海底拡大

海底拡大は、中央海嶺で起こるプロセスであり、火山活動によって新しい海洋地殻が形成され、その後徐々に海嶺から離れていきます。

アルフレッド・ウェゲナーとアレクサンダー・デュ・トワによる大陸移動の初期の理論では、動いている大陸が固定された不動の海底を「耕して」進んだと仮定されていた。海底自体が中央の地溝軸から広がる際に大陸も一緒に移動するという考え方は、1960年代にプリンストン大学のハロルド・ハモンド・ヘスとサンディエゴの米国海軍電子研究所のロバート・ディーツによって提唱された。 ^{[1] [2]}この現象は今日ではプレートテクトニクスとして知られている。2つのプレートが離れる場所、つまり中央海嶺では、海底拡大中に新しい海底が絶えず形成される。

海底拡大は、プレートテクトニクス理論における大陸移動の説明に役立ちます。海洋プレートが分岐すると、張力応力によってリソスフェアに亀裂が生じます。海底拡大海嶺の形成の原動力は、マグマの圧力ではなく、沈み込み帯におけるプレートスラブの引力ですが、拡大海嶺では通常、マグマ活動が活発です。 ^[3]沈み込んでいないプレートは、隆起した中央海嶺から重力で滑り落ちます。このプロセスは、海嶺押しと呼ばれます。 ^[4]拡大中心では、玄武岩質マグマが亀裂を上昇し、海底で冷やされて新しい海底を形成します。拡大中心では、熱水噴出孔がよく見られます。古い岩石は拡大帯から離れた場所で見つかり、新しい岩石は拡大帯の近くで見つかります。

拡大速度とは、海底の拡大により海盆が広がる速度である。（中央海嶺の両側にある各構造プレートに新しい海洋リソスフェアが追加される速度は、拡大半速度と呼ばれ、拡大速度の半分に等しい）。拡大速度によって、海嶺が速いか、中程度か、遅いかが決まる。一般的に、速い海嶺の拡大（開口）速度は年間 90 mm 以上である。中程度の海嶺の拡大速度は年間 40～90 mm であるのに対し、遅い海嶺の拡大速度は年間 40 mm 未満である。^{[5] [6] [7] : 2} これまでに知られている最高速度は、東太平洋海膨における中新世の 200 mm/年を超えるものであった。^[8]

1960 年代、地球の磁場の過去の地磁気反転の記録は、海底の磁気ストライプの「異常」を観測することによって発見されました。^{[9] [10]これにより、海面または航空機から曳航された}磁力計で収集されたデータから過去の磁場の極性を推測できる、広く明らかな「ストライプ」が生まれました。中央海嶺の片側のストライプは、反対側のストライプの鏡像でした。既知の年代の反転を特定し、その反転から拡大中心までの距離を測定することで、拡大の半分の速度を計算できました。

いくつかの場所では、拡大速度が非対称であることがわかっています。つまり、海嶺の頂上の両側で拡大速度の半分が約5パーセント異なります。^{[11] [12]これは、拡大中心近くの}マントルプルームによるアセノスフェアの温度勾配によるものと考えられています。^[12]

海底拡大は、中央海嶺の頂上に沿って分布する拡大中心で起こる。拡大中心は、トランスフォーム断層または重なり合う拡大中心オフセットで終わる。拡大中心には、数キロメートルから数十キロメートル幅の地震活動が活発なプレート境界帯、境界帯内の海洋地殻が最も若い地殻付加帯、および瞬間プレート境界（地殻付加帯内で2つの分離プレートを区切る線）が含まれる。^[13]地殻付加帯内には、活発な火山活動が発生する幅1～2キロメートルの新火山帯がある。^{[14] [15]}

一般的に、海底の拡大は、現在の紅海-東アフリカ地溝帯に似た大陸の陸塊の亀裂として始まる。 ^[16]このプロセスは、大陸地殻の基部が加熱されることで始まり、その結果、地殻はより可塑性と密度が低下する。密度の低い物体は密度の高い物体に対して上昇するため、加熱された領域は広いドーム状になる（アイソスタシーを参照）。地殻が上方に湾曲するにつれて、亀裂が生じ、徐々に亀裂に成長する。典型的な亀裂系は、約120度の角度で3つの亀裂腕で構成される。これらの領域は三重点と名付けられ、今日世界中のいくつかの場所で見ることができる。大陸の分離された縁は、受動的縁部を形成するように進化する。ヘスの理論は、マグマが中央海嶺で表面に向かって上方に押し上げられると、新しい海底が形成されるというものである。

拡大が上記の初期段階を過ぎても続くと、2つの地溝帯が開き、3つ目の地溝帯は開くのを止めて「失敗した地溝帯」またはオーラコゲンになる。2つの活発な地溝帯が開き続けると、最終的に大陸地殻は最大限に縮小する。この時点で、分離した大陸の破片の間に玄武岩質海洋地殻と上部マントル岩石圏が形成され始める。地溝帯の1つが既存の海洋に開くと、その地溝系は海水で浸水し、新しい海になる。紅海は新しい海の支脈の例である。東アフリカの地溝帯は他の2つの支脈よりもゆっくりと開いている失敗した支脈であると考えられていたが、2005年にエチオピアのアファール地質物理学的リソスフェア実験^{[17]は、2005年9月に}アファール地域で長さ60kmの亀裂が幅8メートルまで開いたと報告した。^{[18]この初期の洪水期間中、新しい海は気候と}海面変動の影響を受けやすい。その結果、地溝帯の標高が下がり海が安定するまでに、新しい海は数回にわたって（部分的にまたは完全に）蒸発する。この蒸発期間中、地溝帯に大きな蒸発岩の堆積物が形成される。後にこれらの堆積物は炭化水素の封印となる可能性があり、石油 地質学者にとって特に興味深いものである。

海底拡大は途中で止まることもあるが、大陸が完全に分断されるまで続くと、新たな海盆が形成される。紅海はまだアラビアとアフリカを完全に分断していないが、完全に分断されたアフリカの反対側に同様の地形が見られる。南アメリカはかつてニジェールデルタの地域に収まっていた。ニジェール川は三重会合点の崩壊した地溝帯に形成された。^[19]

新しい海底が形成され、海嶺から離れて広がると、時間の経過とともにゆっくりと冷えます。そのため、古い海底は新しい海底よりも冷たく、アイソスタシーにより古い海洋盆は新しい海洋盆よりも深くなります。新しい地殻の生成にもかかわらず地球の直径が比較的一定のままである場合、地殻も破壊されるメカニズムが存在する必要があります。海洋地殻の破壊は、海洋地殻が大陸地殻または海洋地殻の下に押し込まれる沈み込み帯で発生します。今日、大西洋盆地は大西洋中央海嶺で活発に広がっています。大西洋で生成された海洋地殻のごく一部のみが沈み込みます。しかし、太平洋を形成するプレートは、その境界の多くに沿って沈み込みを経験しており、太平洋の環太平洋火山帯と呼ばれる火山活動を引き起こしています。太平洋には、太平洋プレートとナスカプレートの間の拡大速度が最大145±4 mm/年に達する、世界で最も活発な拡大中心（東太平洋海嶺）もあります。^[20]大西洋中央海嶺はゆっくりと拡大する中心であり、東太平洋海嶺は急速に拡大する中心です。拡大速度が遅い場合と中程度の場合には地溝帯が形成されますが、拡大速度が速い場合には地殻付加帯内に軸高が見られます。^[6]拡大速度の違いは、海嶺の形状だけでなく、生成される玄武岩の地球化学にも影響を及ぼします。^[21]

新しい海洋盆地は古い海洋盆地よりも浅いため、活発な海底拡大の時期には世界の海洋盆地の総容量は減少します。大西洋が拡大した時期には海面が非常に高かったため、メキシコ湾から北極海まで北米を横切る西部内陸海路が形成されました。

大西洋中央海嶺（および他の海洋中央海嶺）では、プレートが互いに離れるにつれて、上部マントルの物質が海洋プレート間の断層を通って上昇し、新しい地殻を形成します。この現象は、大陸移動として初めて観察されました。アルフレッド・ウェゲナーが1912年に初めて大陸移動の仮説を提示したとき、彼は大陸が海洋地殻を突き破ったと示唆しました。これは不可能でした。海洋地殻は大陸地殻よりも密度が高く、より硬いからです。したがって、ウェゲナーの理論は、特に米国ではあまり真剣に受け止められませんでした。

当初、拡大の原動力はマントルの対流であると主張されました。^[22]その後、プレートテクトニクスの理論により、大陸の動きが海底拡大と関連していることが示され、海底拡大は地殻自体も含む対流によって駆動されることが示されました。^[4]

活発な境界を持つプレートの海底拡大の原動力は、沈み込む冷たく密度の高いプレートの重さでプレートが引っ張られること、つまりプレートの引きずりである。海嶺でのマグマ活動は受動的な湧昇と考えられており、プレートが自身のプレートの重さで引き離されることによって引き起こされる。^{[4] [23]}これは、摩擦の少ないテーブルの上の敷物に似ていると考えることができる。敷物の一部がテーブルから離れると、その重さで敷物の残りの部分が一緒に引き下げられる。しかし、大西洋中央海嶺自体は、小アンティル諸島とスコシア弧の小さな沈み込みを除いて、沈み込み帯に引き込まれているプレートに囲まれていない。この場合、プレートは海嶺の押し上げの過程でマントルの湧昇上を滑り離れている。^[4]

海底の深さ（または海嶺の基底面からの高さ）は、その年齢（深さが測定される岩石圏の年齢）と密接な相関関係にある。年齢と深さの関係は、岩石圏プレート^{[24] [25] [26] [27]または顕著な}沈み込みのない地域でのマントル半空間の冷却によってモデル化することができる。^[28]

マントル半空間モデル^[28]では、海底の高さは熱膨張により海洋リソスフェアとマントル温度によって決まる。単純な結果は、海嶺の高さまたは海洋の深さはその年齢の平方根に比例するということ。 ^{[28]海洋リソスフェアは}中央海嶺で一定速度で継続的に形成される。リソスフェアの源は半平面形状（x = 0、z < 0）と一定温度T ₁である。その継続的な生成により、x > 0のリソスフェアは一定速度vで海嶺から離れており、これは問題の他の典型的なスケールと比較して大きいと想定される。リソスフェアの上部境界（z = 0）の温度は一定T ₀ = 0である。したがって、x = 0では温度はヘビサイドの階段関数である。システムは準 定常状態にあると想定されるため、温度分布は時間的に一定である、すなわち${\displaystyle T_{1}\cdot \Theta (-z)}$${\displaystyle T=T(x,z).}$

空間座標を持ち、熱方程式を持つ移動するリソスフェア（速度v ）の参照フレームで計算すると、次のようになります。 ${\displaystyle x'=x-vt,}$ ${\displaystyle T=T(x',z,t).}$

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa \nabla ^{2}T=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}+\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}x'}}}$

ここで、マントルリソスフェアの 熱拡散率です。${\displaystyle \kappa}$

T はx'とtの組み合わせのみに依存するため、 ${\displaystyle x=x'+vt,}$

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial x'}}={\frac {1}{v}}\cdot {\frac {\partial T}{\partial t}}}$

したがって：

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa \nabla ^{2}T=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}+{\frac {\kappa }{v^{2}}}{\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}t}}}$

は問題の他のスケールに比べて大きいと 仮定します。したがって、方程式の最後の項は無視され、1次元の拡散方程式が得られます。${\displaystyle v}$

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}}$

初期条件

${\displaystyle T(t=0)=T_{1}\cdot \Theta (-z).}$

の解は誤差関数によって与えられます: ${\displaystyle z\leq 0}$

${\displaystyle T(x',z,t)=T_{1}\cdot \operatorname {erf} \left({\frac {z}{2{\sqrt {\kappa t}}}}\right)}$。

速度が大きいため、水平方向の温度依存性は無視でき、時刻tにおける高さ（つまり、年齢tの海底の高さ）は、熱膨張をzにわたって積分することで計算できます。

${\displaystyle h(t)=h_{0}+\alpha _{\mathrm {eff} }\int _{0}^{\infty }[T(z)-T_{1}]dz=h_{0}-{\frac {2}{\sqrt {\pi }}}\alpha _{\mathrm {eff} }T_{1}{\sqrt {\kappa t}}}$

ここで、は有効体積熱膨張係数、h ₀は中央海嶺の高さ（ある基準と比較した高さ）です。 ${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }}$

vが比較的大きいという仮定は、熱拡散率が に比べて小さいという仮定と同等です。ここで、Lは海洋の幅（中央海嶺から大陸棚まで）、A は海洋盆の年齢です。 ${\displaystyle \kappa }$${\displaystyle L^{2}/A}$

有効熱膨張係数は、岩石圏の上の水柱の高さが膨張または収縮するときに変化する等圧効果により、通常の熱膨張係数とは異なります。両方の係数は次のように関連しています。 ${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }}$${\displaystyle \alpha }$

${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }=\alpha \cdot {\frac {\rho }{\rho -\rho _{w}}}}$

ここでは岩石の密度、 は水の密度です。 ${\displaystyle \rho \sim 3.3\ \mathrm {g} \cdot \mathrm {cm} ^{-3}}$${\displaystyle \rho _{0}=1\ \mathrm {g} \cdot \mathrm {cm} ^{-3}}$

パラメータを大まかな推定値に置き換えると次のようになります。

${\displaystyle {\begin{aligned}\kappa &\sim 8\cdot 10^{-7}\ \mathrm {m} ^{2}\cdot \mathrm {s} ^{-1}\\\alpha &\sim 4\cdot 10^{-5}\ {}^{\circ }\mathrm {C} ^{-1}\\T_{1}&\sim 1220\ {}^{\circ }\mathrm {C} &&{\text{for the Atlantic and Indian oceans}}\\T_{1}&\sim 1120\ {}^{\circ }\mathrm {C} &&{\text{for the eastern Pacific}}\end{aligned}}}$

与える：^[28]

${\displaystyle h(t)\sim {\begin{cases}h_{0}-390{\sqrt {t}}&{\text{for the Atlantic and Indian oceans}}\\h_{0}-350{\sqrt {t}}&{\text{for the eastern Pacific}}\end{cases}}}$

ここで、高さはメートル単位で、時間は数百万年単位です。xへの依存性を取得するには、 t = x / v ~ Ax / Lを代入する必要があります。ここで、Lは海嶺から大陸棚までの距離（海の幅のおよそ半分）、A は海盆の年齢です。

基準面または基準レベルからの海底の高さではなく、海の深さが重要です。その理由は、(海面から測定した場合) ${\displaystyle h(t)}$${\displaystyle h_{b}}$${\displaystyle d(t)}$${\displaystyle d(t)+h(t)=h_{b}}$${\displaystyle h_{b}}$

${\displaystyle d(t)=h_{b}-h_{0}+350{\sqrt {t}}}$; たとえば東太平洋の場合、 は海嶺の頂上での深さで、通常は 2600 m です。${\displaystyle h_{b}-h_{0}}$

上記で導出した海底年齢の平方根で予測される深さは、8000万年以上前の海底には深すぎる。^[27]深さは、冷却するマントル半空間よりも、冷却するリソスフェアプレートモデルの方がうまく説明できる。^[27]プレートの底部と拡大端の温度は一定である。深さ対年齢および深さ対年齢の平方根のデータの分析により、パーソンズとスクレイター^[27]はモデルパラメータ（北太平洋の場合）を推定した。

岩石圏の厚さは約125 km

${\displaystyle T_{1}\thicksim 1350\ {}^{\circ }\mathrm {C} }$プレートの基部と若い端

${\displaystyle \alpha \thicksim 3.2\cdot 10^{-5}\ {}^{\circ }\mathrm {C} ^{-1}}$

冷却プレートの下のあらゆる場所で等方性平衡が保たれていると仮定すると、古い海底の修正された年齢深度関係が得られ、これは 2000 万年ほどの新しい年齢に対してもほぼ正確になります。

${\displaystyle d(t)=6400-3200\exp {\bigl (}-t/62.8{\bigr )}}$メートル

したがって、古い海底は新しい海底よりもゆっくりと深くなり、実際には約6400メートルの深さでほぼ一定であると想定できます。パーソンズとスクレイターは、何らかのマントル対流がプレートの底に熱を加え、125km以下の冷却と古い年代でのリソスフェアの収縮（海底の深化）を防いでいるに違いないと結論付けました。^[27]彼らのプレートモデルでは、海底からの伝導熱流q(t)の式も可能で、これは1億2000万年を超えるとほぼ一定になります。 ${\displaystyle 1\cdot 10^{-6}\mathrm {cal} \,\mathrm {cm} ^{-2}\mathrm {sec} ^{-1}}$

${\displaystyle q(t)=11.3/{\sqrt {t}}}$

ウィキメディア・コモンズには、海底拡大に関連するメディアがあります。

• 発散境界 – 互いに離れていく2つのプレートの間に存在する線状の地形
• ヴァイン・マシューズ・モーリー仮説 – プレートテクトニクスの概念
• DSV ALVIN は、大西洋 ( FAMOUS プロジェクト) と太平洋 ( RISE プロジェクト) の拡大中心を調査した調査用潜水艇です。

ウィキブック歴史地質学には、海底拡大に関するページがあります。

• 中央海嶺のアニメーション