地殻隆起

地殻隆起とは、プレートテクトニクスに起因する地球表面の地質学的隆起である。アイソスタシー反応は重要であるが、地域の平均標高の上昇は、地殻の肥厚（造山運動など）、地殻とその下のマントルの密度分布の変化、および硬いリソスフェアの曲がりによる曲げ支持などの地殻運動プロセスに応じてのみ発生する可能性がある。

地殻隆起により、地中にあった岩石が地表近くに持ち上がり、削剥（地球の表面を削り取るプロセス）が起こります。このプロセスにより、高い地域から地形的に低い地域に大量の負荷が再分配されることもあります。そのため、削剥地域では等圧反応が促進されます（これにより、局所的な岩盤の隆起が引き起こされます）。削剥の時期、規模、速度は、圧力と温度の研究によって地質学者が推定できます。

地殻の肥厚には上向きの運動成分があり、大陸地殻が大陸地殻に押し付けられたときによく発生します。基本的に、各プレートのナップ（衝上断層シート）が衝突し、一方が他方の上に積み重なり始めます。このプロセスの証拠は、保存されたオフィオライトナップ（ヒマラヤに保存）と逆転した変成岩勾配を持つ岩石に見ることができます。保存された逆転した変成岩勾配は、ナップが実際には非常に速く積み重なったため、熱い岩が平衡になる時間がなかったため、冷たい岩の上に押し付けられたことを示しています。ナップの積み重ねプロセスは、最終的には重力によってそれ以上の垂直方向の成長ができなくなるため（垂直方向の山の成長には上限があります）、それほど長く続くことはできません。

山脈の表面が隆起するのは主に地殻の肥厚によるものですが、地殻変動の原因となる他の力も働いています。密度差がある場合、すべての地殻変動は重力によって駆動されます。その良い例としては、地球のマントルの大規模な循環が挙げられます。地表近くの横方向の密度変化（海洋プレートの生成、冷却、沈み込みなど）もプレート運動を駆動します。

山脈のダイナミクスは、岩石圏全体の柱状構造の重力エネルギーの差によって左右される（アイソスタシーを参照）。地表高度の変化が地殻の厚さのアイソスタシー補正変化を表す場合、単位表面積あたりの位置エネルギーの変化率は平均地表高度の増加率に比例する。地殻（岩石圏ではない）の厚さが変化すると、重力に逆らう作用率が最も高くなる。^[1]

リソスフェアの屈曲は、成長する造山運動の重量や氷河作用に関連する氷の厚さの変化などの力の作用によりリソスフェアが曲がるプロセスです。リソスフェアは、地質学的時間スケールでは流体のように動作する粘性層であるアセノスフェアの上にあります。したがって、荷重がかかると、リソスフェアは徐々に等方平衡に達します。たとえば、沈み込み帯の海溝の海側にあるリソスフェアは、地球の地殻の弾性特性により上向きに湾曲します。

造山運動による隆起はプレート衝突の結果であり、山脈または広い地域でより緩やかな隆起をもたらす。おそらく、造山運動による隆起の最も極端な形態は、大陸間地殻衝突である。この過程で、2つの大陸が縫合され、大きな山脈が形成される。インドプレートとユーラシアプレートの衝突は、造山運動による隆起がどこまで及ぶかを示す良い例である。2つのプレートが縫合されたのは、強い逆断層運動（ユーラシアプレートの下のインドプレートの）と褶曲によるものである。^[2]インドプレートとユーラシアプレートの衝突によりヒマラヤ山脈が形成され、シベリア北部の地殻厚化も引き起こされている。^[3]パミール山脈、天山山脈、アルタイ山脈、ヒンドゥークシュ山脈、その他の山脈はすべて、インドプレートとユーラシアプレートの衝突に応じて形成された山脈の例である。

オザーク高原は、ペルム紀の ウォシタ造山運動によって南のアーカンソー州、オクラホマ州、テキサス州に生じた広大な隆起地帯である。関連する隆起としては、テキサス州のラノ隆起があり、その隆起の特徴にちなんで名付けられた地理的位置である。グランドキャニオンを含むコロラド高原は、河川浸食に続く広範な地殻隆起の結果である。^[4]

造山運動による隆起や他の作用（例えば、氷河作用後の隆起）により山がゆっくりと隆起すると、水峡と呼ばれる珍しい地形が発生することがあります。水峡では、川による浸食が山の隆起よりも速く起こり、山脈の片側の低地から反対側の同様の地域まで峡谷や谷が形成されます。このような水峡の例としては、ニュージーランドのマナワツ渓谷やメリーランド州のカンバーランド狭間などが挙げられます。

ある地域から質量が除去されると、地殻の反発によってアイソスタシー的に補償されます。一般的な地殻とマントルの密度を考慮すると、広く均一な表面を横切る平均100メートルの岩石の浸食により、地殻は約85メートルアイソスタシー的に反発し、平均表面高度は15メートルしか失われません。^{[5]アイソスタシー隆起の一例は、}氷床の融解に続く後氷河期反発です。カナダのハドソン湾地域、カナダと米国の五大湖、フェノスカンジアは現在、1万年前の氷床の融解の結果として緩やかな反発を起こしています。

例えば現在ヒマラヤでインドプレートとユーラシアプレートの大陸衝突により起こっている地殻の肥厚も地表隆起を引き起こす可能性があるが、肥厚した地殻のアイソスタシー沈下により、地表隆起の大きさは地殻肥厚量の約6分の1に過ぎない。そのため、ほとんどの収束境界ではアイソスタシー隆起が果たす役割は比較的小さく、高い峰の形成はテクトニックなプロセスに起因すると考えられる。^[6]陸地表面の標高変化を直接測定することは、他の制御要因（平均地表標高の変化、侵食された物質の量、アイソスタシー応答のタイムスケールとラグ、地殻密度の変化など）がわかっている場合にのみ、侵食または岩盤の隆起速度を推定するために使用できる。

少数のケースでは、サンゴ島で地殻隆起が見られる。これは、完全にサンゴでできており、それ以外は火山島のように見えるさまざまな海洋島の存在によって証明されている。そのような島の例は太平洋にあり、特にナウル、マカテア、バナバの3つのリン 酸塩島、ニューカレドニアのマレ島とリフー島、マルケサス諸島のファツフク島、ピトケアン諸島のヘンダーソン島が有名である。これらの島々の隆起は、海洋プレートの動きによるものである。沈没島やサンゴ礁を伴うギヨは、海洋プレートが島をより深いまたはより低い海洋地殻領域に運ぶ際に地殻が沈下した結果である。

「隆起」という言葉は重力ベクトルの方向と反対の変位を指し、変位は変位される物体と参照フレームが指定されている場合にのみ定義されます。MolnarとEngland ^[1]は、「隆起」という用語が適用される3種類の変位を特定しています。

1. ジオイドに対する地球表面の変位。これは「表面隆起」と呼ばれ、表面隆起は、指定されたサイズの表面領域上の標高と標高の変化を平均化することによって定義できます。
2. 「岩石の隆起」とは、ジオイドに対する岩石の変位を指します。
3. 地表に対する岩石の移動を地表露出といいます。

この単純な式は、3 種類の変位を関連付けます。

地表隆起 = 岩石の隆起 – 地表の露出

ジオイドという用語は、上記の平均海面を意味するために使用され、適切な基準フレームとなります。この基準フレーム内の特定の変位により、重力に逆らって行われる作業量を定量化できます。

隆起と露出の測定は難しい場合があります。ある地点の隆起を測定するには、その標高の変化を測定する必要があります。通常、地質学者は単一の地点の隆起ではなく、特定のエリアの隆起を決定しようとしています。したがって、そのエリアの表面にあるすべてのポイントの標高の変化を測定する必要があり、侵食率はゼロまたは最小限でなければなりません。また、隆起中に堆積した岩石のシーケンスを保存する必要があります。言うまでもなく、標高が海抜よりはるかに高い山脈では、これらの基準を満たすのは簡単ではありません。しかし、古気候の復元は価値があります。これらの研究では、温度と降雨に敏感であることが知られている動植物の時間的変化から、対象エリアの気候の変化を推測します。^[7]岩石が受けた露出の規模は、地質温度圧力測定（岩石または集合体の以前の圧力と温度の履歴を測定する）から推測できます。ある地域の圧力と温度の履歴を知ることで、周囲の地熱勾配と地表上昇プロセスの境界を推定できます。ただし、地質気圧/地質温度測定の研究では、地表上昇速度 (または時間に関するその他の情報) は得られません。地表上昇速度は、温度プロファイルを推定できる限り 、核分裂飛跡と放射年代から推測できます。

• 地殻変動の力の説明