Loading article…
地球のマントルは、地殻と外核の間にあるケイ酸塩岩の層です。質量は4.01 × 10 24 kg (8.84 × 10 24 lb)で、地球の質量の 86% を占めています。[ 1 ]厚さは2,900 キロメートル (1,800マイル) [ 1 ]で、地球の半径の約 46%、体積の 84% を占めています。マントルは主に固体ですが、地質学的時間スケールでは粘性のある流体のように振る舞い、キャラメルのような粘稠度を持つと表現されることもあります。[ 2 ] [ 3 ]中央海嶺でのマントルの部分溶融により海洋地殻が生成され、沈み込み帯でのマントルの部分溶融により大陸地殻が生成されます。[ 4 ]
地球の上部マントルは、2つの主要なレオロジー層に分かれています。剛性の高いリソスフェアマントル（最上部のマントル）と、より延性のあるアセノスフェアで、これらはリソスフェア・アセノスフェア境界によって隔てられています。リソスフェア（つまり、リソスフェアマントルとその上にある地殻）は、アセノスフェアの上を移動するテクトニックプレートを構成しています。アセノスフェアの下では、マントルは再び比較的剛性があります。海洋地殻リソスフェアの厚さは約100 km（62 mi）ですが、大陸地殻リソスフェアの厚さは一般的に150～200 km（93～124 mi）です。[ 5 ]
地球のマントルは、地震波速度の急激な変化によって定義される3つの主要な層に分けられます。[ 6 ]
下部マントルの下部約200kmはD''領域（Dダブルプライム）を構成し、異常な地震特性を持つ領域である。この領域には、大きな低せん断速度領域と超低速度帯も存在する。
マントルの最上部は、 1909年にアンドリヤ・モホロヴィチッチによって初めて指摘された地震波速度の急激な増加によって定義されます。この境界は現在、モホロヴィチッチ不連続面または「モホ面」と呼ばれています。[ 8 ] [ 9 ]
上部マントルは主にかんらん岩で構成されており、かんらん石、単斜輝石、斜方輝石、およびアルミナ相が様々な割合で混ざり合っている。アルミナ相は最上部マントルでは斜長石、その下はスピネル、そして約100 km (62 mi)より下ではガーネットである。[ 10 ]上部マントルを徐々に下っていくと、輝石は不安定になり、マジョライトガーネットに変化する。[ 11 ]
遷移帯の上部では、カンラン石は等化学相転移を起こしてワズレイアイトとリングウッダイトになる。名目上無水のカンラン石とは異なり、これらの高圧カンラン石多形は結晶構造内に水を大量に貯蔵する能力がある。このこと[ 12 ]やその他の証拠[ 13 ]から、遷移帯には大量の水が存在する可能性があるという仮説が立てられている。遷移帯の底部では、リングウッダイトはブリッジマナイト（以前はマグネシウムケイ酸塩ペロブスカイトと呼ばれていた）とフェロペリクレースに分解する。ガーネットも遷移帯の底部またはそのすぐ下で不安定になる。[ 14 ]
下部マントルは主にブリッジマナイトとフェロペリクレースで構成され、少量のカルシウムペロブスカイト、カルシウムフェライト構造酸化物、およびスティショバイトが含まれています。マントルの最下部約200 km (120 mi)では、ブリッジマナイトは等化学的にポストペロブスカイトに変化します。 [ 15 ]
地球内部の地震探査画像から、最下部マントルに地震波速度の低い大陸サイズの異常が2つ発見された。これらの領域は周囲のマントルよりも密度が高く、組成も異なっていると考えられる。これらの異常は、巨大衝突仮説で提唱されている月形成イベント後に残ったテイアのマントル物質の埋没した残骸を表している可能性がある。[ 16 ]
マントルは大部分がアクセス不可能なため、その化学組成を高い確度で決定することは困難です。マントル岩石がアクセス可能になるのは稀な場合のみです。例えば、海洋リソスフェアの一部が大陸に衝上したオフィオライトでは、マントル岩石がまれに露出します。また、玄武岩やキンバーライトの形成過程でマントル岩石の破片が埋め込まれ、ゼノリスとして採取される場合もあります。
マントルの組成に関する推定値のほとんどは、最上部マントルのみを採取した岩石に基づいています。マントルの残りの部分、特に下部マントルが同じ全体組成を持っているかどうかについては議論があります。[ 19 ]マントルの組成は、海洋地殻と大陸地殻を形成するために固化したマグマの抽出により、地球の歴史を通じて変化してきました。
2018年の研究では、加圧された水泡を含むダイヤモンドが上昇し、氷VIIの形成に必要な条件まで水を冷却すると、マントル内の超臨界水から氷VIIと呼ばれる特殊な形態の水が形成される可能性があると提案されている。[ 20 ]
マントルの温度は、地殻との上部境界で約 500ケルビン(K) (230 °C; 440 °F) から、核とマントルの境界で約 4,200 K (3,900 °C; 7,100 °F) まで変化します。[ 21 ]マントルの温度は、マントルの上部と下部の熱境界層で急速に上昇し、マントル内部では徐々に上昇します。 [ 22 ]高温は、地表のマントル岩石の融点(代表的なペリドタイトで約 1,500 K (1,200 °C; 2,200 °F)) をはるかに超えていますが、マントルはほぼ完全に固体です。 [ 23 ]マントルにかかる巨大な静水圧により溶融が防止されます。溶融が始まる温度 (固相線) は圧力とともに上昇するためです。
マントル内の圧力は、モホ面では数百メガパスカル（MPa）から、核とマントルの境界では139 GPa （20,200,000 psi 、1,370,000 atm ）まで増加する。 [ 21 ]
地球の表面と外核の温度差と、高圧高温の結晶質岩石が数百万年かけてゆっくりと粘性変形を起こす能力のため、マントルでは対流による物質循環が起こっている。 [ 8 ]高温の物質は上昇し（マントルプルーム）、低温（かつ重い）物質は沈降する。物質の下降運動は、沈み込み帯と呼ばれる収束型プレート境界で起こる。プルームの上にある地表の場所は、（下にある高温で密度の低いプルームの浮力のため）標高が高く、ホットスポット火山活動を示すと予測されている。深部マントルプルームに起因するとされる火山活動は、マグマが地表に漏れ出すことを可能にする地殻の受動的な伸張によって説明される場合もある。これがプレート仮説である。[ 24 ]
地球のマントルの対流は（流体力学的な意味で）混沌とした過程であり、プレート運動の不可欠な要素と考えられています。プレート運動は、大陸の地殻構成要素の移動のみを指す大陸移動とは混同すべきではありません。リソスフェアと下層のマントルの動きは連動しており、リソスフェアの沈降はマントル対流の重要な要素となっています。観測されている大陸移動は、海洋リソスフェアの沈降を引き起こす力と地球のマントル内部の動きとの複雑な関係によって生じます。
深度が深くなるほど粘性が高くなる傾向があるものの、この関係は線形とは程遠く、特に上部マントルや核との境界では粘性が劇的に低下する層が見られる。[ 25 ]核とマントルの境界から約200 km (120 mi)上にあるマントルは、それよりやや浅い深度のマントルとは明らかに異なる地震特性を持っているようで、核のすぐ上にあるこの特異なマントル領域は、地球物理学者のキース・ブレンが50年以上前に導入した命名法であるD ″ ("Dダブルプライム")と呼ばれている。[ 26 ] D ″は、沈み込んで核とマントルの境界で静止した沈み込みスラブの物質、またはペロブスカイトで発見されたポストペロブスカイトと呼ばれる新しい鉱物多形から構成されている可能性がある。
浅い深度での地震は断層運動の結果ですが、約50 km (30 mi)より下では、高温高圧の状態により、それ以上の地震活動は抑制されるはずです。マントルは粘性があり、脆性断層運動は起こらないと考えられています。しかし、沈み込み帯では、670 km (420 mi)まで地震が観測されています。この現象を説明するために、脱水、熱暴走、相変化など、いくつかのメカニズムが提案されています。地表からの冷たい物質が沈み込むと地温勾配が低下し、周囲のマントルの強度が増し、400 km (250 mi)から670 km (420 mi)の深さまで地震が発生することがあります。[ 27 ]
マントル底部の圧力は約136 GPa (19,700,000 psi; 1,340,000 atm)である。[ 28 ]圧力は深さが増すにつれて増加する。これは、その下の物質が上のすべての物質の重量を支えなければならないためである。しかし、マントル全体は長い時間スケールでは流体のように変形すると考えられており、永久塑性変形は、マントルを構成する固体結晶を通る点、線、および/または平面欠陥の移動によって吸収される。上部マントルの粘性の推定値は、 10 19と 深さ、温度、組成、応力状態、その他多くの要因によって、 10 24パスカル秒(Pa·s) になります。 [ 25 ]したがって、上部マントルは非常にゆっくりとしか流動できません。しかし、最上部マントルに大きな力が加わると弱くなり、この効果はプレート境界の形成を可能にする上で重要であると考えられています。[ 29 ]
マントルの探査は、一般的に陸上ではなく海底で行われる。これは、海洋地殻が大陸地殻に比べてはるかに薄いためである。
マントル探査の最初の試みである「モホール計画」は、度重なる失敗とコスト超過のため、1966年に中止された。最深掘削深度は約180メートル（590フィート）であった。2005年には、海洋掘削船JOIDES Resolution号によって、海底から1,416メートル（4,646フィート）の深さまで海洋掘削孔が到達した。
1968年から1983年にかけて実施された深海掘削計画（DSDP）は、より成功を収めた。カリフォルニア大学サンディエゴ校のスクリップス海洋研究所が調整したDSDPは、海底拡大説を裏付ける重要なデータを提供し、プレートテクトニクス理論の証明に貢献した。掘削作業はグロマー・チャレンジャー号が行った。DSDPは、40年以上にわたって実施された3つの国際的な科学海洋掘削計画の最初のものであった。科学計画は、深海地球サンプリングのための合同海洋学機関（JOIDES）の後援の下で実施され、その諮問グループは、世界中の学術機関、政府機関、民間企業から集まった250人の著名な科学者で構成されていた。海洋掘削計画（ODP）は1985年から2003年まで探査を続け、その後、統合国際深海掘削計画（IODP）に置き換えられた。[ 30 ]
2007年3月5日、 RRSジェームズ・クック号に乗船した科学者チームが、カーボベルデ諸島とカリブ海の中間にある、マントル岩が露出している大西洋中央海嶺の海域への航海に出発した。[ 31 ]この海域は海面下約3キロメートルに位置し、数千平方キロメートルに及ぶ。[ 32 ] [ 33 ]また2007年には、日本の掘削船「ちきゅう」が、海底下7,000メートル（23,000フィート）までの掘削を試みた。これは、それまでの海洋掘削のほぼ3倍の深さである。[ 34 ]
地球の最上部数百キロメートルを探査する新しい方法が2005年に提案された。これは、小型で高密度の発熱プローブが地殻とマントルを溶融しながら下降し、その位置と進行状況は岩石で発生する音響信号によって追跡されるというものである。[ 35 ]プローブは、直径約1メートルのタングステン製の外球と、放射性熱源として機能するコバルト60の内部で構成されている。このようなプローブは6か月以内に海洋のモホ面に到達し、数十年以内に海洋および大陸のリソスフェアの下で100 km（62マイル）をはるかに超える最小深度に達すると計算されている。[ 36 ]
マントルの進化のコンピュータシミュレーションによって探査が促進されることもある。2009年には、スーパーコンピュータアプリケーションによって、45億年前にマントルが形成された時の鉱床、特に鉄の同位体の分布に関する新たな知見が得られた。[ 37 ]
2023年、JOIDES Resolutionはアトランティス山塊に数百メートル掘削しただけで、上部マントル由来と思われる岩石のコアを回収した。掘削孔は最大深度1,268メートルに達し、主にペリドタイトからなる886メートルの岩石サンプルを回収した。サンプルがどの程度上部マントルを代表しているかについては議論があり、海水の影響により、サンプルは深部下部地殻の例であると主張する人もいる。しかし、サンプルはマグマに溶融したり再結晶化したりしていないため、マグマ捕獲岩よりもマントル岩石にずっと近い類似物である。 [ 38 ]
{{cite news}}: CS1 maint: url-status (リンク)科学者チームが来週、大西洋の海底にある「開いた傷」を調査するために航海に出発する。そこでは、地殻に覆われていない地球の深部内部が露出している。
この発見は、地球の表面にできた開いた傷口のようだ。地殻はそもそも存在しなかったのだろうか？かつて存在したが、巨大な地質断層によって引き裂かれたのだろうか？
これまで以上に地球の表面深くを掘り進むという、日本主導の野心的なプロジェクトは、東京が恐れる「大地震」を含む地震の検出において画期的なものとなるだろうと、当局者は木曜日に述べた。