Loading article…
東南アジアの島、ボルネオ島の下にある岩石の基盤は、過去4億年にわたるアジアプレート、インド・オーストラリアプレート、フィリピン海・太平洋プレートの収束による、島弧大陸衝突、大陸大陸衝突、沈み込み・付加によって形成されました。 [1]ボルネオ島の活発な地質学的プロセスは、すべての火山が死火山であるため穏やかです。[2]今日東南アジアを形作る地質学的力は、ボルネオ島南東のスラウェシ島の衝突帯、ジャワ島とスマトラ島の沈み込み境界、およびインドとユーラシア大陸の衝突という3つのプレート境界によるものです。[3]
ゴンドワナからの初期の融合
東南アジア地域は、ゴンドワナ大陸から分離した後、北方へと漂流した地殻の破片で構成されている。[1] [4]これらの大陸の破片は、マグマ活動とオフィオライトの堆積以前に形成された基盤を構成している。ゴンドワナ大陸は、古生代に南極にまで広がった大きな大陸であった。これらの地殻の破片の一部は、東南アジアの大陸核の地域であるスンダランドを形成している。スンダランドは、北は南中国とインドの大陸ブロック、南はオーストラリアに囲まれている。ユーラシア大陸の北まで達したゴンドワナ大陸の破片には、タイやマレー半島などがある。それほど北まで達しなかった他の破片は、ボルネオ島南西部のカリマンタン島にあるシュワナー山脈、スマトラ島、ジャワ島などを形成している。[ 1 ] [ 2 ] [ 5 ]
スンダランドを形成するための地溝帯の形成、北方への移動、および集積は、古生代後期から中生代前期にかけて3つの段階を経て起こった。これらの段階は、ゴンドワナとユーラシアを隔てるテチス海の開閉によって制御されていた。ゴンドワナは南にあり、ユーラシアは北に移動して現在の位置に戻り、今日ではほぼ固定されている。これらの段階は、デボン紀、ペルム紀後期、三畳紀後期に起こった。[1]
ゴンドワナ大陸から裂けた地殻破片の基盤に加えて、東南アジアには次のような特徴もあります。
- 古太平洋プレートの沈み込みにより、東南アジアの大部分に中生代のオフィオライトが堆積しました。
- 東南アジアの大部分で長期間続いたマグマ活動により、基盤オフィオライトと地殻ブロックに噴出物と貫入物が形成された。 [5]
- 沈み込みの終焉後、中生代後期を通じてこの地域全体に広がった堆積作用。[6]
- 始新世におけるボルネオ島北部への南シナ海の伸張と隆起については、この拡大を反映する複数のモデルが提案されている。[2]
中生代の沈み込み
ジュラ紀と白亜紀には、海洋プレートの沈み込みによって大規模な火山活動と貫入が起こりました。西太平洋プレートは中国南東部と東南アジアの下に沈み込みました。この沈み込みの開始により、オフィオライトが定着し、東南アジアを横切るマグマ帯である太平洋弧が発達しました。オフィオライトは、沈み込み型の衝突プレート境界を形成する圧縮により大陸地殻に押し付けられた海洋地殻の大きな塊です。 [6]
初期太平洋弧は、ボルネオ、ベトナム、南中国の下に古太平洋が沈み込んだ場所での火山活動と貫入の曲線です。その結果生じた長期にわたるマグマ活動は、南中国北部にまで達する貫入と隆起から明らかであり、香港、南シナ海大陸棚、ベトナム、南西ボルネオのカリマンタンにまで達しています。このマグマ活動の期間は、縁が東に移動する79Maまで続きました。[6]これらの場所のマグマ活動の年代は、カリマンタンのシュヴァーナー山脈花崗岩では186Maから76Ma 、南中国では180Maから79Ma、香港では165Maから140Ma、ベトナムのダラットでは112Maから88Maです。[6]この沈み込みによって形成された東南アジア全域にわたる島弧花崗岩と火山活動のマグマ帯は、数百キロメートルの幅があり、総面積は22万km2であった。 [ 6]
オフィオライト定置
ボルネオ島北東部には、西太平洋プレートが中国南東部と東南アジアの下に沈み込む過程で形成された中生代オフィオライトに由来する地殻の破片が多数存在します。 [6]このオフィオライト基盤は、ボルネオ島北東部のサバ州からボルネオ島南東部のメラトゥス山脈にかけての地域に広がっています。オフィオライト地殻の破片は、ボルネオ島南部の中部ジャワ島、北部のパラワン島とフィリピンにも存在しています。 [6]
オフィオライトは、大陸リソスフェアの上に押し付けられた海洋リソスフェアの層であり、そのため、ペリドタイト、斑れい岩、玄武岩ユニットがチャートと海底火山岩および堆積岩に覆われています。[6]オフィオライトは海洋地殻に由来し、その組成は超塩基性または塩基性で、輝石と角閃石鉱物の濃度が高い。オフィオライト基盤の地表露出は、セガマ渓谷、ダーベル湾、テルピド、クダットで見ることができます。[6]オフィオライトの K-Ar年代測定によると、オフィオライトは白亜紀のものであり、この時点でボルネオ島の下に沈み込んでいたことが示されています。[5]
白亜紀後期～新生代堆積作用
堆積作用は、中生代の西太平洋の沈み込みに関連した南シナ海のオフィオライトの定着と火成活動の後に起こった。堆積作用は、古第三紀の深海泥岩とタービダイトから、中新世から鮮新世にかけての浅海砂岩、デルタ河川岩、炭酸塩岩への移行を示している。これは、地溝、隆起、堆積作用によって生じた環境設定の変化を裏付ける証拠となる。ラジャン群とキナバタンガン群は深海堆積物によって特徴付けられるが、セルドン群はより浅い海洋環境に堆積した堆積物で構成されている。[6]
南シナ海の長期にわたる拡大は、白亜紀後期から中新世にかけて起こりました。[7]南シナ海の北西から南東への拡大の原因はまだ特定されていませんが、さまざまな運動プロセスを表すさまざまなモデルが考えられます。[5]堆積記録を調べることで、この拡大期間とその原因を絞り込むことができます。後期中生代と新生代の堆積作用については、以下で説明します。
ラジャングループ
堆積作用は主に第三紀前期にボルネオ島北西部と現在の海岸沖に見られるクロッカー盆地で起こった。ラジャン群として知られる深海タービダイトと泥岩が堆積した。 [6]堆積はインドがアジアに衝突し始めた時期と一致すると考えられている。[2]ラジャン群の堆積記録には、南シナ海の拡大の終わりが記録されており、白亜紀後期の活発な大陸縁から第三紀を通して深海環境への移行を示している。[4] [6]ラジャン群はその後大きな変形を受け、現在の標高1kmまで隆起してボルネオ島内陸高地を形成した。[2] [8]
キナバタンガングループ
始新世後期には、ラジャン層群の上に堆積のない期間があり、サラワク造山運動の隆起イベントを示しています。[3]この堆積のない期間は不整合と呼ばれ、堆積記録に時間のギャップとして現れます。これに続いて、キナバタンガン層の漸新世堆積が起こり、これもタービダイトと海洋泥岩で構成されていました。タービダイトと泥岩は、深海の低エネルギーにより細粒の泥岩が形成され、時折海底地滑り型のイベントがタービダイトを形成する深海環境を示しています。キナバタンガン層群の一部を構成するクロッカー扇状地には、古第三紀の深海堆積物が大量に存在します。[5]この堆積期間の時期は限定されていませんが、最近の研究による証拠は、始新世後期との相関を支持しています。[3]クロッカー扇状地は東南アジアの単一盆地における古第三紀の深海堆積物の中で最大の体積を有する。[9]
セルドングループ
サバ州の中新世 隆起は、中新世から鮮新世にかけて、深海のタービダイトやチャートから浅い沿岸海洋堆積物へと堆積物を変化させ始めました。 [6]浅い堆積物の形成は炭酸塩の堆積を伴い、海洋堆積物からデルタの河川堆積物への移行を示し、これらが一緒になってセルドン層群を形成しています。[6]デルタは川が海と出会う場所に見られる沿岸地形であるため、これは環境の浅い化を表しています。ボルネオ島の東と北東の盆地では前期中新世の堆積が見られます。堆積物が蓄積するための新しい空間は、始新世のリフトによってもたらされました。[6]隆起しているのは、ボルネオ高地を起源とする侵食物質と、盆地縁の他の古い部分です。[5]キナバル山などの貫入を引き起こした下記の新生代の火成活動は、この地域の隆起と潜在的に関係している可能性があります。
新生代南シナ海の拡大
ボルネオ島北東部の新生代テクトニクスは、いまだに激しい論争の的となっている。ボルネオ島北部の地殻の拡大を説明するモデルは3つある。[5]原南シナ海プレートは、かつてはボルネオ島北西部のサバ州沖にある今日の危険海域の東に位置していた。 [2]危険海域は、南シナ海の一部を形成する地殻ブロックで、ボルネオ島北西部に位置し、船乗りが散在する浅瀬や岩礁を描写したことからその名が付けられた。[5]これは大陸地殻の基盤で、サバ州北西部の南シナ海の大陸棚を形成している。 [1]南シナ海の拡大はもはや活発ではない。
始新世には危険海域の拡大が始まり、漸新世にはさらに拡大が続いた。[5] [10]この南シナ海を横切る拡大は北西から南東の方向に起こり、薄化と亀裂を引き起こした。これにより、かつて東南アジアの大部分に広がっていた中生代弧の北西に南シナ海盆地が形成されました。[7]発生した拡大は、開くはさみの刃のように亀裂が生じる運動学のために、三角形の亀裂領域を形成しました。
上で述べた3つの競合するモデルは、中生代後期のこの裂け目と薄化を記述しており、著者によって若干異なります。ここでは、3つのモデルを以下のように示します。[6]
- 南シナ海に横ずれ断層が投影され、インドとアジアの衝突によって横ずれが起こり、延長が強制される押し出しモデル
- 沈み込みモデルは、原始南シナ海がボルネオ島北西部の下に沈み込む際にスラブの引張によって伸張が引き起こされた危険な地盤の形成に関する証拠とよく一致する。
- 大陸リフト盆地モデルでは、遠く離れたスラブのプロセスがボルネオ島南部のジャワ島とスマトラ島付近で巻き戻り、マグマ活動を引き起こし、ボルネオ島北西部の地殻伸張とA型花崗岩の形成につながった。[6]
押し出しモデル
押し出しモデルは、インドとアジアの衝突と南シナ海の拡大を結び付けている。衝突は南シナ海の横ずれ断層の横方向の拡大を引き起こすだろう。 [3]これは、インドがユーラシア大陸に向かって北に突き進むにつれて、地殻が横に押し出される部分である。インドの北方移動は、東南アジアブロックを衝突から遠ざけ、ボルネオ島が時計回りに回転して大きな拡大盆地を形成する。[7]
このモデルが正しいかどうかを判断するには、中国南部の横ずれ断層が南シナ海を通ってボルネオ島まで伸びているかどうかを理解することが重要です。インドシナ半島と中国南部を横断する3つの主要な断層は、スリーパゴダ断層、メーピン断層、紅河断層であることが知られていますが、それらが海岸沖まで続いている場所は不明です。それらが南シナ海にどの程度まで食い込んでいるかは確認されていません。[2]
西バラム断層はボルネオ島サラワクの沖合を北西から南東に走り、異なる地質学的歴史を持つブロックを分離している。その 1 つが北東のデンジャラス グラウンドである。この断層は、そのずれが原始南シナ海の沈み込みを収容すると考えられているため重要である。したがって、ボルネオの横ずれ断層に沿った変位量は、どのモデルが正しいかを理解する上で重要である。西バラム断層に沿っては大きな変位はなく、原始南シナ海はほとんど移動しておらず、おそらく沈み込みはなかったことを示している。しかし、これらのモデルでは、横ずれがないことは押し出しモデルが間違っていることを示していると結論付けることはできない。狭い原始南シナ海またはその他の地殻変動が沈み込む原始南シナ海を収容し、横ずれ断層に沿った変位がないことを説明できる可能性がある。[5]
大陸地溝帯モデル
南シナ海の大陸地殻の薄化と隆起に関する3つのモデルのうちの1つは、ジャワ島とスマトラ島の沈み込みによって始まり、縁辺に沿った押し出しとスラブのロールバックを引き起こします。これらによるストレスは南シナ海で経験され、一緒になって南シナ海の南方拡大を引き起こしました。このモデルは、ジャワ島とスマトラ島付近のボルネオ島南部への沈み込みを示していますが、ボルネオ島またはボルネオ島下の沈み込みは示していません。[6]これが単独で南シナ海の拡大を引き起こした可能性は低いですが、関与する力に寄与した可能性があります。
沈み込みモデル
沈み込みモデルでは、原始南シナ海はその東に沈み込み帯を形成し、その後スラブの引っ張り作用によって原始南シナ海をボルネオ島北西部の下に沈み込ませたと提唱されている。デンジャラスグラウンドがボルネオ島のシュヴァーナー山脈の中生代花崗岩と衝突したとき、沈み込みは終焉を迎えた。[3] [11]これは、密度の低いデンジャラスグラウンドが、上にあるプレートと比較して十分な密度のコントラストを持っていなかったためである。そのため、沈み込みの終焉とともに、原始南シナ海の沈み込みが止まり、地殻の縁が合わさった縫合線が形成された。提案されている縫合線は、ボルネオ島北東部のキナバル山の下にある。
沈み込み帯は、一般的に縫合線の北西約400kmにあると考えられています。[5]この沈み込み期は始新世を通じて起こり、中新世初期に終わりました。[5]
後期新生代マグマ活動とキナバル山の貫入
キナバル山の花崗岩の貫入の年代測定と歴史の定義は、侵食が激しいこと、地形や熱帯雨林を通るアクセスが困難であること、境界や変質を定義するのが難しいことなど、多くの課題に直面しています。新生代における東南アジアの一般的な地質は明確に定義されていないため、ボルネオの現在の状況につながる地質学的出来事の再構築は興味深い研究対象となっています。[11]
キナバル山はボルネオ島北東部のサバ州にあり、標高は 4,095 m です。この山は、南シナ海で発生した他の新生代後期の火成活動と同時に貫入しました。キナバル山の貫入は、マグマの貫入によって地層が押し上げられるラコリスです。このプルトン型の貫入の結果、上部の地層の堆積物が変形しています。キナバル山の貫入は、貫入の上にある堆積物の変形を引き起こしたラコリス型のプルトンです。この貫入は、7.85Ma から 7.22Ma の間に 12 km 未満の浅い深さまで貫入し、上部の堆積物をその下の超塩基性基盤岩から分離しました。ボルネオ島における後期新生代の他のマグマ活動としては、サラワク州の貫入・噴出、サバ州東部のセンポルナ火山岩類、カリマンタン島でのマグマ活動などがある。[6]
参考文献
- ^ abcde Metcalfe, I. (2013年4月8日). 「ゴンドワナ大陸の分散とアジアの付加：東テチス海におけるテクトニックおよび古地理学的進化」.アジア地球科学ジャーナル. 66 : 1–33. Bibcode :2013JAESc..66....1M. doi :10.1016/j.jseaes.2012.12.020.
- ^ abcdefg ホール、ロバート;ファン・ハッタム、マルコ、ワシントン州。ウィム・スパックマン（2008年4月28日）。 「インドとアジアの衝突が東南アジアに与えた影響：ボルネオ島の記録」。地殻物理学。テチスからのアジア: 地質年代学的、構造学的および堆積学的記録。451 (1-4): 366-389。Bibcode :2008Tectp.451..366H。土井：10.1016/j.tecto.2007.11.058。
- ^ abcde Pubellier, M.; Morley, CK (2014 年 12 月 1 日)。「スンダランド盆地 (東南アジア): 進化と境界条件」。海洋および石油地質学。南シナ海および隣接盆地の進化、構造、堆積記録。58、パート B: 555–578。Bibcode : 2014MarPG..58..555P。doi :10.1016/j.marpetgeo.2013.11.019 。
- ^ ab White, LT; Graham, I.; Tanner, D.; Hall, R.; Armstrong, RA; Yaxley, G.; Barron, L.; Spencer, L.; van Leeuwen, TM (2016年10月1日)。「ボルネオの謎めいた沖積ダイヤモンドの起源：南東カリマンタン州チェンパカの事例研究」。ゴンドワナ研究。38 : 251–272。Bibcode :2016GondR..38..251W。doi : 10.1016/j.gr.2015.12.007。
- ^ abcdefghijkl Cullen, Andrew (2014年3月1日). 「ボルネオ島北西部のウェストバラム線とティンジャー線の性質と意義」.海洋および石油地質学. 51 : 197–209. Bibcode :2014MarPG..51..197C. doi :10.1016/j.marpetgeo.2013.11.010.
- ^ abcdefghijklmnopqrs A. Burton-Johnson (2013). ボルネオ島サバ州のキナバル山花崗岩質プルトンの起源、配置、テクトニック関連性。ダーラム大学（論文）。ダーラム論文。pp. 1–296。
- ^ abc Morley, CK (2012年10月1日). 「東南アジアの白亜紀後期～古第三紀初期のテクトニック発達」.地球科学レビュー. 115 (1–2): 37–75. Bibcode :2012ESRv..115...37M. doi :10.1016/j.earscirev.2012.08.002.
- ^ マノージ・ジョセフ・マシュー; デイヴィッド・メニエ; ヌマール・シディキ; シャシ・ガウラフ・クマール; クリスティン・オーテマユー (2016 年 8 月 15 日)。「熱帯ボルネオ島の再生断層に沿った活発なテクトニック変形: テクトノ地形学的評価から得られた推論」。地形学。267 : 1–15。Bibcode :2016Geomo.267....1M。doi : 10.1016/ j.geomorph.2016.05.016。
- ^ van Hattum, Marco WA; Hall, Robert; Pickard, April L.; Nichols, Gary J. (2006). 「アジア産ではない東南アジアの堆積物：北ボルネオ砂岩の起源と地質年代学」.地質学. 34 (7): 589. Bibcode :2006Geo....34..589V. doi :10.1130/G21939.1.
- ^ Lambiase, Joseph J.; Cullen, Andrew B. (2013年10月25日). 「ボルネオ島北西部のチャンピオン「デルタ」の堆積物供給システム：深海貯留層砂岩への影響」. Journal of Asian Earth Sciences . 76 : 356–371. Bibcode :2013JAESc..76..356L. doi :10.1016/j.jseaes.2012.12.004.
- ^ ab Madon, Mazlan; Kim, Cheng Ly; Wong, Robert (2013年10月25日). 「マレーシア・サラワク州深海域の構造と地層学：テクトニック進化への影響」. Journal of Asian Earth Sciences . 76 : 312–333. Bibcode :2013JAESc..76..312M. doi :10.1016/j.jseaes.2013.04.040.