ポーキュパイン渓谷

ポーキュパイン渓谷
ポーキュパイン渓谷の炭層
ポーキュパイン渓谷 オーストラリア、クイーンズランド州ヒューエンデンの北約60km
深さ	40
地質学
タイプ	峡谷
地理
座標	南緯20°24′39.77″ 東経144°25′42.86″ / 南緯20.4110472° 東経144.4285722° / -20.4110472; 144.4285722
河川	ガラクリーク

ポーキュパイン渓谷は、オーストラリアのクイーンズランド州北西部、フリンダース地方ポーキュパインのギャラ川沿いにある渓谷です。ポーキュパイン渓谷国立公園内の保護地域です 。渓谷と国立公園へはケネディ開発道路を通ってアクセスします。

砂岩の峡谷は隣接する台地の表面から40メートル下まで削り込まれています。^[1] 冬には峡谷の底は一連の水場となり、雨季には激しい滝となり深い割れ目を掘り出します。^[2]

峡谷では毎年「ポーキュパイン峡谷チャレンジ」というレースが開催されます。このレースは峡谷の底にあるピラミッドから始まります。

この渓谷は多種多様な鳥類にとって自然の魅力となっている。^[2]

ベッツ クリーク層は調査地域の端に位置し、非常に小さな層です。下層は主にシルト岩と泥岩が交互に重なり、これらの層の中に石炭層が形成されています。石炭自体は亜瀝青質で、全体的にワックスのような質感で、はっきりとした溝があります。これらの上には、グロッソプテリス動物の化石の葉がよく保存されている、より大きな泥岩層があります。これは明らかにペルム紀の指標であり、石炭の形成に必要な有機物の供給源をよく示しています。

これらの上には、非常に明瞭なチャネル化を持つ砂岩層があり、層には明確な荷重構造もあります。さらに上に進むと、ベッツ クリーク層の残りの部分は、数メートルごとに断続的に泥岩層を伴う粗粒の砂岩で占められています。

正断層は砂岩ユニットを切断し、熱水を放出します。この現象は、上盤の砂岩が下盤の砂岩よりはるかに白く見えることからわかります。その理由は、断層によって作られた泉が熱水をシステムに放出したとき、砂岩の酸化鉄(II)が流体に浸出して他の場所に運ばれたためです。下盤では、鉄(II)は断層の放出中に運ばれていません。断層はまた、大きな岩片を伴う下流の付加物につながる断層角礫岩を生成しており、断層発生時に高流量状態であったことを示しています。

現存する岩相と構造から、このシステムはもともと沼地として始まり、グロッソプテリスが大量に死滅し、必要なケロジェンを生成するための嫌気性システムを形成していたと考えられています。時が経つと、このシステムは洪水とともに移動する砂で浸水します。このことから、沼地は海岸線に近かったことがわかり、その後、この地域の海面上昇により、ケロジェンが水に埋もれて浸水したと考えられます。

河川による水路形成はしばらく続き、当初はブーダンと考えられていたより大きな水路を形成しました。しかし、これは地層の上部の水路形成によって反証されています。この地域の海面が高かった時期には、砂岩は泥質の頁岩で覆われていましたが、これらの層は木が生えるという事実によって区別できます。正断層が発生すると、ケロジェンが割れ、石炭化が起こります。システム内に存在する黄鉄鉱は、床から除去され、溶液中の溶解硫黄とともに鉄(II)陽イオンとして熱水によって輸送されます。これが熱水流体の鉄の源です。

ワラン砂岩は、渓谷内にあるリサレナイト砂岩ユニットで、三畳紀初期から中期の河川堆積物で構成されています。この地層の中で最も興味深い部分の一つは、ワラン砂岩とベッツ クリーク層が接する部分です。

このエリアの砂岩は、ベッツ クリーク層に由来する下層の熱水流体の流出を促した横ずれ断層系によって破壊されています。砂岩ユニットの下部で浸出が起こったため、鉄 (II) がどこかに蓄積するはずであり、これが断層に沿って起こり、砂岩の細孔に非常に高密度の鉄が蓄積されました。

剪断露頭から上へ進むと、最初は折り畳まれているように見えるエリアで流体の行き先が明らかになりますが、実際にはそうではありません。砂岩が破砕されると、セグメントに分割され、一種の堆積箱になります。これらは熱水流体、特に鉄成分を閉じ込め始め、残りの溶液は水として逃げます。結果として生じる「折り畳まれた」パターンは、実際には箱型の結石であり、流体がその地点に到達した方法を示しています。

この地点から上に向かって、より明確な河川の流路が豊富に存在します。これらは主に細粒の砂岩で、粗粒の物質が充填されています。泥岩と頁岩が交互に重なり、その上にある堆積物によって圧縮され、圧縮されて荷重構造になります。この流路には、運ばれてきた細かく層状に重なった泥の塊が含まれており、堆積物が柔らかいため、優先的に風化して、かつてあった場所の痕跡を残しています。これらの流路は上に向かって続き、砂岩の大部分が除去されて、ハニカム構造と大きな張り出しが露出する地点に達します。

これらは主に、渓谷内での現代の鉄砲水によるものですが、この現代の類推の前提は、過去の水路化によって地表が露出したことによるものでもあり、この地域は河川の影響を強く受けていることがわかっています。これらの上層では、浸出と風化の結果として、砂岩も赤から黄色、そして白へと明確な色の変化を起こします。ワラン砂岩の上の方と遠くに行くほど、谷状の斜交層理が多く見られます。これは、谷状の斜交層理が最もよく保存されているホワイトマウンテン国立公園で最も顕著になります。岩石ユニットの構成は比較的均一ですが、発生源から遠くなるほど、岩石の量が増えます。

海岸線の流路形成中に砂岩が堆積し、その地域は細粒化と粗粒化の連続となった。これによりベッツ クリーク層がさらに埋没し、断層形成前にケロジェンがさらに圧縮され、時間の経過とともに各流路が埋められるにつれて堆積物が蓄積され続けた。その後、これらはより厚い堆積物で覆われ、上部にトラフ交差層理を形成した。ワラン砂岩のより遠位の部分では、トラフ交差層理が増大し、流路形成の痕跡がすべてなくなり、流れの方向がより明確になった。その後、砂岩は上部で薄い泥岩層によって切断され、ワラン砂岩とブランタイア砂岩の接触部に生育する動物相によってそれが示される。

ブランタイア砂岩は、ジュラ紀にまで続くチャネリゼーションの継続です。この地層を間近で観察するのは容易ではありませんが、上の図 2 とワラン砂岩に関する知識を使用すれば、正確な説明を行うことができます。

溝は粗粒の充填材によってよく保存されており、下層の分離線状構造と、細かく重なり合ったシルト質層の荷重構造によって特徴づけられています。これらの溝内に見られるもう 1 つの特徴は、泥岩です。泥岩は現代の風化により除去され、岩面に大きな溝があるように見えます。ブランタイア層の上部には溝状の交差層構造があり、これらの溝の角度は南北方向に約 25 度傾斜しています。

ブランタイアの節理が進んでいることから、砂岩は熱水の影響をほとんど受けず、泥岩が優先的に風化していると推測できます。ここの環境は水の流れがそれほど多くなく、節理のある層は当時の干ばつの結果である可能性があります。

このユニットは、移動する扇状地がブランタイア砂岩を覆い、その上に厚い準礫岩層を形成するまで、しばらく続きます。

ギルバート川層は、準礫岩のリサレナイト層で構成されています。層の下部には、細粒砂岩のフラザー横層が豊富に見られますが、少し上に行くと、沖積堆積物に典型的な火山岩やチャート岩が堆積層に溢れます。その後、これらは再び細粒物質の下に埋もれ、薄い層で上向きに微細化が顕著に発生し、堆積環境が急激に変化します。

地層は、粒子が粗くなり、大きな小石から玉石サイズの岩片が取り囲まれます。これらも、主に堆積性で火山性の起源であることが知られています。地層の古流速値も非常に変動が大きく、大量の堆積物を移動させるのに十分な力を持つ高エネルギーの流れの状態を示しています。これは、下の図 10 によく示されており、これらの小石の岩片の重なりは、流れの方向を示す良い指標です。

システムの状態から、層流の様相が時間とともに変化したことが確認できます。最も明確な変化は、上向きに細粒化する薄い層理によって示されます。これらを最も論理的に制御しているのは、おそらく海岸線から扇状地に広がる流体が地層に流入したという事実です。

ギルバート川層の最後の部分は、その上にあるスタージョン玄武岩によって焼かれ、これによりギルバート川層の上部に焼かれた砂鉄鉱層が形成されました。

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