プレート内変形

プレート内変形とは、プレートの縁ではなくプレート内部で地殻が褶曲、破壊、または流動することです。このプロセスは通常、チベット高原など、特に地殻と上部マントルが弱い地域で発生します (図 1)。プレート内変形は、プレートテクトニクス理論 に新たな側面をもたらします。

プレートテクトニクスの理論によれば、地球の岩石圏 (地殻と上部マントル) は、アセノスフェア (下部マントル) の上に「浮かんで」互いに相対的に移動する硬いプレートで構成されているとされています。プレートが移動すると、地殻は主にプレートの縁に沿って変形します。プレート内の変形は、プレートの縁だけでなく、地殻が弱い場所であればどこでも変形が発生する可能性があるという点で、この点とは異なります。

変形とは、岩石の褶曲、破壊、または流動です。岩石が脆いか延性かに応じて、地殻の変形には多くの異なるタイプがあります。これらの特性を決定する側面は、地球内部で岩石が受ける特定の温度と圧力によるものです。したがって、温度と圧力が変形プロセスを制御します。延性岩石は、圧縮力または伸張力により、曲がったり、褶曲したり、伸びたり、流動したりする傾向があります。一方、脆性岩石は破壊する傾向があります。地殻が破壊されるゾーンは断層と呼ばれます。断層には、 ^[1] 正断層、逆断層、横ずれ（トランスフォーム）断層の3つの主要なタイプがあります。これらはすべて、地殻が変形する方法であり、プレートの境界の種類（^[2] 発散境界、収束境界、トランスフォーム境界）によって異なります。

これら 3 つの境界は常に完全に形成されるとは限らず、混合境界につながる可能性があります。混合境界は、収束する変換または発散する変換の組み合わせである可能性があります。

中央アジア/東アジアは、おそらく大規模なプレート内変形の最も良い例です。チベット高原とヒマラヤ山脈の形成と隆起は、インドプレートがユーラシアプレートに衝突した約5000万年前の新生代に始まりました。^[3]この衝突により、リソスフェアが大幅に短縮し、ヒマラヤ/チベット地域の地殻の厚さが増加し、高い応力が加わりました。^[3]

チベットにおける多くの地球物理学的観測は、地殻が弱い領域を示しており、中部から下部地殻に流体が含まれており、部分的に溶融している可能性があることを示唆している。^[4]ヒマラヤ・チベット地域が隆起し始めると、チベット高原の地殻の横方向の押し出しが、衝突と地殻短縮を適応させる主なメカニズムとして徐々に定着した。 ^[4]横方向の押し出しは主に東方向へ、​​そしてインドの進路から外れる方向にずれている。東チベットは伝統的に、広い適応帯の一部であると解釈されている。^[5]東方の動きの多くは、主要な横ずれ断層によるものである。^{[6]ただし、これらの横ずれ断層は、チベットの他の断層とともに、依然としてプレート境界にあると解釈できる。真のプレート内変形は、さらに北の}モンゴルや天山山脈などの地域で発生する。これらの地域では、プレート境界から数百キロ離れた場所でのインド/ユーラシア衝突による地殻短縮の一部を吸収するために、依然として多くの断層運動と褶曲運動が残っているため、真のプレート内変形が見られます。

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