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地球力学は地球物理学の分野の一つで、地球の力学を扱う。物理学、化学、数学を応用して、マントル対流がプレートテクトニクスや、海底拡大、造山運動、火山、地震、断層運動などの地質学的現象にどのようにつながるかを理解しようとする。また、磁場、重力、地震波、岩石の鉱物学や同位体組成を測定することで、地球内部の活動を探ろうとする。地球力学の手法は、他の惑星の探査にも応用されている。[1]
概要
地球力学は、一般的に、地球全体で物質を移動するプロセスに関係しています。地球内部では、岩石が応力場に応じて溶融または変形して流動するときに動きが発生します。[2] この変形は、応力の大きさと物質の物理的特性、特に応力緩和時間スケールに応じて、脆性、弾性、または塑性になります。岩石は構造的にも組成的にも不均質であり、可変の応力を受けるため、空間的および時間的に近接した場所で異なるタイプの変形が見られるのは一般的です。[3]地質学的な時間スケールと長さを扱う場合、連続媒体近似と平衡応力場を使用して、平均応力に対する平均応答を考慮すると便利です。[4]
地球力学の専門家は、地球の岩石圏、マントル、核の進化を研究するために、測地 GPS、InSAR、地震学のデータと数値モデルをよく使用します。
地球力学学者が行う仕事には次のようなものがあります。
- 地質材料の脆性および延性変形のモデル化
- 大陸の集積と大陸および超大陸の分裂のパターンを予測する
- 氷床と後氷河期の回復による表面の変形と緩和を観察し、マントルの粘性に関する関連する推測を行う
- プレートテクトニクスの背後にある駆動メカニズムを発見し、理解する。
岩石の変形
岩石やその他の地質学的物質は、物質の特性と応力場の大きさに応じて、弾性、塑性、脆性の 3 つの異なるモードに従って歪みを受ける。応力は、岩石の各部分に作用する単位面積あたりの平均力として定義される。圧力は、固体の体積を変える応力の一部であり、せん断応力は形状を変える。せん断がない場合、流体は静水圧平衡にある。長期間にわたって、岩石は圧力下で容易に変形するため、地球はほぼ静水圧平衡にある。岩石への圧力は、上にある岩石の重量のみに依存し、これは重力と岩石の密度に依存する。月のような天体では、密度はほぼ一定であるため、圧力プロファイルは簡単に計算できる。地球では、深さによる岩石の圧縮は大きく、均一な組成であっても岩石の密度の変化を計算するには状態方程式が必要である。[5]
弾性
弾性変形は常に可逆的であり、弾性変形に関連する応力場が除去されると、材料は以前の状態に戻ります。材料は、考慮されている軸に沿った材料成分（原子や結晶など）の相対的な配置が変化しない場合にのみ弾性的に動作します。これは、応力の大きさが材料の降伏強度を超えることはできず、応力の時間スケールが材料の緩和時間に近づくことができないことを意味します。応力が材料の降伏強度を超えると、結合が破壊（および再形成）され、延性変形または脆性変形につながる可能性があります。[6]
延性がある
延性変形または塑性変形は、システムの温度が十分に高くなり、材料のミクロ状態（図1）の大部分が解放されたときに発生します。これは、化学結合の大部分が破壊され、再形成される過程にあることを意味します。延性変形中、この原子再配置プロセスにより、応力と歪みが蓄積するよりも速く平衡に向かって再分配されます。[6]例としては、火山島や堆積盆地の下のリソスフェアの曲がりや、海溝での曲がりなどがあります。[5]延性変形は、化学結合の破壊と再形成に依存する拡散や移流などの輸送プロセスにより、歪みが蓄積するのとほぼ同じ速さで歪みが再分配される場合に発生します。
脆い
ひずみがこれらの緩和プロセスによって再分配されるよりも速く局所化すると、脆性変形が発生します。脆性変形のメカニズムには、特に高ひずみ領域でのひずみによって生成された欠陥の蓄積または伝播と、これらの転位および亀裂に沿ったひずみの局所化との間の正のフィードバックが含まれます。言い換えれば、どんなに小さな亀裂でも、その先端にひずみを集中させる傾向があり、亀裂が広がる原因となります。[6]
一般に、変形のモードは、応力の量だけでなく、ひずみの分布やひずみに関連する特徴によっても制御されます。最終的にどの変形モードが発生するかは、破壊伝播などのひずみを局所化する傾向のあるプロセスと、アニーリングなどのひずみを非局所化する傾向のある緩和プロセスとの間の競合の結果です。
変形構造
構造地質学者は、岩石の観察、特に変形のモードと形状を使用して変形の結果を研究し、時間の経過とともに岩石に影響を与えた応力場を再構築します。構造地質学は、地球の動きに関する最も直接的なデータ ソースを提供するため、地球力学を補完する重要な学問です。変形のモードが異なると、岩石の脆性破壊や延性褶曲など、異なる地質構造が生じます。
熱力学
降伏強度や粘性など、ひずみの速度とモードを制御する岩石の物理的特性は、岩石の熱力学的状態と組成に依存します。この場合、最も重要な熱力学的変数は温度と圧力です。これらは両方とも深さとともに増加するため、第一近似では、変形モードは深さの観点から理解できます。上部リソスフェア内では、低圧下では岩石の脆性強度が比較的低く、同時に低温によって延性流動の可能性が低下するため、脆性変形が一般的です。脆性-延性遷移帯の後、延性変形が優勢になります。[2]弾性変形は、応力の時間スケールが材料の緩和時間よりも短い場合に発生します。地震波は、このタイプの変形の一般的な例です。岩石を溶かすのに十分な高温では、延性せん断強度はゼロに近づきます。そのため、せん断モード弾性変形 (S 波) は溶融物を通して伝播しません。[7]
力
地球の応力の主な原動力は、放射性同位元素の崩壊、摩擦、残留熱による熱エネルギーです。[8] [9]地表での冷却と地球内部での熱生成により、高温の核から比較的低温の岩石圏にかけて準安定な温度勾配が形成されます。[10]この熱エネルギーは熱膨張によって機械的エネルギーに変換されます。より深くより高温の岩石は、上部の岩石に比べて熱膨張が高く、密度が低いことがよくあります。逆に、表面で冷却された岩石は、その下の岩石よりも浮力が低くなることがあります。最終的には、レイリー・テイラー不安定性（図2）、つまり浮力コントラストの異なる側の岩石の相互浸透につながる可能性があります。[2] [11]
海洋プレートの負の熱浮力が沈み込みとプレートテクトニクスの主な原因である一方、[12]正の熱浮力はマントルプルームにつながり、プレート内火山活動を説明する可能性があります。[13]地球全体の浮力対流における熱生成と熱損失の相対的な重要性は不明のままであり、浮力対流の詳細を理解することは地球力学の重要な焦点です。[2]
方法
地球力学は、地球の力学に関する幅広い見解を、さまざまな種類の地質学的研究からの観察結果と組み合わせる広範な分野です。地球の表面近くのデータには、野外観察、測地学、放射年代測定、岩石学、鉱物学、ボーリング孔の掘削、リモートセンシング技術が含まれます。ただし、深さが数キロメートルを超えると、これらの種類の観察のほとんどは非現実的になります。マントルとコアの地球力学を研究する地質学者は、リモートセンシング、特に地震学に全面的に頼らなければならず、高圧高温実験で地球に見られる条件を実験的に再現する必要があります。(アダムス・ウィリアムソン方程式も参照)。
数値モデリング
地質学的システムは複雑であるため、これらのソースからのデータを使用して地球力学に関する理論的予測をテストするためにコンピューター モデリングが使用されます。
地球力学数値モデリングには主に2つの方法がある。[14]
- 特定の観察を再現するためのモデリング: このアプローチは、特定のシステムの特定の状態の原因を解明することを目的としています。
- 基本的な流体力学を生成するためのモデリング: このアプローチは、特定のシステムが一般的にどのように機能するかを解明することを目的としています。
基本的な流体力学モデリングは、さらに、与えられた浮力分布によるシステム内の瞬間的な流れを再現することを目的とする瞬間研究と、与えられた初期条件の時間の経過に伴う可能性のある変化または与えられたシステムの統計的（準）定常状態を再現することを目的とする時間依存研究に細分できます。
参照
- 地球力学計算基盤 - 地球科学を推進する組織
- シテロダイナミクス
参考文献
- ^ イスマイル・ザデー＆タックリー 2010
- ^ abcd Turcotte, DL および G. Schubert (2014)。「地球ダイナミクス」
- ^ Winters, JD (2001). 「土着岩石と変成岩の岩石学入門」
- ^ ニューマン、WI (2012)。地球科学における連続体力学。ケンブリッジ大学出版局。ISBN 9780521562898。
- ^ ターコット＆シューベルト 2002
- ^ abc 唐戸俊一郎 (2008). 「地球物質の変形：固体地球のレオロジー入門」
- ^ Faul, UH、JDF Gerald、I. Jackson (2004)。「溶融オリビンにおけるせん断波の減衰と分散」
- ^ Hager, BH および RW Clayton (1989)。「地震観測、流動モデル、およびジオイドを使用したマントル対流の構造に対する制約。」天体物理学および地球物理学の流体力学 4。
- ^ Stein, C. (1995). 「地球の熱の流れ」
- ^ Dziewonski, AM および DL Anderson (1981)。「予備的参照地球モデル」地球および惑星内部の物理学 25(4): 297-356。
- ^ Ribe, NM (1998). 「混和性粘性流体のレイリー・テイラー不安定性における噴出と平面形状選択」流体力学ジャーナル 377: 27-45。
- ^ Conrad, CP および C. Lithgow-Bertelloni (2004)。「プレート駆動力の時間的変化: 新生代における「スラブ吸引」と「スラブ引張」の重要性」Journal of Geophysical Research 109(B10): 2156-2202。
- ^ Bourdon, B., NM Ribe, A. Stracke, AE Saal and SP Turner (2006). 「ウラン系列地球化学からマントルプルームのダイナミクスを解明」 Nature 444(7): 713-716.
- ^ Tackley, Paul J.; Xie, Shunxing; Nakagawa, Takashi; Hernlund, John W. (2005)、「マントル対流の数値的および実験的研究：哲学、成果、および熱化学的構造と進化」、地球深部マントル：構造、構成、および進化、vol. 160、アメリカ地球物理学連合、pp. 83–99、Bibcode：2005GMS...160...83T、doi：10.1029/160gm07、ISBN 9780875904252
- 文献
- Ismail-Zadeh, Alik; Tackley, Paul J. (2010).地球力学の計算方法.ケンブリッジ大学出版局. ISBN 9780521867672。
- ジョリヴェ、ローラン。ナタフ、アンリ＝クロード。オーブアン、ジャン (1998)。地球力学。テイラー＆フランシス。ISBN 9789058092205。
- Turcotte, D.; Schubert, G. (2002). Geodynamics (第2版). ニューヨーク: Cambridge University Press . ISBN 978-0-521-66186-7。
外部リンク
- カナダ地質調査所 - 地球力学プログラム
- 地球力学ホームページ - JPL/NASA
- NASA 惑星地球力学
- ロスアラモス国立研究所 - 地球力学と国家安全保障
- 地球力学のための計算インフラストラクチャ 2014-05-17 にWayback Machineでアーカイブ
