込むスラブの遠洋堆積物または海洋基盤に重なり合っているが、それでも海溝の形態ははっきりと識別できる。チリ南部の海溝は完全に堆積しており、外側の隆起と傾斜はもはや判別できないほどである。他の完全に堆積した海溝には、堆積物の厚さが最大7.5キロメートル（4.7マイル）のマクラン・トラフ、3〜4キロメートル（1.9〜2.5マイル）の堆積物に完全に埋もれているカスケーディア沈み込み帯、および6キロメートル（3.7マイル）の堆積物に埋もれている最北端のスマトラ沈み込み帯がある。^[23]

堆積物は海溝の軸に沿って運ばれることがある。チリ海溝中央部では、扇状地から軸に沿って堆積物が運ばれる。^[24]同様の堆積物の輸送はアリューシャン海溝でも記録されている。^[2]

海溝に流れ込む河川からの堆積に加えて、地殻変動により急峻になった内側斜面の地滑りによっても堆積が起こります。これは巨大地震によって引き起こされることが多いです。チリ海溝中央部のレロカ地滑りは、このプロセスの一例です。^[25]

収束縁は侵食性または付加性に分類され、これは海溝の内側斜面の形態に強い影響を及ぼします。ペルー北部-チリ海溝、トンガ-ケルマデック海溝、マリアナ海溝などの侵食性縁は、堆積物が不足している海溝に相当します。^[3]沈み込むスラブは、上にあるスラブの下部から物質を侵食し、その体積を減らします。スラブの端は沈下と急勾配を経験し、正断層運動が起こります。斜面の下には比較的強い火成岩と変成岩があり、高い安息角を維持しています。^[26]すべての収束縁の半分以上は侵食性縁です。^[2]

ペルー・チリ南部、カスケーディア、アリューシャン列島などの付加体縁部は、中程度から高度に堆積した海溝と関連している。スラブが沈み込むと、堆積物は上部プレートの縁に「押し固められ」、付加体ウェッジまたは付加体プリズムを形成する。これにより、上部プレートが外側に形成される。堆積物は強度がないため、その安息角は侵食性縁部海溝の内側斜面を構成する岩石よりも緩やかである。内側斜面の下には、堆積物の重なり合った 衝上断層シートがある。内側斜面の地形は、局所的な質量減少によって荒れている。^[26]カスケディアは、堆積物で完全に埋め尽くされているため、外側の隆起と海溝の水深表現は事実上ないが、内側の海溝斜面は複雑で、衝上断層が多数ある。これらは、海溝に流れ込む川による峡谷形成と競合する。侵食縁部の内側の海溝斜面には逆断層隆起はほとんど見られない。^[19]

付加体は2つの方法で成長する。1つ目は前線付加によるもので、堆積物は沈み込むプレートから削り取られ、付加体の前面に配置される。^[2]付加体が成長するにつれて、海溝から離れた古い堆積物はますます岩石化し、断層やその他の構造的特徴は海溝に向かう回転によって急勾配になる。^[27]付加体成長のもう1つのメカニズムは、沈み込んだ堆積物が海洋地殻とともに沈み込みデコルマの浅い部分に沿ってアンダープレーティング^{[2] （基底付加[28]}とも呼ばれる）することである。カリフォルニアのフランシスカングループは、アンダープレーティングがテクトニックメランジュとデュプレックス構造として記録されている古代の付加体であると解釈されている。^[2]

頻繁に発生する巨大地震は、大規模な地滑りを引き起こし、海溝の内側の斜面を変化させます。これにより、前壁と側壁に最大20度の傾斜を持つ半円形の地滑り崖が残ります。^[29]

海山や非地震性海嶺が海溝に沈み込むと、非地震性クリープが増加し、地震の激しさが軽減される可能性がある。逆に、大量の堆積物が沈み込むと、沈み込みデコルマンに沿った破壊が長距離にわたって伝播し、巨大地震を引き起こす可能性がある。^[30]

海溝は時間の経過とともに位置的に安定しているように見えますが、科学者は、一部の海溝、特に2つの海洋プレートが収束する沈み込み帯に関連する海溝は、沈み込むプレートの方向に後退すると考えています。^{[31] [32]}これは、海溝のロールバックまたはヒンジリトリート（ヒンジロールバックとも呼ばれます）と呼ばれ、背弧盆地の存在を説明する1つの方法です。

スラブ（マントル内の沈み込むプレートの部分）に垂直な力は、スラブの急勾配化と、最終的には表面のヒンジと海溝の移動の原因となる。^[33]これらの力は、スラブのマントルに対する負の浮力から生じ、スラブ自体の形状によって修正される。 [ ^{34 ]}スラブの変位から生じるその後の亜水平マントル流に応じて、上部プレートが伸長し、背弧盆地が形成される可能性がある。^[35]

スラブのロールバックのプロセスには、いくつかの力が関与している。2 つの沈み込むプレートの境界で互いに作用する 2 つの力が、互いに力を発揮する。沈み込むプレートは、沈み込み中に圧力をかける曲げ力 (FPB) を発揮し、一方、上に乗るプレートは、沈み込むプレートに反対方向に力を発揮する (FTS)。スラブを引っ張る力 (FSP) は、プレートをより深いところへ押しやるプレートの負の浮力によって生じる。周囲のマントルからの抵抗力は、スラブを引っ張る力に対抗する。660 km の不連続面との相互作用は、相転移(F660) での浮力による偏向を引き起こす。^[35] これらの力の独特な相互作用が、スラブのロールバックを生み出す。深部のスラブ部分が浅いスラブ部分の下降運動を妨げると、スラブのロールバックが発生する。沈み込むプレートは負の浮力によって後方に沈み、海溝ヒンジが表面に沿って後退する。プレート周囲のマントルの湧昇は背弧盆地の形成に好ましい条件を作り出す可能性がある。^[36]

地震トモグラフィーはスラブのロールバックの証拠を提供します。結果はマントル内の高温異常を示し、沈み込んだ物質がマントル内に存在することを示唆しています。^{[37]オフィオライトは、スラブのロールバックのプロセスを通じて高圧高温の岩石が急速に地表にもたらされ、}オフィオライトの露出のためのスペースを提供するなどのメカニズムの証拠と見なされています。

スラブのロールバックは必ずしも連続的なプロセスではなく、断続的な性質を示唆している。^[34]ロールバックの断続的な性質は、沈み込むプレートの密度の変化、たとえば浮力のあるリソスフェア（大陸、弧、海嶺、または台地）の到来、沈み込みダイナミクスの変化、またはプレート運動学の変化によって説明される。沈み込むプレートの年齢はスラブのロールバックには影響しない。^[35]近くの大陸衝突はスラブのロールバックに影響を与える。大陸衝突はマントルの流れとマントル物質の押し出しを引き起こし、それが伸張と弧溝のロールバックを引き起こす。^[36]南東太平洋の地域では、ロールバックイベントが数回発生し、多数の背弧盆地が形成されてきた。^[34]

マントル不連続面との相互作用はスラブのロールバックに重要な役割を果たしている。660 km の不連続面での停滞により、表面に作用する吸引力によりスラブが後退する。^[35]スラブのロールバックによりマントルの逆流が誘発され、それが上にあるプレートの底部のせん断応力による伸張を引き起こす。スラブのロールバック速度が増加すると、円形のマントル流の速度も増加し、伸張速度が加速される。 ^{[33]伸張速度は、スラブが 410 km と 660 km の深さにあるマントル内の不連続面と相互作用すると変化する。スラブは}下部マントルに直接浸透するか、または 660 km の深さでの相転移によって浮力の差が生じて遅くなる。海溝の後退移動（スラブのロールバック）の増加（2～4 cm/年）は、スラブが下部マントルに浸透しない660 km不連続面で平坦化されたスラブの結果である。^[38]これは、日本海溝、ジャワ海溝、伊豆小笠原海溝の場合である。これらの平坦化されたスラブは、遷移層で一時的に停止しているだけである。その後の下部マントルへの変位は、スラブを引っ張る力、または熱拡散による温暖化と広がりによるスラブの不安定化によって引き起こされる。マリアナ弧、トンガ弧のように下部マントルに直接浸透するスラブでは、スラブのロールバック速度は遅くなる（約1～3 cm/年）。^[38]

海溝の底で堆積物が沈み込むと、その流体成分の多くは排出され、沈み込みデコルマンに沿って戻り、泥火山や冷水湧出帯として内斜面に出現する。メタンクラスレートやガスハイドレートも内斜面に蓄積し、それらの分解が地球温暖化に寄与するのではないかと懸念されている。^[2]

泥火山や冷水湧出帯から放出される流体はメタンと硫化水素を豊富に含み、独特の海溝バイオームの基盤を形成する化学栄養微生物に化学エネルギーを提供します。冷水湧出帯のコミュニティは、西太平洋（特に日本^[39]）、南米、バルバドス、地中海、マクラン、スンダ海溝の海溝内斜面で確認されています。これらは、6,000メートル（20,000フィート）もの深さで発見されています。^{[2]チャレンジャー海淵の}極限環境微生物デイノコッカスのゲノムは、生態学的洞察と潜在的な産業用途のために配列されています。^[40]

海溝は海底の最も低い地点であるため、プラスチックの破片が海溝に蓄積し、脆弱な海溝バイオームを危険にさらす可能性があると懸念されています。^[41]

最近の測定では、潜水中に水の塩分濃度と温度を測定したが、不確実性は約15メートル（49フィート）であった。^[42]古い測定では数百メートルの誤差がある可能性がある。

(*) 世界で最も深い海溝トップ5

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