上部マントル

地球の上部マントルは、地球内部にある非常に厚い岩石の層で、地殻の真下（海洋下では約 10 km（6.2 マイル）、大陸下では約 35 km（22 マイル）下）から始まり、下部マントルの上部670 km（420 マイル）で終わります。温度は、地殻との上部境界の約 500 K（227 °C、440 °F）から、下部マントルとの境界の約 1,200 K（930 °C、1,700 °F）までの範囲です。表面に出てきた上部マントルの物質は、深さに応じて、約 55% のカンラン石、35% の輝石、および 5 ～ 10% の斜長石、スピネル、ガーネットなどの酸化カルシウムと酸化アルミニウムの鉱物で構成されています。

地球全体の密度プロファイルは地震波の速度によって決まります。密度は各層で徐々に増加しますが、これは主に深度が増すにつれて岩石が圧縮されるためです。物質の組成が変化するところでは密度が急激に変化します。^[1]

上部マントルは地殻のすぐ下から始まり、下部マントルの上部で終わります。上部マントルはプレートの動きを引き起こします。

地殻とマントルは組成によって区別され、リソスフェアとアセノスフェアは機械的性質の変化によって定義されます。^[2]

マントルの最上部は地震波の速度が急激に増加することで定義され、これはアンドリヤ・モホロヴィチッチが1909年に初めて指摘したものであり、この境界は現在モホロヴィチッチ不連続面または「モホ」と呼ばれている。^[3]

モホ面は地殻の底部を定義し、地表から10km（6.2マイル）から70km（43マイル）まで変化します。海洋地殻は大陸地殻よりも薄く、通常は10km（6.2マイル）未満の厚さです。大陸地殻の厚さは約35km（22マイル）ですが、チベット高原の下にある大きな地殻の根は約70km（43マイル）の厚さがあります。^[4]

上部マントルの厚さは約640 km（400 mi）です。マントル全体の厚さは約2,900 km（1,800 mi）であり、上部マントルはマントル全体の厚さの約20%にすぎません。^[4]

上部マントルと下部マントルの境界は、670 km (420 mi) の不連続面である。^[2] 浅い深さでの地震は横ずれ断層によって発生するが、深さ約 50 km (31 mi) より下では、高温高圧状態によりそれ以上の地震活動が抑制される。マントルは粘性があり、断層運動ができない。しかし、沈み込み帯では、深さ 670 km (420 mi) まで地震が観測される。^[1]

レーマン不連続面は、深さ220km（140マイル）でのP波とS波の速度の急激な増加です^[5]（これは、右の図に示されている地球の内核と外核の間の「レーマン不連続面」とは異なることに注意してください。）

遷移層は上部マントルと下部マントルの間にあり、深さは 410 km (250 マイル) から 670 km (420 マイル) の間です。

これは、深度が増すにつれて圧力が上昇し、オリビンの粒子が再配置されてより密度の高い結晶構造を形成する結果として発生すると考えられています。^[6] 深さ670 km（420 mi）より下では、圧力の変化により、リングウッダイト鉱物は2つの新しい密度の高い相、ブリッジマナイトとペリクレースに変化します。これは、境界で変換、反射、または屈折する地震の実体波を使用して確認でき、相変化は温度と密度に依存し、したがって深度に依存するため、鉱物物理学から予測されます。^[6]

すべての地震データにおいて、410 km (250 mi) に単一のピークが見られますが、これは α- から β- Mg ₂ SiO ₄ (オリビンからワズリアイト) への単一の遷移によって予測されます。クラペイロン斜面から見ると、この不連続は沈み込むスラブなどの寒冷地域では浅く、マントルプルームなどの温暖地域では深くなることが予想されます。^[6]

これは最も複雑な不連続面であり、上部マントルと下部マントルの境界を示す。PP前駆物質（不連続面から1回反射する波）では特定の領域でのみ現れるが、SS前駆物質では常に現れる。^[6] PからSへの変換の受信関数では、広範囲の深さ（640～720 km、または397～447マイル）にわたって1回または2回の反射として見られる。クラペイロン勾配は、寒冷地域では不連続面が深くなり、高温地域では不連続面が浅くなると予測している。^{[6]この不連続面は、一般的に}リングウッダイトからブリッジマナイトおよびペリクレースへの遷移に関連している。^[7]これは熱力学的には吸熱反応であり、粘度の急上昇を引き起こす。両方の特性により、この相転移は地球力学モデルで重要な役割を果たしている。^[8]

520 km (320 mi) の深度では、パイロライトマントル内のオリビン (β から γ) とガーネットの相転移が起こると予測されています。 ^[9]この相転移は、地震データでは散発的にしか観測されていません。^[10]

さまざまな深さで、他の非全体的相転移が起こる可能性が示唆されている。^{[6] [11]}

温度は、地殻との上部境界で約500 K（227 °C; 440 °F）から、核とマントルの境界で約4,200 K（3,930 °C; 7,100 °F）までの範囲です。^[12] 上部マントルの最高温度は1,200 K（930 °C; 1,700 °F）です。^[13]この高温は表面のマントル岩石の融点を 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。 ^[14]

マントルにかかる巨大な岩石圧力は、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。 ^[15] 深さが増すにつれて圧力が増加するのは、下にある物質がその上にあるすべての物質の重量を支えなければならないためです。マントル全体は、長期的には流体のように変形し、永久塑性変形を起こすと考えられています。

マントル上部の最高圧力は24.0GPa（237,000気圧）^[13]で、マントル底部の最高圧力は136GPa（1,340,000気圧）[12]である。^{[16 ]}

上部マントルの粘性は、深さ、 ^[17]温度、組成、応力状態、その他多くの要因に応じて、10 ¹⁹～ 10 ²⁴ Pa·sの範囲にあると推定されています。上部マントルは非常にゆっくりとしか流れません。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 の形成に重要であると考えられています。

深度が深くなるほど粘性は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は粘性が劇的に低下する層を示している。^[17]

地球の表面と外核の間の温度差と、高温高圧下で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により、マントル内には対流による物質循環が存在します。 ^[3]

高温の物質は上昇し、低温の（重い）物質は下方に沈みます。物質の下降運動は、沈み込み帯と呼ばれるプレートの収束境界で発生します。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が発生すると予測されます。

地震データだけではマントルの組成を決定するのに十分ではない。地表に露出している岩石の観察やその他の証拠から、上部マントルは苦鉄質鉱物のオリビンと輝石であり、密度は約3.33 g/cm ³ (0.120 lb/cu in)であることが明らかになった^[1]。

表面に上がってきた上部マントル物質は、約55%のオリビンと35%の輝石、および5～10%の酸化カルシウムと酸化アルミニウムで構成されています。^[1] 上部マントルは主にペリドタイトで、主にオリビン、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。 ^[1]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キロメートル（62マイル）より下ではガーネットです。^[1]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。

カンラン石と輝石の実験では、これらの鉱物は深度が増すにつれて圧力が増すにつれて構造が変化することが示されており、これが密度曲線が完全に滑らかではない理由を説明しています。より密度の高い鉱物構造への変換が起こると、地震速度が急激に上昇し、不連続性が生じます。^[1]

遷移帯の上部では、オリビンはワズリアイトとリングウッダイトに等化学相転移を起こす。名目上は無水のオリビンとは異なり、これらの高圧オリビン多形は結晶構造内に水を蓄える大きな能力を持っている。このことから、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。^[18]

地球内部では、カンラン石は上部マントルの深さ 410 キロメートル (250 マイル) 未満に存在し、リングウッダイトは深さ約 520 キロメートル (320 キロメートル (420 マイル) から 670 キロメートル (320 キロメートル (420 マイル) の遷移帯内に存在すると推定されています。深さ約 410 キロメートル (250 マイル)、520 キロメートル (320 マイル)、および 670 キロメートル (420 マイル) の地震活動の不連続性は、カンラン石とその多形体の相変化に起因すると考えられています。

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ました）とフェロペリクレースに分解されます。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ります。

キンバーライトは地球内部から爆発し、時には岩石の破片を運ぶ。これらの捕獲岩の破片の中には、地殻の下の高圧からしか得られないダイヤモンドがある。これに伴う岩石は、超塩基性団塊とペリドタイトである。^[1]

組成は地殻と非常によく似ているようです。違いの 1 つは、マントルの岩石や鉱物には地殻よりもマグネシウムが多く、ケイ素とアルミニウムが少ない傾向があることです。上部マントルで最も豊富な最初の 4 つの元素は、酸素、マグネシウム、ケイ素、鉄です。

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深さは約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。

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出発した。露出した場所は海面下約3キロメートル（1.9マイル）にあり、数千平方キロメートルに及ぶ。^{[21] [22] [23]}

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）まで掘削することを試みた。2012年4月27日、「ちきゅう」は海面下7,740メートル（25,390フィート）の深さまで掘削し、深海掘削の新世界記録を樹立した。この記録はその後、米国メキシコ湾ミシシッピ・キャニオン・フィールドのタイバー鉱区で稼働していた不運なディープウォーター・ホライズン移動式海洋掘削ユニットによって破られ、垂直掘削ストリングの全長10,062メートル（33,011フィート）の世界記録を達成した。^[24]以前の記録は、1978年にマリアナ海溝で海面下7,049.5メートル（23,130フィート）まで掘削した米国の探査船「グロマー・チャレンジャー」が保持していた。^[25] 2012年9月6日、地球深部探査船「ちきゅう」は、北西太平洋にある下北半島沖の海底下2,111メートル（6,926フィート）より深いところまで掘削し、岩石サンプルを採取するという世界新記録を樹立した。

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が地殻とマントルを溶かしながら下へ進み、その位置と進行状況を岩石で発生した音響信号で追跡するというものである。^[26]このプローブは、直径約1メートル（3フィート3インチ）のタングステンの外側の球体と、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。海洋のモホ面に到達するには半年かかるとされている。^[27]

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。^[28]

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。^[29]