ティメズガディウイン層

ティメズガディウイン層
地層範囲:三畳紀、オレネキアン期? からカルニアン期または初期ノリアン期 前Ꞓ Ꞓ お S だ Ｃ ポ T J け ページ いいえ
タイプ	地質学的形成
単位	アルガナグループ
サブユニット	タナメルト会員（T3）、アグレガル会員（T4）、イロハレン会員（T5）
下地	ビグディン層
オーバーレイ	イカケルン層
厚さ	1,000～2,000メートル（3,300～6,600フィート）
岩石学
主要な	泥岩、シルト岩、砂岩
他の	粘土岩、礫岩、魚卵状石灰岩
位置
地域	マラケシュ＝サフィ、スース＝マッサ
国	モロッコ
範囲	アルガナ盆地
タイプセクション
名前の由来	ティメスガディウイン、モロッコ
ティメスガディウイン層（モロッコ）

ティメスガディウイン層（Timezgadiouine Formation）は、モロッコのアルガナ盆地にある三畳紀の地層である。オレネキアンから少なくともカルニアンまで続く赤色層の堆積物で、アルガナグループのT3からT5のメンバーを包含している。ペルム紀のイカケルン層に先行し、後期三畳紀のビグーディン層が後続する。^[1]

この層は3つの層に分かれている。前期三畳紀タナメルト層（T3）は比較的薄い火山 砕屑岩の帯で、網状河川によって形成されたものと思われる。中期三畳紀アグレガル層（T4）は、幅広の砂岩レンズが点在する泥質およびシルト質の厚い周期的堆積物である。蛇行する小川や洪水によって切り開かれた半乾燥 プラヤ、干潟、一時的な湖沼システム内に堆積したと考えられる。後期カーニアン（あるいは前期ノーリアン）^[2]イロハレン層（T5）は、生物撹乱を受けた泥岩と、それに伴う砂岩層から構成される。この最後の層は、大きな恒久的な湖沼や広く蛇行する河川があった、より湿潤な時代に相当する可能性がある。^{[3] [4]}この地層は全体として広く地質学的に安定した盆地に堆積しており、三畳紀に現在の大西洋中央縁辺部の他の地域で形成された狭い地溝盆地とは対照的である。^[1]

ティメズガディウイン層は化石に富み、足跡やその他の生痕化石が地層全体で発見されている一方、^{[5] [6] [7] [8]、}骨格はイロハレン層でよく見られる。イロハレン層の化石には、植物竜類、アエトサウルス類、メトポサウルス上 科両生類、シュテルレッカー類 ディキノドン類、初期恐竜形類、その他典型的なカーニアン期から初期ノリアン期の動物が含まれる。^{[9] [10] [2]}大型の草食性主 竜形類 アゼンドーサウルス・ラアルーシイ^{[11] [12] [13]や、}ティラノサウルスサイズの主竜類が残した巨大な3本指の足跡（エウブロンテス属）など、特徴的な動物もいくつかある。^[8]

ティメスガディウイン層は、アルガナ盆地に堆積した赤色堆積物の長い一連の層であるアルガナ層群の一部である。アルガナ盆地は、ハイアトラス山脈の西部に約85 km（53マイル）にわたって広がる北東から南西に向いた谷である。 ^{[3] [1]}アルガナ層とも呼ばれるアルガナ層群には、盆地内の地質層のほとんどが含まれており、8つの層に分かれており、T1からT8とラベル付けされることが多い。アルガナ層の堆積物は、一般的に西または北西に向かって緩やかに傾斜しているが、断層によってこの傾斜が大きく変化する地域もある。^{[3] [1]}

ティメズガディウイン層は、アルガナグループのT3層（タナメルト層）、T4層（アグレガル層）、T5層（イロハレン層）に相当します。ティメズガディウイン層の基部は、その下にあるペルム紀のイカケルン層（T1-T2層）から角度のある不整合によって分離されています。この不整合は、地殻の薄化またはバリスカン山脈の造山運動後の崩壊に関連する地殻不安定性と浸食の結果である可能性があります。ティメズガディウイン層の末端は、後続の後期三畳紀ビグーディン層（T6-T8層）にスムーズに移行しているようです。^{[4] [1]}

アルガナ盆地は、東西方向に走る一連の急峻な断層によって分割されている。初期の研究では、三畳紀後期の南北 リフト運動のいくつかの段階で正断層が発生し、盆地が不均一な断層ブロックに分割されたことが示唆されている。これは、ティメスガディウイン層全体が三畳紀後期のものであり、北米東部やモロッコの他の地域のリフト盆地と同等であるという仮定に部分的に基づいている。^{[3] [14] [15] [16]}これらの隣接するリフト盆地は、通常、半地溝として特徴付けられ、非対称の断層運動とパンゲアの分裂に関連している。^{[3] [15] [16] [1]}

しかし、その後の研究で、ティメズガディウイン層は広く構造的に安定した盆地に堆積し、三畳紀を通じて徐々に堆積物が流入することで沈下が制御されたのであって、特に三畳紀後期の局所的な断層やリフトによるものではないと主張された。主要な東西断層はペルム紀の堆積物にのみ影響を及ぼすため、イカケルン層とティメズガディウイン層の間の不整合時に形成された可能性が高い。ティメズガディウイン層は北東-南西方向に走るいくつかの断層の影響を受けているが、堆積後に形成されたものと思われる。これらの後期の断層は、中央大西洋マグマ区に関連する地殻活動の結果である可能性が高い。東西断層と北東-南西断層はどちらも最近の山岳形成によって再活性化している。断層を考慮すると、ティメズガディウイン層の深さは、堆積当時はかなり均一で対称的であったと再構築できる。^{[4] [1]}

タナメルト層（またはタナメルト層）T3は、厚さがわずか10メートル（33フィート）ほどの非常に薄い層である。この層は、浅く不明瞭な交差層に配列した火山砕屑 岩で構成されている。最も一般的な砕屑​​岩の種類は流紋岩で、石英、石灰岩、千枚岩、細粒堆積岩が少量含まれている。この礫岩は、バリスカン造山運動の古い火山岩と堆積岩を侵食した網状河川によって堆積したと考えられる。^{[3]タナメルト層で知られている唯一の化石は、}三畳紀前期（オレネキアン？）のものと一致する四肢動物の足跡である。 ^{[17] [5] [18]}

タナマート層は、より厚く広範囲に広がるアグレガル層 T4 に覆われており、800～1500 メートル (2625～4921 フィート) のより細かい堆積物で構成されています。アグレガル層の大部分は、シルト岩、泥岩、粘土などの細粒堆積物の周期的なシーケンスに配置されています。各シーケンスの厚さは平均で約 2 メートル (6.6 フィート) です。これらは、リップル マーク、ミクライト ペレット、石英粒子が混ざった魚卵状石灰岩の層で始まる場合があります。石灰岩の後には、泥ペレット、シルト、細砂からなる、薄い層状でリップルマークのあるシルト質頁岩が続きます。層状の堆積物は最終的に泥の割れ目によって破壊され、ランダムに分散した石灰質団塊を含む、塊状で歪んだ古土壌の厚いセクションに変わります。古土壌は、くさび形の変形構造を持つイライトを多く含む粘土岩から、粒状の組織を持つ泥割れ泥岩まで多岐にわたります。 ^{[3] [4]}

細粒の層は、気候変動の周期を表している可能性が高い。湿度が上昇する時期には、浅く半一時的な湖（石灰岩で表す）が形成され、後にやや深い水域（シルト質頁岩で表す）に置き換わった。その後の乾燥により湖底が露出して亀裂が生じ、その地域は半乾燥の 干潟とプラヤのシステムに移行し、時折、細かい堆積物を運ぶ水が供給された。粘土と泥は頻繁に浸水して乾燥していたため、加工されてバーティソルに変形したと考えられる。土壌に染み込んだ汽水は、泥岩の粒状構造を維持するのに役立つ鉱物である方沸石と方解石を堆積させた。層の上部にある泥で割れた泥岩は、地下水位の最後の低下に対応し、湿度が再び上昇するまで堆積物の加工期間を終える。^{[3] [4]この周期は、地殻変動が地殻変動的に安定している期間に}軸の歳差運動に関連していると想定されている。^[4]

これらの細かい周期的なシーケンスは、粗い砂岩の板状レンズによってランダムに中断され、最大15キロメートル（9.3マイル）連続していることがあります。砂岩は、石英粒子の横に長石、泥ペレット、再加工された岩石を大量に含む、石質アレナイトとして識別できます。トラフ交差層理とリップルラミネーションは一般的であり、巣穴も同様です。砂岩レンズは、シート洪水または蛇行する小川のラグ堆積物に対応している可能性があります。^{[3] [4]}体化石と生痕化石の両方が発生しますが、まれです。生痕化石には中期三畳紀に典型的な四肢動物の足跡が含まれ、^{[6]体化石には魚類と}カピトサウルス類の両生類のまれな破片が含まれます。^[9]貝虫類と車軸藻類は中期三畳紀を支持しています。^[19]

ティメスガディウイン層で最も新しく、最も化石が豊富な層は、厚さ200～500メートル（656～1640フィート）のイロハレン層（T5）である。この層の下部は、主にシルト質泥岩で、均一で連続した層になっている。生物擾乱が顕著で、泥岩は堆積構造や等級付けされた層理のない均質な特徴を持っている。層の上部では、砂岩層が優勢になり、最初は細かい方解石に富んだ砂岩で、共通のさざ波模様がある。これらは、より粗く、均一に層理され、より広い交差層理を持つ石英砂岩に移行する。泥岩優勢層と砂岩優勢層の相対的な厚さは、盆地内で大きく変化する。^[3]イロハレン層は、汽水の永久湖が点在する湖沼環境に相当する可能性が高い。最も深い湖では泥の堆積物が最も厚くなり、浅い湖や海岸線に近い地域では砂州が形成されました。^[3]泥と砂の区間が交互に現れることは、氾濫原と蛇行する河川システムに対応している可能性もあります。^[4]

イロハレン層の基部と上部では化石がよく見られます。これらには、陸生動物と水生動物の両方の多様な生痕化石と体化石が含まれます。^{[3] [9] [10] [2]}イロハレン層の年代は、一般的に後期三畳紀に属すると考えられています。三畳紀四肢動物生層序の陸生脊椎動物ファウナクロン体系では、「オティシャルキアン」（後期カーニアン？）と分類されています。これは、オティシャルキアンの示準化石として提案されているパレオリヌス、アンギストリヌス、ロンゴスクス、プラセリアス、メトポサウルスの存在によって正当化されました。^{[9] [10]}生痕化石と他の地層との一般的な堆積学的比較は、この一般的な年代評価を裏付けています。^{[4] [16] [20] [7] [8]}

しかし、イロハレン層にオティシャルキアンの明確な示準化石が存在するかどうかは議論の余地があり、イロハレンの複数の四肢動物種が固有の属に再分類されている。例えば、モロッコのメトポサウルスの推定種は現在アルガナサウルスとドゥトゥイトサウルスとして知られており、モロッコのプラケリアスの化石は独自の属であるモグレベリアに置かれる可能性がある。ロンゴスクスの推定化石は現在、アフリカのエトサウルスの不確定種と考えられている。提案されているオティシャルキアンの示準化石のいくつか（つまりパラスクスとアンギストリヌス）は側系統であるか、他の地域では前期ノーリアンまで及ぶ長い時間範囲を持っています。その結果、イロハレン層は前期ノーリアンと同じくらい新しい可能性があります。^[2]

以下に命名された生痕分類群の他に、アグレガル層からは複雑な四肢動物の巣穴システムが記載されている。これらの巣穴は、小型で群生する プロコロフォニク類または獣弓類によって作られた可能性が高い。これらの動物は、プロコロフォニクニウムの足跡を作った動物でもあった可能性がある。^[38]