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| タンブラグーダ砂岩 | |
|---|---|
| 地層範囲:オルドビス紀-シルル紀 | |
| タイプ | 地質学的形成 |
| 単位 | カーナボン盆地とパース盆地 |
| オーバーレイ | 原生代 基盤 |
| 厚さ | 1,300～3,500メートル（4,300～11,500フィート） |
| 岩石学 | |
| 主要な | 砂岩 |
| 位置 | |
| 座標 | 南緯27°42′ 東経114°06′ / 南緯27.7° 東経114.1° / -27.7; 114.1 |
| 地域 | 西オーストラリア |
| 国 | .svg/500px-Flag_of_Australia_(converted).svg.png){kind=small} オーストラリア |
| 範囲 | カーナボン盆地 |
| タイプセクション | |
| 名前の由来 | タンブラグーダ |
  タンブラグーダ砂岩（オーストラリア） | |
タンブラグーダ砂岩は、4億年から5億年前のシルル紀またはオルドビス紀に堆積した地質学的形成物であり、現在はオーストラリア西海岸の観光都市カルバリ、カルバリ国立公園、マーチソン川渓谷付近の川や海岸の峡谷に露出しており、[1]カーナボン盆地とパース盆地の境界にまたがっています。[2] 目に見える足跡は、完全に陸生の動物の最古の証拠であると解釈されている人もいます。[3]
堆積学
トゥンブラグーダ層の厚さは1,300～3,500メートル（4,300～11,500フィート）である。[4]層の基部は露出していないが、地質物理学的データ（主に磁気）によると、砂岩は原生代基盤岩の上に不整合に重なっていることが示されている。[2]層は4つの岩相群（FA）に分かれており、地層順に番号が付けられており、下から上に向かって順に出現する。これらの岩石化した堆積物は、海に流れ込む高エネルギーの網状流が支配的な環境を表している。一部は、地下水の上昇と下降によって制御される一時的な水たまりの堆積を反映していると解釈されているが、[3]別の解釈では、潮汐の影響を受ける砂地での堆積が支持されている。[2] [5]
顔の関連 1
このユニットの最も低い層相は、広く高エネルギーの網状河川によって堆積したトラフ交差層理によって占められており、沖積システムの流出平野を形成しています。[2] [3] 生痕化石は事実上存在しません。[2]これは、堆積エネルギーが高かったため、穴を掘る生物が生き残れなかったためです。[3]下り坂の流れは北西方向でした。[2]
顔の関連 2
これらの相は、より静かでより遠方の環境を反映しており、ユニットは時折FA1 堆積物のレンズによって中断される。これらの相の堆積環境については、2 つの解釈が公表されている。最初は潮汐砂平地堆積物と解釈され[2] 、その後大陸風成堆積物と解釈された[5] [6] [7] 。 [3] 2 番目の解釈については、以下で説明する。層は全体的に薄く、平面で、よく選別されている。厚さ約 5 センチメートル (2.0 インチ) の層は、風によって吹き飛ばされた砂の層である 2 メートル (6.6 フィート) 単位の「層状砂層」を形成し、これがこの相の特徴的な岩相を形成している。付着面や疣贅などの風成指標は広く見られるが、これは単に潮間帯での定期的な出現[5] [6]を示しており、風成堆積物や砂丘の支持ではない可能性がある。[3]
低角度（<20°）の斜交層理の砂岩は、厚さが最大50センチメートル（20インチ）のユニットを形成し、厚さが2メートル（6.6フィート）に達することはめったにありません。ここでの現在の方向は南東（斜面の上）であり、風成砂丘であるという解釈を補強すると考えられました。[3]または、下部および中部潮間帯の表層の砂州およびチャネル堆積物であると解釈されていますが、[2] [5]激しく生物撹乱を受けた岩石との密接な関連を考えると、はるかに議論の余地のない解釈です。FA2には、密集した多様な生痕化石群集も含まれており、タンブラグーダ砂岩が陸上植物の広範な発達より明らかに古いことから、一部の人々[2] [5]は、潮汐や海洋の影響を受けた環境を示していると考えています。流れと波のさざ波の跡も広範囲に見られ、水深の変化に応じて干潟に形成された可能性がある[2]、または浅い川の水没した窪地に生痕化石の創造者が住んでいた可能性がある[3] 。 周期性はほとんど示されていないか、まったく見られないため、季節的な出来事ではなく、時折の洪水は嵐、変化する地下水位、川の流れの変化などの予測できない出来事に基づいていたことが示唆されている。[3]
顔の関連 3
この相は FA1 によく似ており、堆積記録では、粗粒で、選別が悪く、上方に向かって細粒化 (つまり、ユニットの下部で最大の粒子があり、上部に向かって徐々に細かくなる) し、厚さ 4 メートルに達する小石の多い谷間交差層状ユニットとして表される砕屑物質の供給量が増加しています。[ 2] 生痕化石は、この層の頂上付近以外ではまれであり、曲がりくねった道と短い垂直の巣穴で構成されています。シート状の網状河川が、これらの相の堆積を支配していると推測されています。[2]
顔の関連 4
最上層の相の組み合わせは、海の端の環境を反映しているようです。0.5メートル（1.6フィート）から2メートル（6.6フィート）スケールで細粒化が見られ、ユニットの基部には流紋が重なるトラフ交差層理があります。細かい砂岩と緑色頁岩も存在します。上部のユニットは生物擾乱が強く、スコリトス[2] [5]などの垂直の巣穴が豊富にあります。これは、海洋環境で一般的に見られる化石です。[3]
これは分流湾[2]と解釈されているが、あるいは波によって生成された砂州を特徴とする砂の海岸線で、潮汐の影響を受けている可能性もある。網状河川の流れが堆積物を作り変えた可能性も高い。いずれにしても、沿岸域における河川優勢の堆積であることは明らかであり、単にFA3の遠位版である可能性もある。FA3では、特に分流湾の堆積というよりは、シルトが多く、やや海洋性の背景環境があり、沿岸域に位置する河川優勢の分流チャネル複合体が定期的に流入していた。
年
タンブラグーダ砂岩は、火山層（放射年代測定が可能）がなく、事実上化石もほとんどない堆積層であるため、その年代を特定するのは非常に困難です。地層学に基づいて、最初は約1億年前の白亜紀に形成されたと考えられていましたが、 [8]現在の推定では、はるかに古く、4億4千万年前のオルドビス紀初期に形成されました。[ 9 ]続成作用によるモナザイト結晶のウラン-トリウム年代測定に基づく新しい技術により、より正確な年代推定が得られることが期待されていますが、初期の試みでは、このユニットから十分な量のモナザイトを抽出できませんでした。[要出典]
このユニットの年代を推定するこれまでの試みは、かなり一貫性がなかったため、このような方法は非常に価値があるだろう。最初の白亜紀の推定は、すぐに生痕化石に基づく「カンブリア紀中期からオルドビス紀初期」（約5億年前）の推定に見直され、[10] 、その後すぐに胞子とアクリタルクに基づくシルル紀中期の年代に置き換えられた。[11]これは、上部の層でシルル紀の特徴がはっきりとわかるコノドント動物 相が確認されたことで確認されたようだが、 [12]その地域の古地磁気が研究された結果、オルドビス紀初期と推定された。[13] 単一のコノドント要素も、これもまた上部堆積物から採取され、後期カンブリア紀から初期オルドビス紀の年代を支持するものと考えられたが、[14]この説は、痕跡化石群集が南極でよく特定された下部シルル紀群集と非常に類似しているという観察によって反証された。[3] 現在の初期オルドビス紀の年代推定は、やはり上部堆積物から採取された、はるかに多様で多数の、したがってより確実に年代測定されたコノドント群集に基づいている。[9]
地殻変動の歴史
オーストラリアのクラトン岩のほとんどと同様に、タンブラグーダは形成以来、最小限の地殻変動しか起こっていない。断層はまれである（峡谷のアクセスできない部分ではおそらく認識されていないが） - 峡谷の体系的な調査中にいくつかの新しい断層が発見され、[2]ユニットは遠くまで横方向に続いている。 節理が景観を支配しており、刻まれた蛇行が節理の位置を強調している。 中新世の隆起により、大きな崖部分が露出した深い（約60メートル/ 200フィート）峡谷が形成されました。乾燥した西オーストラリアの特徴であるまばらな植生により、ユニットは例外的に露出しており、峡谷のアクセス可能な部分の詳細な研究が容易になります。[2] [3]それにもかかわらず、このユニットは1948年まで研究されませんでした。[8]アクセスが困難だったためです。パースから600マイル（1000km）は1970年代まで主に未舗装の道路でした。
古生物学
トゥンブラグーダでは、主に岩片のサイズが大きく、捕食性および穿孔性生物が豊富だったため、カルバリア（初期の真正カルシノイド 節足動物）の化石が1つだけ見つかっています。 [15] （これは、酸素が堆積物のかなり深いところまで浸透し、穿孔性動物が化石が形成されるほど急速に食べなかったものを分解中の生物が腐敗させることができたことを意味します。）カルバリアは11対の脚を持っていたため、同じサイズのプロトイクナイト節足動物の足跡と暫定的に一致させることができます。 [15]プロトイクナイトはFA2-4の陸上相に豊富です。露出した湿った砂にのみ付けられたマークが見られます。たとえば、生物の脚が砂を後ろに弾き飛ばした「スプラージ」です。[15] マークは、その下にある堆積物の湿潤性に応じて鮮明さと特徴が異なります。この傾向は、跡がさざ波を横切る箇所で特に顕著で、風下斜面には谷底のものと見た目が著しく異なる跡が記録され、ストス斜面には全く跡が記録されていない。[3] これらの跡から行動を推測することができる。場所によっては、現代の観察で、岸の陸側にある風で吹き飛ばされた池の端に形成されると記録されている特徴と平行している。この行動は摂食の跡と解釈されており、跡を作ったものは、おそらく池から吹き飛ばされた有機物、または池が縮小したときに残った残骸を食べたと思われる。[3] さらに、砂丘を横切る足跡をたどることができる。ゆっくりと上っていくと、生物が風下斜面を滑り降りて反対側の池に落ちたため、横滑りになる。[3] 別の例では、2つの生物の足跡が収束し、1つの足跡になり、1つの個体が左に逸れて、もう1つの個体が先に歩いていく様子が見られる。[3] これらの足跡は陸生動物の最も古い証拠です。[3]このユニットの年代測定が不十分なため、オルドビス紀中期にこの土地に定着した植物が[16]最初にそこに到着したかどうかを推測することは現在のところ不可能です。
水生生痕化石も豊富である。2つの主要な生痕化石相が観察されており、南極で発見された群集とよく似ており、堆積時に西オーストラリアと南極が近接していたことを示している。1つはスコリトスが優勢で、海洋堆積を示唆している。もう1つの構造はヘイムダリアが優勢で、円形の断面を持たない奇妙な平面状の痕跡である。それはビーコネラによってところどころ中断されている。ビーコネラは、穴を掘る節足動物が食物を求めて堆積物をかき分けて作ったと考えられる幅広い痕跡で、各痕跡の端に堆積物の山を残している。これは、ビーコネラ生物がヘイムダリアを食べていたことを示唆しているのかもしれない。巨大なニンニクに似た生痕化石であるダイダロスもこの群集に存在する。[3]
参考文献
- ^ タンブラグーダ砂岩
- ^ abcdefghijklmnop Hocking , RM (1991).西オーストラリア州のシルル紀タンブラグーダ砂岩。西オーストラリア州地質調査所。ISBN 978-0-7309-0987-3。
- ^ abcdefghijklmnopqr Trewin, NH; McNamara, KJ (1995). 「陸地への節足動物の侵入：西オーストラリア州カルバリのタンブラグーダ砂岩（？後期シルル紀）の痕跡化石と古環境」。エディンバラ王立協会紀要：地球科学。85 （3）：177–210。doi ：10.1017 / s026359330000359x。S2CID 129036273 。
- ^ タンブラグーダ砂岩 - オーストラリア地層単位データベース
- ^ abcdef Hocking, RM; Mory, AJ (2006).カルバリ地域の地質学 - フィールドガイド。西オーストラリア州地質調査所。ISBN 978-1-74168-075-1。
- ^ ab Hocking, RM (2000).西オーストラリア州南部カーナボン盆地の地質 - フィールドガイド。西オーストラリア州地質調査所。ISBN 978-0-73096550-3。
- ^ Mory, AJ; Hocking, RM (2008).カルバリとミンゲニュー地域の地質学 - フィールドガイド。西オーストラリア州地質調査所。ISBN 978-1-74168-150-5。
- ^ ab Clarke, E. de C. & Teichert, C. (1948). 「西オーストラリア州マーチソン川下流域の白亜紀地層学」西オーストラリア王立協会誌32 : 19–48 .
- ^ ab Iasky, RP; Mory, AJ (1999).西オーストラリア州、南カーナボン盆地、ガスコインプラットフォームの地質と石油資源の可能性。西オーストラリア州地質調査所。ISBN 978-0-7309-6634-0。
- ^ オピック 1959
- ^ バルム 1962
- ^ ホッキングら1987
- ^ シュミットとハミルトン 1990
- ^ ゴルト他1994
- ^ abc McNamara, KJ; Trewin, NH (1993). 「西オーストラリア州シルル紀の真正カルシノイド節足動物」.古生物学. 36 : 319–335.
- ^ Gray, J.; Chaloner, WG; Westoll, TS (1985). 「初期陸上植物の微化石記録: 1970-1984 年の初期陸生化の理解の進歩」. Philosophical Transactions of the Royal Society of London. Series B, Biological Sciences . 309 (1138): 167–195. Bibcode :1985RSPTB.309..167G. doi :10.1098/rstb.1985.0077. JSTOR 2396358.