地球のマントル

地球のマントルは、地殻と外核の間にある珪酸塩岩の層です。質量は 4.01 × 10 ²⁴  kg (8.84 × 10 ²⁴  lb) で、地球の質量の 67% を占めています。^[1]厚さは 2,900 km (1,800 mi) ^[1]で、地球の半径の約 46%、地球の体積の 84% を占めています。主に固体ですが、地質学的時間スケールでは粘性流体として振る舞い、キャラメルのような粘稠度を持つと言わ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って海洋地殻が形成され、沈み込み帯でのマントルの部分溶融によって大陸地殻が形成されます。^[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。最上部のマントルを構成する硬いリソスフェア（リソスフェアマントル）と、より延性のあるアセノスフェアは、リソスフェア-アセノスフェア境界によって分離されています。海洋地殻の下にあるリソスフェアの厚さは約100 km（62マイル）ですが、大陸地殻の下にあるリソスフェアの厚さは通常150～200 km（93～124マイル）です。^[5]リソスフェアとその上の地殻はテクトニックプレートを構成し、アセノスフェアの上を移動します。アセノスフェアの下では、マントルは再び比較的硬いです。

地球のマントルは地震速度の急激な変化によって定義される3つの主要な層に分かれています。^[6]

• 上部マントル（モホ面、地殻の底部から約7～35 km [4.3～21.7 mi] から始まり、下には410 km [250 mi] まで）^[7]
• 遷移帯（約410～660 km [250～410 mi]）では、ウォズリアイト（約410～520 km [250～320 mi]）とリングウッダイト（約525～660 km [326～410 mi]）が安定している。
• 下部マントル（およそ660～2,891 km [410～1,796 mi]）ではブリッジマナイト（≈660～2,685 km [410～1,668 mi]）とポストペロブスカイト（≈2,685～2,891 km [1,668～1,796 mi]）が安定している。

下部マントルの下部約 200 km は、異常な地震特性を持つ領域であるD" ( D ダブルプライム) 層を構成します。この領域には、大きな低剪断速度領域と超低速度領域も含まれています。

マントルの最上部は地震速度の急激な増加によって定義され、これは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ました。この境界は現在、モホロヴィチッチ不連続面または「モホ」と呼ばれています。^{[8] [9]}

上部マントルは主にペリドタイトで、オリビン、単斜輝石、斜方輝石、およびアルミニウム相のさまざまな割合の鉱物で構成されています。アルミニウム相は、最上部マントルでは斜長石、次にスピネル、そして約100 km（62マイル）より下ではガーネットです。 ^[10]上部マントルを通過するにつれて、輝石は徐々に安定性が低下し、マジョライトガーネットに変化します。^[11]

遷移帯の上部では、オリビンは等化学相転移を起こしてワズリアイトとリングウッダイトになる。名目上は無水のオリビンと異なり、これらの高圧オリビン多形は結晶構造内に水分を蓄える能力が大きい。このことから、遷移帯には多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。^{[12]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少し下で不安定になる。^[13]

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、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マイル）では、ブリッジマナイトがポストペロブスカイトに等化学的に変化します。^[14]

地球内部の地震画像により、最下層のマントルに、地震波速度の低い大陸サイズの異常領域が2つあることが明らかになった。これらの領域は周囲のマントルよりも密度が高く、組成も異なる可能性が高い。これらの異常領域は、月を形成した巨大衝突の後に残ったテイアマントル物質の埋もれた遺物である可能性がある。^[15]

マントルの化学組成は、ほとんどアクセスできないため、高い確実性をもって決定することは困難です。マントル岩石が露出するのはまれで、海洋リソスフェアの一部が大陸にオブダクションされたオフィオライトで発生します。マントル岩石は、玄武岩やキンバーライト内の捕獲岩としても採取されます。

マントルの組成に関する推定のほとんどは、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全体的に同じ組成であるかどうかについては議論があります。^{[18]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、加圧された水の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と呼ばれる珍しい形態の水が形成される可能性があると提案されています。^[19]

マントル内の温度は、地殻との上部境界の約 500 K (230 °C; 440 °F) から、核とマントルの境界の約 4,200 K (3,900 °C; 7,100 °F) までの範囲です。^[20]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、マントルの内部に向かって徐々に増加します。^[21]高温は表面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)) をはるかに超えますが、マントルはほぼ完全に固体です。^[22]マントルにかかる巨大な岩相圧力は、溶融が始まる温度 (固相線) が圧力とともに上昇するため、溶融を妨げます。

マントル内の圧力は、モホ面での数百メガパスカルから、 核マントル境界での139GPa（20,200,000psi  、 1,370,000 気圧）まで増加します。 ^[20]

地球の表面と外核の温度差と、高温高圧下の結晶質岩石が何百万年もかけてゆっくりと粘性変形を起こす能力により、マントルには対流による物質循環が存在します。 ^[8]高温の物質は上昇し（マントルプルーム）、低温（かつ重い）物質は下方に沈みます。物質の下向きの動きは、沈み込み帯と呼ばれる収束プレート境界で発生します。プルームの上にある地表の場所は、標高が高く（下にある高温で密度の低いプルームの浮力のため）、ホットスポット 火山活動を示すと予測されます。深部マントルプルームに起因することが多い火山活動は、代わりに地殻の受動的な伸張によってマグマが地表に漏れ出すことで説明されます。プレート仮説です。^[23]

地球のマントルの対流は、カオス的なプロセス（流体力学の意味で）であり、プレート運動の不可欠な部分である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動きにのみ適用される大陸移動と混同しないでください。下降するリソスフェアはマントルの対流の重要な構成要素であるため、リソスフェアとその下のマントルの動きは連動しています。観測される大陸移動は、海洋リソスフェアを沈下させる力と地球のマントル内の動きとの間の複雑な関係です。

深度が増すほど粘性が大きくなる傾向があるが、この関係は直線からは程遠く、特に上部マントルと核との境界で粘性が劇的に低下した層を示している。^[24]核とマントルの境界から約200 km (120 mi) 以内のマントルは、それよりわずかに浅い深さのマントルとは明らかに異なる地震特性を持つようである。この核のすぐ上の異常なマントル領域はD″ (「D ダブルプライム」) と呼ばれ、これは 50 年以上前に地球物理学者キース・ブレンによって導入された命名法である。^[25] D″は、沈み込んで核とマントルの境界に留まった沈み込みスラブの物質、またはポストペロブスカイトと呼ばれるペロブスカイトで発見された新しい鉱物多形から構成されている可能性がある。

浅い深さでの地震は断層運動の結果であるが、約 50 km (30 マイル) より下では高温高圧状態がそれ以上の地震活動を抑制するはずである。マントルは粘性があり脆性断層運動はできないと考えられている。しかし、沈み込み帯では 670 km (420 マイル) の深さまで地震が観測されている。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る。地表の冷たい物質が下に沈み込む場所では地温勾配が低下し、周囲のマントルの強度が増し、深さ 400 km (250 マイル) から 670 km (420 マイル) まで地震が発生する可能性がある。^[26]

マントルの底部の圧力は約136GPa（19,700,000psi、1,340,000気圧）である。^[27]圧力は深さが増すにつれて増加する。これは、マントルの下にある物質が、その上にある物質すべて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、マントルを構成する固体結晶を通る点、線、および/または面状の欠陥の移動によって永久塑性変形が調整され、長い時間スケールで流体のように変形すると考えられている。上部マントルの粘性は、10 ¹⁹と マントルの流動速度は深さや^{[24]温度、組成、応力状態、その他多くの要因によって異なり、} 10～²⁴ Pa·s程度である。そのため、マントルの最上部は非常にゆっくりとしか流れない。しかし、最上部マントルに大きな力が加わるとマントルは弱くなり、この効果がプレート境界の形成に重要な役割を果たすと考えられている^{[28] 。}

海洋地殻は大陸地殻に比べてかなり薄いため、マントルの探査は一般に陸上ではなく海底で行われます。

マントル探査の最初の試みはモホール計画として知られ、度重なる失敗と予算超過のため1966年に中止された。最も深く掘り下げられたのは約180メートル（590フィート）であった。2005年には海洋掘削船ジョイデス・レゾリューション号の海洋掘削孔が海底下1,416メートル（4,646フィート）に到達した。

さらに成功したのは、1968年から1983年まで実施された深海掘削プロジェクト（DSDP）である。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、海底拡大仮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・チャレンジャーが実施した。DSDPは、40年以上にわたって実施された3つの国際科学海洋掘削プログラムの最初のものであった。科学的な計画は、世界中の学術機関、政府機関、民間企業から250人の著名な科学者が諮問グループを構成した深海サンプル採取のための海洋学共同機関（JOIDES）の支援の下で実施された。海洋掘削プログラム（ODP）は1985年から2003年まで探査を継続し、その後統合海洋掘削プログラム（IODP）に置き換えられた。^[29]

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は、カーボベルデ諸島とカリブ海の中間にある、地殻に覆われずマントルが露出している大西洋の 海底地域への航海に乗り出した。露出した場所は海面下約3キロメートルにあり、面積は数千平方キロメートルに及ぶ。^{[30] [31]} 地球のマントルからサンプルを採取するという比較的困難な試みは、2007年後半に予定されている。 ^{[32]ちきゅう発見ミッションは、日本の探査船}「ちきゅう」を使って海底下7,000メートル（23,000フィート）までの掘削を試みた。これは、これまでの海洋掘削のほぼ3倍の深さである。

2005年に、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提案された。これは、小型で高密度の発熱プローブで構成され、地殻とマントルを溶かしながら下に向かって進み、その位置と進行状況を岩石で発生した音響信号によって追跡するというものである。^[33]このプローブは、直径約1メートルのタングステンの外球と、放射性熱源として機能する内部のコバルト60から構成される。このようなプローブは、6か月以内に海洋モホ面に到達し、数十年で海洋と大陸の リソスフェアの下で最低100キロメートル（62マイル）を超える深さに到達すると計算されている。^[34]

マントルの進化に関するコンピューターシミュレーションも探査に役立てることができます。2009年には、スーパーコンピューターのアプリケーションにより、45億年前にマントルが形成された時点からの鉱床、特に鉄の同位体の分布に関する新たな知見が得られました。^[35]

2023年、ジョイデス・レゾリューション号は、アトランティス山塊をわずか数百メートル掘削しただけで、上部マントルから岩石と思われるコアを回収した。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。サンプルが上部マントルをどの程度代表しているかについては議論があり、サンプルに対する海水の影響により、サンプルは深部下部地殻の例として位置付けられると主張する人もいる。しかし、サンプルはマグマに溶けたり再結晶したりすることはなかったため、マグマ捕獲岩よりもマントルの岩石に非常に近い類似物である。^[36]

• 地球の内部構造
• マントル（地質学） - 地球や他の天体のマントルのより広い説明
• 地震トモグラフィー– 地震波を使って地球の地下を画像化する技術

ウィキブック歴史地質学には、地球の構造に関するページがあります。

• 最大の掘削：日本が地球のマントルまで掘削する船を建造 – Scientific American (2005 年 9 月)
• モホールプロジェクトに関する情報