ベース形成

ベース形成
地層範囲:中原生代、 1250万 ファ。 原生代 始生代 持っていた。 ↓
グランドキャニオンのバス石灰岩のストロマトライト
タイプ	地質学的形成
単位	アンカルグループ
サブユニット	ホタウタ会員
下地	博多岩石
オーバーレイ	ヴィシュヌ基盤岩は大規模な侵食不整合により形成された
厚さ	121～341フィート（37～104メートル）
岩石学
主要な	ドロマイト
他の	砂岩、 礫岩、 粘板岩、 石灰岩
位置
地域	グランドキャニオン
国	アメリカ合衆国
タイプセクション
名前の由来	バスキャニオン
命名者	ノーブル（1914）[1]

ベース層はベース石灰岩としても知られ、アリゾナ州ココニノ郡のグランドキャニオン東部に露出している中原生代の 岩石層である。ベース層は崖または階段状の崖として浸食されている。階段状の地形の場合、耐性のあるドロマイト層が隆起部を形成し、粘板岩層が急勾配の踏み面を形成する。一般に、グランドキャニオン地域のベース層とそれに関連するアンカーグループの岩石の地層は、南西方向に60°以上傾斜する正断層に向かって北東（10°～30°）に傾斜している。これは、アンカーグループの主要露頭地域の東部（イーストリムの下）のパリセーズ断層で見ることができる。さらに、厚く目立つ暗い色の玄武岩質の岩床がベース層全体に侵入している。^[2]

バス層はウンカル層群の基底部です。

ウンカル層は厚さ約1,600～2,200メートル（5,200～7,200フィート）で、下から順に、バス層、ハカタイ頁岩、シヌモ珪岩、ドックス層、カルデナス玄武岩で構成されています。ウンカル層の上には、下から順に、厚さ約113～150メートル（371～492フィート）のナンコウェップ層、厚さ約1,900メートル（6,200フィート）のチュアール層、厚さ約60メートル（200フィート）のシックスティマイル層が重なっています。

グランドキャニオン超層群は、その最下層のベース層を含み、ヴィシュヌ基盤岩を構成する深く侵食された花崗岩、片麻岩、ペグマタイト、片岩の上に広がっています。^{[2] [3] [4]}

バス層の命名法については議論が続いています。バス層は、1914 年に、通常露出しているバス渓谷にちなんでバス石灰岩と名付けられました。バス石灰岩は、砕屑岩と炭酸塩堆積層の不均質混合物で構成され、ドロマイトが主要な岩石タイプで、石灰岩はマイナーな岩石タイプにすぎないため、地質学者によってバス層として再分類されました。さらに、そのホタウタ層は、 1914 年にホタウタ渓谷の独立した層として、もともとホタウタ礫岩として指定されました。その後、バス層にメンバーとして含まれ、現在も残っています。^{[1] [2] [5]}

バス層は、互層砂岩(アルコース) とシルト質砂岩、礫岩とドロマイトの顕著な互層、および粘土岩と石灰岩の従属互層で構成されています。ドロマイトと砂質ドロマイトが主な岩相です。層内角礫岩の層もバス層全体で見られます。ドロマイトと石灰岩の色は灰色から赤灰色までさまざまで、ビスケット状およびバイオハーマルのストロマトライト層を含むこともあります。礫岩、角礫岩、砂岩、および粘土岩の色は、紫褐色から暗赤色、赤褐色までさまざまです。

グランドキャニオンの中央部ではドロマイトと石灰岩がバス層の大部分を占め、一方グランドキャニオンの東部では砂岩、礫岩、粘板岩がバス層の大部分を占めています。バス層は一般的に上部に向かうにつれて粒子が細かくなります。^{[2] [5] [6] [7]}

火山灰層はバス層に見られる。火山灰層は白色の非常に細粒の火山灰層から成り、層の基底に向かってドロマイトと粘土岩が交互に重なり合っている。これらの層は、鋭い基底接触、いくつかの段階的層理、および隣接する地層の炭酸塩または石灰珪酸塩が優勢な鉱物群とは異なる多様な珪酸 塩鉱物群を特徴とする。これらの火山灰層の1つから採取されたジルコンは、ウラン鉛年代測定法を使用して年代測定されている。^{[5] [8]}

グランドキャニオン東部のバス層とアンカー層の基盤は、バス層のホタウタ層で特徴づけられている。これは、当初はホタウタ層と名付けられ、後にホタウタ層と再指定された、顕著な不連続の礫岩である。この礫岩は、石英砂マトリックス内の、丸みを帯びた小石から玉石サイズのチャート、花崗岩、石英、斜長石 結晶、および微小ペグマタイトの礫からなる。砂利サイズの礫の約80%は、花崗岩と石英岩からなる。石英岩の砂利は、グランドキャニオンの現地の同等物がなく、遠い起源を示している。ホタウタ層は、コロラド川の水位、ハンス・ラピッズ（川の77マイル地点）付近と、サウス・カイバブ・トレイルとノース・カイバブ・トレイル沿いでよく露出している。^{[2] [5] [9]}

バス層からはさまざまな堆積構造が報告されている。これには、さざ波、泥の割れ目に覆われた表面、円錐状構造、層間角礫岩/礫岩、正逆の小規模な等級別層理、および局所的なチャネル充填などがある。バス層内のドロマイトと石灰岩は、ドロマイト化、再結晶化、スタイロライト化、および珪化を含む堆積後の変質の影響を受けています。^{[2] [5] [6]}

玄武岩質の岩床と岩脈は、カルデナス溶岩の下にあるウンカルグループのすべての地層に貫入している。供給岩脈が露出していない岩床のみが、バス層に貫入しているのが観察できる。岩床がバス層の珪質ドロマイトに貫入している場所では、岩床の上下両方で交代作用と再結晶作用によりクリソタイル アスベストが生成された。繊維の長さが最大10 cm (3.9インチ) のアスベストの脈は、岩床の上部と下部の接触部から3 m (9.8 フィート) 以内によく見られる。^[2]

バス石灰岩は、一般的に北西に向かって厚さが増し、厚さは37メートル（121フィート）から104メートル（341フィート）の範囲です。平均厚さは80メートル（260フィート）です。ファントムクリーク（イシス神殿、クフ王のピラミッド、ユタフラッツの北側）では厚さ100メートル（330フィート）、クリスタルクリークでは57メートル（187フィート）です。クリスタルクリークのバス層の薄い部分は、それが堆積した古地表にヴィシュヌ基盤岩の地形的高地が存在したことを反映している可能性があります。^{[6] [7]}

バス層の基盤は、グランドキャニオン累層群とアンカル層の基盤も形成する主要な不整合である。この不整合は、ヴィシュヌ基盤岩の花崗岩、片麻岩、ペグマタイト、片岩からなる、その下にある深く侵食された結晶質基盤岩と、グランドキャニオン累層の層状の原生代岩石を分離している。^{[2] [9]}

この接触面は、シンウモ 15 分地形図では約 6 メートル (20 フィート)、ブライト エンジェルおよびヴィシュヌ 15 分地形図では 15 メートル (49 フィート) の起伏がある、非常に滑らかな表面です。ホタウタ キャニオンとグラナイト ナローズでは、この表面は極めて滑らかで、起伏はわずか数メートルです。この表面の最大の起伏は、シンウモ クリークの河口の反対側で見ることができます。ここでは、ヴィシュヌ基盤岩の低く丸い丘が、比較的平坦な表面の一般的なレベルより 6 メートル (20 フィート) 高くそびえています。

この地表の下にあるヴィシュヌ基盤岩は、その下の平均深さ 3 メートル (9.8 フィート) まで深く風化していることが多い。上部のバス層の堆積前および堆積中に侵食によって除去されなかった場所では、下にある基盤岩の地上風化によって形成された残留レゴリスが存在する。通常、このレゴリスは暗赤褐色で構造のない鉄分を含む堆積物で構成され、通常数センチメートルから 30 センチメートル (0.98 フィート) の厚さである。この接触は、古代準平原の典型的な例と見なされている。^[10]

グランドキャニオンの東部では、バス層とその上にあるハタカイ頁岩との接触は、通常、1メートル程度の間隔で段階的に進んでいます。たとえば、レッドキャニオンでは、接触は、バス層のストロマトライト石灰岩が、その上にあるハカタイ頁岩の粗い砕屑性堆積岩と密接に重なり合う間隔で構成されています。グランドキャニオンの東部では、接触は鋭いですが、順応的です。^{[2] [9]}

タピーツ砂岩とバス層と、褶曲し断層のあるウンカー層群の残りの部分との接触部は、顕著な角張った不整合で、大不整合の一部である。ウンカー層の差別侵食により、カルデナス玄武岩とシヌモ珪岩の抵抗力のある層が地形上の隆起（今日では古代の風化したモナドノックとして見られる）として残され、現在はタピーツ砂岩の砂岩、頁岩、礫岩に埋もれている。これらのモナドノックは、タピーツ砂岩やトント層群の他の岩石を堆積させた海進の間に、粗粒の堆積物の供給源として局所的に機能した。バス層とタピーツ砂岩の接触部は、モナドノックの間にある比較的平坦な表面の一部を形成している。^{[2] [9]}

化石ストロマ トライトはバス層で発見されている。ストロマトライトの「柱状形態」は珍しい。これらの形態のうち、バス層から報告されているのはCollenia undosa Walcott、Collenia symmetrica Fenton & Fenton、Collenia frequens Walcott のみである。これらのストロマトライトが成長した環境は、関連する堆積物から判断すると、静かで浅い海水であった。さざ波や泥の割れ目がよく見られることから、断続的な乾燥が示唆される。それらに付随する薄片角礫岩の薄い層は、短時間の乱流が時々あったことを示している。しかし、海岸線に近い干潟環境を具体的に示す直接的な証拠はない。^[11]

バス層からは、クラゲ、海綿動物、ミミズ痕、二枚貝など、さまざまな種類の化石が発見されている。報告された化石を精査した結果、化石の海綿動物は無機質のシリカ凝結物、クラゲはガスの排出構造または藻類のコロニー、ミミズ痕は無機質の堆積構造物であると結論付けられた。さらに、バス層から発見された、親和性不明の二枚貝の化石は、現在では丸い​​泥片またはペレットで、藻類起源のオンコライトである可能性が高いと判断されている。 ^{[11] [12] [13]}

バス石灰岩に見られる岩相と堆積構造は、ホタウタ層を除いて、西から海進した海の下に堆積したことを示している。ホタウタ層は、ヴィシュヌ基盤岩の侵食された表面の谷間に堆積した河川 砂と砂利からなる。珪岩の砂利は、ホタウタ層礫岩がグランドキャニオン地域の外側に未知の距離まで広がった河川システムによって堆積したことを示している。海洋堆積物は、ホタウタ層の河川堆積物を滑らかな表面として埋め、西からの海進によって水没したヴィシュヌ基盤岩のおそらく150フィート (46 m) 以下の局所的な起伏がある。バス層のドロマイトは、おそらく最初は石灰岩として堆積し、その後の続成作用によってドロマイトに変化した。この石灰岩は、主に生物学的プロセスと非学的プロセスの両方によって、澄んだ比較的暖かい浅い海水に堆積した。海水が最大かつ最も深く侵入した時期には、グランドキャニオン西部に石灰岩と深海泥が堆積し、グランドキャニオン東部にはストロマトライトと浅海泥が堆積した。海水が最大限に侵入した後、海はゆっくりと後退し、バス層上部に見られるさざ波、泥割れ、酸化頁岩、その他の定期的な地上露出の証拠が示すように、沿岸および海岸環境に堆積した。この後退期には、蒸発岩形成条件も発生したと思われる。最終的に、浅い沿岸海洋環境、沿岸平野の干潟、およびハカタイ頁岩堆積の始まりを示すデルタがグランドキャニオン地域を支配した。^{[2] [5] [6] [9]}

バス層の灰層のジルコンのウラン鉛年代測定、その上にある火成岩のアルゴンアルゴン年代測定、およびその下のヴィシュヌ基盤岩の熱年代学的研究により、バス層とそれに関連するウンカル グループの年代が制限されます。その下部にある空中落下した火山灰層のジルコンから、ウラン鉛年代測定で 1,254.8 ± 1.6 Ma が得られました。この年代は、バス層と相関すると解釈される先カンブリア時代の地層の放射年代や、以前の古地磁気研究から推定されたその年代と一致しています。さらに、この年代は、より若いカルデナス玄武岩が約 1,104 Ma に噴火したこととも一致しています。最後に、ジルコンのウラン鉛年代測定は、その下にあるヴィシュヌ基盤岩の研究と一致しており、ジルコンは1,750 Maから1,660 Maの間に深さ25～10 kmから掘り出されたこと、また1,660 Maから1,250 Maの間に深さ10 kmからバス層がある地表まで掘り出されたことを示しています。^{[5] [9]}

バス層のクリソタイル アスベスト 鉱脈の存在は、パウエル探検隊によるグランドキャニオンの初期探検で初めて注目された。1890年直後、これらのアスベスト鉱床の採掘権が申請された。その後、1900年代初頭には、ウィリアム・ウォレス・バスがシヌモ・クリーク-ハカタイ・キャニオン地域でアスベストを採掘し、ジョン・ハンスはアスベスト・キャニオンでアスベストを採掘した。これらの鉱床には良質のアスベストが含まれていたが、鉱床がかなり小さくアクセスが困難であったため、そこから生産されたアスベストはわずかで、せいぜい数トンであった。これらのアスベスト鉱山は現在は放棄され、史跡として保護されている。^{[14] [15] [16]}

1960年代半ば、グレゴリー・H・ビリングスリーは、タピーツ・クリークの河口で厚さ7.6cm（3.0インチ）に達するアスベストの鉱脈をいくつか発見した。これらの鉱脈は、コロラド川に沿って上流約2マイル、ストーン・クリークまで露出している。緑色緑泥石、緑色ガーネット、タルクは、玄武岩質岩床に関連する厚さ0.6～0.9m（2～3フィート）の接触変成帯で発生するアスベスト鉱脈と関連している。理由は不明であるが、これらの鉱脈に対する請求は一度も行われず、採掘の試みも行われなかった。^{[14] [16]}

グランドキャニオンのアスベスト鉱床は、起源と性質において、アリゾナ州ヒラ郡のシエラアンチャ-ソルトリバーキャニオン地域のアスベスト鉱床と非常によく似ています。バス層の場合と同様に、これらのクリソタイルアスベスト鉱床は、玄武岩の岩脈と岩床によって変質したマグネシウムを含む中原生代のドロマイトと石灰岩で発生する接触変成型です。グランドキャニオンのアスベスト鉱床の場合と同様に、ドロマイトと石灰岩は、玄武岩の貫入によって加熱されたシリカを含む流体と反応して、蛇紋岩鉱物のクリソタイルを形成しました。グランドキャニオンのアスベスト鉱床と同様に、これらの玄武岩の岩床と岩床の年代は 1,050 Ma から 1,140 Ma の範囲です。グランドキャニオンのアスベスト鉱床とは全く異なり、シエラアンチャ・ソルトリバーキャニオン地域のアスベスト鉱床は非常に生産的であった。^{[15] [17]}

• グランドキャニオン地域の地質
• 大きな不一致

ウィキメディア・コモンズには、 Bass Formationに関連するメディアがあります。

ウィキメディア・コモンズには、バス層の地層とアンカー層群（グランドキャニオン中央部）に関連するメディアがあります。

• 匿名 (nd) グランドキャニオン、コロラド川、111 マイル地点、ハカタイ ラピッズ付近の廃アスベスト鉱山。コロラド高原アーカイブ、アリゾナ州立大学特別コレクションおよびアーカイブ、フラッグスタッフ。アリゾナ州。
• 匿名 (2011)「バス石灰岩。米国地質調査所、バージニア州レストン。」
• Jorge, R、および T. Larry (2013a) Bass Mine (Bass property; Asbestos Camp)、Bass Ferry 周辺、Grand Canyon 地域、Coconino Co.、アリゾナ州、米国。mindat.org – 鉱物および産地データベース。
• Jorge, R、および T. Larry (2013b) ハンス鉱山 (ハンス所有地、ハンス アスベスト カンパニー鉱山)、シヌモ四角形、グランド キャニオン、グランド キャニオン地区、ココニノ郡、アリゾナ州、米国。mindat.org – 鉱物および産地データベース。
• Keller, B.、(2012)「The Bass Limestone、Grand Canyon Supergroup の概要」、Grand Hikes、Bob's Rock Shop。
• Mathis, A.、および C. Bowman (2007)「岩石の大年代: グランドキャニオン内で露出している岩石の数値による年代」、アリゾナ州グランドキャニオン国立公園、国立公園局、アリゾナ州グランドキャニオン国立公園。
• ノーブル、FL (1914) アリゾナ州シヌモ四角形の地質図と断面図。国立地質図データベース、米国地質調査所、バージニア州レストン。
• Stamm, N. (2011) 地質単位: バス、米国地質調査所、バージニア州レストン。
• Timmons、MK Karlstrom、C. Dehler (1999)「グランドキャニオン超群 6 つの不整合が 1 つの大不整合を形成する 超大陸の形成と崩壊の記録」Boatman's Quarterly Review。第 12 巻、第 1 号、29 ～ 32 ページ。
• Timmons, SS (2003) 『本のページを読むことを学ぶ (グランドキャニオン地質学トレーニングマニュアル)』、国立公園局、グランドキャニオン国立公園、アリゾナ州。

北緯36°06′29″ 西経112°07′15″ / 北緯36.1080° 西経112.1209° / 36.1080; -112.1209