リフト

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断層の位置または極性（傾斜方向）の変化におけるそれらの間の調節ゾーンの位置を示す、3つのセグメントで形成されたリフトのブロックビュー
主な伸長断層を示すスエズ湾リフト

地質学では、リフトはリソスフェアが引き離されている線形ゾーンであり[1] [2] 、伸長テクトニクスの例です。[3]

典型的なリフトの特徴は、地溝と呼ばれる中央の線形のダウンフォールトされた窪み、またはより一般的には、主に片側に通常の断層とリフトフランクの隆起を伴うハーフグラーベンです。[4]リフトが海面上にとどまる場合、それらはリフトバレーを形成し、それはリフト湖を形成する水で満たされる可能性があります。リフトエリアの軸には火山岩が含まれている可能性があり、活発な火山活動は、すべてではありませんが、多くの活発なリフトシステムの一部です。

主要なリフトは、ほとんどの中央海嶺の中心軸に沿って発生し、 2つの構造プレート間の発散型境界に沿って新しい海洋地殻とリソスフェアが作成されます。

リフトの失敗は、分裂のポイントまで継続できなかった大陸のリフトの結果です。通常、リフトから拡散への移行は、3つの収束するリフトがホットスポット上で出会う三重会合点で発生します。これらのうちの2つは海洋底拡大のポイントに進化し、3つ目は最終的に失敗し、オーラコゲンになります。

ジオメトリ

マラウイ湖の地形図

ほとんどのリフトは、リフトに特徴的な線形ゾーンを形成する一連の個別のセグメントで構成されています。個々のリフトセグメントは、主に半地溝の形状をしており、単一の盆地境界断層によって制御されています。セグメントの長さは、リソスフェアの弾性の厚さに応じて、リフト間で異なります。バイカルリフトなどの厚くて冷たいリソスフェアの領域では、セグメントの長さが80 kmを超えますが、より暖かく薄いリソスフェアの領域では、セグメントの長さが30km未満になる場合があります。[5]リフトの軸に沿って、主なリフト境界断層の位置、場合によっては極性（傾斜方向）がセグメントごとに変化します。セグメント境界は多くの場合、より複雑な構造を持ち、一般にリフト軸と高い角度で交差します。これらのセグメント境界ゾーンは、セグメント間の断層変位の違いに対応しているため、収容ゾーンと呼ばれます。

調節ゾーンは、同じ極性の2つの主要な断層間のオーバーラップでの単純なリレーランプから、特にセグメントの極性が反対である高度な構造の複雑さのゾーンまで、さまざまな形を取ります。宿泊ゾーンは、古い地殻構造がリフト軸と交差する場所に配置される場合があります。スエズ湾リフトでは、ザーファラナ収容ゾーンは、アラビアヌビアンシールドのせん断帯がリフトと出会う場所にあります。[6]

リフトの側面または路肩は、リフト周辺の隆起した領域です。リフトショルダーは通常、幅が約70kmです。[7]以前に考えられていたのとは反対に、ブラジル高原、スカンディナヴィア山脈、インドの西ガーツ山脈などの高架パッシブ大陸縁辺（EPCM）はリフトショルダーではありません。[7]

リフト開発

リフト開始

リフト盆地の形成とひずみの局在化は、リフトの成熟度を反映しています。リソスフェアの上部は、リソスフェアの開始時に、最初は接続されていなかった一連の通常の断層に広がり始め、孤立した盆地の発達につながります。[8]例えば、空中リフトでは、リフト開始時の排水は一般に内部であり、通過排水の要素はありません。

成熟した裂け目段階

リフトが発達するにつれて、個々の断層セグメントのいくつかは成長し、最終的には一緒にリンクされて、より大きな境界断層を形成します。その後の拡張は、これらの障害に集中するようになります。より長い断層とより広い断層間隔は、リフト軸に沿った断層に関連した沈下のより連続的な領域につながります。この段階でリフト肩の著しい隆起が発生し、リフト盆地の排水と堆積に強く影響します。[8]

リソスフェアリフトのクライマックスの間、地殻が薄くなるにつれて、地球の表面は沈静化し、モホそれに応じて発生します。同時に、マントルリソスフェアが薄くなり、アセノスフェアの上部が上昇します。これにより、湧昇するアセノスフェアから薄くなるリソスフェアに高い熱流がもたらされ、造山性リソスフェアが脱水融解のために加熱され、通常、30°Cを超える高い温度勾配で極端な変成作用が引き起こされます。変成生成物は、高温から超高温のグラニュライトとそれに関連するミグマタイトおよび衝突造山帯の花崗岩であり、大陸リフトゾーンでは変成コアコンプレックスが、拡大する尾根では海洋コアコンプレックスが定置される可能性があります。これは、拡張造山運動の一種の造山運動につながります。これは、リフト造山運動と呼ばれます。[9]

リフト後の沈下

リフトが止まると、リフトの下のマントルは冷え、これはリフト後の沈下の広い領域を伴います。沈下量は、ベータ係数（初期地殻厚を最終地殻厚で割ったもの）として計算されたリフト段階での薄化量に直接関係しますが、各段階でリフト盆地が満たされる程度にも影響されます。水とは対照的に堆積物の密度が高いためです。リフトの段階を瞬間的であると見なす、リフトの単純な「マッケンジーモデル」は、リフト後の沈下量の観測から地殻の薄化量の良い一次推定を提供します。[10] [11]これは一般に、リフト断層の形状と地殻上部の曲げ アイソスタシーを考慮に入れた「曲げカンチレバーモデル」に置き換えられました。[12]

多相リフティング

いくつかのリフトは、いくつかの明確な段階を伴う、複雑で長期にわたるリフトの歴史を示しています。北海のリフトは、ペルム紀から前期白亜紀までのいくつかの別々のリフト段階の証拠を示しており[13]、1億年以上の期間です。

解散へのリフト

リフトは大陸の崩壊と海盆の形成につながる可能性があります。リフトが成功すると、海底が中央海嶺に沿って広がり、海盆によって分離された一連の共役縁辺につながります。[14]リフトは活発であり、マントル対流によって制御されている可能性があります。それはまた受動的であり、リソスフェアを伸ばす遠方場の構造力によって駆動されるかもしれません。マージンアーキテクチャは、拡張変形フェーズ間の空間的および時間的関係のために開発されます。マージンセグメンテーションは、最終的に、断層回転した地殻ブロックを伴う近位ドメイン、地殻基盤の薄化を伴うネッキングゾーンを含む、モホ地形の変化を伴うリフトドメインの形成につながります。、深いたるみ盆地を伴う遠位領域、海洋-大陸遷移および海洋領域。[15]

変形と火成活動はリフトの進化の間に相互作用します。マグマが豊富でマグマが少ないリフトマージンが形成される可能性があります。[15]マグマに富むマージンには、主要な火山の特徴が含まれています。世界的に、火山縁辺は受動的な大陸縁辺の大部分を占めています。[16]マグマに飢えたリフトマージンは、大規模な断層運動と地殻の過伸展の影響を受けます。[17]結果として、上部マントルかんらん岩と斑れい岩は一般に露出し、海底の延長分遣隊に沿って蛇紋岩化する。

火成作用

アイスランド、レイキャネス半島のリフトに関連する火山変動地形：断層、亀裂、氷底起源の細長い火山、氷河後の溶岩原

多くのリフトは、特にリフトの初期段階では、少なくともマイナーな火成活動の場所です。[18] アルカリ玄武岩と二峰性火山活動は、リフト関連の火成活動の一般的な産物です。[19] [20]

最近の研究によると、衝突造山帯の衝突後の花崗岩は、収束したプレート縁でのリフト火成活動の産物であることが示されています。[要出典]

経済的重要性

大陸リフトに関連する堆積岩は、鉱物と炭化水素の両方の重要な堆積物をホストしています。[21]

鉱床

SedEx鉱床は、主に大陸のリフト環境で見られます。それらは、火成活動に関連する熱水が海底で放出されるときに、リフト後のシーケンス内で形成されます。[22]

石油とガス

大陸のリフトは、バイキング地溝やスエズ湾リフトなど、石油とガスが大量に蓄積する場所です。巨大な油田とガス田の30％がこのような環境で発見されています。[23] 1999年には、リフトでホストされている回収可能な石油埋蔵量は2,000億 バレルと推定された。根源岩は、活発なリフト（ syn-rift ）を満たす堆積物内で発達し、湖沼環境または制限された海洋環境のいずれかで形成されますが、すべてのリフトにそのようなシーケンスが含まれているわけではありません。貯水池の岩リフト前、リフト後、リフト後のシーケンスで開発される可能性があります。泥岩または蒸発岩が堆積した場合、リフト後のシーケンス内に効果的な地域シールが存在する可能性があります。推定石油埋蔵量の半分強が、海洋シンリフトとポストリフトシーケンスを含むリフトに関連しており、非海洋シンリフトとポストリフトを伴うリフトでは4分の1弱、非海洋シンでは8分の1であることがわかります。 -海洋のポストリフトを伴うリフト。[24]

例

も参照してください

参照

  1. ^ リフトバレー：定義と地質学的重要性、ジャコモコルティ、エチオピアリフトバレー
  2. ^ 大陸リソスフェアの拡大中の減圧融解、Jolante van Wijk、MantlePlumes.org
  3. ^ プレートテクトニクス：レスター大学地質学部
  4. ^ リーダー、MR; Gawthorpe、RL（1987）。「拡張傾動地塊/半地溝盆地の堆積モデル」 （PDF）。臆病者では、MP; デューイ、JF; ハンコック、PL（編）。コンチネンタル伸長テクトニクス。地質学会、特別刊行物。巻 28. pp。139–152。ISBN 9780632016051。
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さらに読む

  • Bally、AW、およびS.Snelson。1980年。沈下の領域。カナダ石油地質学会回顧録6.9–94。
  • キングストン、DR ; CP Dishroon、およびPAWilliams。1983年。グローバル流域分類システム。AAPG Bulletin 67. 2175–2193。
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