地層の堆積構造

地層

概要

数千メートルにも及ぶ地層の堆積が起こるためにはそれに相当するだけの地盤の沈降が起こらねばならない。 こういう地域は従来から地向斜・造山帯とよばれているが、堆積の場には火山の活動による陥没帯などもある。

この厚い地層の堆積の場として1940〜1950年代には「地殻の鉛直運動がそれをもたらし、水平的運動(褶曲や衝上断層)は従属的である」と考えられていた。 褶曲運動のもっとも激しい地域はすなわち昇降運動の最も激しい場所と考えられた。 その後1950年代の終りから1960年代のはじめにかけて水平運動優位のプレートテクトニクスが台頭しそれが発展し、現在に至っている。 大陸沿岸部に発達する大規模な堆積の場にくらべて、火山活動による陥没帯などはもう少し小規模であり、陥没という地盤の昇降運動によるものである。 しかしこれも結果的にはプレートの運動に従属して起こるものと考えられる。

地層の時間的性質である「地層累重の法則」(ステノ,1669)や地層の空間的広がりを示す「地層同定の法則」(William Smith)があるが、前者は上下に重なる地層は本来下にあるものの方が上にあるものより古いという考え、後者は岩相の違いはあっても同時期に堆積した地層には同様な化石群集が含まれるなど同時性を有しているという考えである。 これらの考えは大半の地層についてよく当てはまり、この考えに基づいていろいろな地層の調査と区分が行なわれた。

しかし、後述するラミナなどは「地層累重の法則」があてはまらないものといわれている。 また、見かけ上の上下だけでは地層の上下が判断できない場合もある。 例えばそれは大規模な海底地すべり堆積物であるオリストストロームであり、それに含まれる岩塊オリストリスはもともとの堆積の場とは全く異質な場所と構造のなかに移動してしまったものである。 これらは比較的規模が大きいために、ある地域の地層の上下関係を論じるときには必ずしも「地層累重の法則」があてはまらないことになってしまう。

地層・層理面

地層のを構成する粒度や粒子、内部構造の違いなどから地層と地層の間に明瞭な境界ができるがこれを層理面という。 崖など地層の断面がみられるところでは、境界線として現れており、これを層理という。 そして二枚の層理面によってはさまれた地層を単層という。 単層は上下を面ではさまれた形態、すなわち板状であるが、この板はある程度の広がりをもっているとしても無限に広がるわけではない。 また、単層は厚い地層を区分する上での最小の単位であり、地質学的な「境界」のひとつである。

もはや古典といわれるかもしれないが湊正雄氏の「地層学」(1953)には次のように単層の特徴が書かれている。

  1. すべての単層は有限の拡りを有すること

  2. すべての単層は一定の形を有していなく不定形であること

  3. すべての単層がある方向性を有すること

  4. すべての単層は何らかの点において、場所ごとに異質性を示すこと

  5. 整合している単層と単層との間にも欠層をみること

  6. 鍵層の存在すること

  7. 単層は新旧の順序に応じ単に上下的に累重するのみならず、水平的に並立して存在する

図2.4 さまざまな地層(砂岩を主体とする地層中に白色の軽石層がみられる。)

さまざまな地層(砂岩を主体とする地層中に白色の軽石層がみられる。)

複数の単層が集まったものを部層、部層の集まりを累層という。 さらに累層の集まったものを層群といい、層群の集まりを累層群という。

地層には後に述べるような内部構造、堆積時の痕跡、堆積した後の造構的な構造(地殻変動などにより岩石や岩体の変形や変位)が残されている。 また、地層の堆積はその構成物質の供給と堆積ということから、地上の侵食とその結果生じた土石の運搬と移動、堆積の過程を考える必要がある。 これには、その地層の堆積の時代の侵食域の存在(通常は陸域である程度の高低差や流域をもつ)と連続して地層が堆積できる場が必要である。

運搬と堆積

大雨の時期になると、日本のような急峻な地形のところでは山崩れが発生することがある。 この山崩れは地表の侵食のひとつであり、これにより大量の土砂が流出する。 崩れた土砂は川に流れ込み水とともに運搬され、やがて河口などの急に開けたところでは流速の減少とともに沈降し堆積する。 一般にはこの運搬と堆積の関係には運ばれるものの大きさと流れの速さが大きく関わっている。

図2.5 山崩れ

山崩れ

図2.6 粒子と運搬・堆積の関係

粒子と運搬・堆積の関係

この図にみられるようにある程度流速が速くなると運搬がはじまり、侵食がはじまる。 運搬の過程では粒子同士がぶつかり合い砕けたり、削られたりして最初は角張っていたものが段々円磨されていく。 こうした運搬と堆積の作用は別に大雨のときに限らず常に起こっていることである。

単層内部の構造

ラミナ(葉理)

地層(単層)の中をよく観察すると粒子の異なる薄い層を見出すことができる。 これはラミナ(葉層)とよばれるもので、その地層の堆積時の波の影響などが残ったものである。 このラミナにはその形態から平行ラミナ、斜交ラミナに大別される。

この斜交ラミナはでき方や形態によりいくつかに分類できる。 一度堆積した地層が波でえぐられてできるもの、波の影響で海底にできるリップルマーク(漣痕)などの起伏など断面が曲面を示しレンズ状に見えるもの、板状、クサビ状のラミナの重なりなどである。

ラミナは単層の構成粒子が凝固するまでの最終移動を表すものである。

図2.7 斜交ラミナの例

斜交ラミナの例

級化

いろいろなサイズの粒子混ざったものが堆積する際、その粒子の大きさによってはやく沈み堆積するものと、粘土のように堆積するまでに時間を要するものなどさまざまである。 一連の堆積単位(単層)でこのような状況が地層の内部構造として認められる場合がある。 これを級化層という。海底地すべりなどで発生した混濁流が堆積する場合、タービダイトとよばれる級化層が発達する。

図2.8 斜交ラミナの例

斜交ラミナの例

堆積環境

地層には堆積環境が記録されている。 それをしばしば現在の事象と対比することがある。

リップルマーク

波浪により海底面付近に流れが生じると、海底面にはリップルマーク(漣痕)が生じる。 これは流れの方向に直交する方向に伸長した小さな起伏であり、砂丘などでは風の影響で生じる。 このリップルマークは地層の表面に残されていることがある。 この構造や後述するバウンスカストなどにより地層が堆積した時代の水の流れの方向がわかる。

図2.9 リップルマークと流れの関係

リップルマークと流れの関係

図2.10 砂浜に風の作用で生じたリップルマーク

砂浜に風の作用で生じたリップルマーク

図2.11 波打ち際にみられるリップルマーク(写真ではわかりにくいが、、)

波打ち際にみられるリップルマーク(写真ではわかりにくいが、、)

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