交差層理
地質学において、斜交層理（斜交成層とも呼ばれる）とは、地層内部において主層面に対して斜めに層状になることを指します。結果として生じる堆積構造は、傾斜した層が連なり、ほぼ水平な単位となります。堆積当初の層状構造は傾斜していますが、これは堆積後の変形によるものではありません。斜交層理（斜交層理）または「セット」とは、斜交層と呼ばれる傾斜した層の集合体です。
斜交層理は、リップルやデューンなどのベッドフォームの傾斜面に堆積する際に形成されます。これは、堆積環境が流動媒体（典型的には水または風）を含んでいたことを示しています。このようなベッドフォームの例としては、リップル、デューン、アンチデューン、サンドウェーブ、ハンモック、バー、デルタ斜面などがあります。 [ 1 ]大規模なベッドフォームを形成するのに十分な速さと深さの水の流れがある環境は、河川、潮汐が卓越する沿岸域、海洋域の3つの自然群に分類されます。[ 2 ]
意義
地質学者は、斜交層理から古代の地域の様子について多くのことを知ることができます。斜交層理は、堆積物の運搬方向（大まかな方向）を示す古流向を示します。堆積物の種類と状態から、地質学者は環境の種類（円周、選別、組成など）を推測できます。現代の類似物を研究することで、地質学者は古代の環境について結論を導き出すことができます。古流向は、斜交層理の断面を見ることで判定できます。しかし、正確な値を得るには、層の軸が見える状態でなければなりません。また、砂丘の斜交層理と反砂丘の斜交層理を区別することも困難です。（砂丘は下流に傾斜し、反砂丘は上流に傾斜します。）[ 1 ]
斜交層理の運動方向は、古代の流れや風向（古流向と呼ばれる）を示すことがあります。前景層は安息角（水平から約34度）で堆積するため、地質学者は斜交層理の堆積物の傾斜方向を測定し、古流向を計算することができます。しかし、ほとんどの斜交層理は板状ではなく、トラフ状です。トラフは前景層の傾斜を180度変化させることがあるため、前景層を盲目的に測定すると、誤った古流向が算出される可能性があります。この場合、真の古流向はトラフの軸によって決定されます。古流向は、過去の気候や排水パターンを再構築する上で重要です。砂丘は当時の風向を保存し、流れのさざ波は河川の流れの方向を示します。
形成
斜交層理は、流動する流体中のリップルや砂丘[ 3 ]などのベッドフォームが下流へ移動することによって形成されます。流体の流れによって砂粒はベッドフォームのストス（上流）側を跳躍的に上昇し、安息角に達するまで頂上に集まります。安息角に達すると、粒状物質の頂上は大きくなりすぎて、流水の力に打ち負かされ、砂丘の風下（下流）側へ落下します。繰り返し雪崩が発生すると、最終的に斜交層理と呼ばれる堆積構造が形成され、その構造は古流向の方向に傾斜します。
斜交層理を形成する堆積物は、通常、砂丘の「風下」側での堆積前および堆積中に分類され、岩石や堆積物堆積物において斜交層理が認識できるようになります。[ 4 ]
斜交層理の角度と方向は、一般的にほぼ一定です。個々の斜交層理の厚さは、堆積環境とベッドフォームの大きさに応じて、数十センチメートルから数百フィート以上にまで及びます。[ 5 ]斜交層理は、流動性物質を含む床上を流体が流れるあらゆる環境で形成されます。最も一般的に見られるのは、河川堆積物（砂と砂利からなる）、潮汐地帯、そして風成砂丘です。
内部ソートパターン
斜交層理堆積物は、現場では「前景」と呼ばれる多数の層によって認識されます。前景とは、ベッドフォーム（リップルまたはデューン）の下流側、つまり風下側に形成される一連の層です。これらの前景は、サイズと密度が異なる物質の層が小規模に分離しているため、個別に区別することができます。
交差層理は、さざ波前線の切断によっても認識できます。さざ波前線では、以前存在していた河川堆積物がその後の洪水によって侵食され、新しい床形態が洗掘された領域に堆積します。
幾何学
斜交層理は、層序と斜交地層の幾何学的形状に応じて、さらに細分化することができます。最も一般的に説明されるタイプは、板状斜交層理とトラフ状斜交層理です。板状斜交層理、または平面層理は、層序の厚さに対して水平方向に広がり、基本的に平面状の境界面を持つ斜交層理で構成されています。[ 3 ] 一方、トラフ状斜交層理は、境界面が湾曲しているため、水平方向の範囲が制限されている斜交層理で構成されています。[ 3 ]
板状（平面）斜交層
板状（平面）斜交層理は、基礎層厚に比べて水平方向の広がりが大きく、境界面が基本的に平面である斜交層理からなる。板状斜交層の基底層理は、基底面に接するように湾曲している。[ 3 ]
板状斜交層理は、主に大規模な直線状のリップルやデューンの移動によって形成される。低流域で形成される。個々の層の厚さは数十センチメートルから1メートル以上まで様々であるが、10センチメートル程度の厚さの層理も観測されている。[ 6 ] 斜交層理が6センチメートル未満で、斜交層理が数ミリメートルの厚さしかない場合、斜交層理ではなく斜交層理という用語が用いられる。斜交層理は、特に砂岩などの粒状堆積物に典型的に見られ、堆積物がリップルやデューンとして堆積し、水流や空気流によって前進したことを示す。[ 7 ]
トラフ横層
横ずれ層は、関連する層の底部および上面に対して傾斜している堆積層のことである。横ずれ層は、堆積環境、堆積物の運搬方向（古流向）、さらには堆積時の環境条件など、現代の地質学者に古代の環境について多くのことを教えてくれる。通常、岩石記録内の単位は層と呼ばれ、層を構成する構成層は、厚さが 1 cm 未満の場合はラミナ、厚さが 1 cm を超える場合は地層と呼ばれる。[ 1 ]横ずれ層は、周囲の層の底部または上面に対して傾斜している。傾斜した層とは対照的に、横ずれ層は水平に堆積して後で変形するのではなく、斜めに堆積する。[ 8 ]トラフ横ずれ層の下面は湾曲しているかスクープ型で、下にある層を切り取っている。前縁層も湾曲しており、下面と接線方向に合流する。これらは砂丘の移動と関連している。[ 9 ]
堆積物
粒子の形状と堆積物の分級と組成は、斜交層理の歴史に関する追加情報を提供します。粒子の丸み、粒径の限られた変動、および高い石英含有量は、一般的に、より長い風化と堆積物の運搬の歴史に起因します。たとえば、主に石英粒子で構成される、丸みを帯びてよく分級された砂は、堆積物の発生源から遠く離れた海岸環境でよく見られます。一方、さまざまな鉱物で構成される、分級が悪く角張った堆積物は、堆積物の発生源に近い河川でより一般的に見られます。[ 8 ]しかし、古い堆積物は頻繁に侵食され、再移動します。そのため、河川は、ほぼ純粋な石英でできた、丸みを帯びてよく分級された古い海岸砂の層を侵食する可能性があります。
環境
河川
流れは気候（積雪、雨、氷の融解）と勾配によって特徴づけられます。様々な時間スケールで測定された流量変動は、水深や流速を変化させます。河川によっては、季節によって制御された予測可能な流量曲線（雪解けや雨季を反映）によって特徴づけられるものもあります。一方、アルプスの氷河流出や突発的な暴風雨に特徴的な持続的変動が支配的な河川もあり、これらは激しい流量をもたらします。岩石記録において、長期間にわたる定常流量の記録を持つ河川はほとんどありません。[ 2 ]
河床形態は比較的動的な堆積物貯留体であり、流動特性の大きな変化に対する応答時間は短い。大規模な河床形態は周期的であり、水路内に（水深に応じて）存在する。その存在と形態学的変動は、平均流速またはせん断応力として表される流動強度と関連している。[ 2 ]
河川環境では、川の水はエネルギーを失い、堆積物を運ぶ能力を失います。堆積物は水から「落ちて」、砂州に沿って堆積します。時が経つにつれて川は干上がったり、剥離したりし、砂州は斜交層理として保存されることがあります。
潮汐優勢型
潮汐が支配的な環境には次のようなものがあります:
- 地形によって部分的に囲まれているものの、海と自由につながっている沿岸水域。
- 潮汐の差が1メートルを超える海岸線。
- 潮汐量や影響に比べて流出水量が少ない地域。
一般的に、潮汐の差が大きいほど、最大流強度は大きくなります。[ 2 ] 潮汐が優勢な地域では、斜交成層によりヘリンボーン斜交成層が形成されることがあります。
流れの方向は規則的に反転するものの、干満流と洪水流のパターンは一致しないことが多い。その結果、水と運搬土砂は河口に出入りする際に迂回する経路をとる可能性がある。このため、河口の一部は洪水が優勢で、他の部分は干満が優勢となるなど、空間的に多様なシステムが形成される。流れと運搬土砂の時間的・空間的変動と、規則的な水位変動が相まって、多様な河床形態が形成される。[ 2 ]
浅海
大規模な河床形態は、強い地衡流、時折発生する高潮、および/または潮流の影響を受ける浅い陸源性または炭酸塩砕屑性の大陸棚および亜大陸棚プラットフォーム上に発生します。 [ 2 ]
エオリアン
風成環境においては、斜交層理は粒子流による堆積のため、しばしば逆分級化を示す。風は堆積物を地面に沿って吹き飛ばし、堆積物を堆積させ始める。堆積が起こる側は風上側と呼ばれる。堆積が進むにつれて、一部の堆積物は端から落下する。この側は風下側と呼ばれる。粒子流は、風上側に堆積物が過剰に堆積し、安息角に達して堆積物が転落するときに発生する。さらに堆積物が上に積み重なると、その重みで下層の堆積物が固まり、斜交層理が形成される。[ 8 ]
参考文献
- ^ a b c Collinson, JD、Thompson, DB、1989、「Sedimentary Structures (2nd ed): Academic Division of Unwin Hyman Ltd、Winchester、MA、XXX p.
- ^ a b c d e f Ashley, G. (1990)「大規模水中ベッドフォームの分類：古くからの問題への新たな視点」堆積岩石学ジャーナル60.1: 160-172. 印刷。
- ^ a b c d Boggs, S.、2006、「堆積学と地層学の原理（第4版）：ピアソンプレンティスホール、アッパーサドルリバー、ニュージャージー州、XXX p.
- ^ Reesink, AJHとBridge, JS、2007「重なり合ったベッドフォームと流動の不安定性が砂州と単位砂州における横層の形成に及ぼす影響」堆積地質学、202、1-2、p. 281-296 doi : 10.1016/j.sedgeo.2007.02.00508/2002。
- ^ Bourke, Lawrence, McGarva, Roddy. 「Go With The Flow: Part I Palaeotransport Analysis .」 Task Geoscience. Np, 08/2002. Web. 2010年11月2日. <「Task Geoscience - the Borehole Image and Dipmeter Experts」 。 2010年10月28日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2010年12月2日閲覧。>
- ^ Stow, AV, 2009, 『野外での堆積性岩石。カラーガイド（第3版）』印刷版。
- ^ハールバット、C. 1976.『私たちが生きる惑星：地球科学の図解百科事典』ニューヨーク：ハリー・N・エイブラムス社、印刷。
- ^ a b c Middleton, G.、2003、「Encyclopedia of Sedimentary Rocks : <MPG Books、Cornwall、GB、XXX p.
- ^マクレーン、マイケル、堆積学、オックスフォード大学出版局、1995年、95-97ページISBN 0-19-507868-3
- モンロー、ジェームズ・S.、ウィカンダー、リード（1994）『変化する地球：地質学と進化の探究』第2版、セントポール、ミネソタ州：ウェスト、ISBN 0-314-02833-1、113～114ページ。
- Rubin, David M. および Carter, Carissa L. (2006)アニメーションにおけるベッドフォームと交差層理、堆積性地質学会 (SEPM)、アトラスシリーズ2、DVD #56002、ISBN 1-56576-125-1
- Prothero, DR および Schwab, F.、1996 年、堆積地質学、pg. 43-64、ISBN 0-7167-2726-9
外部リンク
