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沈み込みは、地殻プレート間の収束境界で海洋リソスフェアと一部の大陸リソスフェアが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。一方のプレートがもう一方のプレートと収束する場所では、重いプレートがもう一方のプレートの下に沈み込み、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して知られており、その地表での表現は弧海溝複合体として知られています。沈み込みのプロセスは、地球の大陸地殻の大部分を形成しました。[ 1 ]沈み込みの速度は通常、年間センチメートルで測定され、収束速度は年間11cmにも達します。[ 2 ]
沈み込みは、冷たく硬い海洋リソスフェアが、その下にあるアセノスフェア（上部マントルの高温で延性のある層）よりもわずかに密度が高いため可能である。一度沈み込みが始まると、安定した沈み込みは主に、密度の高い沈み込むリソスフェアの負の浮力によって駆動される。沈み込むスラブは、主に自身の重量によってマントルに沈んでいく。[ 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た流体が上盤プレートの火山活動を引き起こします。沈み込むプレートが浅い角度で沈下する場合、上盤プレートには地殻の厚化、造山運動、変成作用を特徴とする変形帯が形成されます。より急な角度での沈み込みは、背弧海盆の形成を特徴とします。[ 4 ]
プレートテクトニクス理論によれば、地球の岩石圏、つまりその硬い外殻は、16 枚の大きなテクトニックプレートといくつかの小さなプレートに分かれています。これらのプレートは、主に沈み込む岩石圏の引力によってゆっくりと動いています。沈み込み帯での岩石圏の沈降は、その下にある延性のあるマントルの対流セルの一部です。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放出されます。[ 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から構成されています。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100km （62マイル）に達します。 [ 7 ]大陸リソスフェアの厚さは最大200km （120マイル）です。[ 8 ]リソスフェアは、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、プレートテクトニクスはアセノスフェアの上にある固体として移動します。個々のプレートは、海洋リソスフェアと大陸リソスフェアの両方の領域を含む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、リサイクルされる場所です。[ 4 ] [ 9 ]これらは収束型プレート境界にあり、一方のプレートのより重い海洋リソスフェアが、もう一方の密度の低いプレートの先端によって覆い隠されます。[ 7 ]覆い隠されたプレート（スラブ）は、地球の表面に対して最も一般的には25～75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との温度差によって引き起こされます。これは、より冷たい海洋リソスフェアの方が平均的に密度が高いためです。[ 7 ]堆積物と閉じ込められた水の一部は、スラブによって下方に運ばれ、深部マントルにリサイクルされます。[ 11 ]
これまでのところ、沈み込みが起こっていることが知られている惑星は地球だけであり、沈み込み帯は地球上で最も重要な地殻構造の特徴である。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起こり得ない。[ 12 ]海洋の沈み込み帯は、 55,000 km (34,000 mi)の収束型プレート境界に沿って位置しており、[ 13 ] 60,000 km (37,000 mi)の中央海嶺の累積プレート形成速度とほぼ等しい。 [ 14 ]
海水は亀裂や孔を通して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、結晶構造内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内の含水鉱物を介して深部マントルに運ばれます。[ 16 ]沈み込みの間、これらのスラブ内の蛇紋石などの一連の鉱物は、スラブ地温勾配内のさまざまな圧力で安定し、地球内部にかなりの量の水を運ぶ可能性があります。[ 17 ]プレートが沈み込んで熱くなると、放出された流体が地震活動を引き起こし、沈み込んだプレート内および上層のマントルウェッジ内で溶融を誘発する可能性があります。このタイプの溶融は揮発性物質を選択的に濃縮し、上層のプレートに運びます。噴火が発生すると、このサイクルによって揮発性物質は海洋と大気に戻されます。[ 18 ]
沈み込み帯の表面的な特徴は、弧海溝複合体です。複合体の海洋側、沈み込むプレートが最初に沈み込み帯に近づく場所では、しばしば外側海溝高地または外側海溝隆起が見られます。ここでは、プレートの剛性の結果として、プレートは沈み込む前にわずかに浅くなります。[ 19 ]スラブが沈み込み始める地点は、海溝によって示されます。海溝は、海底の最も深い部分です。
海溝の向こう側には、上盤プレートの前弧部があります。堆積速度によっては、前弧には沈み込むスラブから削り取られて上盤プレートに付加された堆積物からなる付加楔が含まれる場合があります。ただし、すべての弧海溝複合体に付加楔があるわけではありません。付加弧では、付加楔の後ろに発達した前弧海盆がありますが、非付加弧では前弧海盆の発達は不十分です。[ 20 ]
前弧盆地の外側には、火山弧と呼ばれる長い列をなす火山が見られます。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ます。さらに、沈み込むスラブが下方に曲がる際に生じる亀裂や断裂に大量の水が流入します。[ 21 ]玄武岩からエクロジャイトへの遷移中に、これらの含水物質が分解し、大量の水が生成されます。この水は、非常に高い圧力と温度で超臨界流体として存在します。[ 22 ]周囲の岩石よりも高温で浮力が大きい超臨界水は、上層のマントルに上昇し、そこでマントル岩の融解温度を下げ、フラックス融解によってマグマを生成します。[ 23 ]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します。 [ 24 ]マントル由来のマグマ（最初は玄武岩質の組成）は最終的に地表に到達し、火山噴火を引き起こします。噴出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）する程度、または分別結晶作用を受ける程度に依存します。弧状火山は、水（スラブと堆積物由来）が豊富で、非常に爆発的であるため、危険な噴火を起こす傾向があります。[ 25 ]クラカタウ、ネバド・デル・ルイス、ベスビオ山はすべて弧状火山の例です。弧はほとんどの鉱床とも関連しています。[ 24 ]
火山弧の向こう側には背弧域があり、その特徴は沈み込むスラブの沈み込み角度に大きく依存する。この角度が浅い場合、沈み込むスラブは上層の大陸地殻を部分的に引きずり込み、短縮と地殻厚化のゾーンを生じさせ、広範囲にわたる褶曲や衝上断層が生じる可能性がある。沈み込み角度が急になったり、後退したりすると、上側のプレートのリソスフェアに張力がかかり、背弧海盆が形成されることが多い。[ 26 ]
弧海溝複合体は、はるかに深い構造の表面表現です。直接アクセスすることはできませんが、より深い部分は地球物理学と地球化学を使用して研究できます。沈み込み帯は、海溝から離れて傾斜し、火山弧の下の660 キロメートル不連続面まで伸びる、地震の傾斜帯であるワダチ・ベニオフ帯によって定義されます。沈み込み帯の地震は、地球上の他の場所 (通常、深さ20 km (12 mi)未満)よりも深い (最大600 km (370 mi) ) 場所で発生します。このような深発地震は、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ります。[ 27 ] [ 28 ]地震トモグラフィーは、一部のスラブが下部マントルに侵入し[ 29 ] [ 30 ] 、核とマントルの境界まで沈むことができることを示しています。[ 31 ]ここで、スラブの残骸は最終的に十分に加熱されて、マントルプルームとして地表に上昇する可能性がある。[ 32 ] [ 33 ]
沈み込みは通常、火山弧の下に到達するまでに中程度の傾斜角で起こります。しかし、異常に浅い傾斜角の沈み込みや、非常に急な傾斜角の沈み込みも存在することが知られています。[ 34 ]
アンデス山脈の一部ではフラットスラブ沈み込みが進行中であり、アンデス火山帯が4つのゾーンに分断されている。ペルー北部とチリのノルテチコ地域におけるフラットスラブ沈み込みは、それぞれナスカ海嶺とファ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。タイタオ半島周辺では、フラットスラブ沈み込みは拡大海嶺であるチリ海嶺の沈み込みに起因するとされている。[ 37 ] [ 38 ]
アメリカ合衆国のロッキー山脈におけるララミー造山運動は、フラットスラブ沈み込みに起因する。 [ 39 ]この造山運動の間、北アメリカ南西縁に広範囲にわたる火山性ギャップが現れ、変形ははるか内陸部で発生した。この時期に、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形成された。沈み込み帯で最も大規模な地震、いわゆる「メガ地震」は、フラットスラブ沈み込み帯で発生することがわかっている。[ 40 ]
安定沈み込みはかなりよく理解されているが、沈み込みが始まる過程は依然として議論と継続的な研究の対象となっている。沈み込みは、密度の高い海洋リソスフェアが垂直方向の力だけで隣接する海洋リソスフェア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、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によって、海洋リソスフェアが水平方向に力を加えて破断し、アセノスフェアに沈み込むことで、新しい沈み込み帯が誘発される可能性がある。[ 42 ] [ 43 ]どちらのモデルも、海洋地殻が深部で変成し、周囲のマントル岩よりも密度が高くなるにつれて、最終的には自己維持型の沈み込み帯を生み出す可能性がある。1億 年前まで遡る沈み込み帯の開始イベントの集計は、現代のほとんどの沈み込み帯が水平方向の力によって開始されたことを示唆しており、[ 43 ]これは数値モデル[ 44 ] [ 45 ]と地質学的研究の結果によって裏付けられている。[ 46 ] [ 47 ]しかし、いくつかの類似モデルは、受動縁辺やトランスフォーム断層沿いなどの特定の場所で、2 つのプレート間の固有の密度差から自発的な沈み込みが発生する可能性を示している。[ 48 ] [ 49 ]伊豆・小笠原・マリアナ沈み込み系でこれが起こったという証拠がある。[ 50 ] [ 51 ]地球の歴史の初期には、プレートの相対運動がないため、水平方向の強制なしに沈み込みが始まった可能性が高いが、A. Yin の提案では、隕石の衝突が初期の地球での沈み込みの開始に寄与した可能性があると示唆している。[ 52 ]
受動縁辺部での沈み込み開始という考え方は広く受け入れられているが、この種の沈み込み核形成の現代における例はない。[ 53 ]これは、大陸受動縁辺部における海洋地殻または遷移地殻の強度によるものと考えられる。つまり、地殻が最初の2000万年の間に破壊されなかったのであれば、通常の堆積荷重の下では将来破壊される可能性は低いということである。ホットスポットのマグマ活動や伸張性リフティングによって地殻がさらに弱体化して初めて、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している限り、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、海溝でのカップリングが増加し、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もたらし、沈み込みを中断させる可能性がある。 [ 54 ]大陸地殻は、250 km (160 mi)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。[ 55 ] [ 33 ]厚さが15 km (9.3 mi)を超える地殻または海洋内弧地殻のセクション、または厚さが30 km (19 mi)を超える海洋台地は、沈み込みを中断させる可能性がある。ただし、端から沈み込む島弧は局所的な中断しか引き起こさない可能性があるが、ゾーンに平行に到着する弧は、ゾーンを停止させる可能性がある。[ 54 ]これはオントンジャワ高原とヴィティアズ海溝で起こったことです。[ 56 ]
沈み込み帯には、沈み込むスラブが下降中に遭遇する高圧・低温条件によって生成される、独特な岩石の種類が存在する。[ 57 ]この過程でスラブが通過する変成作用は、含水鉱物相を生成および破壊し、マントルに水を放出する。この水はマントル岩石の融点を下げ、融解を開始させる。[ 58 ]これらの脱水反応が起こるタイミングと条件を理解することは、マントル融解、火山弧マグマ活動、および大陸地殻の形成を解釈する上で重要である。[ 59 ]
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集合によって特徴付けられます。沈み込み帯の変成作用は、沈み込んだ海洋地殻のゼオライト、プレナイト-パンペリー石、ブルースキスト、およびエクロジャイト相の安定ゾーンを通る低温、高圧-超高圧の変成経路によって特徴付けられます。 [ 60 ]ゼオライトおよびプレナイト-パンペリー石相の集合が存在する場合と存在しない場合があるため、変成作用の開始はブルースキスト相の条件によってのみ示される場合があります。[ 61 ]沈み込むスラブは、遠洋性堆積物で覆われた玄武岩質地殻で構成されています。[ 62 ]ただし、遠洋性堆積物は沈み込まずに前弧懸垂壁に付加される可能性があります。[ 63 ]沈み込むスラブ内で起こる変成相のほとんどの遷移は、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 (6.2 mi)を超える深さで起こります。[ 64 ]これらの変成相はそれぞれ、特定の安定鉱物集合体の存在によって特徴付けられ、沈み込むスラブが受けた変成条件を記録しています。相間の遷移は、特定の圧力温度条件下で含水鉱物を脱水させ、したがって、火山弧の下のマントルでの融解イベントを追跡することができます。
地球上には、一般的に 2 種類の弧が見られます。海洋リソスフェア上に形成される島弧(例えば、マリアナ島弧やトンガ島弧) と、大陸の海岸沿いに形成されるカスケード火山弧などの大陸弧です。島弧 (海洋内弧または原始弧) 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生成され (海洋-海洋沈み込み)、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ことによって形成されます (海洋-大陸沈み込み)。[ 65 ]島弧と大陸弧の両方の部分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ます。
セントヘレンズ山、エトナ山、富士山など、沈み込み帯の上に発生する火山は、海溝から約 100 キロメートル離れた弧状の列を成し、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 ～ 50 km (6 ～ 31マイル) [ 66 ]下に形成され、火山が風化して地表に現れた場合にのみ目に見えるようになります。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につれて脱水することによって発生します。海洋プレートが深さ約100 km (62マイル) [ 66 ]に達すると、含水鉱物が不安定になり、流体がアセノスフェアに放出されます。流体はアセノスフェア内の岩石の流動体として働き、岩石を部分的に溶融させます。部分的に溶融した物質は浮力が大きくなるため、地殻へと上昇し、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表面に到達し、火山を形成します。地表で噴火すると、安山岩質の溶岩が生成されます。地殻内に十分に長く留まったマグマは冷えて、閃緑岩、花崗閃緑岩、場合によっては花崗岩などの深成岩を形成します。
弧状火山活動は、海溝から 100 ～ 200 キロメートル離れた場所で、沈み込むスラブの上方約 100 キロメートルの地点で発生します。[ 67 ]弧状火山は、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ははるかに少ないですが、[ 68 ]大陸地殻の大部分を形成しています。[ 4 ]弧状火山活動は、多くの弧状火山が海面上にあり、激しく噴火するため、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るエアロゾルは、地球の気候の急速な冷却を引き起こし、航空旅行に影響を与える可能性があります。[ 69 ]
弧状マグマ活動は、火山活動によって沈み込んだ炭素を放出することで、地球の炭素循環において役割を果たしている。従来の理論では、沈み込むプレートからの炭素は、ケイ酸塩-炭酸塩変成作用によってCO₂が放出される脱炭酸作用によって、上盤のマグマ系で利用可能になるとされている。[ 70 ]しかし、熱力学的モデリングによる証拠は、この種の変成作用に必要な圧力と温度が、ほとんどの沈み込み帯で観察されるよりもはるかに高いことを示している。[ 70 ] Frezzotiら（2011）は、脱炭酸作用ではなく溶解（炭素含有鉱物から水溶液への炭素の放出）によって、上盤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発見された低温（<600 °C）のダイヤモンドとガーネット中の鉱物および流体包有物を綿密に調べた結果である。包有物の化学組成は、その環境に炭素に富む流体が存在していたことを裏付けており、同じテクトニック複合体内の低圧・低温相の追加の化学測定は、炭素輸送の手段として炭素溶解（脱炭酸ではなく）のモデルを支持している。[ 70 ]
沈み込み帯におけるプレート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。それは、深発地震、巨大逆断層地震、そして外縁隆起地震です。深発地震は地殻内部で発生し、巨大逆断層地震は海溝付近の沈み込み境界で発生し、外縁隆起地震は海溝付近で下側の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引き起こします。地震は一般的に地殻の浅く脆い部分、通常は深さ20キロメートル未満に限定されます。しかし、沈み込み帯では、地震は700 km (430 mi)もの深さで発生します。これらの地震は、沈み込むスラブに沿ってワダチ・ベニオフ帯として知られる傾斜した地震活動帯を形成します。[ 71 ]
過去 100 年間で最大規模の地震 10 件のうち 9 件は、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 で史上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と、局所的な地温勾配が低下し、通常の地温勾配環境よりも地殻のより広い部分が脆い形で変形します。地震は岩石が脆い形で変形しているときにのみ発生するため、沈み込み帯は大きな地震を引き起こす可能性があります。このような地震が海底の急速な変形を引き起こすと、津波が発生する可能性があります。史上最大の津波は、2004 年 12 月 26 日に発生した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ラシアプレートの下に沈み込むことによって発生したが、津波は地球の大部分に広がり、インド洋周辺地域を壊滅させた。小さな、被害のない津波を引き起こす小さな揺れも頻繁に発生する。[ 71 ]
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決定する新しいパラメータが提案されました。[ 72 ]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むプレートの下側プレートの曲率の度合いを比較することで、沈み込み帯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分かりました。つまり、「2つのプレート間の接触面が平坦であればあるほど、巨大地震が発生する可能性が高くなる」ということです。[ 73 ]
下側のプレートで発生する外縁隆起地震は、プレートが沈み込み帯に曲がる際に、沈み込み帯の海側の正断層がプレートの屈曲によって活性化されることで起こります。[ 74 ] 2009年のサモア地震はこの種の地震の一例です。この地震による海底の変位により、近隣のサモアで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の深部で沈み込んだリソスフェアプレートを検出するのに役立ってきた。[ 29 ]約100個のプレートが、深さ、沈み込みのタイミングと場所に関して記述されている。[ 75 ]マントルの410 km (250 mi)と670 km (420 mi)にある大きな地震不連続面は、深い沈み込み帯で冷たいプレートが沈み込むことによって破壊される。沈み込んだプレートの中には、約 670 km (420 mi) の深さで上部マントルと下部マントルの境界を示す主要な不連続面を貫通するのが難しいものもあるようだ。沈み込んだ海洋プレートの中には、2,890 km (1,800 mi )の深さで核とマントルの境界まで沈んだものもある。一般的に、スラブはマントルへの沈み込み中に減速し、沈み込み帯および最上部マントルでは通常数 cm/年 (場合によっては最大約 10 cm/年) から、下部マントルでは約 1 cm/年になります。[ 75 ]これにより、これらの深さでスラブが褶曲または積み重なり、地震トモグラフィーでは厚くなったスラブとして観測されます。約 1700 km より下では、推測される鉱物相変化の結果として粘性が低下するため、スラブの加速は限定的になり、最終的に核とマントルの境界に近づいて停止します。[ 75 ]ここでスラブは周囲の熱によって加熱され、沈み込みから約 300 Myr 後には検出されなくなります。[ 75 ]
造山運動とは、山脈形成の過程のことである。沈み込むプレートは、海洋島、海洋高原、堆積物、受動型大陸縁辺部を収束型境界に運び込むことで造山運動を引き起こすことがある。これらの物質は、プレートの残りの部分と一緒に沈み込むのではなく、大陸に付加（削り取られる）され、異地性テレーンを形成することが多い。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、付加体または付加プリズムと呼ばれることが多い。これらの付加体は、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、かんらん岩からなる隆起した海洋地殻）と関連付けられることがある。 [ 76 ]
沈み込みは、上盤大陸に付加する海洋物質を運ばなくても造山運動を引き起こす可能性があります。下側のプレートが大陸の下に浅い角度で沈み込む場合（「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面に十分な牽引力を持ち、褶曲、断層、地殻の厚化、造山運動によって上側のプレートを収縮させる可能性があります。フラットスラブ沈み込みは、海溝から離れて大陸に向かって造山運動と火山活動を引き起こし、北米西部（ララミー造山運動など）で報告されており、現在ではアラスカ、南米、東アジアでも発生しています。[ 75 ]
上述のプロセスにより、沈み込みが継続する一方で同時に造山運動も起こる。これは、大陸衝突による造山運動とは対照的である。大陸衝突による造山運動は、しばしば沈み込みの終焉につながる。
大陸は、それに付着している沈み込む海洋プレート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では、厚い堆積岩と火山岩の層が堆積する深い盆地があり、これを受動縁辺と呼びます。受動縁辺の中には、大陸地殻を覆う堆積岩と火山岩が最大10 km (6.2マイル)にも達するものもあります。受動縁辺が、付着している負の浮力を持つ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、堆積岩と火山岩の被覆層の大部分が削り取られ、造山楔が形成されます。造山楔は、付加される物質の量が多いため、ほとんどの付加楔よりも大きくなります。脆弱な被覆層の下にある大陸基盤岩は強固で、ほとんどが低温であり、その下には200 kmを超える厚さの高密度のマントル層が存在する場合があります。低密度の被覆層が剥がれ落ちた後、大陸プレート、特に古いプレートは沈み込み帯へと沈み込んでいく。この過程で、変成作用によって大陸地殻の岩石密度が増加し、浮力が低下する。
活発なバンダ弧大陸衝突に関するある研究では、かつて大陸基盤を覆っていたが、現在は造山楔で互いに押し上げられている岩石層を剥がし、その長さを測定することで、大陸が沈み込んだ距離の最小推定値が得られると主張している。[ 77 ]結果は、オーストラリア北部大陸プレートの沈み込みが少なくとも229 km (142 mi)であることを示している。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、今も活発である。
海洋プレート同士の沈み込み帯は、地球上の沈み込み帯縁辺部の約40%を占めています。海洋プレート同士の関係は、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り、そのため、この沈み込み環境を理解することの重要性が強調されます。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解明されていませんが、Baitsch-Ghirardelloらによって、この環境に存在するさまざまな体制を説明する3つの主要なモデルが提唱されています。[ 78 ]
モデルは以下のとおりです。
2019年の研究で、Macdonaldらは、弧大陸衝突帯とそれに続く海洋リソスフェアの衝上が、地球規模の気候制御に少なくとも部分的に関与していると提唱した。彼らのモデルは、主に苦鉄質物質で構成された露出したオフィオライトが「地球規模の風化性」を高め、ケイ酸塩風化プロセスを通じて炭素を貯蔵する熱帯地域での弧大陸衝突に基づいている。この貯蔵は炭素シンクを表し、大気から炭素を除去し、地球規模の寒冷化をもたらす。彼らの研究は、活発な弧大陸沈み込みを含むいくつかの顕生代のオフィオライト複合体と、既知の地球規模の寒冷化および氷河期を関連付けている。[ 79 ]この研究では、地球規模の気候周期性の原動力としてのミランコビッチサイクルについては議論されていない。
現代型の沈み込みは、低い地温勾配と、エクロジャイトやブルースキストなどの高圧低温岩石の形成を特徴としています。[ 80 ] [ 81 ]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集合体も、そのような条件を示しています。[ 80 ]北中国クラトンで発見されたエクロジャイト捕獲岩は、少なくとも18億年前の古原生代には現代型の沈み込みが発生していたという証拠を提供しています。[ 80 ]エクロジャイト自体は、約19億～20億年前の超大陸の集合時に海洋の沈み込みによって生成されました。
ブルースキストは、現代の沈み込み帯に典型的な岩石です。新原生代より古いブルースキストが存在しないことは、その時代の地球の海洋地殻のマグネシウム含有量がより多かったことを反映しています。[ 82 ]これらのマグネシウム含有量の多い岩石は、現代の海洋地殻の岩石がブルースキストに変成するのと同じ条件下で緑色片岩に変成します。[ 82 ]古代のマグネシウム含有量の多い岩石は、地球のマントルがかつてより高温であったことを意味しますが、沈み込み帯の条件がより高温であったことを意味するものではありません。以前は、新原生代以前のブルースキストが存在しないことは、異なるタイプの沈み込みを示していると考えられていました。[ 82 ]これらの証拠はいずれも、現代型の沈み込みが10億年前の新原生代に始まったという従来の概念を否定しています。[ 80 ] [ 82 ]
第二次世界大戦中にアメリカ海軍予備役として勤務し、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、海嶺の地殻に高温の溶融岩が加えられ、海底が外側に拡大したと提唱した。この理論は後に海底拡大説として知られるようになった。地球の円周は地質学的時間を通じて変化していないため、ヘスは古い海底はどこかで消費されなければならないと結論付け、このプロセスは海溝で起こり、そこで地殻が溶融して地球のマントルにリサイクルされると示唆した。[ 83 ]
1964年、ジョージ・プラフカーはアラスカの聖金曜日の地震を調査した。彼は、この地震の原因はアリューシャン海溝における巨大逆断層反応であり、アラスカ大陸地殻が太平洋海洋地殻に重なり合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おいて重要な役割を果たすことになる。[ 84 ]
「沈み込む」という言葉の地質学的な最初の証拠は 1970 年に遡ります。[ 85 ]通常の英語では、 to subductまたはto subduce (ラテン語のsubducere、「連れ去る」から) [ 86 ]は他動詞であり、主語が自身以外の対象、ここでは沈み込んだ (「取り除かれた」)下側のプレートに対して動作を行うことを必要とします。地質学用語では「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な瞬間に起こりますが、再溶解して消滅するまでしばらくの間は存続する可能性があります。この概念モデルでは、プレートは継続的に消費されています。[ 87 ]主語、消費者、または消費の主体の正体は明示されていません。いくつかの情報源はこの主語と目的語の構成を受け入れています。
地質学では、沈み込むという動詞を自動詞と再帰動詞にしています。下側のプレート自体が主語です。それは後退、つまり自身を取り除くという意味で沈み込み、その際に「沈み込むプレート」となります。さらに、英語では上側のプレートも同様にスラブであるにもかかわらず、「沈み込むプレート」には特に「スラブ」という単語が付けられています。[88] 上側のプレートは、いわば宙ぶらりんの状態になります。それを表現するには、地質学では別の動詞、通常はオーバーライドに切り替える必要があります。主語である上側のプレートが、オーバーライドされる対象である下側のプレートをオーバーライドする動作を行います。[ 89 ]
沈み込み帯は、いくつかの理由から重要です。
沈み込み帯は、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ため、核廃棄物の処分場所として検討されてきた。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。 [ 92 ] [ 93 ] [ 94 ] [ 95 ]さらに、プレート沈み込み帯は非常に大きなメガトラスト地震と関連しているため、特定の処分場所を使用した場合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。[ 93 ]
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