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固体地球惑星科学概論 2018
1. 固体地球惑星の構造 2. プレートテクトニクスの基礎概念 3. プレート運動とマントル対流 4. プレート運動論とプレートモデル 5. プレート境界過程 6. 海洋地殻の形成 7. 大陸地殻の形成 8. 固体地球内部の物質循環 9. コアの運動と地磁気 10.過去のプレート運動と造山運動 11.固体地球の進化 12.初期地球史 13.地球型惑星の形成 14.期末試験
1
海洋地殻の形成• 地球における海と陸の本質的な違い
• 地球史における海の形成と海底の形成
• 観測からわかる現在の海洋地殻の特徴
• 中央海嶺ではどのようなプロセスで海洋地殻が生産されているか？
2
Hypsometry of the Earth
陸の標高の平均：840ｍ 海の水深の平均：3800ｍ
「海」は水があるかないかの違いだけではない＝海底と陸は違う 何が高度差を生み出しているのか？
第1回の復習
3
海洋地殻と大陸地殻
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123 143 153 1!3 1"3 163
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+80
78/
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+8+
,8-
+8,
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+87
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,89
Moho
Moho
Conrad不連続面
陸域のP波速度構造
(Rogers, Our Dynamic Planet, 2007）
海域のP波速度構造
(Press, Understanding Earth, 2003�
Moho
layer2
layer3
4
3%
38%
8%4%
46%
SiO2 Al2O3 FeO MgO CaONa2O K2O TiO2
2%3%
6%5%
7%
16% 61%
mantle
continental crust
1%2%
3%11%
8%
10%
15%
50%
oceanic crust(Rudnick and Gao, 2005, Condie, 1997)
basaltic 玄武岩的
andesitic 安山岩的
5
2種類の地殻でアイソスタシーを考える
密度と厚さの違いが高度差に反映
陸の標高の平均：840ｍ 海の水深の平均：3800ｍ
大陸地殻
海水
海洋地殻
ρw ρc, w, o, mρo h
D
H
L
BAf
hDhDhD
H大陸地殻
海水
海洋地殻
P1 = ρwgD + ρogh + ρmgL P2 = ρcgH
ρw ρcρo
上部マントル ρm
補償面
数値を入れてみよう
密度 水1000 海洋地殻2800 大陸地殻3000 マントル 3300kg/m3
平均水深 D: 4 km モホ面深度 海7km 陸30km
アイソスタシーを仮定して計算すると f~ 1km
6
アイソスタシー isostasy 地殻均衡地下深部のある深さ（補償面）において、その上部に載っている質量の総和が等しくなっていると考えること
�A��!IRY
�B��0RATT
�C��6ENING�-EINESZ
OCEAN
MOUNTAIN
OCEAN
MOUNTAIN
MOUNTAIN
LOCALCOMPENSATION
CRUST
CRUST
MANTLE
MANTLE
$
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T�����KM
C
M
� � �C C
M
H�
R�R�
H� H�
D
D
SEA LEVE L
SEA LEVE L
SEA LEVE L
H�
CRUST
MANTLEREGIONAL
COMPENSATION
# #g
# #g
R�
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�B��0RATT
�C��6ENING�-EINESZ
OCEAN
MOUNTAIN
OCEAN
MOUNTAIN
MOUNTAIN
LOCALCOMPENSATION
CRUST
CRUST
MANTLE
MANTLE
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T�����KM
C
M
� � �C C
M
H�
R�R�
H� H�
D
D
SEA LEVE L
SEA LEVE L
SEA LEVE L
H�
CRUST
MANTLEREGIONAL
COMPENSATION
# #g
# #g
R�
現在では補償面は地殻マントル境界付近ではなく、より深部のマントル中にあると考える
7
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>42:1
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(Hawkesworth and Kemp, 2006)
現在、大規模に大陸がつくられている場所はない
8
海洋底は毎日つくられている、2億年以上前の海底は残っていない
180 0
講義配付資料から訂正しました
9
海洋地殻の形成• 地球における海と陸の本質的な違い
• 地球史における海の形成と海底の形成
• 観測からわかる現在の海洋地殻の特徴
• 中央海嶺ではどのようなプロセスで海洋地殻が生産されているか？
10
(Press, Understanding Earth, 2003）
月の誕生
最初の海の証拠?
主な大陸の誕生
酸素大気の出現
殻を持つ生物の出現
11
海はいつできたのだろうか？
• 過去に海が存在した証拠は何か？
• 堆積層の存在：陸では「堆積」は起こらない
• 海底下で噴出した溶岩(枕状溶岩）の存在：水による急冷の構造
• 最古の海の証拠があるのは？
• グリーンランド西部イスア地方：38億年前の堆積層＋枕状溶岩片
• オーストラリア西部ジャックヒル地域：44億年前のジルコン
• ZrSiO4: 風化に強い、水と反応する際に同位体分別
12
13
地球における地殻の形成• (primary) crust of early earth
• マグマオーシャンの表面の冷却• 地球創成期にのみ存在
• (secondary) oceanic crust• マントルの部分溶融により生成• 中央海嶺で形成される海洋地殻やLIPs等の地殻：玄武岩質
• （tertiary ) continental crust• 加水した海洋地殻がマントルへ戻りリサイクルされた結果• 大陸や島弧の地殻：安山岩・花崗岩質あり
14
海洋地殻の形成• 地球における海と陸の本質的な違い
• 地球史における海の形成と海底の形成
• 観測からわかる現在の海洋地殻の特徴
• 中央海嶺ではどのようなプロセスで海洋地殻が生産されているか？
15
音波探査（地震波探査） Acoustic (seismic) surveys
• 震源-観測点距離 <~ 水深
• 境界面（地層，断層）の検出
反射波 reflected wave 屈折波 refracted wave
• 震源-観測点距離 >> 水深
• 各層の速度が決まるsource-station distance <~ depth source-station distance >> depth
geometry of layers, faults… seismic velocity structure
マルチチャンネル反射法探査 Multi Channel Seismic reflection
海底地震計 Ocean Bottom Seismometers
16
sini/α1=sinr/α2
sinip/α1=sinrp/α2 =sinis/β1=sinrs/β2
スネルの法則 Snell’s Low
reflection coefficient R=(ρ1v1- ρ2v２)/(ρ1v1＋ρ2v２)transparent coefficient T= 2ρ1v1/(ρ1v1＋ρ2v２)
補足：地震学基礎
音響インピーダンス acoustic impedance = 密度×速度 =density*velocity
が重要
17
(Lowrie, Fundamental of Geophysics 2nd ed., 2007)
臨界角 sinic/α1=sin90°/α2 sinic = α1/α2
critical angle and head wave
補足：地震学基礎
head wave
18
震源：エアガン source: air-gun
ストリーマーケーブル streamer cable
海洋での観測 Marine seismic surveys
（中西・沖野「海洋底地球科学」）
海底地震計 Ocean Bottom Seismometer
19
海洋におけるＰ波速度構造観測結果
(White et al, 1992�
20
平均的な海洋地殻の構造 (1)
岩石との対応 P波速度等
layer 1 堆積層 ~2km/s 厚さ約0.5km
layer 2 (上部地殻）枕状溶岩 平行岩脈群
4.5-5.5km/s 厚さ約2km
layer 3 下部地殻（ガブロ） ~6.7km/s 厚さ約4km
mantle カンラン岩 8.1km/s
第一近似: Layered Pancake
21
平均的な海洋地殻の構造 (2)
現代の標準的な海洋地殻モデル
(White et al, 1992�
速度勾配が重要： velocity gradient is important・第2層は勾配が大きい層として特徴づけられる・第2層第3層境界は速度不連続面ではなく速度勾配不連続面
22
地震波からみた地殻の厚さ(モホ面の深さ）
海底拡大速度 [mm/yr] (White et al, 2001）
超低速拡大（<20mm/yr)で突然薄くなる
概ね世界中どこでも6-7kmくらい
23
地震波速度構造は何を反映? CLASSIC MODEL
堆積物
斑糲岩
岩脈群玄武岩質溶岩
橄欖岩
乏しい海底サンプルや陸上情報・実験室情報との対比(Press, Understanding Earth, 2003�
24
実験室での物性測定との比較
Poisson’s ratio ポワソン比
ν = -応力直交の歪み/応力方向の歪み
Vp/Vs比からわかる
shear-wave speeds, it is necessary to estimate its value from Vp.A direct relation between Vs and Vp, therefore, is highly desir-able for many studies. This is accomplished by using empiri-cally derived Vp–Vs relations that are based on field boreholeand seismic profiling data together with laboratorymeasurements. A recent study (Brocher, 2005) has derivedempirical relations between Vp, Vs, and Poisson’s ratio thatcan be used to estimate the ratio Vp–Vs or, equivalently,Poisson’s ratio from a knowledge of Vp and rock type (i.e.,sedimentary vs. crystalline rock). The empirical and regres-sional fits are only defined for Vp between 1.5 and 8.5 km sand fit the data remarkably well (Figure 8).
Conversely, the mineralogy of the crust can be estimatedwhen both compressional-wave (Vp) and shear-wave (Vs)velocities are measured (Figures 8 and 9). The relationbetween Vp and Vs is commonly expressed by Poisson’s ratio,which varies from 0.23 to 0.32 for most minerals, but quartzhas a value of only 0.08 at room conditions (Christensen,1996). Thus, the measurement of Poisson’s ratio offers themeans of distinguishing between felsic (quartz-rich) andmafic (quartz-poor) rocks.
1.11.3.3.3 Seismic anisotropyMany minerals exhibit birefringence, which is a directionaldependence of the speed of light through the mineral. Thisphenomenon is used by petrologists to identify minerals in athin section (!1 mm) where a sample illuminated by polarizedlight is rotated under a microscope to reveal its birefringence.Likewise, elastic waves show a directional dependence in wavespeed in many minerals. Perhaps, the most prominent exampleis the mineral olivine, which is a major constituent of the uppermantle. The discrepancy between Rayleigh and Love wavespeeds was measured in the early 1960s (Anderson, 1961) andled to the recognition of seismic anisotropy in the mantle lid. Atabout the same time, laboratory measurements of metamorphicrocks demonstrated significant shear-wave anisotropy in thecrust (Christensen, 1966b). These measurements demonstratedthat seismic anisotropy is not only confined to the upper mantlebut also plays a prominent role in the crust (Figure 10). Table 4lists several key papers on the seismic properties, particularlyanisotropy, of the uppermost mantle. Additional references forlaboratory studies of the seismic properties of continental rockscan be found in Table 5.
AbbreviationAGR GGN Granite gneiss
Mafic garnet granuliteGranite-GranodioriteHornblenditeCalcite marbleMafic granuliteMetagraywackeParagranulitePhyllitePyroxeniteMica quartz schistQuartizeSerpentiniteSlate
GGRGRAHBLMBLMGRMGWPGRPHYPYXQSCQTZSERSLT
Anorthositic granuliteAmphiboliteAndesiteAnorthositeBasaltBiotite (Tonalite) gneissGreenschist facies basaltPrehnite-pumpellyite facies basaltZeolite facies basaltDiabaseDioriteDuniteMafic eclogiteFelsic granuliteGabbro-norite-troctolite
AMPANDANOBASBGNBGRBPPBZEDIADIODUNECLFGRGAB
AbbreviationRock type Rock type
5.0
5.5
6.0
6.5
7.0
7.5
8.0
8.5
27002500
Vp
(km
s–1
)
2900
Density (kg m–3)
3100
AND
AN
BAS
BZEQSC
QTZ
BPP
DIA
GABAMP
BGRMGR
GGR HBL
PYXECL
DUN
AGRMBL
MGW
SER
FGR
SLTPGR
DIO
GRAGGN
BGN
PHY
3300 3500
Figure 7 Average velocity versus average density for a variety of rock types at a pressure equivalent to 20 km depth and 309 "C. Rock abbreviationsare as follows. AGR, anorthositic granulite; AMP, amphibolite; AND, andesite; BAS, basalt; BGN, biotite (tonalite) gneiss; BGR, greenschist faciesbasalt; BPP, prehnite–pumpellyite facies basalt; BZE, zeolite facies basalt; DIA, diabase; DIO, dionite; DUN, dunite; ECL, mafic eclogite; FGR, felsicgranulite; GAB, gabbro–norite–troctolite; GGN, granite gneiss; GGR, mafic garnet granulite; GRA, granite–granodiorite; HBL, hornblendite; MBL, calcitemarble; MGR, mafic granulite; MGW, metagraywacke; PGR, paragranulite; PHY, phyllite; PYX, pyroxenite; QCC, mica quartz schist; QTZ, quartzite;SER, serpentinite; SLT, slate. Reproduced from Christensen NI and MooneyWD (1995) Seismic velocity structure and the composition of the continentalcrust: a global view. Journal of Geophysical Research 100: 9761–9788.
Crust and Lithospheric Structure - Global Crustal Structure 349
5.10
8
3.67
3.06
2.69
2.45
2.27
2.14
2.03
1.94
1.87
1.81
1.76
1.71
1.67
1.638.57.56.55.54.53.52.5
λ>µ
λ=µ
λ<µ
1.50.2
0.3
Poi
sson
’s ra
tio
0.4
(1,2)0.5
Brocher et al. (1997a)
Eqn. 7,Castagna et al. (1985)
Eqn. 12,Ludwing
empirical fit
KeyAver. of crystalline rocks (Christensen,1996)
Aver. of sed. rocks (Mavko et al., 1998)
Individual lab. measurement (Calif.)
Individual lab. measurement (Non-Calif.)
Individual borehole measurement (Calif.)
USGS 30-m VSP (Boore, 2003)
Eqn. 8, Mafic line,Mafic and Calcium- rich
rocks
Vp(km s−1)
V p/V
s
Eqn.11, Brocher empirical fit
Figure 8 Poisson’s ratio as a function of Vp for common lithologies. Colored ellipses highlight measurements reported by a single reference: boldnumbers in parentheses link ellipses to similar studies. The thinner horizontal dashed line shows Poisson’s ratio of 0.25 (Vp/Vs¼1.73) commonlyassumed for the crust when the first Lame constant, l, equals the shear modulus, m. Reproduced from Brocher TM (2005) Empirical relations betweenelastic wavespeeds and density in the Earth’s crust. Bulletin of the Seismological Society of America, 95 (6): 2081–2092.
Poi
sson
’s r
atio
Vp
Vs
Felsic
Per
cent
by
volu
me
Mafic
Plagioclase
Hornblende
Ultramafic
Olivine
Min
eral
ogy
20
0
20
30
Biotite
40
QuartzK-F
eldsp
ar 50
Pyroxe
ne
60
10
40
60
80
100
2.0 0.24
0.25
0.26
0.27
0.28
0.29
Vel
ocity
(km
s–1
)
3.0
4.0
5.0
6.0
7.0
8.0
9.0
Gra
nite
Qua
rtz
dior
ite
Dio
rite
Gab
bro
Per
idot
ite
Dun
ite
Oliv
ine
gabb
ro
Gra
nodi
orite
Figure 9 Variations in compressional-wave velocity (Vp), shear-wave velocity (Vs), and Poisson’s ratio (s) with mineral composition (Berry andMason, 1959) for common igneous rock types. Anorthite content of plagioclase feldspar is shown within the plagioclase field. Reproduced fromChristensen NI (1996) Poisson’s ratio and crustal seismology. Journal of Geophysical Research 100: 3139–3156.
. = −F $"$F = ( $"$(
$($= = −(BC
GHGI= +()KL)
)K+L
25
Oman : Semail Ophiolite (Nicolas, 1995)
オフィオライト：海洋地殻が陸上に衝上したものと解釈
Moholight-coloured peridotite
dark gabbro layer
26
枕状溶岩 pillow lava
(photo by fujii @ Oman in 2013)(photo by okino
@ Central Indian Ridge in 2006)
27
海洋地殻の形成• 地球における海と陸の本質的な違い
• 地球史における海の形成と海洋地殻の形成
• 観測からわかる現在の海洋地殻の特徴
• 中央海嶺ではどのようなプロセスで海洋地殻が生産されているか？
28
さまざまなテクトニックセッティングでの火山岩の組成 Volcanic rock geochemistry @ different tectonic setting
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3435
3624
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I)4278*9=1JK@>KL=<JK MK:I=NO:J@<><M=N ><M=N
#E #G B! B# BC BE BG C! CC CE CG D! D# DC DE DG E! E# EC EEC#
&',$,()*%
(Our Dynamic Planet, Rogers, 2008)ArcMid-ocean ridgeIntraplate
海洋地殻は玄武岩でかなり均質
29
海洋地殻の化学組成
volcanic rhyolite andesite basalt komatiite
plutonic granite diorite gabbro peridotite
(%SiO2) acid (ultra)basic
(%dark minerals) fersic (ultra)mafic
海洋性地殻の構成物
酸性 塩基性
珪長質 苦鉄質
橄欖岩斑糲岩
玄武岩
深成岩
火山岩
quartznephelinetholeiitealkali-olivine basalt
olivine-tholeiite
(%SiO2)
olivine
Mid-Ocean Ridge Basalt(MORB)
中央海嶺玄武岩30
なぜ中央海嶺は火山か？
• 広がるプレートの間の隙間を埋めるようにマントル物質が上昇する
• 上昇流があるからプレートが離れていくのではない！(受動的）
• マントル物質は断熱的に地表に向けて上昇する。上昇につれて周囲の圧力は下がり、固体のマントルが融解をはじめる（断熱減圧融解）decompression melting
• マントルは部分融解するので、マントル中の特定の元素（液相濃集元素：K, Naなど）がメルト(液体、マグマ）に選択的に移動する。地殻はメルトが固化したものなので、元のマントルと組成が異なる。
• 玄武岩質マグマ：SiO2が50％以下：mid-ocean ridge basalt
海洋性地殻
マントル
マントル上昇流地温勾配
ソリダスA
A
海洋性地殻
プレートが離れる
マントル AA
マントル上昇流地温勾配
ソリダス
温度
圧力（深さ）
(a) (b)0
Ps
Tact Tp Ts1120°C
31
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+,*,!"-.(/0,10.23"45
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A.6,
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9BC
&'!"%(D(!"#$"%
&'!"%(')!*
(Rogers, Our Dynamic Planet, 2007）32
Ternary diagramを使って海洋地殻を考える
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2"#
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34*56.7348%95:9:5;3:4
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演習
33
例：超苦鉄質岩の組成
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1/
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2/
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*7&495*$%&
5*$<$#&=6&:>%&4$%&
5*$<$#&?*$#5+345,&#$%&
5*$<$#&54%75+345,&#$%&
54%75+345,&#$%& 6&:>%&4$%& ?*$#5+345,&#$%&
orthopyroxene (Opx, 斜方輝石） clinopyroxene (Cpx, 単斜輝石）
olivine (Ol, 橄欖石）
34
化学組成：MORBの特徴は？
harzburgite lherzolite MORBSiO2 44.69 45.35 48.77TiO2 0.02 0.16 1.15Al2O3 0.86 4.26 15.90Feo 8.17 8.24 9.81MnO 0.12 0.14 0.17MgO 45.04 38.17 9.67CaO 1.09 3.39 11.16Na2O 0.02 0.29 2.43K2O 0.01 0.03 0.08
（重量%）
35
lherzoliteの組成はharzburgiteとMORBの間？
harzburgite lherzolite MORBSiO2 44.69 45.35 48.77TiO2 0.02 0.16 1.15Al2O3 0.86 4.26 15.90Feo 8.17 8.24 9.81MnO 0.12 0.14 0.17MgO 45.04 38.17 9.67CaO 1.09 3.39 11.16Na2O 0.02 0.29 2.43K2O 0.01 0.03 0.08
（重量%）
36
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')
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(+, -+,
./ 0/
1/
0/
./ 0/
./
2/
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5*$<$#&54%75+345,&#$%&
54%75+345,&#$%& 6&:>%&4$%& ?*$#5+345,&#$%&
AX: マントル捕獲岩等 lherzolite
AO: 海底の断裂帯下部 harzburgite
マントル物質(AX)はlherzoliteの組成 中央海嶺下でlherzoliteが部分溶融して • メルトは再び固化してMORBに • 溶け残りマントルがモホ直下に（AO) と分化する
37
海洋地殻の化学組成
volcanic rhyolite andesite basalt komatiite
plutonic granite diorite gabbro peridotite
(%SiO2) acid (ultra)basic
(%dark minerals) fersic (ultra)mafic
海洋性地殻の構成物
酸性 塩基性
珪長質 苦鉄質
橄欖岩斑糲岩
玄武岩
深成岩
火山岩
quartznephelinetholeiitealkali-olivine basalt
olivine-tholeiite
(%SiO2)
olivine
Mid-Ocean Ridge Basalt(MORB)
中央海嶺玄武岩
マントル
38
