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| チェホチネク層 | |
|---|---|
| 地層範囲: 下部トアルシアン ~テヌイコスタタム・ビフロンス | |
 ドッベルティンのシュヴィンツァー・ヘルベルク粘土採掘場の露頭 | |
| タイプ | 地質学的形成 |
| 単位 |
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| サブユニット |
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| 下地 | |
| オーバーレイ | |
| エリア | ポーランド盆地 -北ドイツ盆地 |
| 厚さ | 140メートル（460フィート） |
| 岩石学 | |
| 主要な | 粘土岩と豊富な粘土採掘場[1] |
| 他の | 破砕や風化の痕跡を残して堆積した砂質粘土質堆積物。灰色異岩、泥岩、粘土岩、シルト岩、細粒砂岩[1] |
| 位置 | |
| 国 |
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| 範囲 | 約205,000 km 2 (79,000平方マイル) |
| タイプセクション | |
| 名前の由来 | チェホチネク、ポーランド |
| 命名者 | ステファン・ズビグニェフ・ロジツキ (非公式部隊として) [1] [2] |
| 年の定義 | 1958 |
  チェコチネク層 (ポーランド) | |
チェホチネク層（スリシェヴォのグリフィツェ層[3]としても知られる）は、ドイツではグリーンシリーズ/グリメン層[4]（ドイツ語：Grüne Serie）として知られており、ドイツのグリメンからリトアニアにかけてバルト海沿岸に広がるジュラ紀（下部トアルシアン）の地質層で、その主要部はポーランドにあり、いくつかのボーリング坑はカリーニングラードにあります。[5] [6]これは、化石記録でデルタとして定義されている最大の大陸地域を表し、ポーランド領域だけで約7.1 × 100,000 km 2（39,000平方マイル）をカバーすると推定されています。[7]この層は、150種を超える様々な昆虫群からなる多様な昆虫相と、サメ、条鰭類、海生爬虫類などの海洋脊椎動物の化石、初期の甲羅亜綱のエマウサウルスや、まだ明確な属に割り当てられていない他の恐竜の陸生化石で知られています。 [8]この層の大部分は、上部プリエンスバキアンから後期トアルシアンの浅海堆積物が露出した、ずれた氷河ラフトの粘土採掘活動によるものです。 [9]粗砂と細砂の堆積物と結石から始まり、ファルシフェラム帯の後のチエコチネク層の純粋な粘土は、フェノスカンディア本土の南の限られた盆地に堆積しました。炭酸塩の結石で満たされた層があり、そこから大きな昆虫相が発見されています。[10]
チェホチネク層はボーンホルム島のソルザット層の姉妹層で、前面の汽水域（葉足動物の存在と棘皮動物や他の狭塩性無脊椎動物の不在により測定）とリトアニアのラバ層（東側のより汽水域）はソルザットのデルタ/ラグーナ堆積物の前浜域で、後者の南に位置し、2 つの層の間に発達した測定されたデルタ系の存在により、両者の間で物質を共有しています。[11] [5]チェホチネク層は、後期トアルシアン期の北ドイツ盆地の北東縁に位置する堆積地域であり、その北にあるソルザット層（ボーンホルム高地、フィンランド海岸）とリューゲン島北部（リングケビング・フュン高地）が、チェホチネク層堆積岩の陸成要素を提供した。[12]ポシドニア頁岩は、主にこの盆地の近くのより深い部分に堆積し、メクレンブルク＝フォアポンメルン州とブランデンブルク州の西部でチェホチネク層と重なっている。[12] [13]主な同等物は、ポシドニア頁岩、ライドバック層の上部、リヤ層（スウェーデン南部）、フィェリッツレーヴ層（デンマーク盆地）、ソルザット層（ボーンホルム）、ラバ層（リトアニア）である。 [1]また、ポーランドには同時期に放棄された非公式の単位があり、グリフィツェ層（現在はポメラニア地方のチェホチネクと融合）、下ウィシェツ層（チェンストホヴァ地方）、または「エステリアシリーズ」である。[1]
歴史
ドッベルティンの粘土採掘場は過去にも採掘されており、最も有名なのはシュヴィンツァー・ヘルベルク粘土採掘場である。[14]この粘土層はヘルベルクの北東斜面に現れ、1879年にロストックの地質学者オイゲン・ガイニッツによって初めて発見・発掘され、そのように認識された。[15] [16]グリメンのチエホチネク層堆積物は1873年に発見された。最初に記載された堆積物は、グリメンの北4キロメートル (2.5マイル) にあるシェーネンヴァルデ村近くの300メートルの鉄道切通しからの灰色の可塑性粘土からなる。[9] [17]クライン・レームハーゲンとドッベルティンで採掘された粘土は、コンクリート製造の添加剤として使用された。[18]最初の化石は主にアンモナイト（より正確なデータ化が可能になった）と昆虫で、1894年に発見された。ガイニッツは、同時期に研究していた南部のリアス質頁岩と地元の発見物を関連付けたが、堆積物に葉足動物と鞘翅目鞘翅が豊富に含まれていたことに驚き、より淡水/陸生の影響があったことを示唆した。[19] [ 20]後者では、アンモナイトを参考にして、1909年にグリメンピットは異なるが、主に南ドイツに存在し遠洋性のポシドニア頁岩（両方ともリアス質）の地域的同等物であることが確立された。[21]また、堆積物の一部はボーンホルムのリアス質（主にハスレ層）の発見物と縞模様であった。[22] 1954年にチェホチネクで最初の掘削作業が行われたが、その地域の地質はジュラ紀の堆積作用に関連していたが、それ以上の具体的なデータは得られなかった。[23]この最初の掘削孔は後にこの層の主要な坑道となった。1958年になって初めて、著名な地質学者ステファン・ズビグニェフ・ロジツキがチェホチネク層という名称を提案し、非公式の単位として暫定的に残された。[2]ロジツキは、この層を復元する地層を詳細に研究した最初の人物であり、彼はこれを「セリア・チェホチネク層」と呼び、泥岩、粘土岩、頁岩に代表される粘土岩を基盤とした構造を報告し、カオリン含有量が非常に高い粘土も発見した。また、この研究は、わずかに新しいセリア・ボルチツカ（ボルリツェ層）と初めて比較し、岩石の年代はおよそ後期リアス紀であると推定し、最上部にドッガー堆積物が見つかる可能性がある。[2]また、この研究は、シフィエントクシスキエ山脈のオストロヴィエツ層に類似していたことを示唆している。[2]この地域の研究により、グリメンで見つかった粘土の堆積物は周辺地域に広く分布していることが判明し、1959年から1961年の間にクライン・レームハーゲン近くに粘土ピットが開設されました。[17]その年以降、ピットの拡張が拡大し、より深い研究が可能になり、その堆積学に関する詳細な洞察が得られるようになりました。また、ドッベルティンピットでも、深さを比較しました。[24]この地層は深く、明らかな氷河変形があり、氷河漂石の影響でいくつかの層がずれていることがわかりました。[17]ドッベルティンの地層で見つかったアンモナイトは、年代的にはプリエンスバッハ期と特定されましたが、後期のトアルシアンのアンモナイトであることが証明されました。[22]その後の研究では、すでに掘削された層の堆積学に関する研究や、カオリナイトや関連物質の類似した組成を持つ新しいボーリング孔の発見などが行われ、ポーランド盆地の堆積物にチェホチネク層という名称が使用されています。[25]「Formazaja Ciechocińska」という名称が最初に提案されたのは1960年代で、同時にこの層の地層学から中期ジュラ紀の地層が除外され、現在ではドイツのポシドニア頁岩と最初に結び付けられています。[26]この時点では、カオリナイト含有量は大規模なデルタ相に基づく堆積環境と関連付けられており、現代の大河川と比較すると、この層は熱帯気候であることが示唆されています。[27] 1970年代後半には、ポーランド盆地のトアルシアン相が発見され、ポシドニア頁岩や同年代のドッベルティンとグリメンの堆積物と年代的に結び付けられました。 [28] ドイツ領内にポシドニア頁岩が存在することは 90 年代まで言及されていたが、この鉱床は菱鉄鉱と泥岩が大部分を占めており、真のポシドニア頁岩は南部の遠洋性鉱床に限られている。[29]グリメンとドッベルティンの粘土採掘場は異なる運命をたどった。最初の採掘場は 1995 年に閉鎖され、2002 年以降は淡水で満たされている。[17]しかし、ドッベルティンの採掘場は、露出した地層がトアルシアンの例外的な陸海相分布であると考えられ、またフェノスカンジア北縁からの化石の豊富さから国際的に有名であるため、1991 年以来地質学的天然記念物として保護されている。2000 年代には、地質、地層学、堆積作用を研究する層の作業の大部分が行われた。[30] [31] ドイツ層は、最近のいくつかの研究でチェホチネク層の一部として分類されている。[32]
アーレンスブルクとハーゲンの森の氷河漂礫岩で発見されたトアルシアンの物質は、その起源が疑わしいため論争の的となっており、この層だけでなく、リヤ層やソルザット層にも関連付けられている。 [33]もともとは地元のものかバルト海のものではないかと考えられていたが、リューベック近郊のバルト海の崖で漂礫岩の結石が発見され、ヴァイクゼル氷河極大期の一部として発見されたことで状況が変わった。[34]この群集に含まれるライアス紀～白亜紀の堆積物は、おそらくソルゲンフライ～トルンクイスト帯のテクトニックな現象と関連している。この漂石の起源が南西バルト海、ポーランド、またはデンマーク諸島である可能性は低い。これらの地域は後期白亜紀～暁新世の地層が優勢であるため、このトアルシアンの集合体はSTZ～TTZとドイツのバルト海沿岸の間の南/南西から来たものであると示唆している。[33]この堆積物をチェホチネク層と結び付ける最も明確なヒントは、グリメン層とドッベルティン層の動物相と相構成が同一であり、氷河下の浸食と衝上断層の影響も受けていることから、地層学的および古地理学的起源が近いことを示唆している。[33]
岩石学
チェホチネク層は、泥とシルト、そして砂岩とともに、数メートルにわたって厚さ 1 mm から 20 cm 未満の細粒砂質レンズと、それに続くレンズを伴う、固めの悪い泥岩とシルト岩から主に構成されています。続成作用による菱鉄鉱の層間および結石 (厚さ約 20 cm) や黄鉄鉱結石も存在します。[30]ピットの岩相は、主に灰黄色と赤褐色の粘土泥灰岩 で構成され、その上に黄鉄鉱と石膏を含む粘土岩が堆積しており、この粘土岩には「アマルテエントーン」と呼ばれる「泥灰岩」結石が豊富に含まれています。菱鉄鉱の鉱化は、チェホチネク層のあらゆるタイプの鉱床で発生します。微細結晶の種類、粗結晶の菱面体、および未確認の水酸化鉄の混合物に含浸された微細結晶の凝集体が含まれる。[31]特定の層の菱鉄鉱の鉱化は有機物の豊富さと関連しており、有機物の崩壊は炭酸塩の過飽和が進行することで終了し、菱鉄鉱の核に早期に沈殿する。それらはまた、有機物の豊富さに関連して、水の塩分条件を反映し、短期間で変動を示している。[31]菱鉄鉱の球晶はクラシュクフ近くの堆積物でも記録されており、ブロディ-ルビエニアのボーリング孔では明るい灰色の泥岩の中に単一の球晶またはいくつかの球晶のグループも出現している。[35]地層は主にドイツ領の海洋動物、ベレムナイト、二枚貝、腹足類で満たされており、その硬い部分は石化して堆積した粒子の一部になっている。最南端にはシルト質から細砂、弱炭酸塩の雲母相がある。 [9]地層の岩相は粘土岩と粘土が主体で、最下層と最上層には化石を多く含む泥岩、褐色の固結砂、シルト岩、砂岩、粗い砂から非常に分級した砂が見られる。[29] [36]より詳細な岩相評価により、岩相は緑がかった灰色の粗砂、暗色の粘土の条線とフサイン（木炭）粒子を含む粘土質シルト、レンズ状の薄片を持つ暗色の粘土層、方解石の核と菱鉄鉱のマントルを持つ石灰岩の結石、黄鉄鉱の結石、そして最後に純粋な緑がかった粘土層に細分化されました。泥と泥岩は主に普通の粘土の大きさの粒子で構成され、一部にはシルトが混ざっています。他の成分が混ざっていない純粋な粘土と粘土岩とは対照的に、砂質の泥と泥岩も見られますが、これらは稀か極めて稀です。泥岩は固めが悪く、崩壊しやすく、膨張して可塑性になりがちですが、例外的なのは重い菱鉄鉱泥岩で、色は茶色やチェリーレッドから、オリーブ色がよく見られるなど、多種多様な色に及びます。[30]一方、固めが不十分な石英砂岩が豊富にあり、定期的にシルトとシルト岩が挟み込まれています。[30]砂岩に沿って、緑泥石とカオリナイトの粒子があります。植物の微小残骸は一般的であり、層状の面で雲母片に集中していますが、数センチメートルの長さのより大きな木片も中程度に多く見られます。[30]重鉱物が存在し、最も一般的な自形としてジルコン、ルチル、トルマリン、およびルチル、ガーネット、スタウロライトの角張った破片、そして最後にジルコン、ルチル、ガーネット、トルマリンの丸みを帯びた楕円形の粒子が含まれます。主要な重鉱物以外では、緑色の角閃石、アパタイト、ジステイン、緑簾石の丸みを帯びた粒子が見つかる可能性があり、最後にある研究では輝石粒子が1つ見つかりました。[30] 薄い石灰岩層を除いて、ほとんどがセメント化されています。[29] 他に見つかった鉱物には、イライト、石英、方解石、長石、スメクタイト、そして少量ではあるが木炭が含まれます。[36]また、不安定な重鉱物（軟マンガン鉱、マンガン鉱、バーネス鉱、トドロキ石、菱マンガン鉱）の含有量と割合も高いです。）は、トアルシアン粘土中に見られ、これは玄武岩質火山活動堆積物を示しており、同時期のデュパダル層などの最も近い内陸地層から移動したと考えられます。地元の火山活動は後期プリエンスバッハ期に始まり、北海に沿って、主にスウェーデン南部から広がっています。[37]この時点で、中央スコーネ火山地域とエーゲルスン盆地は地層のほとんどを排出し、地元の地質構造に影響を与えました。[37]エーゲルスン盆地には、粘土採掘場で見つかったものとほぼ同じ組成の、前期ジュラ紀の新鮮な斑状 霞岩溶岩と岩脈が豊富にあります。これは、ソルタット層に存在するのと同じように、チェホチネク層の海底堆積物で終わる大きな河川によって大陸縁辺から地層が移動したことを明らかにしています。[37] [38]チェホチネク層の三次元粘土は、おそらくデュパダル層に見られるように、この風化生成物として発生した。[37]火山活動は、先カンブリア代-古生代の風化の結果としてフェノスカンジア海岸に堆積した、ヘッタンギアン-シネムリアン層の下にあるヘッタンギアン-シネムリアン層を侵食した可能性が高い。これは、火山性物質を豊富に含む粘土の量が増加した後、ヘーオル砂岩の侵食の結果として、砂がスコーネから北ドイツ盆地に繰り返し注ぎ込まれたためと考えられる。[39]熱帯気候環境での大陸形成に関連し、さまざまな火成岩、変成岩、堆積岩の化学的風化に関連するカオリナイトの存在は、緑泥石と黒雲母とともに、河川とデルタの力に関連した堆積を示唆している。東ズデーテス山脈とその前縁部は、クラクフ・チェンストホヴァ単斜層と繋がる前ズデーテス単斜層の下部ジュラ紀堆積物であり、この層の地層とほぼ同じ組成を持っているため、運ばれた物質の起源として最も有力な候補である。[30]
地層学
ドッベルティンとグリメン粘土採掘場が主なもので、最近の氷河活動により地層がずれて露出したジュラ紀下層である。[39]このユニットの基底層は、プリエンスバッハ期の最新の露出層を覆っており、これは主に粗粒から細粒の灰色および緑色の砂と砂岩で構成され、棘皮動物と狭塩性動物が豊富に生息する、海洋境界の環境に由来する。[19]このレベルの最上部では、層が砂から粘土へと遷移しており、堆積環境の変化を示しており、限られた盆地であったと考えられる。この層の固有層は、休止期から始まり、下部トアルシアンのテヌイコストム亜帯にジャンプする。この亜帯も浅海起源の粗粒から細粒の砂からなり、炭酸塩コンクリーションに沿っており、アンモナイトLobolytoceras siemensiがセミセラタム亜帯まで達していることを示す。[9] [24] [13]その後、層は粘土が優勢となり、最初のレベルには小さなコンクリーションが豊富に含まれる層（エレガントゥルム亜帯）があり、サイズが10cmに達することはまれで、そこからアンモナイトHarpoceras exaratumが生じ、エクサラタム亜帯まで達していることが裏付けられている。[24] [17]上部では、チエホシネク層の粘土が細砂が優勢な層に変わり、海退による海面低下を示している。これらの地層は、もともとファルシフェルム亜帯とされていたが、その後の研究で、伝統的な後期トアルシアン、つまりビフロンス-トゥアルセンス亜帯に由来することが判明した。[6]これらの地層は、北ドイツ盆地全体で見られる漂礫岩と相関しており、グレーテンサンドシュタイン層と呼ばれ、波状層の上に堆積した明るい灰色の細粒砂岩で構成されたチェホチネク層にあり、硬骨魚類の破片の残骸 やムール貝（おそらくPseudomytiloides sp.）の殻の残骸が含まれている。これらの砂岩は、緩い砂の中で炭酸塩で固められた結石として発達した。[6]これらの砂は、スコーネのホーオル層の浸食の結果であり、他のどの層よりも多くの木質および褐鉄鉱の痕跡を有し、流路の存在を示しており、いくつかは流路充填物と解釈できる。[6]全体的に、これらの発見は北ドイツ盆地に発達した大デルタシステムと相関しており、砂と砂岩はデルタ前線の初期延長部の横方向の堆積としてチェホチネク層に由来し、トゥアルセンス亜帯で増加し、少なくともグリメンでかなり大きな河川チャネルが見られ、また、堆積物の相関的な進化はグレートシュヴェリーンボーリング孔でも見られます。[11]
「エステリア層群」（ポーランド語：Seria Esteriowa ）は、1950年代に聖十字架山脈（シフィエントクシス県）で名付けられた非公式の層群で、エウエステリア属（当時はエステリアと呼ばれていたが、現在は昆虫に取って代わられている）の葉状動物が豊富に生息していることから名付けられた。[40]この層群は泥岩と砂岩で構成されており、特徴的な汽水淡水動物相はエウエステリア属が優勢である。[41] Płońsk 1のような場所では、深さ1869～1934メートルに、石炭や灰色のレンズ、粘土質の芽、シャットグリーンの泥岩を含む浮遊砂岩と石英で構成される第1ボーリング坑道が出現する。[42]ボジャ・ヴォラの731.3～852.0メートルのボーリング坑のような他の断面では、「エステリアサブユニット」は、緑がかった灰色の下にある白色砂岩、細粒および中粒でやや硬い灰色の粘土岩、そして多数の焦げた植物を含む淡い細粒砂岩からなる暗灰色のラバの木で構成されています。[43]ポーランドとカリーニングラードの間にあるリズバルク・ヴァルミンスキとポレスクのボーリング坑では、このサブユニットの地層が示されています。深さ827メートル（一部の研究者は806～900メートルを「エステリアサブユニット」と見なしています）では、中期ジュラ紀の地層に覆われた砂岩で構成された河川由来の地層が回収されています。[44]このセクションはリトアニアからマズリアまでをカバーし、東から西にかけて湖水堆積物から汽水へと徐々に移行していることを示しています。トアルシアン下部では、禿げた砂岩の堆積によってわかるようにこの地域は排水され、後にドッガー海進の最大拡大時に再び洪水になりました。[44]湖水「エステリアサブユニット」はポーランド低地によく見られ、赤黄色の砂岩、豊富な白雲母、および褐色と黄色の鉄鉱石の組成で知られています。 [44]ワルシャワIG-1ボーリングホールとスタラ・イヴィチナの掘削コアでは、サブユニットは1,639.3 - 1,738.9メートルに現れ、緑灰色の泥岩、砂岩、ミュール[説明が必要]、粘土質の層状岩で構成され、時には層状で灰色でまだら模様で、下部トアルシアンと中期ジュラ紀の境界は明確ではありません。[45]プシュチャの掘削コアでは、このサブユニットには約7.5メートルの砂岩があり、近くのクヤヴィまで平行にチェホチネク層の堆積作用に続いて堆積しました。[46]ここでは砂質相が一般的で、特にザコシチェレとドンブロフカのボーリング孔に多く見られ、ここではより湿潤な堆積物からの挿入物と側方の泥岩を含む砂岩複合体が優勢な地層となっていますが、ザコシチェレとシェレツでは砂岩が全層を覆っています。[46]
エステリア層は、1951年にジャルヌフ近辺で初めて発見され（後にヴォショシュとクラシュクフでも発見された[47] ）、特徴的な菱鉄鉱の挿入物を含む一連の緑色泥岩、豊富な根、植物の破片、付随する石炭を含む古土壌、およびEuestheria属の豊富な生痕化石と葉足動物を含むユニットとして、非公式のジャルヌフ層に割り当てられ、 1954年にサムソノヴィッチがチェホチネク層を記載するまで、非公式のジャルヌフ層に割り当てられました。チェホチネク層では、同一の岩相だけでなく、両方にEuestheria minutaとEuestheria brodieanaという種が共通していることが発見されました。[40]この偶然にもかかわらず、エステリア層は命名され、非公式にシフィエントクシスキエ地域のザルゼツカ層と結び付けられました。[40]この見解は長い間広く受け入れられていたが、メホヴォIG Iボーリング坑の発見により、イレーナ・ユルキエヴィチがこの系列がチェホチネク系列および緑系列と同等であると立証した。このサブユニットには2つのセクションがあり、エステリウム（緑）と呼ばれ、下位の系列はポデステリオワ（ポッド緑）と呼ばれている。[40]この系列は泥岩と砂岩で構成され、細粒砂岩、時には中粒の砂岩が溢れ、菱鉄鉱泥岩または茶色の菱鉄鉱が挿入されているか、または砂岩に菱鉄鉱が含浸している。さらに、鉄の球晶がここに現れ、いくつかのレベルで塊状になっている。これらの岩石には雲母が多く含まれ、そのほとんどは白雲母である。[40] ヴィジナ・クラクフスコ＝チェンストホフスカ地域には、Ammodiscus glumaceus、A. orbis、A. cf. orbis、Trochammina sp.、Haplophragmoides sp.、Glomospira sp.、Lenticulina sp.に代表される微小動物が豊富に生息している。また、ムール貝も生息しているが、残念ながら保存状態が悪いため特定できない（おそらくModiolus sp.）。Paxitriletes phyllicus megasporeが大量に発見されている。[48]
堆積環境
チェホチネク層の堆積物は汽水起源で、ポーランドの大陸棚堆積盆地に堆積したもので、中部ヨーロッパのトアルシアン盆地の東側であった。[30]堆積学的分析では、広くは20メートルより深い浅い盆地に堆積し、現在は大きく浅い汽水湾の特徴を示している。[49]主な堆積環境の構造は3つの部分に分かれている。中央のカシェヴィ・コシチェルネ近くには、季節的に海水が流入する、制限された汽水盆地があった。[49]その周囲には、制限された汽水湾が連続して発達し、汽水の影響を受けたラグーン、砂丘障壁、デルタ前線、デルタ平野、湿地によって形成された遷移環境につながっている。[49]これらすべては、辺縁部に起源を持つデルタ相の影響を受けています。地層に沿ったよく保存された構造遷移は、層の堆積環境が嵐の期間に強く影響されたことを示しています。[50]その嵐の期間中、古海流は砂やその他の成分を沿岸から遠方の場所へ運び、その後、波によって再加工され、いくつかの波関連の流れによって海底に沿って分配されました。[50]遠方の場所は、砂シルト条痕、交差ラミナティシルト、小さな砂レンズ、および泥-シルト-砂の異岩のいくつかの層状堆積物の存在により、嵐の影響を示しています。[50]近方の場所は、波平行および交差ベッドのさざ波マークなどのいくつかの痕跡と堆積構造を伴う数センチメートルの厚さの層と砂の塊によって地層上に表されています。この地層に沿って、地質化学分析により盆地に汽水の影響があったことが示されている場所に、生痕化石が堆積している。[50]堆積物の主成分は泥、挟在砂岩、シルトであり、多種多様な構造に堆積しており、細粒堆積物から波が支配的な砂洲まで、少なくとも12の岩相がある。主な堆積は、おそらく河口付近から来る懸濁物からの静かな泥とシルトの堆積によるものと考えられている。粘土と細粒シルトが絶えず流入する堆積盆地で、河川輸送、嵐、ユースタティック効果、その他の関連事象によって砂が運ばれてきた。[51]地層には時間の経過に伴う詳細な変化の連続があり、デルタの前進、河道の流れの停止、長期にわたる海水準変動などの影響により河口の位置が移動しており、これらはすべて、泥シルト相の侵食と交差ラミネラミネーションの結果としての微細構造の存在によって確認できます。[51]トアルシアン下部の海面上昇と相関する海進は、シレジア-クラクフ地域ではっきりと見ることができます。そこでは海がポーランド海溝を侵食し、その結果、下層のブラノヴィツェ層で観察できるプリエンスバッハの沖積堆積物が終了しました。沿岸環境にはまだ沖積堆積物が存在しており、これはおそらく洪水に関連する影響です。[51]いくつかの地層では、チェホチネク層の最も新しい層での堆積が続くにつれて海水の化学組成が変化していることが観察され、おそらく河川流の堆積により汽水環境が形成された可能性があることを示唆しています。この層から報告されている無脊椎動物の痕跡のほとんどは、これらの層に由来しています。[51]いくつかの海洋性渦鞭毛藻嚢子、有孔虫の裏地、および黄鉄鉱の鉱化に関連するプラノライト、パレオフィカス、ヘルミントプシス、ジャイロコルテ、プロトビルグラリア、スポンジア、ディプロクラテリオンなどの比較的多様な痕跡化石が含まれています。[ 51 ] [ 50 ]層の上部レベルでは、堆積に明らかな変化があり、口蓋の沖積前進を伴う海退が見られます。海は海岸の湖、ラグーン、デルタ、マングローブを残し、植物の根と乾燥亀裂の発生によって陸地が出現したことが確認された。[51]これは現在の動物相の変化にも表れており、特にプラノライトなどの生痕化石が豊富になり、水の塩分濃度の低下を反映して、 Eustheria属の葉足動物が出現している。[50]
プロフィール
経済的影響
局所的な続成作用はカオリナイトを変換するのに十分ではなかったが、スメクタイトと混合層をイライトおよび/または緑泥石に変化させた可能性がある。[53]チェホチネク層下部の粘土層は、岩相の発達と菱鉄鉱含有量の低さから、経済的に重要な意味を持つ。[53]この地層は、経済資源と、陶磁器やある種のせっ器用粘土の製造に適した原材料の埋蔵量で満たされている。[53] 陶磁器の原材料にできるカオリナイトの種類は、古い（特にプリエンスバッハ期）風化した被覆の浸食と再堆積の結果としてその含有量がさらに増加した地域でのみ、局所的に期待できる。 [53]下部トアルシアンの地球温暖化と湿潤化により、カオリナイトによる気候強化は層の上部で一般的に見られたが、周期的な進行の増加により、これらの堆積物はシルトと砂質の異岩しか残らなかった。[53]
マゾフシェ山の層に属する堆積物は、（地質学的および地球物理学的データに基づくと）CO2貯留場所となる可能性があることがわかっている。 [ 54]直接コア分析と北部地域のチェホチネク層全体規模で計算された岩石物理学的パラメータの両方から得られた、この層は、ドゥジェヴィツァ層やその他の古い層のコレクターと比較して、十分な量のCO2を潜在的に含んでいる。 [54]以前のイタリアの研究者による分析では、多孔度は1.53～11.56%の範囲であることが判明した。チェホチネク層の単一のヘテロリスは、それぞれ15.1%と0.159 mDの値を生み出した。[54]チェホチネク層のさまざまなセクションのアーカイブデータでは、多孔度は3.67～22.59%、浸透率は<0.1～50.92 mDである。[54]これらのレベルは、その領域内の不連続な変形の存在によって遮断されることが多く、システムの岩石物理学的特性に関する文書は非常に乏しい。[54]
古環境
ポーランド盆地
ポーランド盆地のチェホチネク層は、主に巨大で浅い汽水/淡水湾で、下部は限られた沖合環境に堆積し、ラグーン、デルタ、その他の海岸堆積物があり、ポモージェ地方のより深く、ほぼ完全に海洋の環境に変換されます。[55]具体的には、チェホチネク層は、東ボヘミア山塊と北ボヘミア山塊の沿岸堆積物とフェノスカンジアの南西縁を覆う盆地でした。 [56]パルコショビツェでは、東ボヘミア山塊の海岸は大きなデルタで終わり、有機物と幹が堆積しました。[56]このゾーンは、顕著な海洋の影響を伴うより発達した水生条件を持ち、チェコ共和国から来る川が存在し、海岸に運ばれた有機物は、山塊の東縁に存在する石炭紀の地層である熱的に成熟した堆積物に由来する可能性がより高いためです。[56]ブロディ・ルビエニア掘削孔は、フェノスカンジナビア楯状地の沿岸部を表しており、河川デルタも存在するが、陸地の影響がより強く、河川浸食物質はルブリンのオルドビス紀/シルル紀の黒色頁岩から来ている。[56]
ポーランド盆地では、最近、（陸源物質中の植物破壊細胞の研究に基づいて）13 C曲線に鋭い負の異常（CIE）が見つかり、徐々に温暖化が進んださらなるエピソードを証明しています。[57]海洋堆積物に粘土が豊富に存在することは、陸相の大きな流動を示唆しています。[55] 2000メートルまでの埋没深度で（特にスメクタイトのイライト化）、顕著な続成作用の重複があり、研究された堆積物のほとんどは1500〜2000メートルより深く埋没しておらず、これはトアルシアンの堆積物が熱続成作用によって目に見える規模で変化しなかったことを示しています。[55]この層の地層のカオリナイト含有量は、続成作用に対する耐性があるため重要ですが、チェホチネク鉱床では、カオリナイトをイライトに変えるのに十分な続成作用がなかったことが観察され、粘土鉱物は砕屑性で、有機物は非常に未熟であり、花粉化石は熱作用が低いことが示されています。[55] [58]このカオリナイトは、主に大きな河川システムの端にあるブロディ-ルベニアボーリングで回収されました。 [59]東ポーランド盆地では、トアルシアン鉱床からの全有機炭素は、地球上の物質の埋没に関連する有機炭素とともに、世界中で観測される気候変動との関連がありません。[55]チェホチネク層の下部は、温暖化の始まりによる炭素含有量の減少を反映した、温暖化の始まりによる堆積物の埋没状態を示しており、おそらくはトアルシアン初期の海進による海洋洪水と関連しており、沼地の低地堆積物が再形成されました。[58] [55]この段階では、周囲の陸地で明らかに侵食と流出が促進され、多様な鉱物を含む堆積物が海洋盆地に運ばれました。[58] [55]
現代のポーランド王国における緑色の岩相の存在は、浅い海洋相で鉄の存在が減少していることを示す古代の鉄鉱石古環境に関連しています。[30] [58]現代の地層におけるこのタイプの堆積物の発生は、河口付近の熱帯地域に関連しており、そこでは粘土鉱物の組成が、局所的な地殻変動、海面変動、浸食、古代の堆積物のリサイクルの影響、または輸送と堆積の際の水力選別によって中程度に変化しました。[58] [60]これらの関係により、地層は、ラグーン、湾、河口、マングローブ、低エネルギーのデルタ、砂波フィールドまたはバリアー島の近くで構成される汽水環境に沿った、主に沼地または湿地環境を伴う暖かく非常に湿度の高い気候での堆積に起因しており、現代のカリブ海の島々と海岸環境に似ています。[30] [58]
この層の地層にカオリナイトが多く含まれていることは、熱帯または湿潤亜熱帯気候で一年中雨が降り、生化学的風化が進んだことを示唆している。現代のカオリナイト鉱床は典型的には湿潤なジャングル環境に存在しているからである。 [61] [58] [55]ヨーロッパ全土で発見されたトアルシアンの地層は、熱帯土壌でのカオリナイトの形成と海洋堆積物への堆積が、ペリテシアン領域におけるジュラ紀前期にほぼ同時期に起こった可能性があることを示唆している。 [55] [61]スリショヴィツェのボーリング孔では緩やかな鉱物学的変化が記録されたが、メホヴォのボーリング孔ではカオリナイト含有量の明らかな変動が見られ、ミランコビッチサイクル、つまり海相へのカオリナイトの堆積による短い気候変動も確認されている。そこでは気候条件の変化によって、ジュラ紀以前のカオリナイト質岩石の局所的な浸食と再加工が増加した。[61]地層中のカオリナイトの減少は、気候が高温だが湿度が低いことを示唆している。[61]チェホチネク層の中央部では、大量のサオリナイトが露出していることから、環境の高湿度の結果として発達したことが示されており、鉄沈殿の測定値の外側の地層ではいくつかの化石と鉱物の存在が増加している。[61] [55]有機物はタイプIIIケロジェンであり、微細な植物の破片といくつかの有機物の痕跡がある。菌類の物質が存在し、標本数の増加が下部トアルシアンの気候変動にどのように関連しているかが示されている。[62]さらに、粘土鉱物データを使用することで、トアルシアン初期の変化がポーランド盆地にどのような影響を与えたかを明らかにすることができました。温暖化の進行は、ポーランド側の層のカオリナイト堆積の変化によって測定されました。この地域の亜熱帯気候は、テチス圏からの流出によって影響を受け、超温室効果/無酸素イベントはメタンの排出に関連していたことが明らかになりました。[61]テヌイコスタタム-ファルシフェラム境界に向かって降雨量が減少し、湿度の低い条件への移行が明らかになりました。これは、カオリナイトの量の減少によって示されました。[61] [55]
生物相と山火事
ルブリン炭鉱盆地の植物相は、ボグダンカ炭鉱のL-95ボーリング孔で発見され、主にベンネッティタレスとソテツが優占し、 イチョウとケイロレピディア科は従属的であり、シダも同様で、大型の樹上性のもののみが発見されている。[63] [64]植物相は石炭紀の地層より上にあり、ジュラ紀の植物相の保護状況は明らかに異なり、シフィエントクシスキエ植物相（ヘッタンギアン）とも異なる。植物相には、多数の亜炭に沿った砂岩の層理の主成分を形成する堆積物があり、これは地元で多数の火災が発生したことを証明している。[63] [64]
発見された有機物には、「ブラノヴィツェ褐炭」から発見された最古の生体分子（ラブダン酸、フェルギノール、スギオール、7-オキソトタロール）が含まれており、この層で山火事や泥炭火災が頻繁に発生していたことを示している。主な泥炭形成植物種はヒノキ科および/またはポドカルパ科である。 [65]褐炭の亜炭をその後再調査したところ、これらの石炭と周囲の砂岩にベンゾホパン誘導体が広く分布していることが明らかになった。これは、生分解の程度に違いがあること、および亜炭に典型的な石炭化範囲が低いことを示唆している。[66]その後のより大規模な研究では、火災がこの地域に非常に大きな影響を及ぼしたことがわかっている。[49]トアルシアン無酸素イベントの後、カシェウィ1と呼ばれる層（トアルシアン層が地層の約150メートルを占める層）で山火事活動が広く記録された。[49]木炭の豊富な量は地元の火災活動の主な指標であるが、多環芳香族炭化水素の量も山火事活動の増加を反映している。[49]粗い木炭粒子の量は少なく、細かい木炭粒子はほぼすべての測定サンプルでより豊富であり、地元の海面の小さな低下と関連している[説明が必要] 。 [49]地元で最も多く見つかった多環炭化水素はフェナントレンであり、木炭データは、トアルシアン無酸素イベントの世界的な炭素同位体変動の周辺で火災が地元でどのように増加したかを示している。[49]この期間中、この地域の地層のほとんどで、ヨークシャー、ウェールズ、ペニシェで見つかった他の時期と同時期に、少なくとも6回の火災激化が見られた。[49]
胞子体が発見されており、最も豊富なものの一つであるMinerisporites richardsoniはイソエタ科に関連する属である。その他の植物の例には、シダ、ベンネッティタレス、ソテツがある。[67]最近の地層では、海面低下への反応として植物が多く、幹とともに長さ1メートルにもなる大きな木片が存在する。[51] [58]ポーランド盆地全体で胞子が非常に優勢であることが、下部トアルシアンの地層で観察され、胞子の80％に対してビスカッケート花粉粒が平均でわずか20％であり、これは前期ジュラ紀のより古い期間の他の地層とは対照的である。[67]胞子の豊富さは古気候要因と関係があり、堆積物は当時の気候がヘッタンギアン-プリエンスバッハ期よりもずっと暖かく、ずっと湿潤であったことを示している（テヌイコスタタム生年代帯の小さな例外を除く）。[67]ポーランドの下部トアルシアン堆積物のビスカッケート花粉粒/胞子比は常に胞子に強く偏っており、汽水沖合の環境でも優勢である。[67]胞子の優勢はおそらく地域的な気候変動、ポメラニア の西ヨーロッパ海に近いこと、東部の標高が高いことに関連する大陸性気候と関係している。[67]これらの発見は、中国の湘池層（トアルシアンとも呼ばれる）で発見された花粉や植物の残骸と関連しており、カイダム盆地で観察されたように、その後乾燥した気候に変化した温暖多湿の気候を示唆している。[67]
ドイツ領
チェホチネク層の環境は、古い堆積物上の縁辺海成堆積物から、新しい層のデルタ前線へと変化している。[24]トアルシアン下部の層は主に細粒砂から成り、上方に向かって黒色の瀝青質、層状のシルト質粘土、純粘土へと変化し、後退する沿岸堆積環境を反映している。この堆積環境では、海洋環境が減少し、淡水の影響が高まった。[68] [69]地域条件の進化は、コア KSS 5/66 および Barth 10/65 で追跡でき、初期の海進イベントによって特徴付けられ、ポシドニア頁岩の層が局所的に現れ、徐々に「グリメン層」/チェホチネク層へと進化し、全体的に沖合からプロデルタ環境に堆積し、フェノスカンジア (ソルザット層を横切る) とボヘミア山塊の両方からの河川層が拡大している。[4]
最上部はビフロン-トアウレンセ帯と呼ばれ、粘土の条痕がある細粒の砂で構成されており、成長中のデルタ系に堆積した可能性が高い。植物の遺骸が劇的に増加していることから、北からフェノスカンジア本土にデルタフロントが伝播し、近くの海水深が減少したことがうかがえる。[6]より広い古地理学的範囲では、堆積物と陸生生物は明らかにフェノスカンジアの南縁に由来しており、結晶質の原生代クラトンの侵食された縁が大量の物質を運んだ。[33]これらは、フェノスカンジアの南岸に沿ってデルタと沖積平野の砕屑性縁辺を形成した。粘土が優勢なチエコチネク層の環境は、波の作用の影響を排除する大きなさざ波や波状の起伏のない、制限された盆地に堆積した。[24]ポーランドの側方相当地は、浅く汽水域でより湿潤な条件の堆積物を表し、優勢な小胞子はPaxillitriletes phyllicus属（Isoetales）であり、ポーランド盆地でトアルシアン前期に温暖で比較的乾燥した気候から温暖で湿潤な気候への変化を示している。[70]グリメンの Ciechocinek 層ではこれが異なり、優勢な花粉叢はInaperturopollenites属（CupressaceaeまたはPinaceae）と豊富なSpheripollenites属およびClassopollis 属（Cheirolepidiaceae ）で構成されている。[29]この花粉学的記録は、姉妹層のソルザット層のトアルシアン層のデータと一致しており、そこでは球状花粉が花粉植物相の95%を占め、半砂漠性気候から地中海性気候の指標である、 Dactyletrophyllum ramonensisのケイロレペ科のクチクラとPagiophyllumの葉の頂点に沿っており、急激な温暖化イベントを示唆しています。[71]水環境は底生動物の欠如が特徴で、環形動物の痕跡と甲殻類の脱皮がわずかしか見られず、二枚貝はParainoceramya dubiaに限られ 、全プランクトニック腹足類Coelodiscus minutusが豊富に存在し、棘皮動物からベレムナイトまでの狭塩性動物が深刻に欠如しています。これは、葉足動物の膨大な数とともに、特にビフロン以降のセクションで、同時期に発達したデルタの北からの強い淡水の影響を示しています。[24][6]脊椎動物相は条鰭綱魚類（特に条鰭綱）が優勢で、海生爬虫類がそれに続く。これらは、非常に豊富な陸生昆虫相、クモ、恐竜の化石とともに生息しており、近くに適切な陸上環境が存在していたことを示している。[68]
大規模なトアルシアン–バヨシアンのデルタ系は、汽水から淡水、大陸性の生物相が近接していることの影響を受けて、ここで局所的に海岸線と接しています。[11]北ドイツ盆地では、約1440万年前に4回の第三次相対海面変動により、ビフロン-トゥアルセンス（トアルシアン）、ムルキソナエ-ブラッドフォーデンシス（アーレニアン）、およびフンプレシアヌム-ガラティアナ（バヨシアン）の4つの個別のデルタ世代が形成されたことがわかります。 [11]トアルシアンセクションは、海面の低下により、南から南西に向かうデルタの前進によって後退する細長い河川支配デルタが占めており、プリグニッツ（東部）やブランデンブルク（北部）などの場所で発見された40メートルのデルタのサクセションとして堆積しました。[11]ビフロン地帯（1億8036万-1億7824万年前）からトゥアランセ地帯（1億7623万-1億7497万年前）にかけて、盆地の北縁から中心部まで約200kmにわたって、局所的なデルタ平野が最終的に形成されました。[11]トアルシアンの局所的なデルタは、ほとんどが後退または建設的で、特徴的な細長い地形をしており、その平野は約15,000 km 2（5,800平方マイル）（ビフロン）から20,000 km 2（7,700平方マイル）（トゥアランセ）を覆っています。[11]上部デルタ平野は海洋の影響を全く受けておらず、生物相は主に花粉化石で構成されており、南西部の平野下部には一時的な海洋侵入の影響が見られる。デルタの下部平野は約10,000 km 2に及んだ（ビフロン）。[11]デルタはいくつかのデラティックチャネルベルトのネットワークでつながっており、ウーゼドム（北東部）などの地域ではチャネルベルトの分岐と再結合を伴う明確な経路がある。[11]下部デルタ平野の岩相では、植物の残骸と木材の残骸が非常に一般的であり、近くの分流からの堤防越えの洪水により、約2000 km 2 を覆った（ビフロン）。[11]その後、トゥアルサンス川では、盆地の北縁から盆地の中心まで約200kmに及ぶデルタ平野が最終的に形成され、低地デルタ平野は14,000km2（5,400平方マイル）に達しました。これらの湾には、堤防の氾濫、クレバス、剥離などにより、近隣の分流から堆積物がもたらされました。[11]
古生物
ドイツ領には昆虫が豊富に生息し、3000点もの標本が収集されている。[10]ドイツ領の境界は瀝青質頁岩で構成されており、おそらくラグーン状の古代の海岸の影響を受けた環境を表し、同地域のポシドニア頁岩、特にソルザット層と同時期のものである。同じ場所では木の化石も見つかっており、流木やトアルシアン時代の他のヨーロッパの環境に生息するナンヨウアブラナ科に関連するものも含まれている。[72]無脊椎動物相では、昆虫、二枚貝、巻貝、アンモナイト（Tiltoniceras属、Eleganticeras属、Lobolytoceras属）が見つかっている。[72]脊椎動物相も多様で、魚類の属サウロリンクス[73]や新属グリムメニクティス[74]、グリムメノドン[75]の化石がある。爬虫類の化石には、不確定なイクチオサウルス、不確定なプレシオサウルス、ロマレオサウルス科プレシオサウルス、不確定なメソエウクロコディリア（おそらくシチュアノスクスと関連）、不確定なタラトスクス[76]、おそらく翼竜[77]、基底的な甲羅亜綱エマウサウルス、北アフリカのタゾウダサウルスと関連のある獣脚類および重力竜脚類の竜脚類の化石がある。[72] [8]
ポーランド領土の動物相は、コンコストラカン類、稀な有孔虫、稀少なオストラコーダが主な構成要素で、時折、分類不明の二枚貝、腹足類、魚の歯や鱗も見られます。[78]これらの地層には、プラノライト類（ミミズのような動物）、パレオフィカス類（多毛類）、プロトビルグラリア類（核上綱）、スポンジ類（十脚類）など、主に海洋生物を含む無脊椎動物の生痕種が豊富に存在します。[79]
参照
- ブルー・リアス、イギリス
- チャーマス泥岩層、イングランド
- ユーレンシスメルゲル層、ドイツ
- ポシドニア頁岩、ドイツ
- ソルザット層、デンマーク
- ハスレ層、デンマーク
- ザガイェ層、ポーランド
- ポーランド、ドジェビツァ層
- ボルチツェ層、ポーランド
- ロッツォ層、イタリア
- サルトリオ層、イタリア
- モルトラージオ層、イタリア
- マルネ ディ モンテ セローネ、イタリア
- カルカーレ・ディ・ソーニョ、イタリア
- ポドペチ石灰岩、スロベニア
- コインブラ層、ポルトガル
- エル ペドレガル層、スペイン
- ファーニー層、カナダ
- ホワイトエイブス層、ブリティッシュコロンビア州
- ナバホ砂岩、ユタ州
- 子流井層、中国
- 延安層、中国
- アガナン層、モロッコ
- タフラウトグループ、モロッコ
- アジラル層、モロッコ
- ブドシュ石灰岩、モンテネグロ
- コタ層、インド
- カナドン アスファルト層、アルゼンチン
- ロス・モレス層、アルゼンチン
- カンドレホ層、マダガスカル
- エリオット層、南アフリカ
- クラレンス層、南アフリカ
- エバーグリーン層、オーストラリア
- カタマラ炭層、オーストラリア
- ハンソン層、南極
- モーソン層、南極
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