Lithosphere Asthenosphere Boundary(암석권 연약권 경계)란 무엇입니까?
Lithosphere Asthenosphere Boundary 암석권 연약권 경계 - We study the Moho, the mid-lithospheric discontinuity (MLD), and the lithosphere-asthenosphere boundary (LAB) from southern Africa to northern Arabia, from Archean cratons to active rifts, at 1° resolution using our comprehensive new database of shear-wave receiver functions (SRFs). [1] Mantle peridotite xenoliths which occur locally in lavas of the CVL come from the spinel facies only, suggesting a relatively shallow lithosphere-asthenosphere boundary (LAB). [2] Our proposed mechanism is especially relevant at the lithosphere-asthenosphere boundary, where olivine reaches the glass transition temperature, triggering a decrease in its viscosity and thus promoting grain-boundary sliding. [3] A NW-trending lineament that bounds the craton is interpreted as a crustal manifestation of lithospheric thinning of the Laurentian margin, as echoed by a change in the depth of the lithosphere-asthenosphere boundary. [4] The T-P equilibration estimates for Nowbaran magmas based on recent models on ultrabasic melt compositions are compatible with provenance from the lithosphere-asthenosphere boundary at average temperature (∼1200 °C ± 50 °C). [5] They are also consistent with an emerging understanding of the temporal and spatial evolution of the lithosphere-asthenosphere boundary. [6] The 2½D residual gravity modeling across an E-W profile covering the entire North China Craton reveals shallow depth to the Moho and lithosphere-asthenosphere boundary (LAB) at 35 km and 70 km respectively below the Eastern Block, and 50 km and 140 km respectively, below the Western Block. [7] That is, the present-day lithosphere-asthenosphere boundary (LAB) beneath eastern China is a petrological boundary, either as an amphibole dehydration solidus or water-saturated solidus. [8] Here, the rheological modeling suggests that the present-day lithospheric strength across the oceanic domain is ultimately affected by the age and past thermal and tectonic processes as well as the depth of the thermal lithosphere-asthenosphere boundary, while the configuration of the crystalline crust dominantly controls the rheological behavior of the lithosphere beneath the continental domains of both passive margins. [9] In contrast, to the east of longitude 114° E, a nearly 80 km deep, clear and continuous electrical lithosphere-asthenosphere boundary is imaged, which could result from a major lithospheric delamination event, probably caused by the early Paleozoic Wuyi-Yunkai orogeny and subsequent post-orogenic collapse, or the subduction and rollback of the Pacific slab after the Triassic. [10] The lithospheric structure is represented by mechanically weak surfaces representing décollement to 15 km depth over the basement, low-velocity zone (LVZ) at ~20 km, the Moho at ~40-82 km, and the lithosphere-asthenosphere boundary (LAB) at 130-200 km depth. [11] Apart from the lithosphere-asthenosphere boundary (LAB), mid-lithospheric discontinuities (MLDs) in thick and old continental lithospheres appear to play an important role in global plate tectonics. [12] These methods allowed us to unveil the main crustal features and their tectonic relationships with the crust-mantle interface (Moho), as well as the lithosphere-asthenosphere boundary (LAB) of this region. [13] Sp phases from the negative velocity gradient at the base of the upper plate are strongest in west-central Alaska, where lithosphere-asthenosphere boundary (LAB) depths lie at 65-100 km. [14] The PT for the chromites reflect conditions just above the lithosphere-asthenosphere boundary and mainly were formed due to interaction with the hydrous plume protokimberlite melts. [15] We review results from a suite of two-phase models applied to the mid-ocean ridges, where we varied half-spreading rate and intrinsic mantle permeability using new openly available models, with the goal of understanding melt focusing beneath mid-ocean ridges and its relevance to the lithosphere-asthenosphere boundary (LAB). [16] Then we adopted a thermal isostasy method to calculate the depth of the Lithosphere-Asthenosphere Boundary (LAB) in the northwestern sub-basin of the SCS and its surrounding regions. [17] During the Alpine orogeny, the High Atlas orogen underwent weak crustal shortening with the development of a moderate crustal root that resides over a highly elevated Lithosphere-Asthenosphere Boundary. [18] The stability of cold and thick lithosphere is fundamental to long-term survival of cratons, whereas the geophysical studies have detected the lithosphere-asthenosphere boundary (LAB) under the eastern Indian shield at depths too shallow to be called stable. [19] They have been modelled with a low-degree partial melting of an amphibole-bearing peridotitic mantle close to the lithosphere-asthenosphere boundary. [20] When projected on the cratonic geotherm (Griffin & O’Reilly 2007) an equilibrium depth of 200-210 km is obtained, confirming that these rocks come from the lithosphere-asthenosphere boundary. [21] These differences in heat flow are discussed in the context of resulting mantle heat flow and the Lithosphere-Asthenosphere Boundary depth modelled differences and possible overestimates of deep thermal conditions for enhanced geothermal energy prospects in Poland. [22] The base of the lithosphere, designated as the lithosphere-asthenosphere boundary (LAB), may thus be characterised by different physical fields: temperature, viscosity, strain rate and velocity. [23] Tests of the Bayesian joint inversion with synthetic data illustrate that Sp receiver functions enhance the resolution of the velocity gradients at the Moho and the lithosphere-asthenosphere boundary, while Rayleigh surface waves provide information about absolute velocities. [24] For this purpose, a 1D model of thermal disequilibrium between melt-rich channels and surrounding melt-poor material was developed, allowing us to estimate heat exchange across channel walls during melt transport at the lithosphere-asthenosphere boundary (LAB). [25] In this study, we image the lithosphere-asthenosphere boundary (LAB) with S wave receiver functions. [26] We estimate the depth of the lithosphere-asthenosphere boundary to be in the range of 85-100 km with the thinnest lithosphere under the oceanic region. [27] 3 km/s) at 135–145 km depth under the southern half of the profile, which we interpret as a mid-lithospheric discontinuity, and at 120–140 km depth under the Araripe Basin, likely representing the lithosphere-asthenosphere boundary. [28] Lithospheric discontinuities, including the lithosphere-asthenosphere boundary (LAB) and the enigmatic mid-lithospheric discontinuities (MLDs), hold important clues about the structure and evolutio. [29]우리는 전단파에 대한 포괄적인 새 데이터베이스를 사용하여 1° 분해능에서 Moho, 중간 암석권 불연속(MLD) 및 암석권-연약권 경계(LAB)를 남부 아프리카에서 북부 아라비아까지, 시생대 분화구에서 활성 열곡까지 연구합니다. 수신기 기능(SRF). [1] CVL의 용암에서 국부적으로 발생하는 맨틀 감람암 이종석은 스피넬 상면에서만 나오며 상대적으로 얕은 암석권-연약권 경계(LAB)를 암시합니다. [2] 우리가 제안한 메커니즘은 특히 감람석이 유리 전이 온도에 도달하여 점도 감소를 유발하여 입자 경계 슬라이딩을 촉진하는 암석권-약권 경계와 관련이 있습니다. [3] 크라톤을 둘러싸고 있는 북서부 추세의 선형은 암석권-연약권 경계의 깊이 변화에 의해 반향되는 Laurentian 가장자리의 암석권 얇아짐의 지각 표현으로 해석됩니다. [4] 초염기성 용융 조성에 대한 최근 모델에 기초한 Nowbaran 마그마에 대한 T-P 평형 추정치는 평균 온도(~1200 °C ± 50 °C)에서 암석권-연약권 경계의 출처와 양립할 수 있습니다. [5] 그들은 또한 암석권-연약권 경계의 시간적, 공간적 진화에 대한 새로운 이해와 일치합니다. [6] North China Craton 전체를 덮는 E-W 프로파일에 대한 2½D 잔류 중력 모델링은 East Block 아래에서 각각 35km 및 70km, 아래에서 각각 50km 및 140km에서 Moho 및 암석권-연약권 경계(LAB)까지 얕은 깊이를 나타냅니다. 서부 블록. [7] 즉, 중국 동부 아래의 현재 암석권-연약권 경계(LAB)는 각섬석 탈수 고상 또는 물 포화 고상으로서 암석학적 경계입니다. [8] 여기에서 유변학적 모델링은 오늘날 해양 영역에 걸친 암석권 강도가 궁극적으로 나이와 과거의 열적 및 구조적 과정뿐만 아니라 열적 암석권-약권 경계의 깊이에 의해 영향을 받는 반면 결정질 지각의 구성이 지배적으로 영향을 미친다는 것을 시사합니다. 두 수동 가장자리의 대륙 영역 아래 암석권의 유변학적 거동을 제어합니다. [9] 대조적으로, 경도 114° E의 동쪽에서 거의 80km 깊이의 깨끗하고 연속적인 전기 암석권-연약권 경계가 이미지로 찍혀 있는데, 이는 아마도 초기 고생대 Wuyi-Yunkai 조산 및 형성에 의해 야기된 주요 암석권 박리 현상의 결과일 수 있습니다. 후속 조산기 붕괴, 또는 트라이아스기 이후 태평양 판의 섭입 및 롤백. [10] 암석권 구조는 지하실 위의 15 km 깊이까지 데콜먼트를 나타내는 기계적으로 약한 표면, ~20 km의 저속대(LVZ), ~40-82 km의 Moho, ~의 암석권-약권 경계(LAB)로 표시됩니다. 130-200 km 깊이. [11] 암석권-연약권 경계(LAB) 외에도 두껍고 오래된 대륙 암석권의 중간 암석권 불연속성(MLD)은 전지구 판 구조론에서 중요한 역할을 하는 것으로 보입니다. [12] 이러한 방법을 통해 우리는 주요 지각 특징과 지각-맨틀 경계면(Moho) 및 이 지역의 암석권-약권 경계(LAB)와의 구조적 관계를 밝힐 수 있었습니다. [13]   상판 바닥에서 음의 속도 구배의 Sp 위상은 암석권-연약권 경계(LAB) 깊이가 65-100km에 있는 알래스카 중서부에서 가장 강합니다. [14] 크로마이트에 대한 PT는 암석권-연약권 경계 바로 위의 조건을 반영하며 주로 수화 기둥 프로토킴벌라이트 용융물과의 상호작용으로 인해 형성되었습니다. [15] 우리는 중앙 해령 아래의 용융 초점을 이해하는 것을 목표로 새로운 공개 모델을 사용하여 반확산율과 고유 맨틀 투과성을 변화시킨 중앙 해령에 적용된 2상 모델 모음의 결과를 검토합니다. 암석권-연약권 경계(LAB)와의 관련성. [16] 그런 다음 우리는 SCS의 북서부 분지와 그 주변 지역에서 암석권-약권 경계(LAB)의 깊이를 계산하기 위해 열 등척성 방법을 채택했습니다. [17] Alpine orogeny 동안 High Atlas orogen은 고도로 높은 Lithosphere-Asthenosphere Boundary 위에 존재하는 적당한 지각 뿌리의 발달과 함께 약한 지각 단축을 겪었습니다. [18] 차갑고 두꺼운 암석권의 안정성은 크라톤의 장기 생존에 기본이 되는 반면, 지구 물리학 연구에서는 안정이라고 하기에는 너무 얕은 깊이에서 동부 인디언 보호막 아래 암석권-연약권 경계(LAB)를 감지했습니다. [19] 그들은 암석권-연약권 경계에 가까운 각섬석을 함유한 감람암 맨틀의 낮은 정도 부분 용융으로 모델링되었습니다. [20] 크라토닉 지열에 투영될 때(Griffin & O'Reilly 2007) 200-210km의 평형 깊이가 얻어지며, 이 암석이 암석권-연약권 경계에서 나온 것임을 확인시켜줍니다. [21] 열 흐름의 이러한 차이는 결과적인 맨틀 열 흐름의 맥락에서 논의되고 암석권-약권 경계 깊이 모델링된 차이 및 폴란드의 향상된 지열 에너지 전망에 대한 심부 열 조건의 가능한 과대 평가. [22] 따라서 암석권-연약권 경계(LAB)로 지정된 암석권의 바닥은 온도, 점도, 변형률 및 속도와 같은 다양한 물리적 필드를 특징으로 할 수 있습니다. [23] 합성 데이터를 사용한 베이지안 결합 역전의 테스트는 Sp 수신기 기능이 Moho 및 암석권-약권 경계에서 속도 기울기의 분해능을 향상시키는 반면 Rayleigh 표면파는 절대 속도에 대한 정보를 제공한다는 것을 보여줍니다. [24] 이를 위해 용융물이 풍부한 채널과 주변의 용융물이 부족한 재료 사이의 열 불균형에 대한 1D 모델이 개발되어 암석권-연약권 경계(LAB)에서 용융물 수송 동안 채널 벽을 가로지르는 열 교환을 추정할 수 있습니다. [25] 이 연구에서 우리는 S파 수신기 기능으로 암석권-연약권 경계(LAB)를 이미지화합니다. [26] 우리는 암석권-연약권 경계의 깊이가 해양 지역 아래에서 가장 얇은 암석권과 함께 85-100km 범위일 것으로 추정합니다. [27] 3km/s) 프로필의 남쪽 절반 아래에서 135–145km 깊이에서(이는 중간 암석권 불연속성으로 해석되며, Araripe 분지 아래 120–140km 깊이에서는 암석권-연약권 경계를 나타낼 가능성이 있음) [28] 암석권-연약권 경계(LAB)와 불가사의한 중간 암석권 불연속(MLD)을 포함한 암석권 불연속성은 구조와 진화에 대한 중요한 단서를 보유하고 있습니다. [29]