造山運動
山脈の形成

楯状地

造山運動（/ ɒˈrɒdʒən i /）は、プレート運動によって収束型プレートの縁辺部が圧縮される際に起こる造山運動です。圧縮されたプレートが押しつぶされ、隆起して1つまたは複数の山脈を形成するにつれて、造山帯または造山帯が形成されます。これには、総称して造山運動と呼ばれる一連の地質学的プロセスが含まれます。これらには、既存の大陸地殻の構造的変形と、火山活動による新しい大陸地殻の形成が含まれます。造山帯で上昇するマグマは、密度の低い物質を上方に運び、密度の高い物質を残します。その結果、地球のリソスフェア（地殻と最上部マントル）の組成が異なります。 [1] [2]造山運動時（または運動時）のプロセスまたはイベントは、造山運動中に発生します。[3]

造山運動という言葉は、古代ギリシャ語の ὄρος ( óros ) 「山」とγένεσις ( génesis ) 「創造、起源」に由来します。[4]この言葉は彼以前にも使われていましたが、アメリカの地質学者G・K・ギルバートは1890年に、表成運動とは区別して、造山運動のプロセスを意味するためにこの用語を使用しました。[5]    

テクトニクス

海洋プレートが大陸プレートの下に沈み込み、付加型造山帯を形成する（例：アンデス山脈）
2つの大陸プレートが大陸衝突を起こし、衝突型造山帯を形成する。典型的には、大陸地殻はリソスフェア深部まで沈み込み、青色片岩からエクロジャイト相への変成作用を受け、その後、同じ沈み込み経路に沿って地表に現れる。（例：ヒマラヤ山脈）

造山運動は大陸の収束縁で起こる。収束は、沈み込み（大陸が海洋プレートの上に力強く乗り上げて非衝突型造山運動を形成する）または大陸衝突（2つ以上の大陸が収束して衝突型造山運動を形成する）の形をとることがある。[6] [7]

造山運動は典型的には、大陸クラトン（大陸の安定した内部）に接する細長い変形領域である造山帯または造山帯を形成します。沈み込みがまだ起こっている若い造山帯は、頻繁な火山活動と地震が特徴です。古い造山帯は通常、深く侵食され、変位して変形した地層が露出しています。これらはしばしば高度に変成され、バソリスと呼ばれる貫入火成岩の広大な塊を含みます。[8]

沈み込み帯は海洋地殻を食い込み、リソスフェアを厚くし、地震や火山活動を引き起こします。すべての沈み込み帯が造山帯を形成するわけではありません。造山帯は、沈み込みによって上にあるプレートに圧縮が生じたときにのみ発生します。沈み込みが圧縮を生み出すかどうかは、プレート収束速度や2つのプレート間の結合度などの要因に依存します。[9]一方、結合度は、沈み込みの角度や沈み込み帯に関連する海溝の堆積速度などの要因に依存する可能性があります。アンデス山脈は非衝突造山帯の例であり、このような造山帯はアンデス型造山帯と呼ばれることもあります。[10]

沈み込みが続くと、島弧、大陸の破片、海洋物質が大陸縁辺に徐々に付加することがあります。これは大陸が成長してきた主なメカニズムの一つです。大陸同士の大きな衝突の兆候がなく、長い期間をかけて付加した地殻の破片（テレーン）で形成された造山帯は、付加造山帯と呼ばれます。北アメリカのコルディレラ山脈とオーストラリア南東部のラクラン造山帯は、付加造山帯の例です。[11]

造山運動は、沈み込む海洋プレートの反対側から大陸地殻が沈み込み帯に到達することで最高潮に達することがあります。これにより沈み込みが終了し、付加造山帯はヒマラヤ型の衝突造山帯へと変化します。[12]衝突造山運動は、過去6500万年間ヒマラヤで起こってきたように、非常に高い山々を生み出す可能性があります。 [13]

造山運動のプロセスは数千万年かかり、かつて堆積盆地であった場所から山脈を形成します。[8]造山帯に沿った活動は非常に長期間にわたります。例えば、アメリカ合衆国の基盤岩の多くは大陸横断原生代地域に属し、古原生代に2億年かけてローレンシア（北アメリカの古代の中心地）に付加しました。[14]ヤヴァパイ造山運動とマザツァル造山運動は、この時期の造山活動のピークでした。これらは、ピキュリス造山運動を含み、グレンヴィル造山運動で最高潮に達した、少なくとも6億年間続いた長期の造山活動の一部でした[15]北米西海岸でも同様の造山運動が起こっており、デボン紀後期（約3億8000万年前）のアントラー造山運動に始まり、ソノマ造山運動、セビア造山運動を経て、ララミデ造山運動で最高潮に達しました。ララミデ造山運動だけでも、7500万年前から3500万年前までの4000万年間続きました。[16]

プレート内造山運動

プレート境界から伝達される応力は、大陸内トランスプレッション造山運動を引き起こすこともあります。オーストラリアの例としては、新原生代ペーターマン造山運動（6億3000万～5億2000万年前）[17] [18]、スプリッグ造山運動（中新世～現在） [19] [20]が挙げられます。

造山帯

前地盆地系

造山帯は多様な特徴を示しますが[21] [22] 、大きく分けて衝突型造山帯と非衝突型造山帯（アンデス型造山帯）に分けられます。衝突型造山帯は、衝突が別の大陸との衝突か、大陸の断片や島弧との衝突かによってさらに分類できます。後者のタイプの衝突が繰り返し発生し、主要な大陸との衝突や海盆の閉鎖の証拠がない場合、付加型造山帯となります。島弧と大陸の衝突によって生じた造山帯の例としては、台湾やオーストラリアとバンダ弧の衝突が挙げられます。[23]大陸同士の衝突によって生じた造山帯は、海が閉鎖するもの（ヒマラヤ型造山帯）と、海盆が閉鎖しない斜衝突を伴うもの（現在ニュージーランドの南アルプスで起こっているような）に分けられます。 [7]

造山帯は特徴的な構造を持っていますが、かなりの変動が見られます[7]造山帯の形成に伴う岩石圏への荷重と屈曲が主な原因で、造山帯の前方に前地盆地が形成される。典型的な前地盆地は、活動的な造山帯のくさび上部のくさび上盆地、活動的な前線を越えた前深部、屈曲起源の前隆起高地、その先の後隆起域に細分されるが、これらすべてがすべての前地盆地系に存在するわけではない。[24]盆地は造山帯前線とともに移動し、初期に堆積した前地盆地の堆積物は次第に褶曲や逆断層運動に巻き込まれるようになる。前地盆地に堆積した堆積物は主に、山脈の活発に隆起している岩石の浸食によって生成されるが、一部の堆積物は前地由来である。このような盆地の多くでは、堆積物をみると、深海堆積物（フライシュ状）から浅海堆積物を経て大陸堆積物（モラッセ状）へと時間とともに変化していることがわかる。[25]

活造山帯は現在の大陸の縁辺部に見られますが、アルゴマン[26] 、ペノケアン[27]、アントラーなどのより古い休活動造山帯は、内陸部の堆積盆地を含む変形・変成岩で代表されます。[28]

造山サイクル

プレートテクトニクスが受け入れられるずっと以前から、地質学者は多くの造山帯において、堆積、変形、地殻の肥厚と造山、そして地殻の薄化が繰り返され、新たな堆積盆地が形成された証拠を発見していました。これらは造山サイクルと名付けられ、様々な理論が提唱されました。カナダの地質学者ツゾ・ウィルソンは、現在ウィルソンサイクルとして知られている造山サイクルのプレートテクトニクス的解釈を初めて提唱しました。ウィルソンは、造山サイクルは海洋盆地の周期的な開閉を表しており、その過程の各段階が造山帯の岩石に特徴的な記録を残すと提唱しました。[29]

大陸リフティング

ウィルソンサイクルは、以前は安定していた大陸地殻がマントル対流の変化によって張力を受けるときに始まります。大陸リフトが起こり、地殻が薄くなり、堆積物が蓄積する盆地が形成されます。盆地が深くなるにつれて、海洋がリフトゾーンに侵入し、大陸地殻が完全に分裂すると、2つの大陸の薄くなった縁地殻上で、浅海堆積物が深海堆積物に取って代わられます。[30] [29]

海底拡大

2つの大陸が分裂するにつれて、新しい海盆の軸に沿って海底拡大が始まります。深海堆積物は、薄くなった大陸縁辺に沿って蓄積し続け、現在は受動的縁辺となっています。[30] [29]

沈み込み

ある時点で、海盆の大陸縁辺の一方または両方に沿って沈み込みが始まり、その大陸縁辺に沿って火山弧と、おそらくアンデス型造山帯が形成されます。これにより大陸縁辺の変形が生じ、地殻の肥厚と造山運動が起こる可能性があります。 [30] [29]

造山運動

モンタナ州のセビア造山運動における薄層変形（逆断層運動）の例。白いマディソン石灰岩が繰り返され、1つは手前にあり（距離とともに狭くなります）、もう1つは写真の右上隅と上部にあります
国際宇宙ステーションから見たシエラネバダ山脈（剥離の結果）

造山帯における山脈の形成は、主に地殻の肥厚化によるものである。プレート収束によって生じる圧縮力は、大陸縁辺部の地殻に広範な変形をもたらす（逆断層テクトニクス）。[31]これは、延性地殻の褶曲と、上部脆性地殻の逆断層運動という形で現れる。[32]

地殻の肥厚は、アイソスタシーの原理によって山脈を隆起させます。[33]アイソスタシーとは、隆起山脈（軽い大陸地殻物質で構成されている）にかかる下向きの重力と、その下にある密度の高いマントルによって及ぼされる浮力とのバランスです。[34]

造山帯の一部は、造山リソスフェアの剥離の結果として隆起を経験することもあります。この剥離では、冷たいリソスフェアの根の不安定な部分がアセノスフェアのマントルに滴り落ち、リソスフェアの密度を低下させ、浮力による隆起を引き起こします。[35]一例として、カリフォルニア州のシエラネバダ山脈が挙げられます。この断層ブロック山脈[36]は、その下の造山リソスフェアの根の剥離の後、新たな隆起と豊富なマグマ活動を経験しました。[35] [37]

アルバータ州バンフ、ランドル山

バンフとキャンモアを結ぶトランスカナダハイウェイにあるランドル山は、傾斜層岩石に切り込まれた山の典型的な例です。数百万年前、衝突によって造山運動が起こり、古代の海洋地殻の水平層が50～60度の角度で隆起しました。その結果、ランドル山には、木々が並ぶ広大な滑らかな面と、隆起した層の端が露出した鋭く急な面が1つず​​つ残っています。[38]

造山運動は主に造山帯で起こりますが、いくつかの二次的なメカニズムによって大きな山脈が形成される可能性があります。[39] [40] [41]中央海嶺や東アフリカ地溝帯など、リフトで分断されている地域では、その下にある熱いマントルに関連する熱浮力によって山が形成されます。この熱浮力は動的地形として知られていますサンアンドレアス断層のような横ずれ造山帯では、プレート境界全体にわたる造山運動を伴わずに、抑制的な屈曲によって局所的な地殻短縮と山脈形成が起こります。ホットスポット火山活動は、孤立した山脈や山脈の形成をもたらします。これらの山脈は、必ずしも現在のプレート境界上にあるようには見えませんが、本質的にはプレートテクトニズムの産物です。同様に、表層生成（大陸の一部が大規模な鉛直運動を起こすものの、褶曲、変成、変形はほとんど伴わない現象）[42]に関連する隆起と侵食は、局所的な地形の隆起を形成することがあります。

海盆の閉鎖

最終的に、海盆における海底の拡大は停止し、継続的な沈み込みによって海盆は閉じ始めます。[30] [29]

大陸衝突と造山運動

海盆の閉鎖は、大陸衝突とそれに伴うヒマラヤ型造山帯の形成で終わります。

侵食

侵食は造山運動サイクルの最終段階を表します。造山帯の上位層の侵食と、この上位の岩塊を除去するためのアイソスタシー調整により、深く埋もれていた地層が地表に現れることがあります。この侵食プロセスはアンルーフィングと呼ばれます。[43]侵食は必然的に多くの山々を削り取り、核または山の根（数キロメートルの深さから地表に運ばれた変成岩）を露出させます。アイソスタシー運動は、進化する造山帯の浮力をバランスさせることで、このようなアンルーフィングを助ける可能性があります。学者たちは、侵食が地殻変動のパターンをどの程度変えるかについて議論しています（侵食とテクトニクスを参照）。したがって、古い造山帯の大部分の最終的な形態は、その上に押し付けられ、造山運動核から離れて傾斜する若い堆積物の下にある、結晶質変成岩の長い弓状の帯です

造山帯はほぼ完全に侵食され、造山運動の痕跡を残す（古い）岩石を研究することによってのみ認識できる場合があります。造山帯は通常、長く細い弓状の岩石地帯で、顕著な線状構造を持ち、変形した岩石の塊またはテレーンを形成し、通常は縫合帯または傾斜した 逆断層によって区切られています。これらの逆断層は、短縮する造山帯の中心から縁に向かって比較的薄い岩石片（ナップまたは逆断層シートと呼ばれ、プレートとは異なります）を運び、褶曲や変成作用の発達と密接に関連しています。[44]

概念の歴史

19世紀に地質学の概念が発展する以前は、山岳地帯における海洋化石の存在は、キリスト教の文脈において聖書の大洪水の結果として説明されていました。これは、初期のキリスト教の著述家に影響を与えた新プラトン主義の思想の延長でした。[45]

13世紀のドミニコ会学者アルベルト・ザ・グレートは、侵食が起こることは知られているため、新たな山やその他の地形が隆起する何らかのプロセスが存在するに違いないと仮定し、そうでなければ最終的には陸地は存在しなくなるだろうと提唱した。彼は、山腹の海洋化石はかつて海底にあったに違いないと示唆した。[46]アマンツ・グレスリー（1840）とジュール・サーマン（1854）は、造山運動を山の標高形成という観点から「造山運動」と呼んだ。当時、造山運動は造山運動という用語で説明されていたためである。[47] エリー・ド・ボーモン（1852）は、造山運動を説明するために「万力の顎」理論を用いたが、造山帯によって形成され、造山帯に含まれる暗黙の構造よりも、むしろ高さに焦点を当てていた。彼の理論は、基本的に、山は特定の岩石の圧縮によって形成されるとしていた。[48] エドゥアルト・ズエス（1875）は岩石の水平移動の重要性を認識していた。[49]前駆地向斜、すなわち固体地球の初期の下方反りの概念（ホール、1859） [50]は、ジェームズ・ドワイト・ダナ（1873）が造山運動をめぐる理論に圧縮の概念を取り入れるきっかけとなった。 [51]後知恵で言えば、この収縮は地球の冷却によるものだというダナの推測（いわゆる冷却地球説）は無視できる。冷却地球説は1960年代までほとんどの地質学者にとって主要なパラダイムだった。造山運動の文脈では、地殻の垂直移動、あるいはアセノスフェアやマントル内の対流を主張する人々によって激しく反論された。[52]

グスタフ・シュタインマン（1906）は、堆積物のフライシュとモラッセの形状を特徴とするアルプス型造山帯、オフィオライト層、ソレアイト玄武岩、ナップ型の褶曲構造など、様々なクラスの造山帯を認識しました。

造山運動を事象として認識するという観点から、レオポルド・フォン・ブッフ（1855）は、最も若い変形した岩石と最も古い変形していない岩石の間に区分することで、造山運動を時間的に位置付けることができることを認識しました。この原則は今日でも使用されていますが、一般的には放射年代測定を用いた地質年代学によって調査されています。[53]

ヨーロッパと北アメリカの造山帯の変成作用の違いに関する既存の観察に基づき、HJ Zwart (1967) [54]はテクトニックな環境と様式に関連して、コルディレロ型、アルピノ型、ヘルシノ型の3種類の造山帯を提唱した。彼の提唱は、花崗岩の産出との関係で、1979年にWS Pitcher [55]によって修正された。Cawood et al. (2009) [56] は造山帯を付加型、衝突型、クラトン内の3種類に分類した。付加型と衝突型の造山帯はともに収束するプレートの縁で発達した。対照的に、ヘルシノ型造山帯は一般に、収束するプレートの縁で大陸の分離系で発達したクラトン内、大陸内、伸張型、超高温造山帯と類似した特徴を示す。

  1. 付加体造山帯は、1つの海洋プレートが1つの大陸プレートの下に沈み込み、島弧火山活動によって形成されたものです。カルクアルカリ質火成岩と、30℃/kmを超える高い温度勾配における高温低圧変成岩相が優勢です。オフィオライト、ミグマタイト、深海堆積物は一般的に不足しています。典型的な例は、大陸弧を含む環太平洋造山帯です
  2. 衝突造山帯は、島弧火山活動がない状態で、一方の大陸ブロックがもう一方の大陸ブロックの下に沈み込むことによって形成されました。青色片岩からエクロジャイト相の変成帯の存在が特徴で、10℃/km未満の低い温度勾配で高圧低温度変成作用が行われたことを示しています。造山帯ペリドタイトは存在しますが、体積的には少なく、衝突時花崗岩やミグマタイトもまれであるか、ごくわずかです。典型的な例としては、ユーラシア大陸南縁のアルプス-ヒマラヤ造山帯と、中国中東部の大別-蘇魯造山帯が挙げられます。

参照

  • 生物地理学 - 種の分布に関する研究
  • 地表起源運動 - 波長が長く、褶曲がほとんどない土地の隆起または陥没
  • 断層力学 - 地質学的断層の挙動を調査する研究分野
  • 褶曲山脈 – 岩石層の圧縮によって形成された山脈
  • ギヨー – 頂上が平らな海底山脈
  • 造山運動一覧 – 地球の歴史における既知の造山活動
  • マントル対流 – 地球のマントルの緩やかな動き
  • 地殻隆起 – プレートテクトニクスに起因する地球表面の地質学的隆起

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ウィキブック歴史地質学には、造山運動に関するページがあります。
ウィキメディア・コモンズには、造山運動に関連するメディアがあります。
  • アカディア造山運動とタコニック造山運動の地図
  • 南極の地質学
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