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| ウィッシュボーン断崖 | |
|---|---|
| 西ウィッシュボーン崖、西ウィッシュボーン尾根、東ウィッシュボーン崖、東ウィッシュボーン尾根、ウィッシュボーン-東マニヒキ崖 | |
 ウィッシュボーン断崖の地図（黒）は、近くの陸地に対する位置を示しています。 | |
| 座標 | 南緯31°22′ 西経164°49′ / 南緯31.36° 西経164.81° / -31.36; -164.81 (少なくとも南緯29°28′から南緯41°32′まで広がる) [1] |
| 特徴 | |
| 上部の深さ | 2,930メートル（9,613フィート）[2] |
| の一部 | 海洋太平洋プレート |
| 長さ | 1,400 km（870マイル）以上[1] |
| テクトニクス | |
| 皿 | 太平洋プレート |
| 地震 | 非アクティブ |
| 年 | |
ウィッシュボーン断層は太平洋の海底にある海洋地殻の特徴で、陸上にあったとすれば長さ 1,000 km (620 マイル) を超える山脈の断層系に似たものになります。北はオズボーン トラフの近くで始まりますが、その北にあるマニヒキ断層と構造的に関連している可能性があります。南では西と東の断層に分かれ、ルイビル ホットスポットに遮られ、西ウィッシュボーン断層はチャタム海嶺に遮られるまで続きます。現在では断層全体が破砕帯起源であるという証拠があり、この問題に関する以前の不確実性は解消されています。
東の崖の東には非常に深い太平洋中央海盆があり、西の崖の西には浅いものの現在非常に地殻変動が活発なヒクランギ縁辺があります。
地質学
その北には、水深2.5km（1.6マイル）から3km（1.9マイル）のマニヒキ台地[3]と、マニヒキ台地から600m（2,000フィート）の高さにある尾根である東マニヒキ崖があり[4]、東は少なくとも2km（1.2マイル）ペンリン盆地まで下っています。[5]マニヒキ崖は通常、ウィッシュボーン崖の延長として解釈されるため、ウィッシュボーン-東マニヒキ崖という名前が使用されることもあります。[6]
ウィッシュボーン断崖はルイビル海嶺の北約32°S [7]で、基本的に南北方向（163°）を続ける東支流[8]と南西方向の西支流に分かれています。これら2つの支流は、断崖構造の痕跡の総距離が2,000 km（1,200マイル）以上であることを意味します。[2]どちらもルイビルホットスポット列を通過しているため、連続性が多少失われていますが、西側のウィッシュボーン断崖は北東チャタム海嶺の大陸地殻までずっとマッピングできます。[1]ルイビル海嶺の海山は断崖を横切っても組成の変化は見られませんが[9]、東側のウィッシュボーン断崖の交差点は、その地点から東の太平洋プレートにかけての若い海山の噴火量の明確な減少と関連しています。 [ 9] 大陸地殻であるチャタム海嶺の近くでは、西ウィッシュボーン断崖の地震反射調査により、南東向きの傾斜ブロックの尾根が2～3本あり、チャタム海嶺の頂上まで登っていることが示されています。[10]この断崖の南東にある海洋地殻の火成岩基盤は、8600万年以上前のものです。[11]その構成は、海洋内沈み込み帯のものと似ており、中央海嶺や他のプレート内海洋火山とはまったく異なります。[12]この地域の断崖は、周囲の海底から最大1,800メートル（5,900フィート）まで上昇することがあります。[12]
ウィッシュボーン崖西部の南部を、主に白亜紀後期に活動していた右横ずれ断層に帰することが最近になって明確にできるようになったため[13]、ウィッシュボーン崖東部はすでに白亜紀の断層帯として特徴付けられていたため、崖全体が断層帯起源である可能性が高くなった。[7]歴史的には、その構造についてはいくつかの可能なテクトニックな説明があり、かつての断層帯、歴史的な海洋内弧、または化石（つまり非活動的）拡大中心に関連していると様々に解釈されており[14] 、横ずれプレート境界または古代拡大海嶺のいずれかである。[10]崖西部の白亜紀海洋地殻は、現在では化石となっているオズボーン・トラフを拡大軸とした歴史的な隆起の南側斜面である。[15]
テクトニクス
ゴンドワナ大陸の分裂と、その結果としてかつてのフェニックスプレートに加わった力により、オントンジャワ・マニヒキ・ヒクランギ高原の大きな火成岩地域が分裂し、現在のマニヒキ高原とヒクランギ高原に分かれたことが、ウィッシュボーン断崖形成の鍵となったと考えられる。約1億1600万年前に起きた地溝により、マニヒキ高原の東縁、マニヒキ断崖が形成され、マニヒキ高原とヒクランギ高原が分かれた。[16]この分裂に伴い、少なくとも7100万年前から、おそらくは8400万年前より以前から、現在は活動していない東西方向の地溝帯[6]が形成されており、これはケルマデック海溝の東側の太平洋海底にあるオズボーン・トラフによって表されている。[17] ヒクランギ高原は当初陸上の大陸地殻の下に沈み込んだが、このプロセスは1億500万年から1億年前に停止し、回転が起こり始め、現在も活動中のニュージーランドの若い地質につながった。オズボーントラフの東端はウィッシュボーン断崖の明確な北端と交差しているが、その北にあるマニヒキ断崖と地質学的に関連しているように見える。[1]西ウィッシュボーン断崖の南端はヒクランギ高原の東端と一致しており、ヒクランギ高原はジーランディアの大陸地殻の一部としてニュージーランドとチャタム海嶺の東と下に位置している。[18]
すでに述べたように、イースト・ウィッシュボーン海嶺は太平洋プレートの領域を分離していたことから白亜紀の断裂帯として特徴付けられており、イースト・ウィッシュボーン断崖をほぼ直角に横切るルイビル・ホットスポットの線に沿った研究により、特に地殻の年代に関してはかなりの地質学的理解が得られていた。
ウェスト・ウィッシュボーン崖の重力特性は、断層帯と完全に一致しているものの、南極半島の西側やスコシア海西部の停滞した拡大海嶺の重力特性と類似していたため、これは海溝の外側で停滞した拡大海嶺の地溝帯ではないかと示唆されていた。[7]しかし、はるか北のオズボーン・トラフが消滅した拡大海嶺であることが認識されると、形状が合わなくなり、この可能性は低くなった。[7]ウェスト・ウィッシュボーン崖に沿ったさまざまな溶岩組成から、1億1500万年前より前に海洋内断裂帯として始まり、その後沈み込み弧になり、さらに最近ではリフト・システムになったという複合的な歴史を持つ可能性が浮上した。[19]
西ウィッシュボーン崖に沿った横ずれ運動は、約1億500万年前にオズボーン・トラフでの拡大が鈍化した結果として始まった。[20]この減速に反応して、西ウィッシュボーン崖はヒクランギ高原の東縁に沿って広がり、同時に東ウィッシュボーン海嶺の東では拡大が衰えることなく続いた。一時期、南西ウィッシュボーン崖の下では短期間の斜め沈み込みがあったが、オズボーン・トラフの拡大が止まったのと同時期に、崖は地殻変動的に不活発になった。[13]
参照
参考文献
- ^ abcd モーティマーら 2019、図1
- ^ ab モーティマーら。 2006、p185
- ^ アイら 2008、p13
- ^ ラーソン他 2002、p15
- ^ ラーソン他 2002、p16
- ^ abワージントン、ティム・J.; ヘキニアン 、ロジャー; ストファーズ、ピーター (2006)。「オズボーン・トラフ：南太平洋における中期白亜紀の古拡大海嶺の構造、地球化学および意味」。地球惑星科学レター。245 (3–4): 685–701。doi :10.1016/ j.epsl.2006.03.018。ISSN 0012-821X 。
- ^ abcd Barrett et al. 2018、セクション:はじめに
- ^ ラーソン他 2002、p3
- ^ ab Vanderkluysen et al. 2014年
- ^ ab Davy, B. (2001). 「ヒクランギ高原の基盤構造と境界」2023年5月28日閲覧。
- ^ モーティマー他 2019、p11
- ^ モーティマー他 2006、p186
- ^ ab Barrett et al. 2018、1199-1216ページ
- ^ Beier, Christoph; Van der kluysen, Loÿc; Regelous, Marcel (2011). 「ルイビル海山列に沿った地球化学組成に対するリソスフェアの制御」地球化学、地球物理学、地球システム12 ( 9). doi : 10.1029/2011GC003690 .
- ^ Vanderkluysen et al. 2014、セクション:火山活動時のリソスフェアの厚さ
- ^ ラーソン他 2002、要約
- ^ モーティマー他 2019、p3
- ^ Barrett et al. 2018、セクション:テクトニック設定
- ^ モーティマーら。 2006、p185-188
- ^ バレットら 2018、結論
出典
- バレット、RS; デイビー、B.; スターン、T.; ゴール、 K. (2018)。「横ずれ西ウィッシュボーン海嶺とヒクランギ高原の東縁」。地球化学、地球物理学、地球システム。19 (4): 1199–1216。doi : 10.1002 /2017GC007372。
- Ai, HA; Stock, JM; Clayton, R.; Luyendyk, B. (2008). 「地震層序学から見た西太平洋マニヒキ高原高原地域の垂直テクトニクス」(PDF) . Marine Geophysical Researches . 29 (1): 13–26. Bibcode :2008MarGR..29...13A. doi : 10.1007/s11001-008-9042-0 . S2CID 19004694 . 2016年12月11日閲覧。
- Mortimer, N.; van den Bogaard, P.; Hoernle, K.; Timm, C.; Gans, PB; Werner, R.; Riefstahl, F. (2019). 「後期白亜紀の海洋プレートの再編成とジーランディアとゴンドワナの分裂」。ゴンドワナ研究。65 : 31–42。doi :10.1016/j.gr.2018.07.010。ISSN 1342-937X 。
- Vanderkluysen, L; Mahoney, JJ; Koppers, AA; Beier, C; Regelous, M; Gee, JS; Lonsdale, PF (2014). 「ルイビル海山列: マントル源の岩石生成プロセスと地球化学的進化」.地球化学、地球物理学、地球システム. 15 : 2380–400. doi : 10.1002/2014GC005288 .
- Larson, RL; Pockalny, RA; Viso, RF; Erba, E.; Abrams, LJ; Luyendyk, BP; Stock, JM; Clayton, RW (2002). 「南西太平洋盆地におけるトンガレバ三重会合点の中期白亜紀のテクトニック進化」(PDF) .地質学. 30 (1): 67–70. Bibcode :2002Geo....30...67L. doi :10.1130/0091-7613(2002)030<0067:MCTEOT>2.0.CO;2 . 2016年12月11日閲覧。
- Mortimer, N.; Hoernle, K.; Hauff, F.; Palin, JM; Dunlap, WJ; Werner, R.; Faure, K. (2006). 「ウィッシュボーン海嶺、南西太平洋白亜紀マイクロプレート、およびジーランディア - 西南極分裂の年代と進化に関する新たな制約」( PDF )。地質学。34 (3): 185–188。doi :10.1130/G22168.1。