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ダルワール・クラトンは、36億～25億年前（Ga ）に形成された始生代大陸地殻クラトンであり、インド南部に位置し、インド半島で最も古い部分と考えられている。[2]
2010年代の研究では、クラトンは異なる付加の歴史（つまり、ブロック衝突の歴史）を示しているため、3つの地殻ブロックに分けられると示唆されています。[2]クラトンは西部、中央部、東部のブロックから構成され、3つのブロックはいくつかの剪断帯によって分割されています。[2] [3]
ダルワール・クラトンの岩相は主にTTG（トーナル岩-トロンジェーム岩-花崗閃緑岩） 片麻岩、火山性堆積性緑色岩層、石灰アルカリ性花崗岩類である。[1]ダルワール・クラトン西部には30億年から34億年前の緑色岩層を含む最古の基盤岩が含まれる一方、クラトン中央部には主にミグマタイトTTG片麻岩が含まれ、東部には27億年前の緑色岩帯と石灰アルカリ性深成岩が含まれる。[4]
ダルワール・クラトンの基盤岩の形成は、プレート内ホットスポット（すなわち、核マントル境界からのマントルプルームによって引き起こされた火山活動）、沈み込んだ海洋地殻の溶融、および厚くなった海洋弧地殻の溶融によって生み出されました。[2]海洋弧地殻の継続的な溶融とマントルの湧昇により、ダルワール・クラトン上にTTGとサヌキトイドのプルトンが生成されました。[5] [6]
地域地質の概要
ダルワール・クラトンはインド南部に位置しているため、地理的にはアラビア海、デカン高原、東ガーツ山脈変動帯、南部グラニュライト帯に囲まれています。[7]
伝統的に、ダルワール・クラトンは西ブロックと東ブロックから構成されています。[2]チトラドゥルガ・グリーンストーン・ベルトの東境界にあるマイロナイト帯は、西ブロックと東ブロックの境界です。[8]チトラドゥルガ・グリーンストーン・ベルトは、南北に400kmに及ぶ細長い線状の表層地殻帯です。 [9]
クラトン化は、十分で安定した大陸塊を持つクラトンを形成するための重要なプロセスです。[2]ブロックの年代で見ると、西側のブロックはクラトン化の年代が約30億年と古く、東側のブロックはクラトン化の年代が約25億年と新しいです。[4]
岩石学
TTG片麻岩
TTG岩石は、石英と長石からなる花崗岩質の貫入岩ですが、カリウム長石の含有量は少ないです。[10]始生代クラトンでは、TTG岩石は通常、プレートの沈み込みと溶融によって形成されたバソリスに存在します。[10]ダルワールクラトンには2種類の片麻岩があり、典型的なTTG型片麻岩（つまり、石英と斜長石を主成分とする伝統的なTTG）と暗い灰色のTTG縞状片麻岩（典型的なTTG片麻岩よりも比較的カリウム長石が多い）が含まれます。[10]
火山性堆積性緑色岩層
グリーンストーンは、地球形成の初期段階の火山噴火で形成された、変成した苦鉄質から超苦鉄質の火山岩です。[2]火山堆積性のグリーンストーン層は、始生代地殻記録の大部分、約30％を占めています。[2]西部ブロックは、十分な堆積物を含むグリーンストーン層で構成され、中央ブロックと東部ブロックは、十分な火山岩を含むが堆積物は少ないグリーンストーン層で構成されています。[2]
サヌキトイド（石灰アルカリ質花崗岩）
サヌキトイドはマグネシウム含有量の高い花崗岩で、始生代のプレート衝突によってよく形成される。[2]ダルワールクラトンでは、西部ブロックにサヌキトイドの記録はない。しかし、中央ブロックには花崗岩の貫入岩が多く、東部ブロックでは少なくなる。[2]
アナテクティック花崗岩
アナテクティック花崗岩は、既存の地殻岩石が部分的に溶融して形成された岩石の一種で、ダルワールクラトンのTTGやグリーンストーンよりも比較的新しいものです。[1]花崗岩は通常、古い岩石を横切っています。[1]
変成記録
岩石が沈み込んでいる間、高温高圧にさらされ、岩石の化学的変化と組織変化（すなわち変成作用）を引き起こしました。[2]変成岩の鉱物組成は、変成作用のピーク（最高圧力と温度での進行）時の温度と圧力の高さを教えてくれます。 [2]ダルワールクラトンの変成岩は、通常、角閃岩相からグラニュライト相までの鉱物組成を記録しています。 [ 2 ]
始生代地殻付加物
付加とは、プレートの沈み込みにつながるプレート間の衝突を意味します。付加によって引き起こされた継続的な火山噴火が始生代のフェルシック大陸地殻の形成につながったため、地殻付加はダルワールクラトンにとって重要です。[2]
始生代地殻の集積がいつ起こったかを知るために、ウラン鉛（U-Pb）崩壊のような親娘同位体年代測定法を使って、出来事の年代を調べることができます。[2]
ダルワールクラトンのTTG片麻岩のジルコンU-Pb年代によると、始生代フェルシック大陸地殻の形成につながる5つの主要な付加イベントがあった。[2]これらのイベントは、3450〜3300万年前、3230〜3200万年前、3150〜3000万年前、2700〜2600万年前、2560〜2520万年前（ Ma ）の範囲で発生した。[2]
西部ブロックには、3450 Maと3230 Maに起こった2つの最も古い地殻付加イベントが記録されています。 [ 4] 2つのイベントは緑色岩の火山活動の広がりをもたらしたため、大陸の成長率は速いです。[4]
中央ブロックには、3375 Ma、3150 Ma、2700 Ma、2560 Maに発生した4つの主要な付加イベントが記録されています。[13]同位体データによると、2700〜2600 Maと2560〜2520 Maの間には、珪長質地殻の付加による大陸成長の規模が大きく、当時の大規模な緑色岩火山活動につながったことが示唆されています。[13]
東部ブロックでは、27億年前と25億6000万年前に起きた2つの最新の大規模な集積イベントが記録されており、大陸の大規模な成長がみられます。[22]
地殻変動イベント
地殻再加工とは、古い岩石（原岩）が破壊され、新しい岩石に再生されることを意味します。地殻が地殻再加工イベントを経験した大陸地殻は比較的古いものです。地殻再加工を経験した岩石の場合、溶けにくいジルコンなどの鉱物が再加工された岩石に保存されます。再加工イベントでは、より若い年齢の新しいジルコンがいくつか形成される可能性があります。[3]
地殻の再活動イベントは3100～3000 Maの間に発生しました。[6] 3つの地殻ブロックはすべて、スーパーリア超大陸の最終的な形成による2520 Maの地殻の再活動イベントを記録しています。[3]
西部ブロックでは、2つの再加工イベントが発生しています。最初のイベントは3100〜3000 Maに発生し、花崗岩の堆積を引き起こしました。 [6] 2番目の再加工イベントは、2640〜2600 Maの花崗岩の堆積をもたらしました。[23]
中央ブロックについては、3140 Maに発生したイベントは、クラトンの中央ブロックで3230 Maから3140 Maの間に発生したTTG付加イベントによる最も初期の地殻再活動であると考えられています。[19]
東部ブロックでは、ブロックの中心部で2番目に高い温度の再加工イベントが記録されており、これは2640-2620 Maに発生しました。[19]この再加工イベントは、2700 MaのTTG付加イベントの緑色岩の火山活動に関連しています。[19]
形成と進化
プレート内ホットスポットモデル
3400 Ma以前には、マントルからのマグマの上昇によりプレート内ホットスポットが形成されました。[5]上昇したマグマは海洋地殻にコマチアイトとコマチアイト質玄武岩を含む海洋台地を形成しました。 [5] [24]
海洋地殻の二段階溶融
マントルプルームホットスポットが形成された後、テクトニックな環境の後に、沈み込んだ海洋地殻の溶融と厚くなった海洋弧地殻の溶融を含む2段階の溶融が続きました。[25]
3350 Maには、海洋拡大中心（中央海嶺）からの海嶺押しにより、海洋地殻の一部がマントルの下に沈み込みました。[2]沈み込みにより沈み込んだ地殻が溶けてマグマが形成され、それが海洋地殻まで上昇して海洋島弧地殻を形成しました。[2]
3350-3270 Maの間に、スラブの溶融によって形成された苦鉄質から超苦鉄質の含水溶融物が厚くなった海洋弧地殻の基部を溶かし、TTG溶融物と海洋弧地殻内のTTGのマグマ原岩を形成しました。[2] [5]
3230 Ma～3100 Maの間、海洋島弧地殻、TTG、および前段階で形成された海洋台地の継続的な衝突により、海洋島弧の幼若地殻が溶融し、3200 Maにトロンジェーム岩体が形成されました。[26]トロンジェーム岩の配置により熱と流体が生成され、それが溶融を引き起こし、低密度のTTG地殻が上昇し、高密度の緑色岩火山岩が沈降し、TTGと緑色岩の間にドームキール構造が形成されました。[26]
移行期TTGの段階
中央部と東部のブロックに記録されている遷移TTGは、2700～2600 Maの間に形成されました。遷移TTGは、不適合元素が比較的豊富です。[27]不適合元素の濃縮は、高角度の沈み込みと、マントルウェッジと沈み込んだ地殻からの溶融物との化学的相互作用を説明できます。[27]
2700 Ma の間に、ダルワールクラトンの中央部と東部のブロックは微小大陸に発達しました。[28]微小大陸の風化と浸食により、海底と沈み込み帯に大量の堆積物が流入しました。 [28]そのため、大量の堆積物を含む沈み込んだスラブは、高角度の沈み込みにより不適合元素をマントルに持ち込みました。[28]マントルウェッジはスラブと相互作用し、ウェッジ内の不適合元素が部分的に濃縮され、苦鉄質から中間のマグマが生成されました。[2]苦鉄質マグマは上昇して海洋島弧地殻の下に蓄積し、厚くなり不適合元素が濃縮された島弧地殻が部分的に溶融し、それらのマグマが混ざり合って 2700～2600 Ma の間に遷移 TTG が形成されました。[28]
海洋地殻の融解からマントルの融解への移行
過渡的なTTG付加の後、硬直した海洋地殻が崩壊してアセノスフェアに落ち込み、既存の地殻の下でマントルが湧昇した。[29]湧昇したマントル岩石は浅い深さまで上昇し、上部マントルを溶かして中間から苦鉄質のマグマを生成した。[29]その後、マグマは地殻の中央部に侵入した。[29]それはマグマ溜まりで分化を経た。[29]マグマの熱は周囲の岩石に伝わり、片麻岩の部分溶融と石灰アルカリ質花崗岩の形成をもたらした。[29]
サヌキトイド火成活動
サヌキトイドは新始生代マグマ集積イベント中に形成され、二酸化ケイ素が少なくマグネシウムが多いマントルから発生しました。[30]サヌキトイドマグマはプレートの沈み込みまたはプルームの沈み込みによって生成された可能性があります。[30]
沈み込みによって生成されたサヌキトイドは、マントルウェッジの化学的変化とウェッジの溶融につながる可能性があります。[31]ペリドタイトマントルウェッジは、中間からフェルシックメルトと混合されました。[31]これは、以前のTTGメルトの混合によって説明できます。[32]プルームセットによって生成されたサヌキトイドは、マグネシウム含有量が高く、二酸化ケイ素の少ないサヌキトイド貫入岩につながる可能性があります。[32]
サヌキトイドマグマ活動は、3450～3000 MaのTTG付加イベントとは関係ありません。[2]このマグマ活動の後に、2600 Maの過渡的なTTG付加イベントが発生し、中央ブロックと東部ブロックでのみ発生しました。[2]サヌキトイドは不適合元素と適合元素の両方に富んでいますが、TTGはそうではありません。これは、サヌキトイドマグマ活動の出現が、2600～2500 Maの期間の海洋地殻の溶融からマントルの溶融への構造変化を示していることを示しています。[2]
沈み込み帯の閉鎖
2560-2500 Maの間に、3つのブロックが結合してダルワールクラトンを形成し、すべての沈み込み帯が閉じ、その後、2535-2500 Maの間にマントルからの熱放出による広域変成作用が起こりました。[33]最終的なクラトン化は、ゆっくりとした冷却により2400 Maに終了しました。[33]
地球規模の地殻史への影響
参照
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