トンガ海溝

トンガ海溝と作業エリアは、コングスベルグ SIMRAD EM124 マルチビーム音響測深システムを搭載した支援船、深海潜水支援船DSSV Pressure Dropによって調査されました。収集されたデータは、 GEBCO Seabed 2030 イニシアチブに寄贈されます。 ^{[ 5 ] [ 6 ]}この潜水は、ファイブディープス探査の一部でした。^{[ 7 ]}この探査の目的は、2019 年 9 月末までに世界の 5 つの海洋すべての最深部を徹底的にマッピングして訪問することです。^{[ 7 ]}

ホライズン・ディープは、 2019年6月10日に、トリトン36000/2型潜水艇である深海潜水艇DSVリミティング・ファクター号で、ビクター・ベスコボが有人潜水により初めて海底に到達した場所である。CTD圧力測定により、水深10,823m （35,509フィート） ± 10m （33フィート）が得られた。これにより、地球上で2番目に深い地点であり、南半球で最も深い地点であることが確認された。^{[ 8 ]}     

トンガ海溝とラウ背弧海盆の間の地域であるトンガ・ケルマデック海嶺は、オーストラリアプレートと太平洋プレートとは独立して移動し、トンガプレート、ケルマデックプレート、ニウアフォオウプレートといういくつかの小さなプレートに分割されている。トンガプレートはトンガ海溝に面している。^{[ 9 ]}

トンガ海溝弧系は、伸張が支配的な非付加型の収束縁辺である。太平洋プレートは海溝内で西向きに沈み込んでいる。収束速度は15 cm/年（5.9 in/年）と推定されているが、海溝北部でのGPS測定では、そこでの収束速度は24 cm/年（9.4 in/年）であることが示されている。^{[ 10 ]}これは地球上で最も速いプレート速度であり、その結果、地球上で最も活発なマントル地震活動帯となっている。^{[ 11 ]}沈み込み速度はトンガ・ケルマデック弧に沿って南下するにつれて減少し、北部では24 cm/年（9.4 in/年）から南部では6 cm/年（2.4 in/年）となり、また南下するにつれて斜めになる。トンガ海溝での高い沈み込み速度は、主にラウ海盆での伸張の減少によるものである。^{[ 12 ]}中新世のラウ・コルビル海嶺における地殻伸張は6 Ma に始まり、ラウ海盆-ハブレ海溝の開口を引き起こしました。この伸張はその後南方に伝播し、トンガ海溝の前面にあるラウ海盆の拡大中心へと発展しました。そのため、トンガ・ケルマデック海溝の前面では新しい地殻が生成され、その背後のトンガ海溝では古い地殻が消費されています。^{[ 13 ]}         

トンガ海溝の北端（南緯15度10分）は、フィジーの北で東西方向に伸びるフィジー断裂帯と関連していると考えられますが、海溝は沈み込みから横ずれ運動への複雑な遷移で終わり、地震活動パターンは、単純なトランスフォーム断層ではなく、幅約100 km（62マイル）の遷移帯の存在を示しています。このゾーン内またはその近辺には、キングス三重点またはマンガトル三重点（MTJ）として知られる海嶺-海嶺-海嶺三重点（南緯15度37分、西経174度52分）があり、変形と最近の激しい火山活動を特徴としています（例えば、ホームリーフを参照）。トンガ海嶺北部のトフア火山弧は、海溝の北端から40 km（25マイル）未満まで広がっています。 ^{[ 17 ]}    

MTJ のすぐ北には、トンガ海溝の北端と交差する南北方向に伸びる北東ラウ海嶺 (NELSC) があり、これは北部ラウ海盆の 3 つの主要な拡大中心 (フツナ海嶺および北西ラウ海嶺とともに) の 1 つです。NELSC の最大拡大速度は94 mm/a (3.7 in/年)ですが、拡大中心の両端では拡大速度はゼロに減少します。しかし、トンガプレートとオーストラリアプレート間の総拡大速度は157 mm/a (6.2 in/年)であり、追加のマイクロプレートおよび/または変形帯が存在するはずです。NELSC はおそらくサモアホットスポットからマグマの供給を受けています。^{[ 18 ]} NELSC の形態は、密集した多くの海嶺と海溝の区間を持つ低速拡大海嶺の形態に似ています。海溝と接する場所では、トンガ海嶺、太平洋プレート、オーストラリアプレートの間に海嶺-トランスフォーム-トランスフォーム境界が形成されつつある。^{[ 17 ]}    

トンガ海溝の60°屈曲部の北東では、太平洋の海底に平行線が多数見られます。これらは、トンガ海溝よりもはるかに古い、太平洋プレート上の東西方向に伸びる消滅した拡大中心の名残であると解釈されています。^{[ 17 ]}

トンガ海溝の南端（南緯約26度）では、太平洋プレート上のギヨーと海山の連なりであるルイビル海山列が衝突している。この連なりは、北太平洋のハワイ・天皇海山列とほぼ平行である。ルイビル衝突帯は、収束方向に対するルイビル海嶺の傾斜角の違いにより、年間18cm（7.1インチ）の速度で南下している。東ラウ海盆では、拡大中心がほぼ同じ速度で南下している。衝突帯はまた、トンガ海溝をケルマデック海溝に対して北西方向に約50km （31マイル）ずらしている。^{[ 10 ]} 沈み込むルイビル海嶺は、トンガ前弧南部の外縁でかなりの侵食を引き起こし、トンガ海溝の沈降を加速させたと考えられ、その結果、トンガ海溝は地球上で2番目に深い海溝となり、ケルマデック海溝よりもかなり深くなった。^{[ 19 ]}    

ルイビル海山群の中で最も古く、最も西に位置するオスボーン海山は、海溝の縁に位置しており、かつて平坦だった頂上は現在、海溝に向かって傾斜している。^{[ 20 ]}オスボーン海山の西側では、断層ブロックの広いゾーンが海溝を3,000 m (9,800 ft)浅くしており、隣接する前弧は約300 m (980 ft)隆起し、峡谷で覆われている。^{[ 21 ]}    

ルイビル衝突帯は、トンガ・ケルマデック海溝沿いの「ルイビルギャップ」として知られる地震静穏帯と相関している。この地震活動のギャップは、沈み込む海山が沈み込み帯での地震活動を抑制または阻止していることを示しており、おそらく地震の間隔を長くすることによってだが、このプロセスの背後にあるメカニズムはよく理解されていない。^{[ 22 ]}

地球化学的証拠は、ルイビル列島が400万年前からトンガ・ケルマデック弧の下に沈み込んでいることを示唆している 。地震学的研究では、トンガ海溝の西側で太平洋のマントルがインド・オーストラリアのマントルに置き換わっていることを示す、弧に沿った南向きのマントル流が特定されている。^{[ 23 ]}

南緯25.5度、ルイビル海嶺衝突帯のすぐ北に位置するオスボーン海溝は、トンガ海溝の北と南にそれぞれ位置する2つの大きな海洋台地、北に1,750 km (1,090 mi )のマニヒキと南に1,550 km ( 960 mi ) のヒクランギの中間にある、長さ900 km ( 560 mi)の活動を停止した海嶺です。これらの台地はかつて、 100 × 10 ^ ⁶ km ³ (3.5 × 10 ¹⁸ cu ft)のオントンジャワ-マニヒキ-ヒクランギ大規模火成岩地域(LIP)の一部を形成していました。台地間の拡大は、ヒクランギがニュージーランドの東にあるチャタム海嶺と衝突したときに停止しました。衝突は86 Maと推定されていますが、79 Maと比較的最近の可能性もあります。 ^{[ 24 ] [ 25 ]}オズボーン海溝の西端はトンガ海溝に、東端はウィッシュボーン-イーストマニヒキ断崖に接している。その間、オズボーン海溝は右横ずれ断層によって3つのセグメントに分かれている。トンガ海溝付近では、これらの構造物の海底地形は太平洋プレートの回転の影響を受けている。^{[ 26 ]}           

カプリコーン海山は、トンガ海溝北部の東壁に位置するギヨーです（上の地図を参照）。これは大きなギヨーで、基部の幅は100 km (62 mi)あり、礁またはラグーン状の頂上のごく一部が海面下440 m (1,440 ft)に達しています。トンガ海溝での太平洋プレートの屈曲により、現在ギヨーはパンのように切り裂かれています。ギヨー内部では、海溝と平行に南北方向に伸びる地塁と地溝のシステムが発達しています。ギヨーの西斜面は水深9,000 m (30,000 ft)の海溝に達し、海溝を埋め始めています。ギヨーの頂上は海溝に向かって 1.7° 傾いており、その中心は海溝軸からわずか45 km (28 mi)の距離にあります。 ^{[ 27 ]}カプリコーン海山は 50 万年以内に海溝に完全に飲み込まれると予想されています。^{[ 28 ]}        

南緯22度西経174度/南緯22度西経174度/ -22; -174