リヤ層

リヤ層
地層範囲:シネムリアン初期-アレニアン後期 ~1980～1710 万年前 前Ꞓ Ꞓ お ス だ Ｃ ポ T J け ページ いいえ
タイプ	形成
サブユニット	ドーズルト、パンカールプ、カツレーザ、ライドベックのメンバー
下地	ヴィルヘルムスフェルトとマリーダルの層
オーバーレイ	ヘーガネス層
厚さ	最大295メートル（968フィート）
岩石学
主要な	シルト岩、粘土岩、砂岩、泥岩
他の	石炭
位置
座標	北緯56°00′ 東経12°48′ / 北緯56.0° 東経12.8° / 56.0; 12.8
おおよその古座標	北緯45°24′ 東経16°42′ / 北緯45.4° 東経16.7° / 45.4; 16.7
地域	スコーネ郡 オーレスン・ ホルシュタイン州
国	スウェーデンデンマーク(沖合、海中)ドイツ(原位置外)
範囲	ヘーガネス盆地とエーレスンド盆地
タイプセクション
名前の由来	リア、カツロサ [sv]
リア層（スウェーデン）

リヤ層（スウェーデン語：Ryaformationen）は、スウェーデン南部のスコーネ県にある地層です。年代は、前期から中期ジュラ紀初期（前期シネムリアンから後期アーレニアン）です。リヤ層は、シルト岩、粘土岩、砂岩、泥岩、および稀に石炭層から構成されています。この層は、ヘーガネス層の上にあり、その上にヴィルヘルムスフェルト層とマリーダル層が重なっています。

この層は、パンゲア大陸の分裂の一環としてジュラ紀初期に形成されたヘーガネス盆地とエーレスンド盆地に堆積しました。厚さ 295 メートル (968 フィート) のこの層は、底部から上部にかけて、ドーシュルト層、パンカルプ層、カツロサ層、およびリデバック層の 4 つの層で構成されています。この層の堆積環境は、大陸性から外洋性まで多岐にわたります。

リヤ層からは、数多くのサメ、アンモナイト、二枚貝、生痕化石の化石が発見されている。石炭化した木片は、長さ6センチメートル（2.4インチ）までの散在した破片として存在し、不定形のベレムナイト、ウニ類、ヘビウニ類、貝形虫、ノドサリ科有孔虫もこの層で記録されている。ドイツ語でゲシーベと呼ばれる、リヤ層に帰属する漂礫岩を含む鉄ウーイドは、ドイツ北部のホルシュタインで発見された。

リア層はスコーネ西部のコロヌス頁岩トラフに露出している。^[1] この層はヘーガネス層の上にあり、ヘルシンボリ地域ではヴィルヘルムスフェルト層、ランズクルーナとケヴリンゲ地域ではマリーダル層に覆われている。^[2]リア層は、基底から上部にかけて、ドーシュルト層、パンカルプ層、カツロサ層、リデバック層に細分される。この層は、エンゲルホルム、ヘルシンボリ、ランズクルーナ、ケヴリンゲ地域で見られる。スコーネ南西部では、リア層は欠落しているか、ほとんど発達していない。^[3]スウェーデンとデンマークの間にあるエーレスンド盆地では、この層は中期ジュラ紀基底不整合によって切断されている。^[4]

ドイツ北部のホルシュタイン州で、ドイツ語でゲシーベと呼ばれる、リア層に由来し鉄の塊を含む迷子岩が発見された。^[5]

ドーシュルト会員

前期シネムリアン期のドーシュルト層（スウェーデン語：Döshultsledet ）は、下部では粗粒の交差層状砂岩とシルト岩から成り、上部では海洋化石に富む暗色粘土と泥灰岩が優勢である。^[6]この層は、エンゲルホルム、ヘルシンボリ、ランズクルーナ地域で最大80メートル（260フィート）の厚さである。現在、この層の基底部はヘルシンボリ地域の3か所で露出している。これらには、鉱物学的にも組織的にも成熟した、トラフ交差層状砂岩が含まれており、一般的に北と南に向いた古流向を示すヘリンボーン構造をしている。よく淘汰された砂にヘリンボーン構造が見られることから、この層下部は高エネルギーの前浜から潮下帯の海洋堆積条件であったことが示唆される。スコーネ北西部の廃採石場（ヘルシンボリ地域のガントフタ煉瓦採石場、現在露頭は非常に限られ）では、デーシュルト層の上部は、巣穴を含む生物撹乱を受けた沿岸の砂と、豊富な海洋無脊椎動物の死体化石で始まる。これに続いて、嵐で堆積した砂とシルトの挟在物（テンペスタイト）を含む生物撹乱を受けた棚泥岩が続く。少量の海洋死体化石と巣穴を含む巨大な赤色泥岩が続き、これは低エネルギーだが酸化的な環境で急速に堆積したと解釈されている。この層の最も新しい部分は、浅い海洋環境で堆積した、炭酸塩を豊富に含む層を含むシルト岩と泥岩で構成される。^[3]石炭質デトリタス、白雲母、非常に小さな貝殻と貝殻の破片、およびフランボイド状の黄鉄鉱団塊（直径0.1～0.3 mm）がこの層の特徴的な構成要素である。^[7]

パンカルプメンバー

ドーシュルト層の暗色の泥岩は、鮮明な礫岩境界を持つパンカルプ層（スウェーデン語： Pankarpsledet ）に覆われている。^[8]後期シネムリアン期のパンカルプ層は、エンゲルホルム、ヘルシンボリ、ランズクルーナ地域の地下で最大70メートル（230フィート）の厚さがあると推定されている。ケーヴリンゲ地域では、厚さは約20メートル（66フィート）である。スコーネ最西端では、小径のボーリングコアで層が観察されている。そこでは、層は、多彩な粘土と頁岩の下部ユニット、石炭層を含む分級の悪いシルト質から砂質の中間ユニット、および下部はシルト質で有機物に富み、上部は赤みがかった緑がかった上部の単調な泥岩ユニットに細分化されている。粘土岩中の鉄の酸化度の違いにより、異なる色を呈していると思われる。^[6]一つのコアの最上部では、パンカルプ層はプラノライトの巣穴を持つレンズ状の層状異岩で構成されています。^[3]

Katslösa メンバー

後期シネムリアンから前期プリエンスバッハ期のカトスローサ層（スウェーデン語：Katslösaledet）は、主にスコーネ地方西端の地下で知られ、エンゲルホルム、ヘルシンボリ、ランズクルーナ地域で厚さ30～40メートル（98～131フィート）である。ケブリンゲ地域では、厚さは約75メートル（246フィート）である。堆積学的解釈は、主に博物館コレクションの岩石学的研究の結果に基づいている。カトスローサ層は、海洋の低エネルギー環境で堆積した均質な泥岩が優勢で、海洋性の緑色、茶色、暗灰色の粘土岩と砂岩で構成されている。^[6]マトリックスを豊富に含む石英ワッケの薄い層が一般的である。これらは通常、鉱物学的には成熟しているが、組織的には非常に未熟で、角張った砂粒が豊富である。基質は有機物、ミクライト、雲母、粘土鉱物から構成されています。砂岩の薄片には、堆積構造を消失させた激しい掘削の痕跡が見られます。この層では、散在するベルティエリンウーイドや自生の菱鉄鉱結晶が観察されています。^[9]

ライドバックメンバー

後期プリエンスバッハ期から後期アーレニアン期のRydebäck 層 (スウェーデン語: Rydebäcksledet ) は、エンゲルホルム、ヘルシンボリ、ランズクルーナ地域で最大 70 メートル (230 フィート) の厚さがあります。これはスコーネ最西端の地下物質でのみ知られており、堆積学的分析は 2 つの井戸 (Rydebäck–Fortuna-1 および -4) の観察に基づいています。これらの地層は海退中に小さな帯状に堆積し、灰色、黒、緑、赤褐色の海洋性砂およびシルト岩で構成されています。^[6]この層は、豊富な海洋性微小動物 (主に有孔虫) を含む泥質砂岩の均一な連続体で構成されており、沖合の低エネルギー環境での堆積を示しています。堆積物は強く掘削されており、砂と泥が効果的に混合され、石英のワッケが形成されています。砂は石英を多く含み、粒子は典型的には丸みを帯びている。ベルティエリンウーイドは堆積物の一般的な構成要素である。^[9]

テチス海の海進により、スコーネ島では化石を含む海洋堆積物が形成され、これもまた地殻変動の活発化と関連している。^[10]リヤ層の堆積は沿岸部の粗大砕屑物から始まり、沖合の泥岩とテンペスタイト（ドーシュルト層）が続き、その後、短期間の非海洋性期間を挟んで沖合の泥質堆積物が続き（パンカルプ層）、露出した海洋低エネルギー堆積物の堆積で終わった（カツロサ層とリデバック層）。海洋性のリヤ層は、全体的に上方細粒化傾向を示し、堆積環境は上流部で水深が深くなっている。スコーネ島西部の堆積環境は、盆地の地形により嵐のエネルギーから物理的に保護されていたか、スコーネ島での堆積は嵐の波底の下で起こったかのどちらかである。ベルティエリンウーイドはカツロサ層に散在し、リデバック層では上流部でますます豊富になっている。インドネシア沖の現代の海洋堆積物から報告されているように、地層を通して上昇する火山性流体からの鉄とシリカの沈殿によって鉄ウーイドの形成が促進された可能性がある。この仮説は、スコーネの火山岩の年代データの公表によって浮上した。現在、その年代は、鉄ウーイドを含む著名な堆積物、すなわちリデバック層とロッディンゲ層と匹敵すると思われる。^[9]

有孔虫、アンモナイト、貝形虫に基づくと、ドーシュルト部層は前期シネムリアン、パンカルプ部層は後期シネムリアン、カツロサ部層は後期シネムリアンから前期プリエンスバッハ、リデベック部層は後期プリエンスバッハから後期アーレニアンと年代づけられている。^[3]

この層は、ヴォム・トラフのロディンゲ層^[2] 、中央スコーネのデュパダル層、デンマークのソルザット層と同時期で、球状ポレナイト-レプトレピダイト帯とカリアスポリト-ペリノポレナイト帯を共有している。^{[11] [12]}この層は、デンマーク盆地のフィェリッツレーヴ層^[13]、エーレスンド盆地のガッスム層とも相関している。^{[14]嵐の影響を受けた、}丘陵状の斜交層理のハスレ層は、リヤ層の泥質のカツロサ部層と同時期のものである。^[9]

地下

リア層が堆積した盆地は、トランスヨーロッパ縫合帯のソルゲンフライ・トルンクイスト帯 (STZ) の一部を形成し、北東のバルティカと南西の周ゴンドワナとの境界となっている。造山運動は後期オルドビス紀、つまり約 4 億 4500 万年前 に活発に行われた。

約3億年前の石炭紀とペルム紀の境界では、この地域はスカゲラク山脈を中心とした大火成岩区の影響を受けていました。スカゲラク山脈は北海、デンマークとスウェーデンの間にある同名のスカゲラク山脈を横切り、北西はイングランド北部とスコットランドまで広がるもう一つの大きな火成岩区です。

パンゲア大陸の分裂

スウェーデン南部とデンマーク東部の盆地は、三畳紀後期からジュラ紀初期にかけて形成された。この時期に、地球史上最大の火成岩地域である、推定11,000,000平方キロメートル（4,200,000平方マイル）の中央大西洋マグマ地域（CAMP）が、現在のデンマーク・スウェーデン領南西部に形成された。スコーネ地域では、中央スコーネ火山地域が、シネムリアン-プリエンスバッハ境界付近で始まったリア層の堆積時期に活動していた。最古のマグマ活動は、既存の伸張盆地構造に部分的に定着し、それを横切って発生した。^[15]この火山地域の最初の主要な火山活動は、191-178 Maのジュラ紀前期（シネムリアン後期からトアルシアン）に発生した。^[16]このジュラ紀の火山活動によって生成された火山岩の分析は、前期ジュラ紀の海洋に近い大陸性ストロンボリ式噴火の特徴を示唆している。 ^[17]中央スコーネを囲む堆積盆地では、相関する火砕層はまだ確認されていない。^[18]

トアルシアン

ライドベック層の堆積中に、トアルシアンの転換が起こった。プリエンスバッハとトアルシアンの境界で起こったこの出来事は、世界的に広範囲にわたる無酸素状態を特徴とし、さまざまな動植物の絶滅を招いた。上層水に生息する分類群は無酸素状態の影響を受けず、アンモナイトやベレムナイトも含まれていた。低酸素状態に適応した表層動物の分類群、例えばブチ類、ポシドニ類、イノセラムス類は、絶滅後の生存期間中に繁栄した。^[19]

2018年にエルストロームらが発表したエーレスンド盆地の貯留層の地熱ポテンシャルに関する研究では、ガッサム層とヘーガネス層とともにこの層の結果が示され、3つの初期ジュラ紀層の特徴が次のように示されています。 ^[20]

• 純砂の厚さ - 60～100メートル（200～330フィート）
• 多孔度- 18～34%
• 透水性- 50～1500 mD
• Cl ⁻濃度 - 120～190グラム/リットル
• 生産性指数 - 7.0 m3/hr/bar

同年に発表された、リヤ層とヘガネス層のCO2貯留可能性を分析した研究では、₅₄₃メガトンの二酸化炭素を貯留できるという結論が出されました。^[21]

スコーネのジュラ紀地層の有機物含有量は、典型的にはガス傾向ケロジェン（タイプIII）が優勢であり、これは熱成熟度以下、または熱成熟度の開始時である。^[18]

スコーネ南西部のジュラ紀、特にリヤ層の堆積学的進化は、そのさまざまな環境について深度に応じた多様なデータを提供してきました。特に、FFC-1井のヘルビケン-2コアと側壁コアで回収されたサンプルから得られました。^[22]このユニットは、その堆積学的歴史のすべてにおいて、フェノスカンジナビア大陸本土と結びついていました。ヘルビケン・ハーフグラベンとバルセベック・プラットフォームの局所的な堆積は、三畳紀と初期ジュラ紀のほとんどの間継続していると測定されています。^[23]ヘッタンギアン-プリエンスバッハ堆積期のヘルビケン・ハーフグラベンの西部では、エーレスンド断層に沿ってより高い沈下率の証拠があり、地殻変動によって制御された堆積と、この断層の西側に海底高地が存在することを示しています。^[24]東にはスカルプ台地があり、レーティアン～下部ジュラ紀の地層が不完全または欠落していることからジュラ紀高地と解釈され、ヘルビケン・ハーフグラベンに再堆積した胞子や花粉、および砂の産出量の増加から、この地域が主要な淡水陸源であったことが示唆されています。^{[25] [26]}この堆積物は、よく固まった細砂と厚さ2メートルの粘土を主成分とするヘテロライトの存在によって証明されるように、おそらくシネムリアン層の波底下の沖合海洋環境から、より海洋の影響を受けたフレーザー層状ヘテロライトに変化し、プリエンスバッハ階でいくつかの強く生物擾乱を受けた層位と回旋状層を形成し、高エネルギーのレンズ状層を伴う砂質の海岸環境を伴うプリエンスバッハ～下部トアルシアンで終わります。^[27]いくつかのセクションは干潟地帯および/または遠位バーデルタ堆積物であると示唆されています。^[28]アンホルト（フィェリッツレーヴ層）のRydebäckメンバーと同時期で、そこでは連結した河川システムを示すいくつかのレベルが研究されました。^[29]具体的には、上部プリエンスバキアン-トアルシアン境界は、トアルシアンとアーレニアンを通じて続いた主要な海退の始まりを示しています。^[29]有孔虫Eoguttuliiia liassica、硬骨魚類、スコレコドントの発見は、プリエンス-トアル境界が浅い水環境であり、おそらく塩分濃度が低いことを示しています。^[30]ライドバック層（ヴィルヘルムスフェルトボーリング第1号とカリンダルボーリング第1号）で見つかったものと同じ花粉と胞子が増加し、渦鞭毛藻の嚢子が減少していることから、海岸線がより近づいたことが示唆される。^[30]アンホルト層とリデベック層の両方のこの層は、後期プリエンスバッハ期と前期トアルシアン期の海洋内陸棚環境からラグーンまたはデルタに近い状態への回帰を表すと考えられているが、リデベック層にダクティリオセラス^{の存在が示すように、軽い海洋の影響を受けている。 [30]}このシーケンスは、両方のユニットよりも具体的に、後期プリエンスバッハ期の堆積物が嵐の影響を受けた内陸棚の環境に堆積し、前期トアルシアン期にデルタの前進を伴うより制限された海洋限界環境に変化したことを示している。^[31]その後、後期トアルシアンに汽水環境が増加し、前期アーレニアン期の短い海洋侵食で終了した。^[31]

ジュラ紀の堆積物の研究により、スウェーデン南部の基盤岩は後期三畳紀から白亜紀にかけて風化が激しく、亜中生代基盤岩にはサプロライトが形成され、風化の進んだ層にはカオリナイトが多く、風化の進んでいない層にはスメクタイトが多かったことが判明した。^[32]そのため、河川の流れによってスメクタイトを多く含む風化物質が後期三畳紀からジュラ紀の受盆地に流れ込んだ。^[32]リア層の構成層は、デルタから沿岸および浅海への移行期を再現しており、カオリナイトが優勢で、イライトとスメクタイトのピークも見られる。^[33]この鉱物の記録は、リヤ層の堆積時に、中緯度の温暖さと顕著な湿度から乾燥した擬似地中海性気候まで、片麻岩または花崗岩からなるフェノスカンジア楯状地の裸地の基盤岩に、ドレライト岩脈が交差する場所で、破砕と活発な侵食/風化が起こったことを示している。^[34]同時期に東スカルプ台地-中央スコーネ火山区に降ったジュパダル層の火山灰は、海洋堆積物を希釈し、スメクタイト含有量を増加させた可能性がある。ほとんどのスウェーデンのノーリアン以降の中生代アレナイトの顕著な鉱物学的成熟は、湿度の増加の結果として、北部の古生代結晶質基盤岩の風化プロファイルで長石の破壊が広範囲に及んだことを裏付けている。^[35]北西ドイツ盆地の下部トアルシアン層から発見された魚の歯は、放射性海水のε値が−6単位を示しており、これはローラシア大陸からの放射性でない大量の地殻由来の流入という考えとはまったく逆のものである。同じ層で発見された砕屑物断片は、この時期に噴火したスコーネ洪水玄武岩からの放射性Ndの短期的な流入を示唆している。^[36]

プリエンスバッハ

カツロサの下層から後期プリエンスバッハ層は、動物相の構成が類似している。カツロサ層の組成は、低エネルギーの限界海洋環境で堆積し、塩分濃度の変化がないこと（棘皮動物やその他の低塩分に耐性のない動物相の存在によって証明されている）を示唆しており、活発な海底には多様な無脊椎動物の痕跡と二枚貝が豊富に存在する。^[9]ライドベック層の出現を示す上部プリエンスバッハ層は、棘皮動物の存在が増加した安定した塩分濃度環境を継続しているが、古い層のような多様な二枚貝動物相は欠いている。このユニットは、古い層よりも海岸に近い海洋環境で堆積し、エネルギーが低く、より強く巣穴を掘った可能性が高い。サメ類動物相の存在は、生物相の入れ替わりよりも、この遺跡にとってより適した堆積環境に由来する可能性が高い。^[37]このセクションの花粉学では、カリンダルボーリング第1号の胞子が優勢であり、近くの浮上地の気候が湿潤であったことを示唆している。^[26]

トアルシアン

トアルシアン層は、中央スコーネ火山地域（デュパダル層）で進行中の火山活動の影響を受けており、最後のユニットの主露頭では海水の影響が見られ、バリウムに富むゼオライトは海洋水に由来すると示唆されており、火山礫凝灰岩内の熱水流として循環し、続成作用を促進した可能性がある。^[38]また、ボンナルプコーンの花粉分析によっても知られており、そこでは、塩水/汽水アクリタークのLeiosphaeraやLeiofusa、または渦鞭毛藻のNannoceratopsisが発見された。^[39]このセクションでは、トアルシアン期以降の地層で測定された陸生風化の影響の増加も検出され、ヴィルヘルムスファルト掘削孔で見られるように、植物の残骸の存在が増加していることから、火山由来の物質の増加によって海岸が後退したことが示唆されています。^{[40]このセクションの花粉学は、}ソテツ科の花粉が主流で、少なくとも6種が回収され、花粉学サンプル全体の50％以上を占めています。これは、この花粉の生産者が明らかに優勢であったことを示唆しており、ケイロレピディア科の花粉の増加と胞子の一般的な減少に伴い、近隣の環境がより乾燥した気候に移行したことを示唆しています。^[41]

この層からは典型的な海洋動物の化石が発見されている。大陸性石炭層を除けば、この層は海洋性である。ライドバック層からはサメの歯が発見されたと報告されている。^[42]

ヒボドゥス・レティキュラトゥス（Hybodus reticulatus）のいくつかの歯を除いて、リア層のサメ類は完全に新鮫科である。^[146]

石炭化した木片は、長さ6センチメートル（2.4インチ）までの散在した破片として存在し、不確定なベレムナイト、ウニ、ヘビウニ、貝形虫、ノドサリ科有孔虫もこの層で記録されている。^{[7]アンモナイト} は植物化石のある地層で発見された。ダクティリオセラスの破片は、植物の残骸や美しく保存されたペリキポッドとともに、ヴィルヘルムスファルトの掘削孔の深さ170メートルで発見された。 [155]おそらく近隣に流れ込む水路に由来する植物質は、海水と出会うと凝集した泥質物質と密接に堆積したと思われる小さな破片がほとんどである。^[155]他の標本、アルニオセラス属の不確定な標本は、石炭化した植物の破片のある後浜と思われる移行環境、おそらくは大きなサイズのものもある場所で発見されている。おそらく嵐により砲弾が陸地に打ち上げられたためと思われる。^[155]

花粉学

植物の大型化石

• スウェーデンの化石地層単位の一覧
• クリスチャンスタッド盆地
• トアルシアン層

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