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南西インド洋海嶺 (白) と断層帯 (オレンジの濃淡) の南洋上へのおおよその表面投影。クリックして地図を拡大すると、インタラクティブな詳細が表示されます。
南西インド洋海嶺 (SWIR)は、南西インド洋と南東大西洋の海底に沿って位置する中央海嶺です。 SWIRは、北のソマリアプレートと南の南極プレートを分ける分岐するプレート境界であり、非常にゆっくりとした拡大速度（北極のガッケル海嶺を上回る程度）と、インド洋のロドリゲス島（南緯20°30′ 東経70°00′ / 南緯20.500° 東経70.000° / -20.500; 70.000）と大西洋のブーベ島（南緯54°17′ 西経1°5′ / 南緯54.283° 西経1.083° / -54.283; -1.083）の2つの隣接する三重会合点の間で軸が急速に伸長する特徴がある。[2]
地質学的状況
拡散率
SWIRに沿った拡大速度は変化します。低速拡大（30 mm/年）から超低速拡大（15 mm/年）への移行は、磁気異常C6C（約2400万年前）で発生します。これは、地球の中央海嶺システムの中で最も深く、おそらく最も冷たく、最も融解の少ない部分である東経54度から67度の間で発生します。拡大速度が約20 mm/年を下回ると、地殻の厚さは急速に減少し、SWIRでは、海嶺軸の100 km（62マイル）にわたって火山活動が見られません。[3]
大きなセクションに沿って、SWIRは拡大方向に対して斜めに走り、通常は約60°です。傾斜により海嶺の長さが長くなり、マントルの湧昇速度が減少するため、SWIRは低速海嶺と超低速海嶺の間の遷移状態にあります。SWIRの低速拡大セクションでは、マグマセグメントがトランスフォーム断層でつながっていますが、超低速セクションではそのようなトランスフォームがなく、マグマセグメントが非マグマトラフでつながっています。[4]
拡散プレート境界
SWIRの拡大は遅いが、プレート境界は、はるかに遅いがより拡散したヌビア・ソマリア境界と交差している。[5] 拡大速度の変動は、SWIRが2つの硬いプレートの間の拡大中心ではなく、SWIRの北にあるこれまで想定されていた単一のアフリカプレートが、実際にはヌビアプレート、ルワンダプレート、ソマリアプレートの3つのプレートに分割されていることを示している。[6]
ヌビアプレート、ソマリプレート、南極プレート間のこの「拡散」三重会合点のSWIR上の位置は、東経26度から32度の間、またはアンドリュー・ベイン断層の西側と推定されています。この拡散三重会合点は、東アフリカ地溝帯の南端を形成しています。[7]
現地ジュラ紀の岩石
2010年、SWIRの南60 km (37 mi) の場所から、閃緑岩と斑れい岩に含まれるジルコンから年代測定された1億8000万年前の岩石が浚渫された。 [8]この年代は、ゴンドワナ大陸 の分裂、インド洋の拡大、カルー大火成岩区の定着(1億7900万～1億8300万年前) の年代に匹敵し、SWIR付近の海底の新第三紀とは著しい対照をなしている。これらの岩石は、氷のラフティングや津波などの外力によってSWIR付近に堆積したと推測できるが、SWIRは大陸棚から遠く離れた場所にあり、同様の年代の岩石は大西洋中央海嶺から報告されている。これらの岩石がマントルから直接出てきたものであれば、同位体鉛のほとんどを失っているはずである。氷のラフティングでできたドロップストーンは、一般的に丸みを帯びている兆候が見られる。[9]
しかし、中央海嶺の熱水循環は、貫入岩を浅いマントルに持ち込む可能性があり、この場合、それが良い候補となる可能性がある。SWIRに面するアフリカの岩石のほとんどは始生代クラトンである。しかし、新原生代パンアフリカ造山帯は、モザンビーク海の閉鎖中に付加され、東アフリカ、マダガスカル、南極のいくつかの岩石はこのイベントに関連している。ゴンドワナの分裂中に、カルー火山岩がパンアフリカ岩石に侵入し、これらの岩石がこの方法でSWIRに到達した可能性はあるが、明らかではない。SWIRの拡大は極めて遅いため、その下のマントルは異常に低温であるはずであり、それが岩石の溶融を防ぐ可能性がある。[9]
サブセクション
ブーベTJ-アンドリュー・ベインTF
SWIRの西端はブーベ海嶺として知られ、北はブーベ海嶺、南はモシェシュ海嶺によって区切られている。[10] ブーベ海嶺は長さ110km（68マイル）で、過去300万年間の拡大率は14.5mm/年（0.57インチ/年）である。軸谷は深さ1kmで、拡大が遅い海嶺に典型的であり、幅は16kmで異例の幅である。ゼロ年代軸は中央部で海面下2,000m（6,600フィート）にあるが、2つの海嶺に近づくほど深くなる。これは、おそらくBTJに近いため、同様の拡大が遅い海嶺よりも約1km浅い。[11]
9°Eから25°Eの間では、SWIRは東西方向に伸びており、変形はありません。このセクションは、斜めの非マグマ性付加体セグメントによって連結された直交するマグマ性付加体セグメントで構成されています。[1]
この地域の斜めの部分 (9°E から 16°E) である「斜めのスーパーセグメント」は、軸方向が直交から 56° まで非常に変化に富んでおり、一連のマグマ性セグメントと非マグマ性セグメントにより、急激に変動するマグマ活動と非常にゆっくりとした拡大が起こります。[12] 16°E の不連続面の西側では、軸方向の深さが 500 m 低下し、地形と磁性が急激に変化します。この地域の西端 (9°30'–11°45') では、短いマグマ性尾根セグメントが Shaka FZ と交差しています。ここの起伏のある地形により、斜めのスーパーセグメントに沿った数少ない火山の中心の 1 つであるジョセフ メイズ海山の西側斜面に伸びる SWIR が見えにくくなっています。この海山は古いペリドタイトの塊を割って、その残骸が尾根の両側に突き出ており、その間の地溝帯を埋めて、南西赤道に位置する二重の峰を持つ火山を形成している。海山の東 (11°30'-10°24'E) には、長さ 180 km、深さ 4,200 m の非マグマ性セグメントがある。最大深度 4,700 m に達するその最深部は、最近の火山活動の痕跡のない荒れた床だが、部分的に蛇紋岩化したペリドタイトでできた不規則なホルストブロックで満たされている。[4]
対照的に、「直交スーパーセグメント」（東経 16 ～ 25 度）は、拡大方向に対してほぼ完全に直交しており、短い非変換オフセットによってリンクされたマグマ付加セグメントで構成されています。SWIR の傾斜が増加すると、その長さも増加します。この長さの増加により、マントルの湧昇が減少し、超低速拡大海嶺（<12 mm/年）に特徴的な海嶺形状になります。[12] 直交スーパーセグメントは、大西洋中央海嶺のより大きな海嶺セグメントに似ています。[4]
アンドリュー・ベイン TF
一連の断層帯（デュトワ、アンドリュー・ベイン、マリオン、プリンスエドワード ）は、南緯45度、東経35度から南緯53度、東経27度の間で、SWIRを1,230 km（760マイル）オフセットしている。[13] [14] これらのうち最大の、長さ750 kmのアンドリュー・ベイン断層帯は、ヌビア・ソマリア国境がSWIRと交差する場所である。[14] アンドリュー・ベイン断層帯の活動部分は、海洋トランスフォーム断層の中で最も大きな年代オフセット（65 Ma）を表し、また最も幅が広い（120 km）ものである。その延長は、モザンビーク断層（モザンビーク海嶺とモザンビーク海盆の間）から南極沖のアストリッド海嶺まで広がっている。アンドリュー・ベインTFの東には、東経35度から東経50.5度の間の南極海のジオイド高である「マリオン・スウェル」と、マダガスカル高原、デル・カノ・ライズがある。 [15] SWIRは、東経36度のマリオン・ホットスポットに到達する前に、スウェルの側面を横切る。[16]
マリオンホットスポットがあるマリオン島は、SWIRから250km（160マイル）離れた2800 万年前の地殻上にあります。ブーベ島は、ブーベ三重会合点から300km（190マイル）、SWIRから55km（34マイル）離れた700万年前の地殻上にあります。ただし、ブーベホットスポットの正確な位置は特定されていません。[17]
アンドリュー・ベイン TF–メルヴィル FZ
マリオンホットスポットとガリエニ断層帯の間には、比較的浅い軸方向の不規則なセグメンテーションがある。[17] プリンスエドワード断層帯とアトランティスII断層帯（東経35～57度）の間では、すべての主要なトランスフォーム断層（およびそれらに関連する3500万年前の磁気異常）が、ますます南北方向に伸びている。モザンビーク盆地の磁気異常は、これが過去8000万年間の主な拡大方向であったことを示している。[18]
ディスカバリーFZ（東経42度）、ガリエンFZ（東経52度）、メルヴィルFZ（東経60度）における大きな変化は、SWIRの大規模なセグメンテーションを定義しています。平均軸方向の深さは、メルヴィルFZとロドリゲスTJの間の4,730メートル（15,520フィート）（薄い地殻または冷たいマントルのいずれかが下にあるセクション）から、アンドリューベインFZとディスカバリーFZの間の3,050メートル（10,010フィート）（マリオンホットスポットの影響を受けるセクション）まで変化します。[19]
インドメッド FZ とガリエニ FZ の間では、SWIR はより浅く、隣接するより深いセクションよりもマグマの供給量が多い。また、地殻はより厚く、マントルはより高温である。これはおそらくクロゼホットスポットとの相互作用によるもので、そのマグマ活動の増加により、約 10 Ma に大規模なクロゼ火山台地が形成されました。ホットスポットは熱プルームも引き起こし、少量の下部マントル物質を取り込みます (その結果、海洋島玄武岩 (OIB)/中央海嶺玄武岩 (MORB) の混合シグネチャが形成されます)。しかし、クロゼホットスポット/バンクは SWIR から 1000 km 以上離れており、500 km を超える距離での海嶺とホットスポットの相互作用は、理論的には重要ではないはずです。しかし、ケルゲレンとレユニオンのホットスポットは、おそらく南東インド洋海嶺と中央インド洋海嶺と同じような距離で相互作用していると思われます。これは、これらの海嶺とホットスポットを結ぶ火山列と線状構造から推測できます。SWIRとクロゼの間にそのような線状構造が存在しないのは、プレートの年齢と厚さで説明できます。2500万年前より古いプレートは、プルームが浸透するには厚すぎると考えられています。[20]
ガリエニ断層とメルヴィル断層の間では、SWIRはもともと拡大方向に対してほぼ垂直で、オフセットは少なく小さいものでした。約40 Maに拡大方向が時計回りに変化し、オフセットは等間隔になり、地形はより起伏が激しくなりました。それ以来、アトランティス II トランスフォーム断層は成長し、その西と東のオフセットは消え始めました。約40 Ma後の将来、ガリエニ断層、アトランティス II 断層、メルヴィル断層は成長を続け、その間のSWIRセグメントは現在の長さと形状のほとんどを維持するでしょう。[21]
メルヴィル FZ-ロドリゲス TJ
インドームドFZの東（マダガスカル南部）では、SWIRはロドリゲス三重会合点の6400万年にわたる東方への伝播の産物である。このセクションは、規則的な間隔で並ぶ非トランスフォーム不連続面、短い斜めの非マグマ性セグメント、アトランティスII、ノバラ、メルヴィルトランスフォームから構成される。[16] 東経49度以東の軸方向の深さの増加は、非マグマ性の拡大を反映している。[17]
SWIR 最東端の軸谷のセグメンテーションと形態は、超低速拡大海嶺に特有のものである。3000 メートルの高さの海嶺セグメントは、100 キロメートルを超える軸セグメントによって連結されている。このセクションに沿って火山活動はない。海嶺軸の側面は広く、火山性地殻層がない。これらの側面は丸みを帯びて滑らかで、海洋核複合体に関連する波形パターンがない。この非火山性の海底は、大規模な剥離断層によって表面に運ばれた海水によって変質したマントル由来の岩石でできている。過去 1000 万年間、これらの剥離断層は海嶺軸を横切って前後に反転し、SWIR のこのセクションに沿ったほぼすべての分岐を生み出した。[22]
メルヴィル固定帯（東経60度45分）の東にある最東端のSWIRでは、マントルが異常に冷たく、地殻が薄い（平均3.7 km）ため、マントルは部分的にしか溶けず、この地域のSWIRへの溶融物供給が減少している。[22] このマグマ供給の不足により、メルヴィルの東では海山の数は少ないが高くなっている。メルヴィルの西では高さ約50メートルの海山が103 km 2あたり100個以上あるのに対し、メルヴィルの東では高さ100メートルを超える 海山は103 km 2あたり10個未満である。[23]
地殻変動の歴史
SWIRは、時には6,000 km (3,700 mi) より深く、時には海面下2,000 m (6,600 ft) に達する隆起した縁で区切られた、深く、ほぼ平行で、境界がはっきりした破砕帯を特徴としています。これらの破砕帯は非常に長く、大陸棚近くの古い構造と一致することがよくあります。 [13] これらの破砕帯とアガラス盆地への延長は、白亜紀後期のゴンドワナ大陸の分裂以来のアフリカと南極の動きを表す流れ線です。[13] [24]
SWIRは、現在のモザンビーク盆地とリーセル・ラルセン海にあるペルム紀-三畳紀のカルー大火成岩地域（約1億8500万～1億8000万年前）で、南極大陸がアフリカから分離したゴンドワナ大陸の分裂時に開きました。[25] 大陸間の拡大方向は7400万年前頃に変わり始め、6900万～6400万年前に拡大速度が遅くなり（約1cm/年）、その後北東-南西に方向が変わりました。プリンスエドワードFZ近くの断裂帯は始新世のもので、その長さから推測されるよりもはるかに新しいものです。[26]
参照
参考文献
注記
- ^ ab Standish et al. 2008、地域設定、p. 3:5
- ^ パトリアットら。 1997年、抄録
- ^ ザウターら。 2011、はじめに、p. 911
- ^ abc ディック、リン、スハウテン 2003、「9°から25°EまでのSWIR」、pp. 406-409
- ^ チュー＆ゴードン 1999、64-67ページ
- ^ DeMets、Gordon、Argus 2010、「南西インド海嶺プレート運動」、p. 38; 図29、p. 37
- ^ Horner-Johnson et al. 2005、要約
- ^ Cheng et al. 2016、「サンプルと結果」、p. 1
- ^ ab Cheng et al. 2016、ディスカッション、pp. 4–7
- ^ Trukhin et al. 1999、序論、pp. 1-2
- ^ Ligi et al. 1999, Westernmost Southwest Indian Ridge、pp. 29372–29375 より
- ^ ab Standish et al. 2008, 地域設定、p. 6:6–7
- ^ abc Royer et al. 1988, 断裂帯、pp. 240–241
- ^ ab Sclater et al. 2005、要約
- ^ Sclater et al. 2005、序論、p.3:8
- ^ ab Zhou & Dick 2013, テクトニック設定、p. 196
- ^ abc Georgen、Lin & Dick 2001、地質学的設定、pp. 11–12
- ^ フィッシャー＆スクレイター 1983、561ページ
- ^ メンデル他 2003, 地域設定、pp. 3-4
- ^ Sauter et al. 2009、「インドメッドTFとガリエニTFの間のマントル温度は、隣接する海嶺セクションよりも高い：クロゼットホットスポットの影響？」、pp. 695–696
- ^ ベインズ他 2007、「アトランティス II トランスフォーム断層の成長とプレート境界再編成の原因」、24～26 ページ、図 12、25 ページ
- ^ ab Bronner et al. 2014、地質学的設定、p. 340
- ^ メンデル＆ザウター 1997、要約
- ^ フィッシャー＆スクレイター 1983、557ページ
- ^ セトン他 2012年「東アフリカの辺境」239～240頁
- ^ ロイヤー他 1988、要約
出典
- Baines, AG; Cheadle, MJ; Dick, HJ; Scheirer, AH; John, BE; Kusznir, NJ; Matsumoto, T. (2007). 「インド洋南西部海嶺の東経 55 45′ から東経 62 度までの進化: 26 Ma 以降のプレート境界形状の変化」( PDF)。地球化学、地球物理学、地球システム。8 (6): Q06022。Bibcode : 2007GGG.....8.6022B。doi :10.1029/2006GC001559。hdl : 1912 /1790。2016年8 月 16日閲覧。
- Bronner, A.; Sauter, D.; Munschy, M.; Carlut, J.; Searle, R.; Cannat, M .; Manatschal, G. (2014). 「南西インド洋海嶺の大規模な露出マントル領域の磁気特性 - 0～11 Ma 前の海底における深海曳航地質物理調査の結果」. Solid Earth . 5 (1): 339–354. Bibcode :2014SolE....5..339B. doi : 10.5194/se-5-339-2014 .
- Cheng, H.; Zhou, H.; Yang, Q.; Zhang, L.; Ji, F.; Dick, H. (2016). 「南西インド洋海嶺のジュラ紀ジルコン」. Scientific Reports . 6 : 26260. Bibcode :2016NatSR...626260C. doi :10.1038/srep26260. PMC 4869104. PMID 27185575 .
- Chu, D.; Gordon, RG (1999). 「南西インド洋海嶺に沿ったヌビアとソマリア間の移動の証拠」Nature . 398 (6722): 64–67. Bibcode :1999Natur.398...64C. doi :10.1038/18014. S2CID 4403043 . 2016年7月30日閲覧。
- DeMets, C.; Gordon, RG; Argus, DF (2010). 「地質学的に現在のプレート運動」(PDF) . Geophysical Journal International . 181 (1): 1–80. Bibcode :2010GeoJI.181....1D. doi : 10.1111/j.1365-246x.2009.04491.x . 2016年8月11日閲覧。
- Dick, HJ; Lin, J.; Schouten, H. (2003). 「超低速拡大型海洋リッジ」(PDF) . Nature . 426 (6965): 405–412. Bibcode :2003Natur.426..405D. doi :10.1038/nature02128. PMID 14647373. S2CID 4376557 . 2016年9月10日閲覧。
- フィッシャー、RL; スクレイター、JG (1983)。「中期白亜紀以降の南西インド洋のテクトニック進化：少なくとも8000万年間の南極/アフリカの極のプレート運動と安定性」。Geophysical Journal International。73 ( 2 ): 553–576。Bibcode :1983GeoJ...73..553F。doi : 10.1111 /j.1365-246X.1983.tb03330.x。
- Georgen, JE; Lin, J.; Dick, HJ (2001). 「重力異常からみたマリオンおよびブーベホットスポットと南西インド洋海嶺の相互作用の証拠: 変換オフセットの影響」(PDF)。地球惑星科学レター。187 (3): 283–300。Bibcode :2001E&PSL.187..283G。doi : 10.1016/s0012-821x(01)00293-x 。 2016年7月30日閲覧。
- Horner-Johnson, BC; Gordon, RG; Cowles , SM; Argus, DF (2005)。「ソマリアに対するヌビアの角速度とヌビア・ソマリア・南極三重会合点の位置」。Geophysical Journal International。162 ( 1 ): 221–238。Bibcode :2005GeoJI.162..221H。doi : 10.1111/ j.1365-246X.2005.02608.x。
- リジ、M.ボナッティ、E.ボルトルッツィ、G.カララ、G.ファブレッティ、P.ジロッド、D.ペイヴ、AA;スコロトネフ、S.ターコ、N. (1999)。 「南大西洋のブーベ三重ジャンクション: 地質学と進化」。地球物理研究ジャーナル。104 (B12): 29365 ～ 29385。Bibcode :1999JGR...10429365L。土井: 10.1029/1999JB900192。
- Mendel, V.; Sauter, D. (1997). 「57°から70°の間の超低速拡大南西インド洋海嶺における海山火山活動」.地質学. 25 (2): 99–102. Bibcode :1997Geo....25...99M. doi :10.1130/0091-7613(1997)025<0099:svatss>2.3.co;2 . 2016年9月18日閲覧。
- Mendel, V.; Sauter, D.; Rommevaux-Jestin, C.; Patriat, P.; Lefebvre, F.; Parson, LM (2003). 「超低速拡大南西インド洋海嶺におけるマグマトテクトニック周期性：軸方向火山性海嶺形態と深海丘陵パターンの変化からの証拠」.地球化学、地球物理学、地球システム. 4 (5): 1–23.書誌コード:2003GGG.....4.9102M. doi : 10.1029/2002GC000417 . 2016年7月30日閲覧。
- Patriat, P.; Sauter, D.; Munschy, M.; Parson, L. (1997). 「アトランティス II 断裂帯とインド洋三重会合点間の南西インド洋海嶺軸の調査: 地域設定と大規模セグメンテーション」。海洋地球物理学研究。19 (6): 457–480。Bibcode :1997MarGR..19..457P。doi : 10.1023 /A:1004312623534。S2CID 126942157 。
- Royer, JY; Patriat, P.; Bergh, HW; Scotese, CR (1988). 「南西インド洋海嶺の白亜紀後期（異常34）から始新世中期（異常20）までの進化」. Tectonophysics . 155 (1–4): 235–260. Bibcode :1988Tectp.155..235R. doi :10.1016/0040-1951(88)90268-5 . 2016年7月31日閲覧。
- Sauter, D.; Cannat, M .; Meyzen, C.; Bezos, A.; Patriat, P.; Humler, E.; Debayle, E. (2009). 「東経46度から東経52度20分の間の超低速南西インド洋海嶺に沿った融解異常の伝播：クロゼットホットスポットとの相互作用？」Geophysical Journal International . 179 (2): 687–699. Bibcode :2009GeoJI.179..687S. doi : 10.1111/j.1365-246X.2009.04308.x .
- Sauter, D.; Sloan, H.; Cannat, M .; Goff, J.; Patriat, P.; Schaming, M.; Roest, WR (2011). 「低速から超低速へ: 拡大速度は海底の粗さと地殻の厚さにどのように影響するか?」(PDF) .地質学. 39 (10): 911–914. Bibcode :2011Geo....39..911S. doi :10.1130/G32028.1 . 2016年7月30日閲覧。
- Sclater, JG; Grindlay, NR; Madsen, JA; Rommevaux-Jestin, C. (2005). 「アンドリュー・ベイン・トランスフォーム断層のテクトニック解釈: インド洋南西部」.地球化学、地球物理学、地球システム. 6 (9): Q09K10.書誌コード:2005GGG.....6.9K10S. doi : 10.1029/2005GC000951 . 2016年8月13日閲覧。
- Seton, M.; Müller, RD; Zahirovic, S.; Gaina, C.; Torsvik, T.; Shephard, G.; Talsma, A.; Gurnis, M.; Maus, S.; Chandler, M. (2012). 「200Ma以降の全球大陸および海洋盆地再構築」.地球科学レビュー. 113 (3): 212–270. Bibcode :2012ESRv..113..212S. doi :10.1016/j.earscirev.2012.03.002 . 2016年10月23日閲覧。
- Standish, JJ; Dick, HJ; Michael, PJ; Melson, WG; O'Hearn, T. (2008). 「超低速拡大南西インド洋海嶺（9–25 E）下における MORB 生成：主要元素化学とプロセスとソースの重要性」（PDF）。地球化学、地球物理学、地球システム。9 (5): Q05004。Bibcode : 2008GGG.....9.5004S。doi :10.1029/2008GC001959。hdl : 1912 / 3274。2016年8 月 16 日閲覧。
- トルキン、VI;バギン、VI;バギナ、OL。ジリャエワ、バージニア州。ブリチェフ、AA;ルイジアナ州ジロッド。リジ、M.ロドロ、E.シュート、F.トミリン、EF;シュライダー、AA (1999)。 「南大西洋、ブーベ中央海嶺の磁気」(PDF)。イズベスティア、固体地球の物理学。35 (1): 1–15 。2016 年8 月 21 日に取得。
- Zhou, H.; Dick, HJ (2013). 「薄い地殻はマリオン海嶺を支える枯渇したマントルの証拠である」(PDF) . Nature . 494 (7436): 195–200. Bibcode :2013Natur.494..195Z. doi :10.1038/nature11842. hdl : 1912/7142 . PMID 23389441. S2CID 4149752. 2016年8月21日時点の オリジナル(PDF)からアーカイブ。2016年7月30日閲覧。
南緯42度 東経41度 / 南緯42度 東経41度 / -42; 41