沈み込み

沈み込みは、海洋リソスフェアと一部の大陸リソスフェアが、プレートの収束境界で地球のマントルにリサイクルされる地質学的プロセスです。1 つのプレートが2 番目のプレートと収束する場合、重いプレートはもう一方のプレートの下に潜り込み、マントルに沈みます。このプロセスが発生する領域は沈み込み帯と呼ばれ、その表面表現は弧溝複合体として知られています。沈み込みのプロセスにより、地球の大陸地殻の大部分が形成されました。^[1]沈み込みの速度は通常、1 年あたりセンチメートルで測定され、収束速度は 1 年あたり 11 cm にも達します。^[2]

沈み込みが可能なのは、冷たく硬い海洋リソスフェアが、その下にある上部マントルの高温で延性のある層であるアセノスフェアよりもわずかに密度が高いためです。沈み込みが始まると、安定した沈み込みは主に、沈み込む高密度のリソスフェアの負の浮力によって推進されます。沈み込むスラブは、主に自重でマントルに沈みます。^[3]

沈み込み帯では地震がよく発生し、沈み込むプレートから放出される流体が、その上にあるプレートの火山活動を引き起こす。沈み込むプレートが浅い角度で沈み込むと、その上にあるプレートには地殻の肥厚、山脈の形成、変成作用を特徴とする変形帯が形成される。より急な角度での沈み込みは、背弧盆地の形成を特徴とする。^[4]

プレートテクトニクスの理論によれば、地球の岩石圏、つまりその堅い外殻は、16の大きな構造プレートといくつかの小さなプレートに分かれている。これらのプレートは、主に沈み込む岩石圏の引力により、ゆっくりと動いている。沈み込み帯で沈み込む岩石圏は、その下にある延性マントルの対流細胞の一部である。この対流のプロセスにより、放射性崩壊によって発生した熱が地球内部から逃げることができる。^[6]

リソスフェアは、最も外側の軽い地殻とマントルの最上部の硬い部分で構成されています。海洋リソスフェアの厚さは、中央海嶺で形成された若いリソスフェアではわずか数 km ですが、最も古い海洋リソスフェアでは約 100 km (62 マイル) に及びます。^[7]大陸リソスフェアの厚さは最大 200 km (120 マイル) です。^[8]リソスフェアは、その下にあるアセノスフェアに比べて比較的冷たく硬いため、プレートはアセノスフェアの上を固体として移動します。個々のプレートには、海洋リソスフェアと大陸リソスフェアの両方の領域が含まれることがよくあります。

沈み込み帯は、冷たい海洋リソスフェアがマントルに沈み込み、再利用される場所です。^{[4] [9]}これらは収束型プレート境界で見られ、そこでは、一方のプレートのより重い海洋リソスフェアが、もう一方のより密度の低いプレートの先端に覆われます。^[7]覆われたプレート（スラブ）は、地球の表面に対して25度から75度の角度で沈み込みます。^[10]この沈み込みは、スラブと周囲のアセノスフェアの温度差によって引き起こされます。冷たい海洋リソスフェアの方が、平均して密度が高いためです。^[7] 堆積物と一部の閉じ込められた水は、スラブによって下方に運ばれ、深部マントルに再利用されます。^[11]

これまでのところ、地球は沈み込みが起きていることが知られている唯一の惑星であり、沈み込み帯はその最も重要な地質学的特徴である。沈み込みはプレートテクトニクスの原動力であり、それがなければプレートテクトニクスは発生しない。^[12]海洋の沈み込み帯は、収束するプレート境界に沿って55,000 km (34,000 mi) にわたって位置しており、^[13]これは中央海嶺の累計プレート形成速度60,000 km (37,000 mi) とほぼ等しい。^[14]

海水は亀裂や孔から海洋リソスフェアに浸透し、地殻やマントルの鉱物と反応して、結晶構造に水を蓄える含水鉱物（蛇紋石など）を形成します。^{[15]水は、沈み込むスラブの含水鉱物}を介して深部マントルに輸送されます。沈み込みの間、蛇紋石などのこれらのスラブ内の一連の鉱物は、スラブ地熱内のさまざまな圧力で安定し、大量の水を地球内部に輸送する可能性があります。^[16]プレートが沈み、加熱されると、放出された流体が地震を引き起こし、沈み込んだプレート内とその上にあるマントルウェッジ内で融解を引き起こします。このタイプの融解は、揮発性物質を選択的に濃縮し、それらを上にあるプレートに輸送します。噴火が発生すると、サイクルによって揮発性物質が海洋と大気に戻ります。^[17]

沈み込み帯の表面表現は、弧状海溝複合体である。複合体の海洋側、つまり沈み込むプレートが最初に沈み込み帯に近づく場所には、外海溝高または外海溝隆起が存在することが多い。ここでは、プレートの剛性の結果として、プレートは下方に沈み込む前にわずかに浅くなる。^[18]スラブが下方に沈み始める地点は、海洋溝によって示される。海洋溝は海底の最も深い部分である。

海溝の向こうには、上部プレートの前弧部分がある。堆積速度に応じて、前弧には沈み込むスラブから削り取られ、上部プレートに付加された堆積物の付加ウェッジが含まれることがある。しかし、すべての弧-海溝複合体に付加ウェッジがあるわけではない。付加弧では、付加ウェッジの後ろによく発達した前弧盆地があるが、非付加弧では前弧盆地はあまり発達していない。^[19]

前弧盆地の外側では、火山は火山弧と呼ばれる長い列をなして見られる。沈み込む玄武岩と堆積物は通常、含水鉱物と粘土に富んでいる。さらに、沈み込むスラブが下方に曲がるときにできる亀裂や割れ目に大量の水が入り込む。^[20]玄武岩からエクロジャイトへの遷移中に、これらの含水物質は分解して大量の水を生成するが、そのような高圧と高温では超臨界流体として存在する。^[21]周囲の岩石よりも高温で浮力が大きい超臨界水は、上にあるマントルに上昇し、そこでマントル岩石の融点を下げ、フラックス溶融によってマグマを生成する。^[22]マグマはマントルの岩石よりも密度が低いため、ダイアピルとして上昇する。 ^[23]マントル由来のマグマ（元々は玄武岩質）は最終的に地表に到達し、火山噴火を引き起こす可能性があります。噴火する溶岩の化学組成は、マントル由来の玄武岩が地殻と相互作用（溶融）するか、分別結晶化を受けるかによって異なります。弧状火山は水（スラブと堆積物由来）が豊富で爆発性が極めて高い傾向があるため、危険な噴火を引き起こす傾向があります。^[24]クラカタウ、ネバド・デル・ルイス、ベスビオ火山はすべて弧状火山の例です。また、ほとんどの鉱床と関連しています。^[23]

火山弧の向こう側には背弧地域があり、その特徴は沈み込むプレートの沈み込み角度に大きく左右される。この角度が浅いところでは、沈み込むプレートが上部の大陸地殻を部分的に引きずり込み、短縮と地殻の肥厚の領域が形成され、広範囲にわたる褶曲や逆断層が発生する可能性がある。沈み込み角度が急になったり後退したりすると、代わりに上部プレートの岩石圏が張力を受け、背弧盆地が形成されることが多い。^[25]

島弧海溝複合体は、はるか深部の構造が地表に現れたものである。直接アクセスすることはできないが、深部は地球物理学や地球化学を用いて研究することができる。沈み込み帯は、地震の傾斜帯である和達・ベニオフ帯によって定義され、これは海溝から離れて火山弧の下の660キロメートル不連続面まで広がっている。沈み込み帯の地震は、地球上の他の場所（通常は深さ20キロメートル（12マイル）未満）よりも深い場所（最大600キロメートル（370マイル））で発生する。このような深部地震は、深部相転移、熱暴走、または脱水脆化によって引き起こされる可能性がある。^{[26] [27]} 地震トモグラフィーは、一部のスラブが下部マントルを貫通し^{[28] [29] 、}コアとマントルの境界まで沈み込むことを示している。^[30]ここでスラブの残留物は最終的に十分に熱くなり、マントルプルームとして地表に再び上昇する可能性があります。^{[31] [32]}

沈み込みは、火山弧の下に入るまでに、通常、中程度の急角度で起こります。しかし、異常な浅い沈み込み角度や、非常に急な沈み込み角度が存在することが知られています。^[33]

• 平坦なスラブの沈み込み（沈み込み角が30°未満）は、スラブがほぼ水平に沈み込むときに発生します。比較的平坦なスラブは、上部プレートの下で数百キロメートルにわたって広がることがあります。この形状は、地殻の厚化またはリソスフェアの温度上昇による浮力のあるリソスフェアの沈み込みによって一般的に引き起こされます。最近の研究では、より古く広い沈み込み帯がより平坦な沈み込みの傾斜に関連しているという強い相関関係も示されています。これにより、平坦な沈み込みが現在東太平洋でのみ発生している理由、これらの地域だけが平坦なスラブの沈み込みを支えるのに十分に古く広い理由、およびララミデの平坦なスラブの沈み込みと南中国の平坦なスラブの沈み込みが可能であった理由が説明されます。^[34]胡氏は最終的に、沈み込みの年齢とスラブの特性の組み合わせが沈み込みの傾斜を最も強く制御すると提案しています。^[35]沈み込み帯の火山活動を促進するにはスラブの深部への沈み込みが必要であるため、平らなスラブの沈み込みは火山のギャップを説明するために利用することができる。

アンデス山脈の一部ではフラットスラブの沈み込みが進行しており、アンデス火山帯を4つのゾーンに分割している。ペルー北部とチリのノルテチコ地域のフラットスラブの沈み込みは、それぞれナスカ海嶺とフアンフェルナンデス海嶺という2つの浮力のある非地震性海嶺の沈み込みの結果であると考えられている。タイタオ半島周辺のフラットスラブの沈み込みは、拡大海嶺であるチリ海嶺の沈み込みによるものと考えられている。^{[36] [37]}

アメリカ合衆国ロッキー山脈のララミデ造山運動は、フラットスラブの沈み込みによるものとされている。 ^[38]この造山運動の間、北アメリカ南西部の縁に広い火山ギャップが出現し、はるか内陸部で変形が起こった。コロラド、ユタ、ワイオミング、サウスダコタ、ニューメキシコの基盤岩を核とする山脈が誕生したのはこの時期である。最も大規模な沈み込み帯地震、いわゆる「巨大地震」は、フラットスラブの沈み込み帯で発生することがわかっている。^[39]

• 急角度の沈み込み（沈み込み角が70°を超える）は、地球の海洋地殻とリソスフェアが冷たく厚いために浮力を失っている沈み込み帯で発生します。最近の研究では、急角度の沈み込み帯と、より新しく範囲の狭い沈み込み帯との相関関係も示されています。これにより、ほとんどの現代の沈み込み帯が比較的急勾配である理由が説明されます。最も傾斜が急な沈み込み帯はマリアナ海溝にあり、ここはオフィオライトを除いて地球上で最も古いジュラ紀の海洋リソスフェアがある場所でもあります。急角度の沈み込みは、平坦なスラブの沈み込みとは対照的に、上部プレートの背弧伸張^[40]と関連しており、火山弧を形成し、大陸地殻の断片を大陸から引き離して縁海を残します。

安定した沈み込みはかなりよく理解されているが、沈み込みが開始されるプロセスは依然として議論と継続的な研究の対象となっている。より密度の高い海洋リソスフェアが垂直方向の力のみによって隣接する海洋または大陸リソスフェアの下に沈み込むことができれば、沈み込みは自発的に始まる可能性がある。あるいは、既存のプレート運動が水平方向に海洋リソスフェアを破壊し、アセノスフェアに沈み込ませることで、新しい沈み込み帯を誘発する可能性がある。^{[41] [42]}どちらのモデルでも、海洋地殻が深部で変成し、周囲のマントル岩石よりも密度が高くなるため、最終的には自立した沈み込み帯が生じる可能性がある。1億年前までさかのぼる沈み込み帯の開始イベントの集積は、ほとんどの現代の沈み込み帯で水平方向に強制された沈み込み帯の開始を示唆しており、^{[42]これは数値モデル[43] [44]}と地質学的研究の結果によって裏付けられている。^{[45] [46]}しかし、いくつかの類似モデルでは、受動的境界やトランスフォーム断層などの特定の場所での2つのプレート間の固有の密度差により、自発的な沈み込みの可能性が示されています。^{[47] [48]}これが伊豆・小笠原・マリアナ沈み込みシステムで発生したという証拠があります。^{[49] [50]}地球の歴史の初期には、プレートの相対的な動きがなかったため、水平方向の力がなくても沈み込みが始まった可能性が高いですが、A. Yinの提案では、隕石の衝突が初期地球の沈み込みの開始に寄与した可能性があることを示唆しています。^[51]

受動的境界での沈み込みの開始という考え方は一般的だが、この種の沈み込み核形成の現代例はない。^[52]これはおそらく大陸の受動的境界における海洋地殻または遷移地殻の強度によるもので、地殻が誕生後最初の2000万年間に破壊されなかったら、通常の堆積荷重では将来も破壊される可能性は低いことを示唆している。ホットスポットマグマ活動または伸張性リフトによる地殻のさらなる弱化によってのみ、地殻は大陸から分離して沈み込みを開始することができる。

海洋リソスフェアが沈み込み帯に移動する限り、沈み込みは継続する可能性がある。しかし、浮力のある大陸リソスフェアが沈み込み帯に到達すると、海溝での結合が強化され、プレート境界の再編成を引き起こす可能性がある。大陸地殻の到達は、大陸衝突またはテレーン 付加を引き起こし、沈み込みを妨げる可能性がある。^[53]大陸地殻は250 km（160マイル）の深さまで沈み込み、後戻りできない地点に達する可能性がある。^{[54] [32]}厚さが15 km（9.3マイル）を超える地殻または海洋内弧地殻の部分、または厚さが30 km（19マイル）を超える海洋台地は、沈み込みを妨げる可能性がある。しかし、端から沈み込んだ島弧は局所的な混乱しか引き起こさない可能性があるが、帯に平行に到達する島弧は沈み込みを停止させる可能性がある。^{[53]これは}、オントンジャワ海台とビティアス海溝で発生している。^[55]

沈み込み帯には、沈み込む岩板が沈み込む過程で遭遇する高圧、低温の条件によって生成される、独特な種類の岩石が存在します。^[56]この過程で岩板が通過する変成条件により、含水鉱物相が生成、破壊され、水がマントルに放出されます。この水はマントル岩石の融点を下げ、溶融を開始します。^[57]これらの脱水反応が発生するタイミングと条件を理解することは、マントルの溶融、火山弧マグマ活動、大陸地殻の形成を解釈する鍵となります。^[58]

変成相は、圧力-温度範囲と特定の出発物質に特有の安定した鉱物の組み合わせによって特徴付けられる。沈み込み帯変成作用は、沈み込んだ海洋地殻のゼオライト、プレナイト-パンペリー岩、青色片岩、エクロジャイト相安定帯を通る低温、高温-超高圧の変成経路によって特徴付けられる。 ^[59]ゼオライト相とプレナイト-パンペリー岩相の組み合わせは存在する場合と存在しない場合があり、したがって変成作用の開始は青色片岩相条件によってのみ特徴付けられる可能性がある。^{[60]沈み込むスラブは、}遠洋性堆積物で覆われた玄武岩地殻で構成される。^[61]ただし、遠洋性堆積物は前弧上壁に付加され、沈み込まない可能性がある。^[62]沈み込むプレート内で起こる変成相転移のほとんどは、含水鉱物相の脱水によって引き起こされます。含水鉱物相の分解は、通常、10 km 以上の深さで発生します。^[63]これらの変成相はそれぞれ、沈み込むプレートが受けた変成条件を記録した特定の安定した鉱物集合体の存在によって特徴付けられます。相間の転移により、特定の圧力-温度条件で含水鉱物が脱水されるため、火山弧の下のマントルの溶融イベントまで追跡できます。

地球上では、一般的に2種類の弧が観測されている。海洋リソスフェア上に形成される島弧（マリアナ島弧やトンガ島弧など）と、大陸の海岸に沿って形成されるカスケード火山弧などの大陸弧である。島弧（海洋内または原始的な弧）は、海洋リソスフェアが別の海洋リソスフェアの下に沈み込むことによって形成される（海洋-海洋沈み込み）のに対し、大陸弧（アンデス弧）は、海洋リソスフェアが大陸リソスフェアの下に沈み込む（海洋-大陸沈み込み）際に形成される。^{[64]島弧と大陸弧の両方のセクションを持つ火山弧の例は、アラスカの}アリューシャン海溝沈み込み帯の背後に見られる。

沈み込み帯の上にある火山、例えばセントヘレンズ山、エトナ山、富士山は、海溝から約100km離れた弧状の火山列に位置し、火山弧と呼ばれています。ヨセミテ国立公園のハーフドームのような深成岩は、一般的に火山弧内の火山の10～50km下で形成され^、火山が風化して消失した後にのみ地表で見ることができます。火山活動と深成岩活動は、沈み込む海洋プレートがより高い圧力と温度に達すると脱水する結果として発生します。海洋プレートが深さ約100kmに達すると、^[65]含水鉱物は不安定になり、流体をアセノスフェアに放出します。流体はアセノスフェア内の岩石のフラックスとして機能し、岩石を部分的に溶融させます。部分的に溶けた物質は浮力が高く、その結果岩石圏に上昇し、ダイアピルと呼ばれる大きなマグマ溜まりを形成します。マグマの一部は地殻の表面まで達し、そこで火山を形成し、地表で噴火した場合は安山岩質溶岩を生成します。岩石圏に十分長く留まったマグマは冷えて、閃緑岩、花崗閃緑岩、時には花崗岩などの深成岩を形成します。

島弧マグマ活動は、海溝から100～200キロメートル、沈み込むプレートの約100キロメートル上空で発生します。^[66]島弧は、地球上で毎年生成されるマグマの総量の約10％（約0.75立方キロメートル）を生成し、中央海嶺で生成される量よりもはるかに少ないですが、^[67]大陸地殻の大部分を形成してきました。^[4]島弧の火山の多くは海抜より高く、激しく噴火するため、島弧の火山活動は人間に最も大きな影響を与えます。激しい噴火中に成層圏に注入されたエアロゾルは、地球の気候を急速に冷却し、航空旅行に影響を与える可能性があります。^[68]

島弧マグマ活動は、火山活動を通じて沈み込んだ炭素を放出することで、地球の炭素循環に役割を果たしている。古い理論では、沈み込むプレートからの炭素は脱炭酸反応によって上部のマグマ系で利用可能になり、そこではケイ酸塩-炭酸塩変成作用によって_CO2が放出される。^[69]しかし、熱力学モデリングからの証拠は、このタイプの変成作用に必要な圧力と温度は、ほとんどの沈み込み帯で観察されるものよりもはるかに高いことを示している。^[69] Frezzoti et al. (2011) は、脱炭酸反応ではなく溶解（炭素を含む鉱物から水溶液への炭素の放出）を介して上部プレートに炭素が輸送される別のメカニズムを提案している。彼らの証拠は、アルプスのエクロジャイト相で見つかった低温（<600 °C）ダイヤモンドとガーネットの鉱物と流体包有物の詳細な調査から得られたものである。包有物の化学的性質は、その環境に炭素を豊富に含む流体が存在することを裏付けており、同じテクトニック複合体における低圧・低温相の追加の化学測定は、炭素輸送手段としての炭素溶解（脱炭酸ではなく）のモデルを裏付けている。^[69]

沈み込み帯でのプレートの収束によって生じる弾性ひずみは、少なくとも 3 種類の地震を引き起こします。これらは、深発地震、巨大断層地震、アウターライズ地震です。深発地震は地殻内で発生し、巨大断層地震は海溝付近の沈み込み境界面で発生し、アウターライズ地震は海溝付近で沈み込む下部プレートが曲がる際に発生します。

異常に深い地震は沈み込み帯の特徴であり、地球上で最も深い地震を発生させる。地震は一般的に地殻の浅くて脆い部分に限られ、一般的に深さは20キロメートル未満である。しかし、沈み込み帯では深さ700キロメートル（430マイル）もの深さで地震が発生する。これらの地震は沈み込むスラブに沿ってワダチ・ベニオフ帯と呼ばれる地震活動の傾斜帯を形成する。^[70]

過去 100 年間に発生した 10 大地震のうち 9 つは、沈み込み帯の巨大地震でした。これには、マグニチュード 9.5 でこれまで記録された中で最大の地震となった1960 年のチリ大地震、 2004 年のインド洋地震と津波、2011 年の東北地方太平洋沖地震と津波が含まれます。冷たい海洋リソスフェアがマントルに沈み込むことで、局所的な地温勾配が低下し、地殻の大部分が通常の地温勾配の状況よりも脆く変形します。地震は岩石が脆く変形しているときにのみ発生するため、沈み込み帯は大地震を引き起こす可能性があります。このような地震によって海底が急速に変形すると、津波が発生する可能性があります。記録された最大の津波は、2004 年 12 月 26 日の巨大地震によって発生しました。この地震はインド・オーストラリアプレートがユーロアジアプレートの下に沈み込むことによって発生したが、津波は地球のほとんどの地域に広がり、インド洋周辺の地域を壊滅させた。小規模な地震による津波も頻繁に発生しており、被害は小さい。^[70]

2016年に発表された研究では、沈み込み帯が巨大地震を発生させる能力を判断するための新しいパラメータが示唆された。^[71]沈み込み帯の形状を調べ、2004年のスマトラ・アンダマン地震や2011年の東北地方太平洋沖地震などの歴史的な大地震における沈み込みプレートの下部プレートの曲率の度合いを比較することで、沈み込み帯での地震の規模は海溝付近の沈み込み角度に反比例することが判明した。つまり、「2つのプレートの接触が平坦であるほど、巨大地震が発生する可能性が高くなる」ということだ。^[72]

プレート下部のアウターライズ地震は、プレートが沈み込み帯に曲がる際にプレートのたわみによって沈み込み帯の海側の正断層が活性化されることによって発生します。 ^[73] 2009年のサモア地震は、このタイプの地震の一例です。この地震による海底の変位により、近くのサモアで6メートルの津波が発生しました。

地震トモグラフィーは、地震が発生しないマントル深部で沈み込んだリソスフェア スラブの検出に役立っています。^[28]約 100 個のスラブについて、深さ、沈み込みの時期と場所が説明されています。^[74]マントルの 410 km (250 マイル) の深さと 670 km (420 マイル) の大きな地震不連続面は、深部沈み込み帯での冷たいスラブの下降によって破壊されています。沈み込んだスラブの中には、約 670 km の深さで上部マントルと下部マントルの境界となる主要な不連続面を貫通することが困難なものがあるようです。その他の沈み込んだ海洋プレートは、2890 km の深さにあるコアとマントルの境界まで沈み込んでいます。一般的に、スラブはマントルに沈み込む途中で減速する。沈み込み帯と最上部マントルでは典型的には数cm/年（場合によっては最大約10cm/年）であるが、下部マントルでは約1cm/年である。^[74]これにより、その深さでスラブが折り畳まれるか積み重なり、地震トモグラフィーでは厚いスラブとして見える。約1700 km以下では、推定される鉱物相変化の結果として粘性が低下するため、スラブがコア-マントル境界に近づき最終的にそこで停止するまで、スラブの加速は限られる可能性がある。^[74]ここでスラブは周囲の熱によって加熱され、沈み込み後約3億年後には検出されなくなる。^[74]

造山運動は、山脈の形成過程である。沈み込むプレートは、海洋島、海洋台地、堆積物、非活動的な大陸縁辺を収束縁に持ち込むことで、造山運動を引き起こす可能性がある。物質はプレートの残りの部分と一緒に沈み込むことはなく、大陸に付加（削り取られ）し、異国の地層を形成する。この海洋物質の衝突により、地殻が厚くなり、山脈が形成される。付加された物質は、付加ウェッジまたはプリズムと呼ばれることが多い。これらの付加ウェッジは、オフィオライト（堆積物、枕状玄武岩、シート状岩脈、斑れい岩、およびペリドタイトからなる隆起した海洋地殻）と関連している可能性がある。^[75]

沈み込みは、上にある大陸に付加する海洋物質を運ばずに造山運動を引き起こすこともある。下部プレートが大陸の下に浅い角度で沈み込むと（「フラットスラブ沈み込み」と呼ばれるもの）、沈み込むプレートは大陸プレートの底に十分な牽引力を持ち、上部プレートを褶曲、断層、地殻の肥厚、山脈形成によって収縮させる可能性がある。フラットスラブ沈み込みは山脈形成と火山活動を引き起こし、海溝から大陸に移動する。これは北アメリカ西部（ララミデ造山運動）で説明されており、現在はアラスカ、南アメリカ、東アジアで説明されている。^[74]

上記のプロセスにより、山脈の形成が同時に起こりながら沈み込みが継続します。これは、沈み込みの終了につながることが多い大陸間衝突造山運動とは対照的です。

大陸は、付着している海洋プレートが沈み込むことによって沈み込み帯に引き込まれます。大陸が沈み込みのない海洋プレートに付着している場所には、受動的縁部と呼ばれる厚い堆積岩と火山岩が蓄積する深い盆地があります。受動的縁部の中には、大陸地殻を覆う堆積岩と火山岩が最大 10 km に達するものもあります。受動的縁部が付着した負浮力の海洋リソスフェアによって沈み込み帯に引き込まれると、堆積岩と火山岩の覆いはほとんど削り取られて造山帯のくさびを形成します。造山帯のくさびは、付加する物質の量が多いため、ほとんどの付加帯のくさびよりも大きくなります。弱い覆いの下にある大陸の基盤岩は強固で大部分が冷たく、厚さ 200 km を超える高密度のマントル層が下にある場合があります。大陸プレートは、特に古いプレートの場合、低密度のカバーユニットを脱ぎ捨てた後、沈み込み帯に沈み込みます。このとき、変成反応によって大陸地殻の岩石の密度が増加し、浮力が低下します。

活発なバンダ弧と大陸の衝突に関するある研究では、かつて大陸の基盤を覆っていたが、現在は造山帯で互いに押し付けられている岩石層をほどき、その長さを測定することで、大陸がどれだけ沈み込んだかの最低限の推定値が得られると主張している。^[76]結果は、オーストラリア大陸プレート北部が少なくとも229キロメートル沈み込んだことを示している。別の例としては、アジアの下に沈み込んでいるインドの継続的な北向きの動きが挙げられる。2つの大陸の衝突は約5000万年前に始まったが、現在も活発である。

海洋プレートの沈み込み帯は、地球上の沈み込み帯の縁辺部の約 40% を占めています。海洋プレートと大陸プレートの関係は、海洋プレートと大陸プレートの間に沈み込み帯を形成する可能性があるため、この沈み込みの状況を理解することがいかに重要であるかが強調されています。海洋プレートが別の海洋プレートの下に沈み込む原因は完全には理解されていませんが、Baitsch-Ghirardello らによって、この状況に存在するさまざまなレジームを説明する 3 つの主要なモデルが提示されています。^[77]

モデルは次のとおりです。

1. 後退する沈み込み:下部プレートと上部プレートの結合が弱いために発生し、背弧盆地が開き、沈み込み帯がスラブのロールバックによって移動します。
2. 安定した沈み込み:下部プレートと上部プレートの中間結合によって発生します。沈み込み帯は通常同じ場所に留まり、沈み込みプレートは一定の角度で沈み込みます。
3. 進行する沈み込み:上部プレートと下部プレートの強い結合によって引き起こされます。沈み込む堆積物が厚くなり、部分的に溶けたプルームが沈み込むプレートの上に現れます。

マクドナルドらは2019年の研究で、島弧大陸衝突帯とそれに続く海洋リソスフェアのオブダクションが、地球の気候を制御する少なくとも部分的に責任があると提唱した。彼らのモデルは、熱帯地域での島弧大陸衝突に依存しており、露出したオフィオライトは主に苦鉄質物質で構成されているため、「地球規模の耐候性」が高まり、ケイ酸塩の風化プロセスを通じて炭素が貯蔵される。この貯蔵は炭素シンクを表し、大気から炭素を除去し、地球の寒冷化をもたらす。彼らの研究では、活発な島弧大陸の沈み込みを含むいくつかの顕生代オフィオライト複合体と、既知の地球の寒冷化および氷河期を関連付けている。^{[78]この研究では、}ミランコビッチサイクルが地球規模の気候周期の要因であるか どうかについては議論されていない。

現代型の沈み込みは、地温勾配が低く、それに伴いエクロジャイトや青色片岩などの高圧低温岩石が形成されるのが特徴です。^{[79] [80]}同様に、現代型の沈み込みに関連するオフィオライトと呼ばれる岩石群も、このような状況を示しています。^[79] 北中国クラトンで発見されたエクロジャイト 捕獲岩は、現代型の沈み込みが少なくとも18億 年前の古原生代に起こったことを証明しています。^[79]エクロジャイト自体は、約19～20億年前の超大陸形成時の海洋の沈み込みによって生成されました。

青色片岩は、現代の沈み込み環境に典型的な岩石である。新原生代より古い青色片岩が存在しないことは、その時代の地球の海洋地殻の組成がよりマグネシウムに富んでいたことを反映している。 ^[81]これらのマグネシウムに富む岩石は、現代の海洋地殻の岩石が青色片岩に変成する条件で緑色片岩に変成する。 [ 81 ^{]古代のマグネシウムに富む岩石は、}地球のマントルがかつてより高温であったことを意味するが、沈み込み条件がより高温であったことを意味するわけではない。以前は、新原生代以前の青色片岩の欠如は、異なるタイプの沈み込みを示すと考えられていた。^{[81]両方の証拠は、現代型の沈み込みが1億年前の}新原生代に始まったという以前の概念を否定している。^{[79] [81]}

第二次世界大戦中にアメリカ海軍予備役として従軍し、海底に魅了されたハリー・ハモンド・ヘスは、大西洋中央海嶺を研究し、海嶺で高温の溶岩が地殻に加わり、海底が外側に拡大したという説を提唱した。この理論は海底拡大として知られるようになった。地球の円周は地質学的に時間が経っても変化していないため、ヘスは古い海底はどこか別の場所で消費されていると結論付け、このプロセスは海溝で起こり、そこで地殻が溶けて地球のマントルにリサイクルされると示唆した。^[82]

1964年、ジョージ・プラフカーはアラスカの聖金曜日地震を調査した。彼は地震の原因はアリューシャン海溝の巨大断層反応であり、アラスカ大陸地殻が太平洋海洋地殻に重なった結果であると結論付けた。これは太平洋地殻がアラスカ地殻の下に押し下げられ、沈み込んでいることを意味していた。沈み込みの概念はプレートテクトニクス理論の発展に役割を果たすことになる。 ^[83]

「沈み込む」という語が地質学で初めて確認されたのは1970年のことである。^[84]通常の英語では、 to subductまたはto subduce （ラテン語のsubducere「導き去る」から） ^[85]は他動詞であり、主語がそれ自体ではなく対象（この場合は下側のプレート）に対して動作を行うことを要求する。下側のプレートは沈み込んだ（「取り除かれた」）。地質学用語は「消費される」であり、これは下側のプレートが沈み込む地質学的瞬間に起こるが、下側のプレートが再び溶けて消滅するまでしばらくは残るかもしれない。この概念モデルでは、プレートは継続的に消費されている。^[86]主語、消費者、または消費の主体が誰であるかは明示されていない。いくつかの情報源は、この主語-対象概念を受け入れている。

地質学では、沈み込むを自動詞と再帰動詞にしている。下側のプレート自体が主語である。沈み込む、つまり後退する、あるいは自ら移動するという意味で、沈み込むのであり、そうしている間は「沈み込むプレート」である。さらに、英語では上側のプレートもスラブであるにもかかわらず、スラブという単語は「沈み込むプレート」に特に結びついている。 ^{[87]上側のプレートはいわば宙ぶらりんになっている。それを表現するために、地質学では別の動詞、典型的には}overrideに切り替えなければならない。主語である上側のプレートは、オーバーライドされるオブジェクトである下側のプレートをオーバーライドする動作を実行する。^[88]

沈み込み帯はいくつかの理由で重要です。

• 沈み込み帯の物理学: 冷たく古いリソスフェアと熱いアセノスフェアのマントルウェッジの密度の差による海洋リソスフェア(堆積物、地殻、マントル) の沈み込みは、プレート運動を駆動するために必要な最も強い力 (唯一の力ではない) であり、マントル対流の支配的なモードです。^[要出典]
• 沈み込み帯の化学：沈み込んだ堆積物と地殻は脱水し、その上にあるマントルに水分を豊富に含む（水性）流体を放出し、マントルの溶融と表面と深部のマントル貯留層間の元素の分離を引き起こし、島弧と大陸地殻を形成します。沈み込み帯の高温流体はまた、沈み込む堆積物の鉱物組成を変え、微生物の生息可能性を低下させる可能性があります。^[89]
• 沈み込み帯は、沈み込んだ海洋堆積物、海洋地殻、マントル岩石圏を引きずり下ろし、それが上部プレートからの熱いアセノスフェアマントルと相互作用して、石灰アルカリ系列の溶融物、鉱床、大陸地殻を生成します。
• 沈み込み帯は、生命、財産、経済の活力、文化資源、自然資源、生活の質に重大な脅威をもたらします。また、地震や火山噴火の甚大な規模化は、地球規模の連鎖反応を引き起こす可能性があります。^[90]

沈み込み帯も核廃棄物の処分場として考えられてきたが、沈み込み帯では沈み込み自体の作用によって物質が惑星のマントルに運ばれ、人類や地表環境への影響から安全に遠ざけられる。しかし、この処分方法は現在国際協定によって禁止されている。^{[91] [92] [93] [94]さらに、プレートの沈み込み帯は非常に大きな}巨大地震と関連しているため、特定の処分場を使用することの影響は予測不可能であり、長期処分の安全性に悪影響を及ぼす可能性がある。^[92]

• 圧縮シミュレーション
• 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
• 発散型二重沈み込み – 特殊なタイプのテクトニクスプロセス
• プレート境界面の相互作用の一覧#収束境界（沈み込み帯）  - 地球の岩石圏の動き
• オブダクション – 収束型プレート境界における海洋リソスフェアの大陸リソスフェアへの押し出し
• 対になった変成帯 – 対照的な変成鉱物の組み合わせを示す、並置された線状の岩石ユニットのセット
• 環太平洋火山帯 – 太平洋の縁の周囲で多くの火山噴火や地震が発生する地域
• スラブウィンドウ – 沈み込んだ海洋プレートの隙間の種類
• ウィルソンサイクル – 地溝の開閉の地球物理学的モデル

• スターン、RJ (1998)。「入門地質学コースの講師と入門地質学教科書の著者のための沈み込み入門書」。Journal of Geoscience Education。46 ( 3): 221–228。Bibcode :1998JGeEd..46..221S。doi : 10.5408 /1089-9995-46.3.221。
• 辰己 勇次 (2005). 「沈み込み工場：地球上でどのように機能するか」GSA Today . 15 (7): 4–10. doi : 10.1130/1052-5173(2005)015[4:TSFHIO]2.0.CO;2 .

ウィキメディア・コモンズには、沈み込みに関連するメディアがあります。

ウィキブック歴史地質学には、沈み込みに関するページがあります。

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• 沈み込み帯形成データベース: 沈み込み帯の形成に関する最新の知識
• 沈み込み帯のアニメーション。
• 海底から火山の頂上まで、共同研究センター (SFB) 574 の研究に関するビデオ、チリの沈み込み帯における揮発性物質と流体、GEOMAR I キール ヘルムホルツ海洋研究センターによる。
• プレートテクトニクスの基礎 1 - 海洋リソスフェアの生成と破壊、テキサス大学ダラス校 (約 9 分)。
• 地下世界の地図帳 – 地球のマントルに沈み込んだプレートの地図とその地質学的解釈