リフト
3 つのセグメントに分かれたリフト形成部分のブロック図。断層の位置または極性 (傾斜方向) の変化に応じて、それらの間の適応ゾーンの位置を示します。
主な伸張断層を示すスエズ湾リフト

地質学において、リフトとはリソスフェアが引き裂かれている線状の帯のことであり[ 1 ] [ 2 ] 、伸張テクトニクスの一例である。[ 3 ]リフトの典型的な特徴は、中央の線状の下降断層状の窪地でグラベンと呼ばれるもの、またはより一般的には正断層を伴う半グラベンで、主に片側がリフトの側面隆起している。[ 4 ]リフトが海面より上に残っている場所ではリフトバレーが形成され、水が満たされリフト湖が形成されることがある。リフトエリアの軸には火山岩が含まれることがあり、多くの活発なリフトシステムでは活発な火山活動が見られるが、すべてではない。

ほとんどの中央海嶺の中心軸に沿って大きな亀裂が生じ、そこでは2 つのプレートの分岐境界に沿って新しい海洋地殻とリソスフェアが形成されます。

失敗リフトは、大陸リフトが分裂に至らなかった結果生じる。典型的には、リフトから拡大リフトへの移行は、3つの収束リフトがホットスポット上で合流する三重点で起こる。このうち2つは海底拡大にまで発展し、残りの1つは最終的に失敗してオーラコゲンとなる。

幾何学

マラウイ湖の地形図

ほとんどのリフトは、リフト特有の線状帯を形成する複数の独立したセグメントから構成されています。個々のリフトセグメントは、主に半地溝状の形状をしており、盆地境界を成す単一の断層によって支配されています。セグメントの長さは、リソスフェアの弾性厚さに応じてリフトごとに異なります。

バイカルリフトのような厚く冷たいリソスフェアの領域では、セグメントの長さは80kmを超えるのに対し、温暖で薄いリソスフェアの領域では、セグメントの長さは30km未満になることがあります。[ 5 ]リフトの軸に沿って、リフトの主境界断層の位置、そして場合によっては極性（傾斜方向）は、セグメントごとに異なります。セグメント境界はしばしばより複雑な構造を持ち、一般的にリフト軸に対して大きな角度で交差しています。これらのセグメント境界帯は、セグメント間の断層変位の差を吸収するため、適応帯として知られています。

適応帯は、同じ極性を持つ2つの主要な断層の重なり合う部分にある単純なリレーランプから、特にセグメントの極性が逆である部分で構造が高度に複雑なものまで、様々な形態をとる。適応帯は、古い地殻構造がリフト軸と交差する場所に位置することがある。スエズ湾リフトでは、ザアファラナ適応帯は、アラビア・ヌビア楯状地の剪断帯がリフトと交わる場所に位置する。[ 6 ]

リフトの側面または肩は、リフトの周囲に広がる隆起した領域です。リフトの肩は通常約70kmの幅です。[ 7 ]これまで考えられていたのとは異なり、ブラジル高地、スカンジナビア山脈、インドの西ガーツ山脈などの隆起した受動的大陸縁辺部（EPCM）は、リフトの肩ではありません。[ 7 ]

リフト開発

亀裂の発生

リフト盆地の形成と歪みの局所化は、リフトの成熟度を反映している。リフト形成の初期段階では、リソスフェアの上部が、当初は連続していなかった一連の正断層に沿って伸展し始め、孤立した盆地の形成につながる。[ 8 ]例えば、陸上リフトでは、リフト形成初期における排水は一般的に内部排水であり、貫通排水の要素はない。パッシブ・リフティングは、リフト発達の初期段階で非常によく見られる。これは、水平方向に伝達される応力によって引き起こされるリソスフェアの薄化を伴う。パッシブ・リフティングには通常、マグマ活動は伴わない。[ 9 ]

成熟リフト段階

リフトが発達するにつれて、個々の断層セグメントの一部は成長し、最終的には互いに連結してより大きな境界断層を形成する。その後の伸張はこれらの断層に集中する。断層が長くなり、断層間隔が広くなると、リフト軸に沿って断層関連の沈下領域が連続的に増加する。この段階でリフト肩の顕著な隆起が起こり、リフト盆地の排水と堆積に大きな影響を与える。[ 8 ]

リソスフェアリフティングのクライマックスでは、地殻が薄くなるにつれて地表が沈降し、それに応じてモホ面が隆起します。同時にマントルリソスフェアが薄くなり、アセノスフェア上面が上昇します。これにより、湧昇するアセノスフェアから薄化するリソスフェアへ高熱がもたらされ、造山帯リソスフェアが加熱されて脱水融解が起こり、典型的には30℃を超える高い温度勾配で極度変成作用が引き起こされます。変成生成物は、衝突造山帯における高温から超高温のグラニュライトと、それらに伴うミグマタイトおよび花崗岩であり、大陸リフト帯には変成コア複合体が、拡大海嶺には海洋コア複合体が堆積する可能性があります。これは伸張性環境における一種の造山運動、すなわちリフティング造山運動につながります。[ 10 ]

リフト後の沈下

リフティングが停止すると、リフト下のマントルは冷却し、リフト後沈下が広範囲に及ぶ。沈下量は、リフティング段階における薄化量（初期地殻厚÷最終地殻厚）に直接関係するが、水と比較して堆積物の密度が高いため、各段階でリフト盆地がどの程度満たされるかによっても影響を受ける。リフティング段階を瞬間的なものとみなす単純な「マッケンジーモデル」は、リフト後沈下量の観測から地殻薄化量の良好な一次推定値を提供する。[ 11 ] [ 12 ]このモデルは、一般に「屈曲カンチレバーモデル」に置き換えられており、これはリフト断層の形状と地殻上部の屈曲アイソスタシーを考慮に入れている。 [ 13 ]

多相リフティング

いくつかのリフトは、複雑で長期にわたるリフト形成の歴史を示し、複数の明確な段階を経ています。北海リフトは、ペルム紀から白亜紀初期にかけての1億年以上にわたる期間に、複数の独立したリフト形成段階の証拠を示しています。 [ 14 ]

分裂から解散へ

リフティングは大陸の分裂と海洋盆地の形成につながる可能性がある。リフティングが成功すると、海底が中央海嶺に沿って拡大し、海洋盆地によって分離された一連の共役な縁辺が形成される。[ 15 ]リフティングは活発に起こり、マントル対流によって制御される。また、受動的に起こり、リソスフェアを引き伸ばす遠地のテクトニクス力によって駆動されることもある。縁辺構造は、伸張変形相間の空間的および時間的な関係によって発達する。縁辺の分割は最終的に、断層によって回転した地殻ブロックを含む近位領域、地殻基盤が薄くなるネッキングゾーン、深いサグ盆地を含む遠位領域、海洋大陸遷移、海洋領域など、モホ面のさまざまな変化を伴うリフト領域の形成につながる。[ 16 ]

リフトの進化においては、変形とマグマ活動が相互作用する。マグマに富むリフト縁辺部とマグマに乏しいリフト縁辺部が形成される可能性がある。[ 16 ]マグマに富む縁辺部には主要な火山性地形が含まれる。世界的に見ると、火山性縁辺部は非活動的な大陸縁辺部の大部分を占めている。[ 17 ]マグマに乏しいリフト縁辺部は、大規模な断層運動と地殻の過伸張の影響を受ける。[ 18 ]その結果、上部マントルのペリドタイトと斑れい岩は、海底の伸張剥離に沿って露出し、蛇紋岩化することが一般的である。

マグマ活動

アイスランド、レイキャネス半島のリフトに関係する火山テクトニックな地形：断層、亀裂、氷河底起源の細長い火山、後氷河期溶岩原

多くのリフトは、特にリフト形成の初期段階では、少なくとも小規模なマグマ活動の現場です。 [ 19 ]アルカリ玄武岩とバイモーダル火山活動は、リフト関連のマグマ活動の一般的な産物です。[ 20 ] [ 21 ]

最近の研究によると、衝突造山帯の衝突後花崗岩は、収束したプレートの縁でのリフトマグマ活動の産物であることが示されています。

経済的重要性

大陸のリフトに関連する堆積岩には、鉱物と炭化水素の両方の重要な鉱床が含まれています。[ 22 ]

鉱床

セデックス鉱床は主に大陸リフト地帯で発見されます。マグマ活動に伴う熱水が海底に噴出することで、リフト後層序中に形成されます。[ 23 ]

石油とガス

大陸リフトは、バイキンググラベンやスエズ湾リフトなど、石油やガスが大量に集積する場所です。巨大な油田やガス田の30%は、このような環境にあります。[ 24 ] 1999年には、リフトに含まれる回収可能な石油埋蔵量は2000億バレルと推定されました。根源岩は、多くの場合、活リフト（リフト後）を埋める堆積物の中で発達しており、湖沼環境または限られた海洋環境で形成されますが、すべてのリフトにこのような層が含まれているわけではありません。貯留岩は、リフト前、リフト後、リフト後の層で発達することがあります。

泥岩や蒸発岩が堆積している場合、後リフト層内に有効な広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は、海洋性リフト後層と海洋性リフト後層を含むリフトに関連して発見されており、4分の1弱は非海洋性リフト後層と非海洋性リフト後層を含むリフトに関連して発見されています。また、8分の1は海洋性リフト後層を含む非海洋性リフト後層に関連して発見されています。[ 25 ]

例

参照

参考文献

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