アセノスフィア

アセノスフェア（古代ギリシャ語のἀσθενός（アステノス）「強さのない」に由来）は、地球の上部マントルの機械的に弱く、延性のある領域である[1]。リソスフェアの下、地表から約80～200km（50～120マイル）の深さに位置し、最大700km（^{430マイル）}の深さまで広がっている。しかし、アセノスフェアの下限は明確に定義されていない。     

アセノスフェアはほぼ固体ですが、わずかな融解（岩石の0.1%未満）によって機械的強度が低下しています。アセノスフェアが上昇する場所では、より広範囲にわたる減圧融解が起こり、これが地球上で最も重要なマグマ源となっています。これは、中央海嶺玄武岩（MORB）や、沈み込み帯の上部や大陸リフト帯で噴出する一部のマグマの源です。

アセノスフェアは、プレートテクトニクス運動とアイソスタシー調整に関与する、リソスフェアのすぐ下にある上部マントルの一部です。主にカンラン石と輝石を含む岩石であるペリドタイトで構成されています。^{[ 2 ]}リソスフェアとアセノスフェアの境界は、慣習的に1,300 °C (2,370 °F)等温線とされています。地表に近い低温では、マントルは剛体的に振る舞います。地表より深い高温では、マントルは延性的に動きます。^{[ 3 ]}アセノスフェアは、マントル岩が融点に最も近づく場所であり、この層には少量の溶融物が存在する可能性があります。^{[ 4 ]}  

地震波は、その上にあるリソスフェアのマントルに比べて、アセノスフェアを比較的ゆっくりと通過します^{[ 5 ]} 。そのため、低速度帯（LVZ）と呼ばれていますが、厳密には両者は同じではありません^{[ 6 ] [ 7 ]。LVZ}の下限は180～220キロメートル（110～140マイル）の深さにあり^{[ 8 ]}、一方、アセノスフェアの底は700キロメートル（430マイル）の深さにあります^{[ 9 ]}。LVZはまた、高い地震減衰（アセノスフェアを通過する地震波はエネルギーを失う）と顕著な異方性（垂直方向に偏光したせん断波は水平方向に偏光したせん断波よりも速度が低い）を持っています。^{[ 10 ]} LVZの発見は地震学者にアセノスフェアの存在を知らせ、剛性の低下に伴って地震波の速度が低下することから、その物理的特性に関する情報を提供した。リソスフェアからアセノスフェアへの地震波速度の低下は、アセノスフェアに非常にわずかな割合の溶融物が存在することによって引き起こされる可能性があるが、アセノスフェアはS波を伝達するため、完全に溶融することはない。^{[ 4 ]}  

海洋マントルでは、リソスフェアからアセノスフェアへの移行部（LAB）は大陸マントルよりも浅く（ 古い海洋地域では約60km）、速度が急激かつ大きく低下する（5～10%）。^{[ 11 ]}中央海嶺では、LABは海底から数キロメートル以内まで上昇する。

アセノスフェアの上部は、地球の地殻を構成する巨大で硬く脆いリソスフェアプレートが移動する領域であると考えられています。アセノスフェアの温度と圧力条件により、岩石は延性を持ち、最終的には数千キロメートルにも及ぶ直線距離にわたって、年間数センチメートルの速度で変形します。このようにして、岩石は対流のように流れ、地球内部から熱を外に放射します。アセノスフェアの上部では、同じ変形速度で岩石は弾性的に振る舞い、脆いため破壊され、断層を引き起こします。硬いリソスフェアは、ゆっくりと流れるアセノスフェアの上に「浮いている」か移動すると考えられており、これによりアイソスタシー平衡^{[ 12 ]}が維持され、テクトニックプレートの移動が可能になります。^{[ 13 ] [ 14 ]}

アセノスフェアは、地表から約80 ～ 200 km (50 ～ 120 マイル)下の境界^{[ 15 ] [ 7 ]}から、約700 キロメートル (430マイル)下の境界^{[ 9 ]}まで広がっています。  

アセノスフェアの力学的特性は、岩石の部分溶融に広く起因すると考えられている。^{[ 4 ]}マントル岩石中に存在する微量の揮発性物質（水と二酸化炭素）によって安定化された少量の溶融物がアセノスフェアの大部分に存在している可能性が高い。^{[ 2 ]}しかし、溶融物の量は岩石の約0.1%以下であり、アセノスフェアの存在を完全に説明するには不十分であると思われる。これは岩石の粒界を完全に濡らすには十分な溶融物ではなく、粒界が完全に濡れていない場合、溶融物が岩石の力学的特性に及ぼす影響は重要ではないと考えられる。また、部分溶融だけでは、リソスフェアとアセノスフェアの境界が明確であることも説明が難しい。^{[ 10 ]}アセノスフェアはマントル鉱物中の水の溶解度が最小の領域であり、より多くの水が利用可能で、より多くの溶融物が形成される可能性がある。^{[ 22 ]}機械的弱化を引き起こすもう 1 つの可能性のあるメカニズムは、粒界すべりであり、これは、存在する微量の揮発性物質によって潤滑され、応力下で粒子が互いにわずかにすべるものです。^{[ 10 ]}海洋プレートの下の弱化は、非線形転位クリープ機構のおかげで、プレート自体の動きによって部分的に引き起こされます。^{[ 23 ]}

粘性が温度と歪み速度の両方に依存するマントル対流の数値モデルは、海洋アセノスフェアを確実に生成し、歪み速度の弱化が重要な寄与メカニズムであることを示唆し^{[ 24 ]}、太平洋プレートの下の特に弱いアセノスフェアを説明しています^{[ 23 ] 。}

地表に向かってゆっくりと移動するアセノスフェアの岩石の減圧融解は、地球上で最も重要なマグマの源です。そのほとんどは中央海嶺で噴出し、海洋地殻の特徴的な中央海嶺玄武岩（MORB）を形成します。 ^{[ 25 ] [ 26 ] [ 27 ]}また、沈み込み帯の上にあるアセノスフェアの減圧融解^{[ 28 ]}や大陸リフトの領域^{[ 29 ] [ 30 ]}でもマグマが生成されます。

上昇するアセノスフェアでの減圧融解は、おそらく深さ100 ～ 150 キロメートル (60 ～ 90マイル)で始まり、マントル岩石中の少量の揮発性物質 (約 100 ppmの水と 60 ppm の二酸化炭素) が岩石の約 0.1% を超える融解を助けます。深さ約70 キロメートル (40マイル)で乾燥融解条件に達し、融解が大幅に増加します。これにより残りの固体岩石が脱水され、化学的に枯渇したリソスフェアの起源であると考えられます。^{[ 2 ] [ 10 ]}   

• 地震学 § 歴史

• 「地球の内部熱エネルギーと内部構造」。地質学。地球環境科学科。カリフォルニア州サンディエゴ：サンディエゴ州立大学。2011年3月3日のオリジナルからアーカイブ。 2024年7月20日取得。