リソスフェアとアセノスフェアの境界

リソスフェア・アセノスフェア境界（地球物理学者からはLABと呼ばれる）は、地球の内部構造の層間の力学的な差異を表す。地球の内部構造は、化学的（地殻、マントル、核）および機械的に説明できる。リソスフェア・アセノスフェア境界は、地球のより冷たく硬いリソスフェアと、より温かく延性のあるアセノスフェアの間にある。境界の実際の深さは、環境によって変わることが知られているものの、まだ議論と研究の対象となっている。^[1]

LABは、リソスフェアとアセノスフェアの違いから決定されますが、これには粒径、化学組成、熱特性、部分溶融の程度の違いが含まれますが、これらに限定されるわけではありません。これらは、リソスフェアとアセノスフェアのレオロジーの違いに影響を与える要因です。 ^[2]

LAB は、機械的に強い岩石圏と弱い岩流圏を区別します。LAB の深さは、地表に加えられた荷重 (火山によるたわみなど) によって岩石圏が受けたたわみの量から推定できます。^[3]たわみは強度の 1 つの観察ですが、地震を使用して「強い」岩石と「弱い」岩石の境界を定義することもできます。地震は主に、温度が最大で約 650 °C の古くて冷たい岩石圏内で発生するように制限されています。^{[3]この基準は、岩石の年代に基づいて深部の温度を推定するのが比較的簡単な}海洋岩石圏で特に有効です。^[4]この定義を使用すると、LAB は最も浅くなります。 MBL がリソスフェアと同一視されることはめったにありません。これは、一部の地殻構造が活発な地域 (例: Basin and Range Province ) では MBL が地殻よりも薄く、LAB がモホロビチッチ不連続面より上に位置するためです。

LAB を熱境界層 (TBL) と定義する根拠は、温度ではなく、熱輸送の主なメカニズムです。リソスフェアは強いため対流細胞を支えることができませんが、その下の対流するマントルははるかに弱いです。この枠組みでは、LAB は 2 つの熱輸送レジーム [伝導と対流] を分離します。^[5]ただし、主にアセノスフェア内の対流によって熱を輸送する領域から伝導リソスフェアへの移行は、必ずしも急激ではなく、混合または時間的に変化する熱輸送の広い領域を包含します。熱境界層の上部は、熱が伝導によってのみ輸送される最大深度です。TBL の底部は、熱が対流によってのみ輸送される最も浅い深度です。TBL の内側の深度では、熱は伝導と対流の両方の組み合わせによって輸送されます。

LAB はレオロジー境界層 (RBL) です。地球の浅い深さでの低温は、リソスフェアの粘性と強度に影響します。リソスフェア内のより冷たい物質は流れに抵抗し、アセノスフェア内の「より温かい」物質は粘性の低下に寄与します。深さが増すにつれて温度が上昇することを地温勾配と呼び、レオロジー境界層内では緩やかです。実際には、RBL はマントル岩石の粘性が ~ 以下に低下する深さによって定義されます。^[5]${\displaystyle 10^{21}Pa\cdot s.}$

しかし、マントル物質は非ニュートン流体であり、その粘度は変形速度にも依存する。^[6]これは、LABが応力の変化の結果としてその位置を変える可能性があることを意味する。

LAB の別の定義は、深部におけるマントルの組成の違いに関係する。リソスフェアマントルは超塩基性で、水、カルシウム、アルミニウムなどの揮発性成分のほとんどを失っている。^[5]この枯渇に関する知識は、マントル捕獲岩の組成に基づいている。CBL の基底部の深さは、マントルから抽出されたオリビンのサンプル内のフォルステライトの量から決定できる。これは、原始マントルまたはアセノスフェアマントルが部分的に溶融すると、マグネシウムが豊富な組成が残り、マグネシウムの濃度が原始マントルの濃度と一致する深さが CBL の基底部となるためである。^[5]

地震LAB（地震観測で測定）は、低速度帯（LVZ）の上に地震的に速いリソスフェア（またはリソスフェアの蓋）が存在するという観測によって定義されます。[ ^5] 地震トモグラフィー研究は、LABが純粋に熱的なものではなく、部分溶融の影響を受けることを示唆しています。^[5] LVZの原因は、さまざまなメカニズムによって説明できます。^[5] LVZが部分溶融によって生成されたかどうかを判断する1つの方法は、マグネトテルリック（MT）法を使用して、深さの関数として地球の電気伝導率を測定することです。部分溶融は伝導率を高める傾向があり、その場合、LABは抵抗性リソスフェアと導電性アセノスフェアの境界として定義できます。^[5]

マントルの流れは鉱物（オリビンなど）の配列を引き起こし、地震波に観測可能な異方性を生み出すため、地震LABの別の定義は、異方性アセノスフェアと等方性（または異なる異方性パターン）リソスフェアの境界です。 ^[7]

地震性LVZは、ベノ・グーテンベルクによって初めて認識されました。彼の名前は、海洋リソスフェアの下の地震性LABの基部を指すために使用されることがあります。^[5]グーテンベルク不連続面は、多くの研究で予想されるLABの深さと一致しており、古い地殻の下ではより深くなることがわかっているため、不連続面がLABと密接に相互に関連しているという示唆を裏付けています。^{[8]変換された}地震位相からの証拠は、大陸地殻の下90〜110 kmで剪断波速度が急激に減少することを示しています。^[9]最近の地震学的研究では、 海盆の下50〜140 kmの深さの範囲で剪断波速度が5〜10％減少することを示し

海洋地殻の下では、LAB の深さは 50～140 km の範囲ですが、中央海嶺付近ではLAB が新しく形成される地殻の深さより深くなることはありません。^[10]地震学的証拠は、海洋プレートが年齢とともに厚くなることを示しています。これは、海洋リソスフェアの下の LAB もプレートの年齢とともに深くなることを示唆しています。海洋地震計のデータは、太平洋プレートとフィリピンプレートの下で年齢に依存する LAB が急激に増加していることを示しており、海洋リソスフェアの厚さが熱によって制御されている証拠として解釈されています。^{[11] [12]}

大陸リソスフェアには、クラトンと呼ばれる古代の安定した部分が含まれています。これらの地域ではLABの研究が特に難しく、大陸のこの古い部分のリソスフェアは最も厚く、クラトンの下では厚さに大きな変化が見られるという証拠があり、^[13]リソスフェアの厚さとLABの深さは年代に依存するという理論を裏付けています。これらの地域の下のLAB（シールドとプラットフォームで構成）は、深さ200〜250 kmと推定されています。^[14]顕生代大陸地殻の下では、LABの深さは約100 kmです。^[14]