リソスフェア

リソスフェア（古代ギリシャ語のλίθος ( líthos )  「岩石」とσφαίρα ( sphaíra )  「球」に由来）は、地球型惑星または天然衛星の硬い[ 1 ]最も^外側の岩石殻である。地球上では、地殻とリソスフェアマントルで構成される。リソスフェアマントルは、数千年以上のタイムスケールで弾性的に挙動する上部マントルの最上部部分である。地殻と上部マントルは、化学と鉱物学に基づいて区別されている。

地球の岩石圏は、硬くて硬い地球の外側の垂直層を構成し、地殻と、対流していないマントルの最上部である岩石圏マントル（またはマントル岩石圏）から構成されています。岩石圏の下には、対流可能な上部マントルのより弱く、より高温で、より深い部分であるアセノスフェアがあります。岩石圏とアセノスフェアの境界は、応力に対する反応の違いによって定義されます。岩石圏は、地質学的時間の非常に長い期間にわたって硬直したままで、弾性変形と脆性破壊により変形しますが、アセノスフェアは粘性変形し、塑性変形によりひずみを吸収します。^[要出典]

したがって、リソスフェアの厚さは、脆性挙動と粘性挙動の間の遷移に関連する等温線の深さであると考えられます。^[2]オリビンが延性になる温度（約1,000℃または1,830℉）は、この等温線を設定するためによく使用されます。これは、オリビンが一般に上部マントルで最も弱い鉱物であるためです。^[3]

リソスフェアは水平方向にテクトニックプレートに分割されており、他のプレートから付加された地殻を含むことが多い。^[要出典]

地球の強固な外層としてのリソスフェアの概念は、イギリスの数学者AEHラブが1911年のモノグラフ「地球力学のいくつかの問題」で説明し、アメリカの地質学者ジョセフ・バレルによってさらに発展させ、バレルはこの概念に関する一連の論文を書き、「リソスフェア」という用語を導入した。^{[4] [5] [6] [7]}この概念は、大陸地殻上の顕著な重力異常の存在に基づいており、バレルはそこから、流動する可能性のある弱い層（彼はアセノスフェアと呼んだ）の上に、強くて硬い上層（彼はリソスフェアと呼んだ）が存在するはずだと推論した。これらのアイデアは、1940年にカナダの地質学者レジナルド・アルドワース・デイリーによって、彼の独創的な著書「地球の強度と構造」で拡張された。^[8]これらは地質学者や地球物理学者に広く受け入れられている。弱いアセノスフェアの上に強いリソスフェアが乗っているという概念は、プレートテクトニクスの理論にとって不可欠です。^[要出典]

リソスフェアは海洋リソスフェアと大陸リソスフェアに分けられます。海洋リソスフェアは海洋地殻（平均密度は1立方センチメートルあたり約2.9グラム、1立方インチあたり0.10ポンド）と関連しており、海盆に存在します。大陸リソスフェアは大陸地殻（平均密度は1立方センチメートルあたり約2.7グラム、1立方インチあたり0.098ポンド）と関連しており、大陸と大陸棚の下にあります。^[9]

海洋リソスフェアは主に苦鉄質地殻と超苦鉄質マントル（ペリドタイト）で構成され、大陸リソスフェアよりも密度が高い。中央海嶺で見られる若い海洋リソスフェアは地殻よりも厚くないが、海洋リソスフェアは年月が経ち中央海嶺から離れるにつれて厚くなる。最も古い海洋リソスフェアの厚さは通常約140キロメートル（87マイル）である。^[3]この厚化は伝導冷却によって起こり、高温のアセノスフェアがリソスフェアマントルに変換され、海洋リソスフェアは年月とともにますます厚く密度が高くなる。実際、海洋リソスフェアはマントル内の対流^[10]の熱境界層である。海洋リソスフェアのマントル部分の厚さは、時間の平方根に比例して厚くなる熱境界層として近似できる。^[要出典] $${\displaystyle h\,\sim \,2\,{\sqrt {\kappa t}}}$$

ここで、は海洋マントルリソスフェアの厚さ、は ケイ酸塩岩石の熱拡散率（約1.0 × 10 ⁻⁶  m ² /sまたは6.5 × 10 ^{−4 sq ft/min）、はリソスフェアの特定部分の年齢です。年齢はL/Vに等しいことが多く、Lは}中央海嶺の拡大中心からの距離、Vはリソスフェアプレートの速度です。^[11]${\displaystyle h}$${\displaystyle \kappa}$${\displaystyle t}$

海洋リソスフェアは、数千万年の間はアセノスフェアよりも密度が低いが、その後はアセノスフェアよりも密度が高くなる。化学的に分化した海洋地殻はアセノスフェアよりも軽いが、マントルリソスフェアの熱収縮によりアセノスフェアよりも密度が高くなる。成熟した海洋リソスフェアの重力不安定性により、沈み込み帯では、海洋リソスフェアは必ず、その上にある海洋または大陸のリソスフェアの下に沈む。新しい海洋リソスフェアは中央海嶺で絶えず生成され、沈み込み帯でマントルにリサイクルされる。その結果、海洋リソスフェアは大陸リソスフェアよりもはるかに若く、最も古い海洋リソスフェアは約1億7千万年前のものであり、大陸リソスフェアの一部は数十億年前のものである。^{[12] [13]}

21世紀初頭の地球物理学的研究では、リソスフェアの大部分がマントルの深さ2,900キロメートル（1,800マイル）の核マントル境界付近まで沈み込んでいると仮定されているが、^[14]他の部分は上部マントルに「浮いている」。^{[15] [16]}さらに他の部分はマントルの400キロメートル（250マイル）まで突き出ているが、上部の大陸プレートに「付着」したままであり、^[13]これは、 1988年にジョーダンが再考した古い「テクトスフェア」の概念の範囲に似ている。^{[17]沈み込むリソスフェアは、深さ約600キロメートル（370マイル）まで硬直したままである（}ワダチ・ベニオフ帯に沿った深発地震によって実証されている）。^[18]

大陸岩石圏の厚さは、約 40 キロメートル (25 マイル) からおそらく 280 キロメートル (170 マイル) の範囲です。 ^{[3]典型的な大陸岩石圏の上部約 30 から 50 キロメートル (19 から 31 マイル) は地殻です。地殻は、}モホ不連続面で起こる化学組成の変化によって上部マントルと区別されます。大陸岩石圏の最も古い部分はクラトンの下にあり、そこのマントル岩石圏は通常のものよりも厚く密度が低くなっています。このようなマントル「クラトンの根」の比較的低い密度は、これらの領域を安定させるのに役立ちます。^{[12] [13]}

大陸岩石圏は比較的密度が低いため、沈み込み帯に到達したら、約100 km（62マイル）以上沈み込むことはできず、その後再び地表に現れる。その結果、大陸岩石圏は海洋岩石圏のように沈み込み帯でリサイクルされない。その代わり、大陸岩石圏は地球のほぼ永久的な特徴である。^{[19] [20]}

地球科学者は、キンバーライト、ランプロアイト、その他の火山パイプから採取されたマントル捕獲岩^[21]を調べることで、大陸下マントルの性質を直接研究することができます。これらの捕獲岩の歴史は、オスミウムとレニウムの同位体の分析を含む多くの方法で調査されてきました。このような研究により、プレートテクトニクスに伴うマントルの流れにもかかわらず、いくつかのクラトンの下のマントルリソスフェアは30億年以上にわたって存続していることが確認されています。^[22]

リソスフェアの上部は微生物の大きな生息地であり、その一部は地表から4.8km（3マイル）以上下で発見されています。^[23]

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• チェルニコフ、スタンレー、ホイットニー、ドナ (1990)。地質学。物理地質学入門(第 4 版)。ピアソン。ISBN 978-0-13-175124-8。

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