北中国クラトン

北中国クラトンは、地球上で最も完全かつ複雑な火成岩、堆積岩、変成岩の記録を持つ大陸地殻ブロックです。^{[1]中国北東部、}内モンゴル、黄海、北朝鮮に位置しています。^[1]クラトンという用語は、安定していて浮力があり、硬い大陸の一部を指します。^{[1] [3] [4]} クラトン地殻の基本的な特性は、厚い（約200 km）、他の地域と比較して比較的寒い、密度が低いことです。^{[1] [3] [4]} 北中国クラトンは、長期間安定していた古代のクラトンであり、クラトンの定義によく適合していました。^[1]しかし、北中国クラトンは後に深部の一部が破壊され（脱クラトン化）、この大陸はもはやそれほど安定していません。^{[3] [4]}

北中国クラトンは、当初はいくつかの独立した大陸のブロックで構成され、それぞれが独立した地殻活動を行っていた。^[5]古原生代（25～18億年前） には大陸が衝突・融合し、超大陸と相互作用して、かつては別々だった部分の間に変成岩の帯を形成した。 ^[5] クラトンがどのように形成されたかという正確なプロセスは、まだ議論の的となっている。クラトンが形成された後、それはオルドビス紀中期（4億8000万年前）まで安定していた。^{[4]その後、クラトンの根は東部ブロックで不安定化し、不安定な時期に入った。}始生代と古原生代（46～16億年前） に形成された岩石は、根の破壊の間に大幅に重ね刷りされた。

地殻活動の記録以外にも、このクラトンには鉄鉱石や希土類元素などの重要な鉱物資源や進化の記録である化石も含まれています。^[6]

華北クラトンの面積は約150万km2^で[ ^7]、その境界はいくつかの山脈（造山帯）によって定義されており、北は中央アジア造山帯、西は祁連山造山帯、南は秦嶺大別造山帯、東は蘇魯造山帯となっている^[2] 。大陸内造山帯は、クラトンの北部で東から西に広がっている^{[1] 。}

華北クラトンは、幅100～300kmのトランス華北造山帯^[2]によって区切られた西部ブロックと東部ブロックから成り、中央造山帯^[1]または金嶼帯^[8]とも呼ばれている。東部ブロックは、鞍山南部-本渓、河北省東部、吉林省南部、遼寧省北部、密雲-成都、山東省西部を含む地域を覆っている。地震などの地殻変動活動は、顕生代にクラトン根の破壊が始まって以来、増加している。東部ブロックは、熱流量が高く、リソスフェアが薄く、地震が多いことで特徴付けられる。^[1]リヒタースケールでマグニチュード8を超える地震が数多く発生し、数百万人の命が失われた。^[1]リソスフェアの最下部であるマントル根が薄いことが、その不安定性の原因である。^[1]マントル根が薄くなったことでクラトンが不安定になり、地震発生層が弱くなり、地殻内で地震が発生するようになりました。^{[1]東ブロックは、}捕獲岩の証拠が示すように、かつては厚いマントル根があった可能性がありますが、中生代に薄くなったようです。^{[1]西ブロックは、}賀蘭山-千里山、大慶-烏拉山、孤阳-武川、Sheerteng、済寧に位置しています。^[1]厚いマントル根のおかげで安定しています。^{[1]ここでは}先カンブリア時代以降、内部変形はほとんど発生していません。^[1]

北中国クラトンの岩石は先カンブリア時代（46億年前から5億3900万年前）の基盤岩で構成され、最も古いジルコンは41億年前、最も古い岩石は38億年前のものである。^[5]先カンブリア時代の岩石は、顕生代（5億3900万年前から現在）の堆積岩または火成岩に覆われていた。 ^[9] 顕生代の岩石はほとんど変成していない。^[9] 東部ブロックは、始生代初期から後期（38億〜30億年前）のトーナル岩-トロンジェーム 岩-花崗閃緑岩片麻岩、花崗岩質片 麻岩、一部の超塩基性から珪長質の火山岩、および25億年前の何らかの構造イベントで形成された一部の花崗岩質岩石を含む変堆積岩からなる。 ^[9] これらはリフト盆地で形成された古原生代の岩石で覆われている。^[9] 西部ブロックは始生代（26〜25億年前）の基盤岩で構成されており、トーナル岩-トロンジェーム岩-花崗閃緑岩、塩基性火成岩、変成堆積岩からなる。^[9]始生代 の基盤岩は、グラファイトを含む珪線石ガーネット片麻岩など、さまざまな種類の変成岩からなる古原生代コンダライト帯で不整合に覆われている。^{[9]堆積物は}顕生代 に広く堆積し、さまざまな特性を持っている。たとえば、炭酸塩と石炭を含む岩石は石炭紀後期からペルム紀前期（3億700万〜2億7000万年前）に形成され、その頃は前期から中期三畳紀の浅い湖の環境で紫色の砂を含む泥岩が形成された。^{[4]堆積作用とは別に、}顕生代の脱クラトン化 後には6つの主要なマグマ活動段階がありました。^[4]ジュラ紀から白亜紀（1億～ 6500万年前） には、火山活動により堆積岩が火山岩とよく混ざっていました。^[4]

北中国クラトンは、地球の歴史を通じて複雑な地殻変動を経験しました。最も重要な変形事象は、微小大陸ブロックが衝突して凝集してクラトンを形成した経緯と、約30億年前から16億年前の先カンブリア時代のさまざまな変成作用の段階です。 ^[9] 中生代から新生代（1億4600万年前から260万年前）にかけて、先カンブリア時代の基盤岩は広範囲に再加工または再活性化されました。^[9]

北中国クラトンの先カンブリア時代のテクトニクスは複雑である。クラトンのテクトニクスを説明するために、さまざまな学者がさまざまなモデルを提唱しているが、Kusky (2003、^[13] 2007、^[1] 2010 ^[12] ) と Zhao (2000、^{[14] [9]} 2005、^[2]および 2012 ^[5] ) の 2 つの主要な学派がある。彼らのモデルの主な違いは、北中国クラトンでそれぞれ 25 億年前と 18 億年前に発生した 2 つの最も重要な先カンブリア時代の変成作用の解釈である。クスキーは、25億年前の変成作用は、クラトンが古代の岩石から融合したことに対応していると主張した^{[1] [13] [12]}が、趙^{[2] [5] [9] [14]}は、後者の変成作用が融合の原因であると主張した。

クスキーのモデルは、25億年前にマイクロブロックが融合したことを示す一連の出来事を提唱した。^{[13] [15]} まず、始生代（46〜25億年前）に、クラトンのリソスフェアが発達し始めた。^{[13] [15]} いくつかの古代のマイクロブロックは、38〜27億年前に融合して東部ブロックと西部ブロックを形成した。^{[13] [15]} ブロックの形成時期は、クラトンで見つかった岩石の年代に基づいて決定されます。^{[13] [15]} クラトンのほとんどの岩石は約27億年前に形成され、いくつかの小さな露頭は38億年前に形成されたことが見つかっている。^{[13] [15]} その後、東部ブロックは変形し、27〜25億年前にブロックの西端で裂け目が生じた。^[12] 中央造山帯ではリフトシステムの証拠が発見されており、その年代は27億年前とされている。^[13] これらにはオフィオライトとリフトシステムの残骸が含まれている。^{[13] [15]}

衝突と融合は古原生代（25〜16億年前）に起こり始めました。 ^{[13] [15]} 25〜23億年前に、東部ブロックと西部ブロックが衝突して融合し、中央造山帯を挟んで華北クラトンが形成されました。^{[1] [12]中央造山帯の境界は始生代の地質学によって定義され、}遼寧省西部から河南省西部まで の1600kmです。^[13] Kuskyは、融合のテクトニックな設定は島弧であり、その中で西に傾斜する 沈み込み帯が形成されたと提唱しました。^{[13] [15]} その後、2つのブロックは東部ブロックの西への沈み込みによって結合しました。^[13] 衝突イベントのタイミングは、その地域の火成岩の結晶化の年代と中央造山帯の変成作用の年代に基づいて決定されます。^[13] クスキーはまた、衝突はリフトイベントの直後に起こったと信じており、世界の他の地域の造山帯の例からわかるように、変形イベントはタイミングの点で互いに密接に発生する傾向がある。^[13] 華北クラトンの合体後、西部ブロックの内モンゴル-北河北造山帯は、23億年前に弧状地形とクラトンの北縁の衝突によって形成された。^[13] 弧状地形は、25億年前の合体イベントでの衝突後の伸張中に発達した海で形成された。^[13]

局所的な規模の変形イベントとは別に、クラトンは地域規模でも相互作用して変形した。^{[13] [15]}クラトンは形成後にコロンビア超大陸 と相互作用した。 ^[12] クラトン全体の北縁は、19億2千万年前から18億5千万年前のコロンビア超大陸の形成中に別の大陸と衝突した。^{[12] [13]} 最後に、クラトンのテクトニック設定は伸張的になり、18億年前にコロンビア超大陸から分離し始めた。^[12]

趙は、東西ブロックの融合は18億5千万年前に起こったとする別のモデルを提唱した。^{[9] [14] [16] [17]} 始生代（38億～27億年前）は地殻が大きく成長した時代であった。^{[9] [14] [16] [17]}

この時期には世界的に大陸の体積が増加し始め、華北クラトンも同様に増加した。^{[2] [5]} 先新始生代（46〜28億年前）の岩石は基盤岩のほんの一部に過ぎないが、クラトンからは41億年前のジルコンが発見されている。 ^{[2] [5]} 彼は、ペルム紀基盤岩の85％を占める華北クラトンの新始生代（28〜25億年前）の地殻は、2つの異なる時期に形成されたと示唆した。ジルコンの年代データに基づくと、最初は28〜27億年前、その後は26〜25億年前である。^{[2] [5]} 趙は、25億年前の変成岩の形成を説明するためにプルトンモデルを提案した。^{[2] [5]} 新始生代（2.8-2.5Ma）マントルが隆起し、上部マントルと下部地殻を加熱し、変成作用を引き起こした。^[9]

古原生代（25～16億年前）に、華北クラトンは3段階で融合し、最終的な融合は18.5億年前に起こった。^{[5] [9]} トランス華北造山帯の変成年代に基づいて、華北クラトンの集合と形成プロセスが決定されている。^{[5] [9]} 趙は、華北クラトンが4つのブロック、すなわち銀山ブロック、オルドスブロック、龍崗ブロック、ラングリムブロックから形成されたと提唱した。^{[5] [9]} 銀山ブロックとオルドスブロックは衝突して西部ブロックを形成し、19.5億年前にコンダライトベルトを形成した。 ^{[5] [9]} 東部ブロックについては、膠遼吉帯でリフトイベントが発生し、21〜19億年前にブロックが形成される前に、龍崗ブロックとラングリムブロックを海で分離しました。^{[5] [9]} ベルト内の岩石の変成方法と、ベルトの両側で対称的な岩石が発見されているため、リフトシステムが提案されています。^{[5] [9]} 約19億年前、膠遼吉帯のリフトシステムは、沈み込み衝突システムに切り替わりました。^{[5] [9]} その後、龍崗ブロックとラングリムブロックが結合し、東部ブロックが形成されました。^{[5] [9]} 18.5億年前、東向きの沈み込みシステムで東部ブロックと西部ブロックが衝突してトランスノースチャイナ造山帯が形成され、2つのブロックの間にはおそらく海がありました。^{[2] [5] [9] [14]}

趙は、北中国クラトンとコロンビア超大陸の相互作用についてのモデルも提唱した。^{[17] [18]} 彼は、18.5億年前のクラトンの形成イベントは、コロンビア超大陸の形成プロセスの一部であると示唆した。^{[17] [18]} クラトンはまた、形成後にコロンビア超大陸の外向きの付加イベントを記録した。^{[17] [18]}クラトンの南縁に位置する雄児火山帯は、沈み込み帯の観点から超大陸の付加イベントを記録した。 [ 18 ^] 北中国クラトンは、16〜12億年前に、ジャータイバヤンオボリフトゾーンと呼ばれるリフトシステムを介して超大陸から分離し、そこで発見された苦鉄質シルは、そのようなイベントの証拠である。^[18]

Kusky氏とZhao氏は、お互いのモデルに反論した。Kusky氏は、Zhao氏が発見した18億年前の変成作用は、18.5億年前のコロンビア超大陸との衝突作用の重ね合わせに過ぎないと主張した。^[12] コロンビア超大陸との衝突作用によって、リソスフェアが新しいマントルに置き換わったため、年代測定に影響が出るだろう。^[12] もう1つの議論は、18億年前に発見された変成岩は中央造山帯（または北中国横断造山帯）に限定されていないというものである。^[12] それらは西部ブロックでも発見されており、変成作用がクラトン規模のものであったことを示している。^[12]一方、Zhao氏は、例えば岩石学的証拠に基づくと、東部ブロックと西部ブロックは、26〜25億年前に中央部とは異なる環境で形成されたに違いないと主張した。^{[5] [17]} したがって、それらはその時点で分離していたはずです。^{[5] [ 17]} プルトンの湧昇は、25億年前の変成作用を説明するかもしれません。 [5] ^[17] Zhaoはまた、Kuskyが変成データに関する十分な同位体証拠を提示していないと主張しました。^{[5] [17]} 変形イベントは7億年間静止しているのではなく、互いに密接に続くはずだというKuskyの主張とは対照的に、Zhaoは、変形イベントなしで長期間静止している造山帯が世界中にたくさんあると主張しました。^{[5] [17]}

KuskyとZhaoが提案したモデル以外にも、華北クラトンの地殻構造の進化を説明するモデルがいくつかある。その1つがZhaiによって提案されたモデルである。^{[19] [20] [21]} 彼は華北クラトンで発生した変形イベントの時間枠についてKuskyに同意した。^[19] 彼はまた、大陸が約29億年から27億年前に成長し、25億年前に融合し、コロンビア超大陸との相互作用により約20億年から18億年前に変形したと提案した。^[19] これらの地殻構造イベントの背後にあるメカニズムは、KuskyとZhaoによって提案された2つのモデルに類似したリフトと沈み込みシステムである。^[19] ザイの理論と上記のモデルには大きな違いがある。ザイは、華北クラトンは単純に東西のブロックが融合して形成されたのではなく、合計7つの古代のブロックが融合して形成されたと提唱した。^{[19] [20] [21]} ザイは、融合イベントの良い指標である高品位変成岩が、トランス華北造山帯や中央造山帯に限らず、クラトン全体で観察されていることを発見した。^{[19] [20] [21]} そしてザイは、高圧高温環境を生み出す強い変形イベントで形成されたに違いない高品位変成岩のベルトの存在を説明するために、融合プロセスに参加したブロックがもっとあったに違いないと提唱した。^{[19] [20] [21]}

フォーレとトラップは、発見した年代測定と構造上の証拠に基づいて別のモデルを提唱した。^{[22] [ 23] [ 24]}彼らは、Ar-ArおよびU-Pb年代測定法と、へき開、線構造、傾斜と走向のデータを含む構造上の証拠を使用して、クラトンの先カンブリア時代の歴史を分析した。 ^{[22] [23] [24]} 彼らのモデルにおける最終的な融合の時期は、約18〜19億年前という趙によって提唱された時期と一致しているが、別の大きな変形の時期（21億年前）も示唆されている。^{[22] [23] [24]} マイクロブロックの分割は趙のモデルから外れた。^{[22] [23] [24]} フォーレとトラップは、趙のモデルと同じ東部ブロックと西部ブロック、および趙のモデルの北中国横断造山帯とは異なる富平ブロックという3つの古代大陸ブロックを特定した。^{[22] [23] [24]} 3つのブロックは、太行海と呂梁海の2つの海によって分離されていた。^{[22] [23] [24]} 彼らはまた、発生したイベントの順序とタイミングを提案した。^{[22] [23] [24]} 約21億年前、太行海は閉じ、東部ブロックと富平ブロックは太行縫合線によって融合した。^{[22] [23 ] [24]} 19億年から18億年前、呂梁海は閉じ、東部ブロックと西部ブロックの融合を促進した。^{[22] [23] [24]}

サントッシュは大陸ブロックの急速な融合を説明するモデルを提唱し、それによって北中国クラトンのクラトン化のメカニズムをよりよく理解できるようにした。^{[11] [26]} 変形イベントの時間枠については、変成データに基づく趙のモデルに概ね同意した。^{[11] [26]} 彼は融合中のプレートの沈み込み方向を説明する新しい見解を提供し、2.5 Gaクラトン融合モデルは西向きの沈み込みを示唆し、1.85 Gaクラトン融合モデルは東向きの沈み込みを示唆した。^{[11] [26]彼は}P波とS波 を利用してクラトン上の広範な地震マッピングを行った。^{[11] [26]} 彼はマントル内に沈み込んだプレートの痕跡を発見し、それが古代のプレートの沈み込みの可能性のある方向を示した。^{[11] [26]} 彼は、陰山ブロック（西部ブロックの一部）と雁寮ブロック（東部ブロックの一部）がオルドスブロック（西部ブロックの一部）の周囲を中心に向かって沈み込んだことを発見した。^{[11] [26]}その中で、陰山ブロックは東に雁寮ブロックに向かって沈み込んだ。^{[11] [26]} 陰山ブロックはさらに南のオルドスブロックに沈み込んだ。^{[11] [26]} したがって、オルドスブロックは二重の沈み込みを経験し、クラトンの異なるブロックの融合とコロンビア超大陸との相互作用を促進した。^{[11] [26]}

北中国クラトンはクラトンの合体後も長い間安定した状態を保っていた。^{[1] [4]}新原生代（10億年前から5億3900万年前） からの厚い堆積物があった。 ^{[1] [4]} 平坦な古生代の堆積岩は絶滅と進化を記録している。^{[27] [4]} クラトンの中心部は、キンバーライト岩脈の古いリソスフェアで捕獲岩が発見されたため、中期オルドビス紀（4億6700万～4億5800万年前）まで安定していた。^[4] それ以来、北中国クラトンはクラトン破壊期に入り、クラトンが安定しなくなったことを意味した。^{[1] [4]} ほとんどの科学者は、クラトンの破壊をリソスフェアが薄くなり、剛性と安定性が失われることと定義した。 [ ^{1 ] [4] [28]} 大規模なリソスフェアの薄化イベントが特にクラトンの東ブロックで発生し、その地域で大規模な変形と地震が発生しました。 [1] ^{[4] [28]}重力勾配は、東ブロックが現在まで薄いままであることを示しました。^{[1] [29]} クラトン破壊のメカニズムと時期については、まだ議論が続いています。科学者らは、クラトンの破壊につながった、あるいはクラトンの破壊に寄与した可能性のある4つの重要な変形イベントを提案した。すなわち、石炭紀からジュラ紀（3億2400万～2億3600万年前）の古アジア海の沈み込みと閉鎖、^{[1] [4]、} 後期三畳紀の揚子江クラトンと北中国クラトンの衝突（2億4000万～2億1000万年前）、^{[29] [30] [31 ] [32] [33] [34] [35] 、}ジュラ紀の古太平洋プレートの沈み込み（2億～1億年前）^{[28] [36] [37]} 、白亜紀の造山帯の崩壊（1億3000万～1億2000万年前）である。^{[1] [4] [38] [39] [40] [41]}不安定化のメカニズムについては、4つのモデルを一般化できる。それらは、沈み込みモデル^{[1] [28] [32] [37] [29] [30]、}伸張モデル^{[4] [33] [38] [41]} 、マグマアンダープレーティングモード^{[39] [40] [42] [43] [44]、}およびリソスフェア褶曲モデルである。 ^[32]

顕生代には、特に東ブロックの縁辺部でいくつかの大きな地殻変動が起こりました。そのうちのいくつかはクラトンの破壊を引き起こしたと推測されています。

1. 石炭紀から中期ジュラ紀（3億2400万年前から2億3600万年前）---古アジア海の沈み込みと閉鎖。^{[1] [4]}
   • 沈み込み帯は大陸が集積によって成長した北縁に位置していた。^{[1] [4]} ソロンカー縫合線が形成され、古アジアの海は閉じられた。^{[1] [4]}
   • マグマの湧出には2つの段階があり、1つは3億2400万年から2億7000万年前に発生し、もう1つは2億6200万年から2億3600万年前に発生しました。 [1 ^{] [ 4 ]}衝突同期花崗岩、変成核複合体、花崗岩 類などの岩石は、先カンブリア時代の岩石の部分溶融からのマグマによって生成されました。^{[1] [4]}
   • クラトンの北部を除くほとんどの部分で海洋堆積物が発見されたことから、この変形イベント後もクラトンは比較的安定していたと結論付けることができる。^[4]
2. 後期三畳紀（2億4000万～2億1000万年前）---北中国クラトンと楊子クラトンの集合。^{[1] [4]}
   • 北中国クラトンと楊子クラトンの縫合は、深い沈み込みと衝突によって生じ、秦嶺大別造山帯を形成した。^{[1] [4] [32]これは、}ダイヤモンド、エクロジャイト、珪長質片麻岩 などの鉱物証拠によって裏付けられている。^{[1] [32]}
   • 東側ではマグマ活動が盛んで、この時期に形成されたマグマは比較的新しいものであった。^{[1] [4]} マグマ活動は主に2つのクラトンの衝突によって引き起こされた。^{[1] [4]}
   • この地域における地殻の付加、大陸間の衝突、および押し出しにより、さまざまな段階の変成作用が引き起こされました。^[1]
   • さまざまな同位体年代測定（ジルコンU-Pb年代測定など）^{[30] [31] [32]}および組成分析^{[30]からの証拠は、}楊子クラトンのリソスフェアが東部ブロックの一部で北中国クラトンの下にあり、マグマサンプルがそれらが形成された時期に比べて若いことを示した。^{[1] [4] [30] [31] [32]}これは、古い下部リソスフェアが広範囲に置き換えられ、したがって薄くなったことを示している。^{[1] [4] [30] [31] [32]} したがって、この期間はクラトンの破壊が起こった時期であると提案されている。^{[1] [4] [30] [31] [32]}
3. ジュラ紀（2億～1億年前）---古太平洋プレートの沈み込み^{[1] [4]}
   • 太平洋プレートはクラトンの北側の海盆が閉じるにつれて西に沈み込みました。これはおそらく活発な大陸縁辺地帯だったと考えられます。^{[1] [4] [28] [36] [37]}
   • タン・ルー断層はクラトンの東側に位置しています。^[45]その形成時期は議論の余地があります。三畳紀に形成されたと主張する人もいれば、白亜紀を示唆する人もいます。^[45] 断層の長さは約1000 kmで、ロシアまで伸びています。^[45] おそらく、南中国クラトンとの衝突、または太平洋プレートとアジアプレートの斜め収束によって発生したと考えられます。^{[1] [45]}
   • 科学者たちは岩石の化学組成を研究してその起源と形成過程を解明し、^[28]マントル構造も研究した。^[36] 研究によると、この時期に下部リソスフェアが新たに注入されたことがわかった。^{[28] [36]} 新しい物質は北北東の傾向をたどり、^{[28] [36]}太平洋プレートの沈み込みによって古いリソスフェアが除去され、クラトンが薄くなったと結論付けられた。^{[28] [36]}
4. 白亜紀（1億3000万～1億2000万年前） --- 造山帯の崩壊^{[1] [4]}
   • これは、構造運動のモードが収縮から伸張に切り替わった時期である。^{[1] [ 4]これにより、}ジュラ紀から白亜紀に形成された造山帯 が崩壊した。 [1] ^[4] 造山帯と台地（湖北衝突台地と燕山帯）が崩壊し始め、正断層を伴う変成岩コア複合体が形成された。^{[4] [1]}
   • 伸張応力場の影響下で、渤海湾盆地のような盆地が形成された。^[46]
   • マグマ活動が盛んで、同位体研究によりマントルの組成が濃縮から枯渇へと変化したことが示され、新しい物質がマントルの根元に取って代わっていることが証明された。^{[42] [39] [38] [ 37] [36] [4]} 証拠はハフニウム（Hf）同位体分析、^{[38] [47] [48] [49] [50]} 捕獲岩ジルコン研究、^{[39] [42]}変成岩の分析から得られている。^[42]

クラトン破壊事件と東ブロック岩石圏の薄化の原因は複雑です。科学者によって提案されたさまざまなメカニズムから、4 つのモデルを一般化できます。

1. 沈み込みモデル
   • このモデルは、クラトン破壊の主な原因として沈み込みを説明するもので、非常に人気のあるモデルです。
   • 海洋プレートの沈み込みは、リソスフェア内の水の沈み込みも引き起こす。^{[1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]}沈み込む際に流体が高温高圧に遭遇すると、流体が放出され、岩石の融点の低下により地殻とマントルが弱くなる。^{[1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]}
   • 沈み込みは、上にあるプレートの地殻の肥厚も引き起こす。^{[1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]}肥厚した地殻が崩壊すると、リソスフェアは薄くなる。^{[1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]}
   • 沈み込みにより、岩石は高温高圧下となり、例えば沈み込んだプレートが深く埋もれることでエクロジャイトの形成が起こります。 ^{[1] [28] [32] [37] [29] [30]}その結果、スラブの分離とスラブのロールバックが起こり、リソスフェアが薄くなります。^{[1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]}
   • 沈み込みは顕生代に広く起こっており、石炭紀から中期ジュラ紀にかけての古アジア海の沈み込みと閉鎖、後期三畳紀の楊子クラトンの北中国クラトンへの沈み込み^{[30] [29] [37] [31] 、そして前編で述べたように}ジュラ紀と白亜紀の古太平洋プレートの沈み込み^{[1] [28]}などがある。したがって、沈み込みモデルは、異なる時期に提案されたクラトン破壊イベントを説明するために使用することができる。

     

2. 拡張モデル
   • リソスフェアの伸張には、後退する沈み込みと造山帯の崩壊の2種類がある。^{[4] [33] [38] [41]}両方とも、北中国クラトンで発生したリソスフェアの薄化を説明するために使用されてきた。^{[33] [41] [4] [38]}
   • 後退沈み込みシステムとは、沈み込むプレートが、上に乗るプレートが前進するよりも速く後退することを意味する。^{[41] [4] [38]}上に乗るプレートは隙間を埋めるために広がる。^{[41 ] [4 ] [38]}同じ体積のリソスフェアがより広い領域に広がるため、上に乗るプレートは薄くなる。^{[41] [4] [38]}これは顕生代のさまざまな沈み込みイベントに適用できる可能性がある。^{[41] [4] [38]}たとえば、朱は古太平洋の沈み込みが後退沈み込みシステムであり、白亜紀のリソスフェアの薄化を引き起こしたと提案している。^{[4] [38] [41]}
   • 造山帯の崩壊により一連の正断層（例えばブックシェルフ断層）が発生し、リソスフェアが薄くなった。^[33]造山帯の崩壊は白亜紀では非常に一般的である。^[33]
3. マグマアンダープレーティングモデル
   • このモデルは、若い高温マグマが地殻に非常に近いことを示唆している。^{[39] [40] [42] [43] [44]}その後、熱によってリソスフェアが溶けて薄くなり、若いアセノスフェアの湧昇を引き起こす。^{[39] [40] [42] [43] [44]}
   • 顕生代には広範囲にわたる変形イベントによりマグマ活動が蔓延していた。 ^[39] [ ^{42] [40] [43] [44]}このモデルは、異なる時期におけるリソスフェアの薄化を説明するために使用できる。^{[39] [42] [40] [43] [44]}

     

4. 地球圏褶曲モデル
   • このモデルは、ヤン・ツェ・クラトンと北中国クラトンがどのように衝突し、リソスフェアを薄くしたかを説明するために特に提案されたものである。 ^[32]
   • 2つのクラトンの衝突により、まず褶曲によって地殻が厚くなった。^[32] 下部地殻にエクロジャイトが形成され、下部地殻の密度が増した。 ^[32]下部地殻には新たな剪断帯も形成された。^[32]
   • アセノスフェアは対流し、下部地殻の剪断帯に発達した弱点に浸透した。^[32]その後、重い下部地殻は断片化され、リソスフェアに沈んだ。^[32]その後、北中国クラトンのリソスフェアは薄くなった。^[32]

華北クラトンは、生層序と進化を理解する上で非常に重要です。^{[27] [6]}カンブリア紀とオルドビス紀には、石灰岩と炭酸塩のユニットが生層序の優れた記録を残していたため、進化と大量絶滅の研究に重要です。^{[27] [6]}華北プラットフォームは古生代初期に形成されました。^{[27] [6]}カンブリア紀の間は比較的安定していたため、石灰岩ユニットは比較的中断が少なく堆積しています。^{[27] [6]}石灰岩ユニットはカンブリア紀に海中環境で堆積しました。^{[27] [6]}それは、例えば丹鹿断層などの断層や帯によって区切られていました。^{[27] [6]カンブリア紀とオルドビス紀の炭酸塩堆積ユニットは、6つの}層で定義できます：利関、竹沙洞、饅頭、張夏、鼓山、朝米店。^{[27] [6]}異なる地層では異なる三葉虫のサンプルが採取され、バイオゾーンを形成する。^{[27] [6]}例えば、鼓山層のラックウェルデリア・テヌイリンバタ（三葉虫の一種）ゾーン。^{[27] [6]三葉虫バイオゾーンは、失われたバイオゾーンから}不整合シーケンスを識別したり、隣接するブロック（タリムブロックなど）で発生したイベントを関連付けたりするなど、さまざまな場所で発生したイベントを関連付けて特定するのに役立ちます。^{[27] [6]}

炭酸塩シーケンスは、カンブリア紀のバイオメアのような絶滅イベントを示しているため、進化論的にも重要です。^[51]バイオメアは、深海環境に生息していた三葉虫のグループであるオレニダエ科の移動によって定義される小規模な絶滅イベントです。 ^[51]オレニダエ科の三葉虫は浅い海域に移動し、他の三葉虫のグループと科は特定の期間に絶滅しました。^[51]これは、海洋温度の低下または酸素濃度の低下のいずれかの海洋条件の変化によるものと推測されています。^[51]それらは海洋種の循環と生息環境に影響を与えました。^[51]浅い海洋環境は劇的に変化し、深海環境に似ていました。^[51]深海の種は繁栄し、他の種は絶滅しました。三葉虫の化石は、実際に重要な自然選択プロセスを記録しています。^[51]したがって、三葉虫の化石を含む炭酸塩シーケンスは、古環境と進化を記録するために重要です。^[51]

華北クラトンには、経済的に非常に重要な鉱物資源が豊富に含まれています。華北クラトンの複雑な地殻変動により、鉱床も非常に豊富です。鉱石の堆積は、大気圏と水圏の相互作用、および原始的な地殻変動から現代のプレートテクトニクスへの進化の影響を受けます。^[52]鉱石の形成は、超大陸の断片化と集合に関連しています。^[52]たとえば、堆積岩に堆積した銅と鉛は、大陸の裂け目、したがって断片化を示しています。銅、火山性塊状硫化物鉱床（VMS鉱床）、造山帯の金鉱床は、沈み込みと収束テクトニクス、つまり大陸の融合を示しています。 ^[52]したがって、特定の種類の鉱石の形成は特定の期間に限定され、鉱物は地殻変動に関連して形成されます。^[52]以下では、鉱床が形成された期間に基づいて説明します。

この時代の堆積物はすべて、変成岩で覆われた緑色岩帯で発見されています。これは新始生代の活発な地殻変動と一致しています。^{[2] [52]}

縞状鉄鉱床（BIF）はグラニュライト相に属し、変成帯に広く分布しています。鉱石の年代は、ハフニウム年代測定の同位体分析によって定義されます。^[53] 縞状鉄鉱床は、火山性堆積岩と層状に存在します。^{[52]また、分断された層、レンズ、}ブーダンなど 、他の特徴として発生することもあります。^[52] すべての鉄の産出は酸化物の形で、まれにケイ酸塩や炭酸塩の形で発生します。^[52]酸素同位体組成を 分析すると、鉄は弱く酸化された浅い海の環境で堆積したことが示唆されています。^{[52] [53]広範囲にわたる鉄鉱床が見つかる地域は、中国北東部の}鞍山、河北省東部、霧台、許昌- 火丘の4つです。^[52]華北クラトンの縞状鉄鉱床には、中国で最も重要な鉄源が含まれています。国の鉄埋蔵量の60～80％以上を占めています。^[52]

銅亜鉛（Cu-Zn）鉱床は、華北クラトンの北東部に位置する紅頭山緑色岩帯に堆積しました。 [ 52 ]^これらは典型的な火山性塊状硫化物鉱床であり、リフト環境下で形成されました。^[52] Cu-Zn鉱床の形成は現代のテクトニクス下では行われなかった可能性があるため、形成プロセスは現代のリフトシステムとは異なる可能性があります。^[52]

ネオアーケアンのグリーンストーンベルト 金鉱床は、三道溝（華北クラトンの北東側）に位置している。^{[52] [54]}グリーンストーンベルト型の金鉱床は、そのほとんどが中生代に再加工されたため、クラトン内ではあまり見つからず、別の形態をとっているように見える。^[52]しかし、世界の他のクラトンの例からすると、グリーンストーンベルトの金鉱床はそもそも豊富であるはずである。^[52]

古原生代に発見された超高温変成岩は、現代のテクトニクスの始まりを示しています。^{[52] [55]この時期には} 大酸素化イベント（GOE）も発生し、酸素の少ない環境から酸素が豊富な環境への移行の始まりを示しました。^{[52] [55]}この時期には2種類の鉱物がよく見られます。^{[52] [55]}それらは銅鉛亜鉛鉱床とマグネサイトホウ素鉱床です。

銅鉛亜鉛（Cu-Pb-Zn）鉱床は、地溝帯と沈み込み帯にある衝突型変動帯に堆積しました。^{[55]銅鉱床は}山西省の中条山地域で発見されています。^{[52] [55]}高温変成岩であるコンダライト層とグラファイトは、鉱床とともによく見られます。^[52]発見されている鉱床にはいくつかの種類があり、それぞれが異なる形成環境に対応しています。^[52] Cu-Pb-Znは変成VMS鉱床で形成され、Cu-Mo鉱床は付加した弧複合体で形成され、銅コバルトCu-Co鉱床は貫入環境で形成されました。^{[52] [55]}

マグネサイト-ホウ素鉱床は、浅い海のラグーン環境に関連したリフトの下の堆積層で形成されました。^[52]同位体含有量からわかるように、それは大酸化イベントへの反応でした。^[52]焦寮変動帯では、岩石が再結晶化と物質交換を経るにつれて、 GOEは¹³ Cと¹⁸ Oの同位体比を変えました。 ^[52]この鉱石はまた、その期間中の正確な大気化学変化を示すなど、人々が地球規模の酸化イベントシステムをさらに理解することを可能にします。^[52]

希土類元素-鉄-鉛-亜鉛（REE-Fe-Pb-Zn）系は、マントルの上昇とそれに伴うマグマの分留による伸張性リフトによって形成された。^{[56] [52]}鉄鉱物の堆積をもたらしたリフトイベントが複数回発生し、希土類元素の発生は鉄とカーボナタイトの 岩脈と密接に関連していた。^{[56] [52]} REE-Fe-Pb-Zn系は、火山性と堆積性が交互に現れる。^{[56] [52]} REEとは別に、LREE（軽希土類元素）もカーボナタイトの岩脈で発見されている。^{[56] [52]}希土類元素は中国において重要な産業的、政治的意味合いを持っている。^{[56] [52]}中国は全世界の希土類元素の輸出をほぼ独占している。^{[56] [52]}米国でさえ中国からの希土類元素の輸入に大きく依存しており、^{[56] [52]}希土類元素は技術に不可欠である。^{[57] [58]}希土類元素は高品質の永久磁石を作ることができるため、テレビ、電話、風力タービン、レーザーなどの電気製品や技術の生産に欠かせないものである。^{[57] [58]}

銅モリブデン（Cu-Mo）系は中央アジア造山帯（北部）と秦嶺造山帯（南部）の両方で発生しました。^[52]

中央アジアオルジェニックベルトの鉱床は、島弧複合体で発生した。^[52 ]これらは、古アジア海洋の閉鎖によって形成された。^[52]沈み込みにより、リソスフェアブロックの縁辺部に銅とモリブデンのCu-Mo鉱化が生成された。^{[52] [59] [60]}多宝山Cu鉱床と百内廟Cu-Mo鉱床は、花崗閃緑岩中に発見されている。[ 52 ^{] [59]}銅鉱石の黄銅鉱とともに通湖溝鉱床が発生する。^[52]中国北部にはモリブデンの大規模な埋蔵量があり、クラトンの北縁部には70を超える鉱体が発見されている。^[52]

北中国クラトンの南縁の鉱床は秦嶺造山帯に隣接している。^{[52] [59]} 一部の鉱床は北中国ブロックと南中国ブロックの融合時に形成された。^[52]丹峰縫合帯のリフト・沈み込み・衝突プロセスにより、弧域と断層盆地にVMS鉱床（Cu-Pb-Zn）が生成された。 ^{[52] [59]}

この時期の古秦嶺海洋の拡大期には、ペリドタイト斑れい岩体とともにニッケル銅鉱床が形成され、その鉱石は洛南で発見されている。^{[52] [59]}

中生代の金（Au）鉱床は非常に豊富である。^{[52] [61]}金の形成環境には、大陸間鉱化、クラトン破壊、マントルの置換が含まれる。^[52]金の起源は、膠東コンプレックスの先カンブリア時代の基盤岩と、中生代の花崗岩が侵入した際に高度の変成作用を受けた下層のマントルである。^{[52] [61]}中国最大の金鉱床クラスターは、膠東半島（山東省の東）にある。^{[52] [61]}この地域は中国の金生産量の4分の1を産出しているが、中国全土の面積のわずか0.2％を占めるに過ぎない。^[52]中国北部の3つの金鉱床サブクラスターは、それぞれ玲瓏、煙台、坤宇山である。^[52]

中国は40年以上にわたり華北クラトンでダイヤモンドを生産してきた。^[62]当初、ダイヤモンドは沖積鉱床から生産されていたが、後に技術が向上し、現在はキンバーライト源からダイヤモンドが生産されている。^{[62]中国には2つの主要なダイヤモンド鉱山があり、}山東省にある中国ダイヤモンド社の701長馬鉱山と遼寧省の瓦房店鉱山である。^[62]前者は34年間操業し、年間9万カラットのダイヤモンドを生産した。^[62]後者は年間6万カラットを生産したが、2002年に採掘活動は停止した。^[62]

ダイヤモンドを含むキンバーライトのパイプと岩脈は、4億5000万年から4億8000万年前の始生代地殻中のオルドビス紀と第三紀に形成された。^[62] 隆起イベントによりキンバーライトが露出した。^[62] 2つの鉱山は、タン・ルー断層の周りの狭く不連続な岩脈に沿って存在している。^[62] 斑状キンバーライトは、蛇紋岩化した オリビンや金雲母または黒雲母、角礫岩の破片など、他の物質のマトリックスとともに発生することが多い。 ^[62]異なる物質からダイヤモンドが発生すると、ダイヤモンドのグレード、ダイヤモンドのサイズ分布、品質に違いが生じる。^[62]たとえば、中国ダイヤモンド社の701長馬鉱山のダイヤモンドは1カラットあたり40米ドルの価値があるが、瓦房店鉱山のダイヤモンドは1カラットあたり最大125米ドルの価値がある。^[62]

• 始生代沈み込み
• 北中国クラトンの東部ブロック
• 始生代地質学
• 北中国クラトンの西部ブロック

a. ^ Ga は 10 億年前の短縮形、Ma は 100 万年前の短縮形です。