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半地溝は、窪んだ土地のブロックが平行な断層で区切られている 全地溝とは異なり、境界の片側に沿って断層で区切られた地質構造です。
地溝と断層構造
地溝帯は、地殻の 2 つの部分が引き離されることにより、リソスフェアが広がる領域です。地溝帯は、以前の地質活動によってすでに弱体化している地殻の領域に形成されることがよくあります。 [1]伸張断層は、地溝帯の軸と平行に形成されます。[2] 伸張断層は、地殻の亀裂として見られ、垂直に対して斜めに伸びています。2 つの側が引き離されると、上盤 (傾斜した断層の上に「張り出している」) は下盤に対して下に移動します。[3] 地殻が薄くなり沈むと、地溝帯が形成されます。地溝帯では、暖かいマントル物質が湧き上がり、地殻を溶かし、火山の噴火を引き起こすことがよくあります。[1]
伸張性盆地は、両側からグラベンの中心に向かって傾斜する平行な正断層の間に沈んだグラベン、つまり窪んだ土地の塊によって形成されたように見えることがあります。実際には、それらは通常、連結された非対称の半グラベンで構成されています。対照的な傾斜方向を持つ断層が制御断層に連結されているか、制御断層の傾斜が周期的に変化しているため、グラベンが完全に対称であるように見えます。[2]
リフトが拡大するにつれ、リソスフェアの等圧補償によりリフトの側面が持ち上がる。これにより、半地溝に典型的な非対称の地形プロファイルが形成される。半地溝はリフト軸に沿って極性が交互になり、リフトバレーをセグメントに分割することがある。[4]
スエズ湾、東アフリカ地溝帯、リオグランデ地溝帯、北海などの大陸間および海洋地溝帯には、一連の半地溝帯が含まれることが多く、支配的な断層系の極性は地溝の軸に沿って変化します。これらの地溝帯では、伸張断層系が分断されていることがよくあります。長さが10キロメートル (6.2 マイル) を超える地溝境界断層は、中継ランプ構造によって分離されています。中継ランプは、堆積物が盆地に運ばれる経路となる場合があります。通常、地溝帯は軸に沿って約50〜150キロメートル (31〜93 マイル) の長さのセグメントに分割されます。[5]
沈殿
半地溝帯には 4 つの堆積帯が定義できます。1 つ目は「断崖縁」堆積帯で、半地溝帯の境界をなす主要な境界断層に沿って見られ、盆地の最も深い部分が最も高いリフト肩の山々と接する場所です。[6] 主要な境界断層を越えて半地溝帯に入る堆積物は比較的少なく、これは下盤の隆起により下盤側の土地が断層から離れて傾斜するためです。そのため、その側の川は堆積物をリフトバレーから運び去ります。[7] しかし、盆地の最も低い部分で沈下速度が最も速いため、断崖縁では堆積速度が最も速く、数キロメートルの深さまで堆積することがあります。[8] この堆積物には、落石による巨大なブロックや盆地の壁からの扇状の堆積物など、非常に粗い破片が含まれることがよくあります。その他の物質は盆地を横切って、または盆地に沿って、断崖の縁に沿った地溝湖の深水部に運ばれます。[6]
堆積物のほとんどは、断層のない上盤側に沿って半グラベンに流入する。[7] 盆地の主境界断層の反対側では、「ヒンジ縁」に沿って堆積が起こり、これは「浅瀬縁」または「屈曲縁」とも呼ばれる。盆地のこの部分では、傾斜は通常緩やかで、大河川系が盆地に堆積物を運び込み、それがリフトバレー湖に流入するデルタに貯まる可能性がある。沿岸および亜沿岸の炭酸塩堆積物は、このような状況で蓄積する可能性がある。盆地の端にある「軸縁」には、大河川が盆地に流入する低勾配の斜面が含まれることが多く、デルタを形成し、リフトバレー湖内に堆積物を端から端まで運ぶことができる流れを形成する。隣接する半グラベンの間には、局所的な伸張、圧縮、または横ずれ断層を含む「適応帯」がある。これらは複雑な形態を形成し、その中でさまざまなメカニズムが堆積に影響を及ぼします。半地溝の堆積の種類は、リフト内の湖の水位、堆積物が形成される気候（熱帯性か温帯性かなど）、および水の化学組成によっても異なります。[6]
堆積物は主に半地溝の断層のない側から到達しますが、主境界断層の断層崖でいくらかの侵食が起こり、これにより断層崖から限られた水路が出てくる特徴的な扇状地が形成されます。[9]
バイカル湖は、半地溝の進化の非常に大きく深い例である。湖の面積は 630 x 80 km (391 x 50 mi) で、最大深度は 1,700 m (5,600 ft) である。窪地の堆積物は、深さが最大 6,000 m (20,000 ft) に達する可能性がある。この湖系には、いくつかの小さな第四紀火山も含まれている。[10] この湖では、最初は一連の半地溝が直線的につながっていた。地溝が古くなるにつれて、湖の両側で大規模な変形が発生し、非対称の完全な地溝に変化した。[8]
半グラベンの例
参考文献
引用
- ^ ヴァン・ウェイク 2005年。
- ^ ホールズワース＆ターナー 2002、225ページより。
- ^ ホールズワース＆ターナー 2002、249ページ。
- ^ Kearey、Klepeis、Vine 2009、155ページ。
- ^ デイヴィス2004、101ページ。
- ^ abc Cohen 2003、210ページ。
- ^ ab ネルソンら 1999.
- ^ Cohen 2003、208ページを参照。
- ^ リーダー、マイク (2011)。堆積学と堆積盆地：乱流からテクトニクスまで（第2版）。チチェスター、ウェストサセックス、イギリス：ワイリーブラックウェル。pp. 282–294。ISBN 9781405177832。
- ^ Ollier 2000、60ページ。
- ^ ラッセル＆スネルソン 1994年、83-112頁。
- ^ Williams, GD; Eaton, GP (1993). 「ウェールズ北東部およびリバプール湾の後期古生代-中生代の地層学および構造分析:炭化水素の探査可能性への影響」. Journal of the Geological Society . 150 (3): 489–499. Bibcode :1993JGSoc.150..489W. doi :10.1144/gsjgs.150.3.0489. S2CID 130030391.
出典
- コーエン、アンドリュー S. (2003-05-29)。古湖沼学: 湖沼システムの歴史と進化。オックスフォード大学出版局。ISBN 978-0-19-513353-0. 2012年9月27日閲覧。
- デイヴィス、リチャード J. (2004)。3D 地震探査技術: 堆積盆地探査への応用。地質学会。ISBN 978-1-86239-151-2. 2012年9月27日閲覧。
- ホールズワース、ロバート E.、ターナー、ジョナサン P. (2002)。伸張テクトニクス: 地域規模のプロセス。ロンドン地質学会。ISBN 978-1-86239-114-7. 2012年9月27日閲覧。
- キーリー、フィリップ; クレペイス、キース A.; ヴァイン、フレデリック J. (2009-01-27)。グローバルテクトニクス。ジョン ワイリー アンド サンズ。ISBN 978-1-4051-0777-8. 2012年9月27日閲覧。
- Nelson, CH; Karabanov, EB; Colman, S.; Escutia, C. (1999). 「深部リフト湖タービダイトシステムの構造および堆積物供給制御: ロシア、バイカル湖」。地質学。27 (2): 163–166。Bibcode :1999Geo....27..163N。doi :10.1130/0091-7613(1999)027<0163:tassco>2.3.co;2。
- オリー、クリフ（2000-10-18）。山の起源。テイラー＆フランシス。ISBN 978-0-415-19890-5. 2012年9月27日閲覧。
- ラッセル、L.、スネルソン、S. (1994)。「リオグランデリフトのアルバカーキ盆地セグメントの構造とテクトニクス：反射地震データからの洞察。」アメリカ地質学会特別論文291。ISBN 0-8137-2291-8。
- van Wijk, Jolante (2005 年 3 月 29 日)。「大陸リソスフェアの伸張中の減圧溶融」。マントル プルーム。2012 年 9 月 27 日閲覧。