地殻変動による沈下

大陸内盆地は、地殻変動がなく、プレート境界にも近くない、面積の大きな窪地です。^{[ 2 ]}このゆっくりとした長期にわたる沈降を説明するために、複数の仮説が提唱されています。^{[ 2 ]}パンゲア大陸の分裂以来の長期的な冷却、盆地の縁辺部での変形と深部地球ダイナミクスの相互作用。イリノイ盆地とミシガン盆地は、大陸内盆地の例です。これらの盆地の海岸線沿いには広大な湿地が形成されることがあり、植物が埋没して後に石炭になります。^{[ 7 ]}

リフトが成功すると、中央海嶺のような拡大中心が形成され^{[ 2 ]} 、海洋リソスフェアが生成されるにつれて海岸線から徐々に遠ざかります。このリフトの初期段階では、受動縁辺部の地殻は隣接する地殻よりも薄くなり、沈下して空間が形成されます。非海洋堆積物の蓄積により、空間内に扇状地が形成されます。リフトが進むにつれて、リストリック断層系が形成され、さらに沈下が進み、海洋盆地が形成されます。リフトが停止した後、冷却により地殻がさらに沈下し、堆積物の負荷によりさらに地殻沈下が進みます。^{[ 3 ]}

アウラコゲンは、大陸地殻が完全に分裂しない失敗したリフトで発生する。受動縁辺の形成中に発生するリソスフェアの加熱と同様に、拡大に伴って加熱されたリソスフェアが沈下するため、沈降が発生する。張力がなくなると、冷却により沈降が続く。^{[ 2 ]}

プルアパート盆地は、横ずれ断層による伸張によって形成される短期間の沈降を伴います。中程度の横ずれ断層は伸張解放屈曲部を形成し、対向する壁が互いに離れていきます。正断層が発生すると、その地域に小規模な沈降が生じますが、断層の伝播が停止すると沈降も停止します。正断層による地殻の薄化の後、断層がそれ以上伝播しなくなると冷却が起こります。^{[ 2 ] [ 8 ]}

前弧海盆は、沈み込む海洋プレートから堆積物が削り取られ、沈み込む海洋リソスフェアと上盤の大陸プレートの間に付加体が形成される沈み込み帯に形成されます。このウェッジとそれに伴う火山弧の間には、海底の凹地があります。付加体と火山弧の間の相対運動による伸張断層運動が発生する可能性があります。冷たく水を含んだ沈み込むプレートによる異常な冷却効果や、アンダープレーティングによる地殻の薄化も作用している可能性があります。^{[ 2 ]}

前地盆地は、変形していない大陸地殻に向かって形成される大きな褶曲衝上断層シートによって作られた撓曲凹地です。これらは造山運動による荷重に対するアイソスタシー応答として形成されます。盆地の成長は、荷重の移動とそれに伴う堆積速度によって制御されます。 ^{[ 2 ]}盆地が広いほど、沈下量は大きくなります。荷重が前地へさらに移動すると、隣接する盆地の沈下量が増加し、沈下を引き起こします。褶曲衝上断層から侵食された堆積物は盆地に堆積し、衝上断層帯に向かって層が厚くなり、衝上断層帯から離れるにつれて層が薄くなります。この特徴は差動沈下と呼ばれます。^{[ 9 ]}