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ラサ地質 | |
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| 座標:北緯30度 東経91度 / 北緯30度 東経91度 / 30; 91 | |
| 位置 | 中国チベット自治区 |
ラサ・テレーンは、白亜紀にユーラシアプレートに縫合され、現在の南チベットを形成したテレーン、つまり地殻物質の断片である。その名前は、中国のチベット自治区にある都市ラサに由来する。北部は東アフリカ造山運動で形成された可能性があり、南部はかつてオーストラリアの一部であったと思われる。2つの部分が結合し、後にアジアに付着し、その後、ヒマラヤ山脈を形成したインドプレートの衝突の影響を受けた。
位置
ラサ地帯は、南はヤルン・ツァンポ縫合線によってヒマラヤ山脈から、北はバンゴン・ヌー江縫合線によって羌塘地帯から隔てられている。[1] ラサ地帯は、先カンブリア時代の結晶質基盤岩が古生代（約5億 4100万～ 2億5200万年前[a]）および中生代（約2億5200万～ 6600万年前）の堆積層で覆われており、古生代から新生代（6600万年前から現在）のマグマ岩を含んでいる。これは、新生代にインドプレートと衝突する前にユーラシアプレートに付加した最後の地殻ブロックであると考えられている。[2]
起源
ラサ地帯は中生代以前には北ラサ地帯と南ラサ地帯の2つのブロックから成っていた。[3] 2つのブロックの岩相と砕屑性 ジルコンの年代はヒマラヤの羌塘地帯やテチス層に似ており、ゴンドワナではこれらの地域が近かったことを示唆している。砕屑性ジルコンの年代は北ラサ地帯と南ラサ地帯で多少異なる。[4] 南ラサ地帯は先カンブリア時代後期から古生代前期にかけてオーストラリアの一部として発展したと思われる。ラサ地帯の古生代変堆積岩から採取された約 11億7千万年前の砕屑性ジルコンの同位体分析は、西オーストラリア州の同年代の砕屑性ジルコンと同一の値を示している。砕屑性ジルコンはおそらく南西オーストラリアのアルバニー・フレーザー帯から来たものと思われる。[5]
北ラサ地帯は、東アフリカ造山運動の北部から部分的に形成された可能性がある。 北ラサ地帯の結晶質基盤岩には新原生代海洋地殻岩石が含まれており、これはおそらくロディニア超大陸の分裂時に形成されたモザンビーク海由来である。約6億5000万年前のクライオジェニアン後期には、モザンビーク海の閉鎖に伴う沈み込み帯で北ラサの海洋地殻基盤岩が高圧変成作用を受けた。約4億8500万年前の前期古生代には、東ゴンドワナ大陸と西ゴンドワナ大陸の融合に伴う中圧変成作用を受けた。[2]
古生代初期には、ラサ北部と南部の地域と羌塘地域で火成活動が起こったが、これはゴンドワナ大陸が最終的に合体した後に原テチス海が沈み込んだ際に生じたアンデス型造山運動の結果であると思われる。中期古生代3億6千万年前頃には、ラサ地域と羌塘地域で再び火成活動が起こったが、これは明らかに古テチス海の沈み込みによるものと思われる。[2]
形成と進化
ラサ地帯は、北ラサ地帯と南ラサ地帯から形成されました。この2つの地帯は、最初は古テチス海によって分離されていましたが、後期古生代に縫合帯で結合しました。[2] 北ラサ地帯と南ラサ地帯を分離していた古テチス海は閉じ、後期ペルム紀の約2億6000万年前に2つのブロックの間に高圧変成帯が形成されました。三畳紀の約2億2000万年前には中圧変成帯が形成されました。[2]
チベット高原は、古生代および中生代に北ゴンドワナ大陸から分裂し、北上して南アジアに付加したいくつかの大陸性地帯から形成された。ラサ地帯はこれらの地帯の最南端にある。 [3] ラサ地帯は北上し、バンゴンコ・ヌージャン縫合線に沿って羌塘地帯と衝突した。[6] [7]衝突は後期ジュラ紀（約 1億6300万～1億4500万年前） の終わり頃に始まり、衝突活動は後期白亜紀（約1億～ 6600万年前）初期まで続いた。この期間中に、地帯は少なくとも180キロメートル（110マイル）短縮された可能性がある。[1] ラサ地帯とチアンタン地帯の間のバンゴン縫合部の下部ジュラ紀の地層は、ラサ地帯の岩石とは異なり、独自の起源を持つものと思われる。[8]
チャンタン・テレーンとの衝突により、ラサ・テレーンの北部に周辺前地盆地が形成され、白亜紀前期まで存続した。前地盆地の一部では、ラサ・テレーン下のネオテチス海洋地殻の北傾斜の沈み込みにより火山活動が起こった。この沈み込みがラサ・テレーンの南縁に沿って続くと、ガンデセ火山弧が形成された。 [9] ガンデセ・バソリスはラサ・テレーンの南半分を貫いている。[10] 白亜紀末までに南チベットの地殻が通常の約2倍の厚さになったという証拠がある。[11]
この地層で発見された砕屑性堆積物は、白亜紀前期（約 1億4600万～1億年前）に浅海で堆積した。ラサ北部では、これらの堆積物はラサ・チャンタン衝突時に形成された前縁盆地で形成された。これらは、浅い大陸海路で堆積したアプチアン・アルビアン期の海成石灰岩で覆われている。竹納層は、白亜紀後期にガンデセ火成弧の北の前縁盆地で発達し、河川赤色層で覆われた海成石灰岩で構成されている。[8]ラサとヤンバジャインの 間の竹納層に露出した褶曲は、直立しているか、わずかに北または南に傾いており、インド衝突前の白亜紀後期に30％から50％短縮したことを示している。[10]
インドとアジアの衝突
インドプレートとの接触は始新世の約50 Maにヤルン・ザンボ縫合線に沿って始まり、2つの大陸は収束し続けている。ガンデセ弧ではマグマ活動が40 Maまで続いた。[10]インドプレートとユーラシアプレートの衝突中のテクトニックプロセス の詳細については、競合する仮説がある。 [4] 一方の極端な考え方では、衝突中にインド地殻が南アジア地殻の下に押し込まれた、またはこの地殻に注入されたと考える人もいる。もう一方の極端な考え方では、収束は主にアジア地殻の短縮によって調整されたと考える人もいる。[12]
1998 年に報告された地震反射プロファイリングの結果によると、ヤンバジャイン - ダムシュン地溝の全長にわたって、深さ 12 ～ 18 キロメートル (7.5 ～ 11.2 マイル) から始まる中部地殻部分溶融帯が存在する可能性がある。反射は波打っているため、溶融帯は地殻構造によって変形した可能性がある。ガンデセ バソリスの地下 40 ～ 60 キロメートル (25 ～ 37 マイル) の深部地殻で北傾斜の反射は、ヤルン - ザンボ縫合線の下方傾斜を示すか、より最近の逆断層を示す可能性がある。総合すると、これらの結果は、衝突によってラサ テレーンの上部地殻が中程度に短縮し、中部地殻が溶融したことを示している。彼らは、ラサ地帯の下にあるインド大陸地殻のアンダースラストや流体注入を支持することも否定することもしていない。[12]
リンズゾン層はガンデセベルトに沿って広く分布している。ラサ近郊では6900万年から4300万年前、チベット南西部では5400万年から3700万年前に形成された。わずかに褶曲しており、北に向かって緩やかに傾斜している。この層は、厚さ3,000メートル（9,800フィート）を超える強く褶曲した白亜紀の堆積層によって不整合に覆われている。[13] 2009年に報告されたリン州盆地のリンズゾン層とタケナ層の古地磁気研究の結果によると、白亜紀と前期始新世にはラサ地帯の動きはほとんどなかったことが示されている。測定結果によると、それ以来ラサ地帯は1,847 ± 763キロメートル（1,148 ± 474マイル）北方に移動した。これは衝突が進むにつれて地殻が大幅に短縮したことを示唆している。[14] 南ラサ地帯は、インド大陸とユーラシア大陸の衝突により、新生代初期（5500万～4500万年前）に変成作用と火成作用を経験し、始新世後期（4000万～3000万年前）には変成作用を経験した。[2]
地層
古生代の堆積層は、主に石炭紀の砂岩、変砂岩、頁岩、千枚岩、および小オルドビス紀、シルル紀、ペルム紀の石灰岩である。先カンブリア時代の地層が露出することはまれである。三畳紀の岩石には、互層石灰岩と玄武岩の火山性ユニットが含まれ、テレーンの南縁で最も一般的である。北部テレーンでは、ジュラ紀の地層は深海砂岩と頁岩で、オフィオライトの集合体を伴うことが多い。南部テレーンでは、ジュラ紀の地層は海成石灰岩と泥岩である。下部白亜紀の地層は、砕屑性泥岩、砂岩、および局所的な礫岩ユニットである。下部白亜紀の砕屑岩は、多くの場所で露出しているアプチアン-アルビアン期の浅海性石灰岩で覆われており、一部の場所ではセノマニアン期の化石が含まれています。上部白亜紀の地層は、アルコス 河川砂岩と泥岩の連続体です。 [9]
参照
ラサ・テレーン関連（南から北へ）
参考文献
- ^ Ma – 数百万年前
- ^ Ozacar 2015より。
- ^ abcdef 張ら 。 2014、p. 170～171。
- ^ ab Wan 2010、p. 139を参照。
- ^ ab Leierら。 2007、p. 361.
- ^ Di et al. 2011.
- ^ ワン2010、210頁。
- ^ メトカーフ1994年、97-111頁。
- ^ ab Leier 2005より。
- ^ ab Leierら。 2007、p. 363.
- ^ abc Alsdorf、BrownNelson、Makovsky 1998、p.502。
- ^ Leierら。 2007、p. 363–364。
- ^ ab Alsdorf、BrownNelson & Makovsky 1998、p.501。
- ^ リープケら。 2010 年、p. 1200。
- ^ リープケら。 2010 年、p. 1199年。
出典
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- ディ、チェン・ズー。志丹趙。牛、ヤオリン。ディレク、イルディリム。モー、シュアンシュエ (2011-03-13)。 「チベット南部のラサのテレーンはオーストラリアからやって来ました。」地質学。39（8）。アメリカ地質学会: 727–730。Bibcode :2011Geo....39..727Z。土井：10.1130/g31895.1。
- レイアー、アンドリュー (2005)。南チベット、ラサ地域の白亜紀の進化(博士論文)。アリゾナ大学。hdl :10150/193796。
- Leier, Andrew L.; Kapp, Paul; Gehrels, George E.; DeCelles, Peter G. (2007). 「南チベットのラサ地帯における石炭紀～白亜紀の堆積性ジルコン地質年代学」(PDF) . Basin Research . 19 (3): 361–378. Bibcode :2007BasR...19..361L. doi :10.1111/j.1365-2117.2007.00330.x. S2CID 140611605. 2013-01-07 に オリジナル(PDF)からアーカイブ。 2015-02-19に取得。
- Liebke, Ursina; Appel, Erwin; Ding, Lin; Neumann, Udo; Antolin, Borja; Xu, Qiang (2010)。「リン州盆地の5300万年前の岩脈の古地磁気傾斜から推定したインド・アジア衝突以前のラサ・テレーンの位置：衝突の年代とチベット高原内の衝突後の短縮に関する制約」。Geophysical Journal International。182 ( 3 ): 1199–1215。Bibcode :2010GeoJI.182.1199L。doi :10.1111/ j.1365-246x.2010.04698.x。
- Metcalfe, I (1994)。「東部パンゲアとテティスの古生代後期および中生代の古地理」。Embry, Ashton F.、Beauchamp, Benoit、Glass, Donald J. (編)。『パンゲア: 地球環境と資源』。カナダ、アルバータ州カルガリー: カナダ石油地質学会。ISBN 978-0-920230-57-2。
- Ozacar, Arda (2015)。「チベットの古地殻構造の進化」。2015年2月18日時点のオリジナルよりアーカイブ。2015年2月18日閲覧。
- ワン・ティエンフェン（2010年）。『中国のテクトニクス：データ、地図、進化』ベルリン：シュプリンガー。ISBN 978-3-642-11866-1。
- Zhang, ZM; Dong, X.; Santosh, M .; Zhao, GC (2014 年 1 月)。「中央チベット、ラサ地域の変成作用とテクトニック進化」。ゴンドワナ研究。25 (1): 170–189。Bibcode :2014GondR..25..170Z。doi :10.1016/ j.gr.2012.08.024。
外部リンク
- インドとアジアの大陸衝突、アニメーション：タニヤ・アトウォーター