Loading article…
地質学では、前隆起とは、岩石圏にかかる荷重の結果として生じる前方の屈曲隆起であり、多くの場合、地殻変動や氷河作用によって引き起こされる。前隆起の例は、インドプレートとユーラシアプレート（大陸と大陸）の衝突の結果であるヒマラヤ前地盆地に見ることができる。この衝突では、インドプレートが沈み込み、ユーラシアプレートが岩石圏に大きな荷重をかけ、ヒマラヤ山脈とガンジス川前地盆地につながった。[1]
背景
前隆起は、大陸同士の収束衝突で最もよく見られる現象で、プレートの衝突により山脈が形成され、その下の岩石圏に大きな荷重がかかる。[2]岩石圏はマントルにかかる荷重に応じてたわみ、陥没と沈下（前隆起）を引き起こし、続いて前面で前隆起が発生する。前隆起領域は、荷重によって生じた陥没高さの 4% の高さだけ持ち上がる。[3]前隆起が完全に発達するには、マントルのたわみが等方性平衡に達し、マントル粘性によって制御されるプロセスに達するまで、およそ 10,000 年から 20,000 年かかる。[3]
テクトニック
.jpg/500px-Persian_Gulf_(5274497658).jpg)
前隆起は山脈の形成中に見られ、大きな荷重と地殻の肥厚を引き起こし、リソスフェアの屈曲につながります。陸地の一部は荷重下で沈み（前隆起）、一方で外側の陸地の一部は前隆起し、これらの前地盆地の形成につながります。これらの盆地の形成に関連する前隆起は、最も一般的には収束衝突の結果です。[2]前地盆地は収束沈み込みで発生することもありますが、まれです。[2]これらの盆地は褶曲断層帯に関連しており、褶曲断層帯は衝突型（周辺型）、後退型弧型、および後退衝突型沈み込みの3つの主なタイプに分けられます。 [4]衝突型および後退型弧型断層帯は衝突収束型プレートで形成されますが、後退衝突型は沈み込み速度が衝突の収束速度を超えた場合に形成されます。
.jpg/500px-The_Himalayas_(46407126511).jpg)
ペルシャ湾の前地盆地と前隆起は、約1300万年前にアラビアプレートとユーラシアプレートが衝突した結果として形成されました。 [5]その結果形成されたザグロス山脈は、岩石圏に負荷をかけ、現代のペルシャ湾の形成につながりました。[5]
プレートと島弧の衝突により、岩石圏に荷重がかかり、たわみが生じます。このたわみによって大きな前隆起が形成され、前弧盆地と背弧盆地が分割されます。
ガンジス川流域とヒマラヤ盆地は、およそ5000万年から7000万年前にユーラシアプレートとインドプレートの衝突後にヒマラヤ山脈の荷重の結果として形成されました。[6]
アンデス前地盆地は、アンデス山脈の荷重（褶曲断層帯）によるリソスフェアの屈曲と、その結果生じた前底、前隆起、後隆起の結果として形成されました。[4]
マリアナ弧の屈曲プレートにも前隆起が見られ、太平洋プレートがフィリピンプレートの下に沈み込むことで形成された。[7]
氷河期
前隆起形成の原因の1つは、大陸氷河期に氷床が大陸リソスフェアに負荷をかけることである。氷床の後退により、かつて氷河であった地域は現在、後氷期反発と呼ばれる現象で隆起している。後氷期反発による前隆起の崩壊は、北米氷床の真下に位置する米国東海岸沿いで最も大きい。[8]後氷期反発による前隆起の崩壊の結果、米国東部の海岸の大部分はゆっくりと沈下しており、チェサピーク湾周辺の地域は今後100年間で1フィート（0.305メートル）沈下すると推定されている。[9]マントルとプレートの結合により、後氷期反発のデータは上部マントルの粘性の直接的なプローブとして使用されている。[10]氷床が崩壊すると、それまで沈んでいた陸地がアイソスタシー回復で隆起し、続いて前隆起が沈下して海面が上昇します。[8]前隆起の崩壊は、オランダとイングランド南部の一部が今もゆっくりと沈下している理由でもあります。[11]ある推定によると、北海の中心部は氷河期に前隆起のために約170メートル（558フィート）上昇しました。[12]
参考文献
- ^ Singh, BP (2003). 「インド、ヒマラヤ前縁盆地西部、後期暁新世（約57.9～54.7 Ma）における成長断層と前隆起の証拠」。地球惑星科学レター。216 (4): 717–724。Bibcode :2003E&PSL.216..717S。doi : 10.1016/S0012-821X(03)00540-5。
- ^ abc ジョンソン、クリス（2017）。地質学入門。マシュー・D・アフォルター、ポール・インケンブラント、カム・モッシャー、XanEdu。ミシガン州アナーバー。ISBN 978-1-7114-0577-3. OCLC 1199367048.
{{cite book}}: CS1 メンテナンス: 場所が見つかりません 発行者 (リンク) - ^ ab 『自然地理学辞典』デイビッド・SG・トーマス（第4版）。ホーボーケン、ニュージャージー州。2016年。ISBN 978-1-118-78231-6. OCLC 925426734.
{{cite book}}: CS1 メンテナンス: 場所が不明な発行元 (リンク) CS1 メンテナンス: その他 (リンク) - ^ ab DeCelles, Peter G. (2011)、「前地盆地システムの再考：テクトニック環境に対する変化」、堆積盆地のテクトニクス、John Wiley & Sons、Ltd、pp. 405–426、doi :10.1002/9781444347166.ch20、ISBN 978-1-4443-4716-6、 2021-11-05取得
- ^ ab Dewey, JF; Hempton, MR; Kidd, WSF; Saroglu, F.; Şengör, AMC (1986). 「大陸リソスフェアの短縮：東アナトリアのネオテクトニクス - 若い衝突帯」地質学会、ロンドン、特別出版。19 (1): 1–36。Bibcode :1986GSLSP..19....1D。doi : 10.1144 / GSL.SP.1986.019.01.01。ISSN 0305-8719。S2CID 128626856 。
- ^ Aitchison, Jonathan C.; Ali, Jason R.; Davis, Aileen M. (2007). 「インドとアジアはいつどこで衝突したのか?」Journal of Geophysical Research: Solid Earth . 112 (B5). Bibcode :2007JGRB..112.5423A. doi :10.1029/2006JB004706. hdl : 10722/72794 . ISSN 2156-2202. S2CID 260816338.
- ^ Ziegler, PA; Bertotti, G.; Cloetingh, S. (2002). 「前地発達を制御する動的プロセス - 造山帯と前地の機械的結合 (分離) の役割」. Stephan Mueller 特別出版シリーズ. 1 : 17–56. Bibcode :2002SMSPS...1...17Z. doi : 10.5194/smsps-1-17-2002 . ISSN 1868-4564.
- ^ ab Peltier, WR (1998). 「氷期後の海面変動: 気候ダイナミクスと固体地球物理学への影響」. 地球物理学レビュー. 36 (4): 603–689. Bibcode :1998RvGeo..36..603P. doi :10.1029/98RG02638. ISSN 1944-9208. S2CID 131123635.
- ^ DeJong, Benjamin D.; Bierman, Paul R.; Newell, Wayne L.; Rittenour, Tammy M.; Mahan, Shannon A.; Balco, Greg; Rood, Dylan H. (2015-08-01). 「チェサピーク湾地域の更新世の相対海面レベルと次の世紀への影響」. GSA Today : 4–10. doi :10.1130/GSATG223A.1. S2CID 140118725.
- ^ Perry, HKC; Forte, AM; Eaton, DWS (2003). 「地震-地殻流動モデルによる北米下部の上部マントルの熱化学構造」. Geophysical Journal International . 154 (2): 279–299. Bibcode :2003GeoJI.154..279P. doi : 10.1046/j.1365-246x.2003.01961.x . ISSN 0956-540X.
- ^ p54、Doggerland : a Speculative Survey、BJColes著、Proceedings of the Prehistoric Society、#64 1998 pp 45-81。
- ^ Devoy, Robert JN (1995). 「氷河後退、地球の地殻挙動、海面変動が島嶼性を決定する: アイルランドからの視点」地質 学会、ロンドン、特別出版。96 ( 1): 181–208。Bibcode :1995GSLSP..96..181D。doi :10.1144/ gsl.sp.1995.096.01.14。ISSN 0305-8719。S2CID 130211641 。