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華北クラトンは、地球上で最も完全かつ複雑な火成、堆積、変成作用の記録を持つ大陸地殻ブロックです。[ 1 ]これは、中国東北部、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には、厚さ（約200 km）、他の地域と比較して比較的低温、低密度などがあります。[ 1 ] [ 3 ] [ 4 ] 華北クラトンは、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合致していました。[ 1 ]しかし、華北クラトンは後にその深部の一部が破壊され（脱クラトン化）、この大陸の一部はもはや安定していません。[ 3 ] [ 4 ]
北中国クラトンは、最初は独立した地殻変動活動を持ついくつかの別々の大陸ブロックでした。[ 5 ]古原生代（25億～18億年前） には、大陸が衝突して合体し、超大陸と相互作用し、以前は分離していた部分の間に変成岩の帯が形成されました。[ 5 ]クラトンがどのように形成されたかの正確なプロセスは、まだ議論中です。クラトンが形成された後、オルドビス紀 中期（4億8000万年前）まで安定していました。[ 4 ]その後、クラトンの根は東部ブロックで不安定になり、不安定期に入りました。始生代と古原生代（46億～16億年前） に形成された岩石は、根の破壊中に大きく上書きされました。
地殻変動の記録の他に、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、進化の過程を示す化石記録も含まれている。[ 6 ]
華北クラトンは面積約1,500,000 km 2 (580,000 sq mi)を占めており[ 7 ]、その境界はいくつかの山脈 (造山帯) によって定義され、北には中央アジア造山帯、西には祁連山造山帯、南には秦嶺大別造山帯、東には蘇魯造山帯がある。[ 2 ]大陸内造山帯である燕山帯は、クラトンの北部で東から西に伸びている。[ 1 ]
華北クラトンは、幅100～300 km (62～186 mi)の華北横断造山帯[ 2 ]によって隔てられた、西部ブロックと東部ブロックの2つのブロックから構成されています。この横断造山帯は、中央造山帯[ 1 ]または金峪帯[ 8 ]とも呼ばれています。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カバーしています。顕生代にクラトンの根の破壊が始まって以来、地震などの地殻変動が増加しています。東部ブロックは、高い熱流量、薄いリソスフェア、多数の地震によって特徴づけられます。[ 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、数百万人の命が奪われました。[ 1 ]リソスフェアの最下部である薄いマントル根が、その不安定性の原因です。[ 1 ]マントル根の薄化によりクラトンが不安定化し、地震発生層が弱体化し、地殻内で地震が発生するようになった。[ 1 ]ゼノリスの証拠から、東部ブロックはかつて厚いマントル根を持っていた可能性があるが、中生代に薄くなったようだ。[ 1 ]西部ブロックは賀蘭山-千里山、大慶-烏拉山、固陽-五川、獅里騰、済寧に位置する。[ 1 ]厚いマントル根のため安定している。[ 1 ]先カンブリア時代以降、内部変形はほとんど起きていない。[ 1 ]
華北クラトンの岩石は、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ており、最古のジルコンは41億年前、最古の岩石は38億年前の年代である。[ 5 ]先カンブリア時代の岩石の上には、顕生代（5億3900万年前から現在まで）の堆積岩または火成岩が重なっている。 [ 9 ] 顕生代の岩石は大部分が変成していない。[ 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-トロンドイェム岩-花崗閃緑岩片麻岩、花崗岩質片麻岩、超苦鉄質から珪長質の火山岩、変成堆積岩、および25億年前のいくつかの地殻変動で形成された花崗岩類で構成されている。[ 9 ]これらは、リフト盆地で形成された古原生代の岩石 に覆われています。[ 9 ] 西部ブロックは、トーナル岩-トロンドイェム岩-花崗閃緑岩、苦鉄質火成岩、および変成堆積岩からなる始生代（26億～25億年前）の基盤で構成されています。[ 9 ] 始生代の基盤は、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のコンドライト帯によって不整合に覆われています。[ 9 ]顕生 代にはさまざまな特性を持つ堆積物が広く堆積しました。たとえば、炭酸塩岩や石炭を含む岩石は、後期石炭紀から前期ペルム紀（3億700万～2億7000万年前）に形成され、紫色の砂を含む泥岩は、前期から中期三畳紀の浅い湖環境で形成されました。[ 4 ] 堆積作用とは別に、顕生代のデクラトン化後には6つの主要なマグマ活動の段階があった。[ 4 ]ジュラ紀から白亜紀（1億年前から6500万年前） には、火山活動により堆積岩が火山岩と混ざり合うことが多かった。[ 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てきた。最も重要な変形イベントは、微小大陸ブロックが衝突して合体してクラトンを形成したこと、および約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ある。 [ 9 ] 中生代から新生代（1億4600万年前から260万年前）には、先カンブリア時代の基盤岩が広範囲にわたって再加工または再活性化された。[ 9 ]
華北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。様々な学者がクラトンのテクトニクスを説明するために様々なモデルを提案しており、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、華北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イベントの解釈である。クスキーは、25億年前の変成作用は古代のブロックからクラトンが合体したことに対応すると主張したが[ 1 ] [ 13 ] [ 12 ]、趙[ 2 ] [ 5 ] [ 9 ] [ 14 ]は、後の出来事が合体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合体したことを示す一連の出来事を提案した。[ 13 ] [ 15 ] まず、始生代（46億～25億年前）に、クラトンの岩石圏が発達し始めた。[ 13 ] [ 15 ] いくつかの古代のマイクロブロックが合体して、38億～27億年前に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る。[ 13 ] [ 15 ] クラトンの岩石のほとんどは約27億年前に形成されたが、38億年前に形成された小さな露頭もいくつか見つかった。[ 13 ] [ 15 ] その後、東部ブロックは変形を受け、27億年から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、27億年前の地溝帯系の証拠が発見されている。[ 13 ] これらには、オフィオライトや地溝帯系の残骸が含まれる。[ 13 ] [ 15 ]
衝突と合体は古原生代（25億～16億年前）に始まった。 [ 13 ] [ 15 ] 25億～23億年前、東部ブロックと西部ブロックが衝突して合体し、中央造山帯を挟んで華北クラトンが形成された。[ 1 ] [ 12 ] 中央造山帯の境界は、遼寧省西部から河南省西部まで1,600 km（990マイル）の始生代地質によって定義されている。[ 13 ] クスキーは、合体のテクトニック環境は島弧であり、その中で西向きに傾斜した沈み込み帯が形成されたと提唱した。[ 13 ] [ 15 ] その後、2つのブロックは東部ブロックの西向き沈み込みによって結合した。[ 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年代と中央造山帯の変成年代に基づいて決定されます。[ 13 ] クスキーはまた、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近接して発生する傾向があるため、衝突はリフティングイベントの直後に発生したと考えていました。[ 13 ] 北中国クラトンの合体後、23億年前に弧状テレーンとクラトンの北縁の衝突により、西部ブロックの内モンゴル-北河北造山帯が形成されました。[ 13 ] 弧状テレーンは、25億年前の合体イベントにおける衝突後の伸張中に発達した海洋で形成されました。[ 13 ]
局所的な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変形した。[ 13 ] [ 15 ]形成後、コロンビア超大陸 と相互作用した。 [ 12 ] 19.2億年前から18.5億年前のコロンビア超大陸の形成中に、クラトン全体の北縁が別の大陸と衝突した。[ 12 ] [ 13 ] 最後に、クラトンのテクトニクス環境は伸張となり、18億年前にコロンビア超大陸から分離し始めた。[ 12 ]
趙は、東西ブロックの合体は18億5000万年前に起こったとする別のモデルを提案した。[ 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だった。[ 9 ] [ 14 ] [ 16 ] [ 17 ]
この時期には世界的に大陸の体積が増大し始め、華北クラトンも同様に増大した。[ 2 ] [ 5 ] 新始生代以前（46億～28億年前）の岩石は基盤岩のごく一部に過ぎないが、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、ペルム紀基盤の85%を占める華北クラトンの新始生代（28億～25億年前）の地殻は、ジルコン年代データに基づいて、2つの異なる時期に形成されたと示唆した。最初は28億～27億年前、その後は26億～25億年前である。[ 2 ] [ 5 ] 趙は、25億年前の変成岩の形成を説明するために深成岩モデルを提案した。[ 2 ] [ 5 ]新始生代 (2.8～2.5 Ma) のマントルが上昇し、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（25億～16億年前）には、華北クラトンは3段階で合体し、最終的な合体は18億5000万年前に起こった。[ 5 ] [ 9 ] 華北横断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過程が決定された。[ 5 ] [ 9 ]趙は、華北クラトンは陰山ブロック、オルドスブロック、龍崗ブロック、郎林ブロックの 4つのブロックから形成されたと提唱した。 [ 5 ] [ 9 ]陰山ブロックとオルドスブロックが衝突して西部ブロックを形成し、19億5000万年前にコンドライト帯 が形成された。[ 5 ] [ 9 ] 東部ブロックについては、21億年前から19億年前にブロックが形成される前に、膠遼吉帯でリフトイベントが発生し、龍崗ブロックと郎林ブロックが海で分離されました。[ 5 ] [ 9 ] 帯内の岩石の変成作用と、帯の両側で対称的な岩石が見つかっていることから、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、龍崗ブロックと郎林ブロックが結合し、東部ブロックが形成されました。[ 5 ] [ 9 ] 18億5000万年前、東西ブロックが東向きの沈み込みシステムで衝突し、おそらく2つのブロックの間に海が沈み込んだことにより、華北横断造山帯が形成された。[ 2 ] [ 5 ] [ 9 ] [ 14 ]
趙氏はまた、華北クラトンとコロンビア超大陸の相互作用に関するモデルを提案した。[ 17 ] [ 18 ] 彼は、18億5000万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過程の一部であったと示唆した。[ 17 ] [ 18 ] また、クラトンは形成後にコロンビア超大陸の外向き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熊耳火山帯は、沈み込み帯の観点から超大陸の付加イベントを記録している。 [ 18] 華北クラトンは、16億年から12億年前に、苦鉄質岩床が発見された ザエルタイバヤンオボ地溝帯と呼ばれる地溝系を介して超大陸から分離した。これは、そのようなイベントの証拠である。[ 18 ]
クスキーと趙は互いのモデルに反論を唱えた。クスキーは、趙が合体イベントの証拠として発見した18億年前の変成作用は、18億5000万年前のコロンビア超大陸との衝突イベントの単なる重ね合わせであると主張した。[ 12 ] コロンビア超大陸との衝突イベントは、岩石圏を新しいマントルに置き換えたため、年代測定に影響を与える。[ 12 ] もう一つの議論は、18億年前に発見された変成岩は中央造山帯（または華北横断造山帯）に限定されないということである。[ 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全体のイベントであったことを示している。[ 12 ]一方、趙は、岩石学的証拠に基づいて、例えば東部ブロックと西部ブロックは26億年から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、その時点で分離していたはずです。[ 5 ] [ 17 ] 深成岩の上昇は、25億年前の変成作用を説明する可能性があります。[ 5 ] [ 17 ] 趙氏はまた、クスキー氏が変成作用のデータに関して十分な同位体証拠を提供していないと主張しました。[ 5 ] [ 17 ] 変形作用は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クスキー氏の主張とは対照的に、趙氏は、変形作用を起こさずに長期間静止している造山帯が世界には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変動を説明するモデルがいくつか存在する。そのうちの1つはZhaiによって提案されたものである。[ 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と同意した。[ 19 ] また、彼は大陸が約29億年前から27億年前に成長し、25億年前に合体し、コロンビア超大陸との相互作用により約20億年前から18億年前に変形したと提案した。[ 19 ] これらの地殻変動イベントの背後にあるメカニズムは、リフトと沈み込みシステムであり、KuskyとZhaoが提案した2つのモデルと類似している。[ 19 ] 翟の理論は、上述のモデルとは大きく異なっている。彼は、華北クラトンは単に東部ブロックと西部ブロックが合体して形成されたのではなく、合計7つの古代ブロックが合体して形成されたと提唱した。[ 19 ] [ 20 ] [ 21 ] 翟は、合体イベントの良い指標である高変成岩が、華北横断造山帯や中央造山帯だけでなく、クラトン全体で観察されていることを発見した。[ 19 ] [ 20 ] [ 21 ] そして彼は、高圧高温環境を作り出した強い変形イベントで形成されたはずの高変成岩帯の存在を説明するために、合体プロセスに参加したブロックがもっと多くあったに違いないと提唱した。[ 19 ] [ 20 ] [ 21 ]
フォールとトラップは、発見した年代測定と構造的証拠に基づいて別のモデルを提案した。[ 22 ] [ 23 ] [ 24 ]彼らは、Ar-Ar法とU-Pb法による年代測定法と、劈開、線構造、傾斜と走向のデータを含む構造的証拠を用いて、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合体時期は、趙が提案した時期と一致しており、約18億～19億年前であるが、別の大きな変形時期（21億年前）も示唆されている。[ 22 ] [ 23 ] [ 24 ] 微小ブロックの分割は、趙のモデルとは異なっていた。[ 22 ] [ 23 ] [ 24 ] フォールとトラップは、趙のモデルと同じ東部ブロックと西部ブロック、そして趙のモデルの華北横断造山帯とは異なる阜平ブロックという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つの海によって隔てられていた。[ 22 ] [ 23 ] [ 24 ] また、彼らは発生した出来事の順序と時期も提案している。[ 22 ] [ 23 ] [ 24 ] 約21億年前、太行海は閉鎖し、東部ブロックと阜平ブロックは太行縫合線を通して合体した。[ 22 ] [ 23 ] [ 24 ] 19億年前から18億年前にかけて呂梁海が閉鎖し、東西ブロックの融合が促進された。[ 22 ] [ 23 ] [ 24 ]
サントシュは、大陸ブロックの合体の急速なペースを説明するモデルを提案し、それによって華北クラトンのクラトン化のメカニズムのより良い図を提供した。[ 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、合体中のプレートの沈み込み方向を説明する新しい洞察を提供し、2.5 Ga クラトン合体モデルは西向きの沈み込みを示唆し、1.85 Ga クラトン合体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、クラトン全体にわたる広範な地震マッピングを行った。[ 11 ] [ 26 ] 彼は、マントルに沈み込んだプレートの痕跡を発見し、これは古代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）と燕遼ブロック（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）の周囲の中心に向かって沈み込んだことを発見した。[ 11 ] [ 26 ]陰山ブロックは東に向かって燕遼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に向かってオルドスブロックに沈み込んだ。[ 11 ] [ 26 ] そのためオルドスブロックは二重沈み込みを経験しており、クラトンの異なるブロックの合体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、長い間安定していた。[ 1 ] [ 4 ]新原生代（10億年前から5億3900万年前） から厚い堆積物が堆積した。 [ 1 ] [ 4 ] 水平に横たわる古生代の堆積岩は、絶滅と進化を記録している。[ 27 ] [ 4 ]キンバーライト岩脈内の古い岩石圏にゼノリスが発見されたため、 クラトンの中心部は中期オルドビス紀（4億6700万年前から4億5800万年前）まで安定していた。[ 4 ] それ以降、北中国クラトンはクラトン破壊の時代に入り、クラトンはもはや安定していないことを意味する。[ 1 ] [ 4 ] ほとんどの科学者は、クラトンの破壊を岩石圏の薄化と定義し、それによって剛性と安定性を失う。[ 1 ] [ 4 ] [ 28 ] クラトンの東部ブロックでは大規模なリソスフェアの薄化イベントが発生し、その結果、この地域で大規模な変形と地震が生じた。[ 1 ] [ 4 ] [ 28 ]重力勾配は、東部ブロックが現在まで薄いままであることを示している。[ 1 ] [ 29 ] クラトンの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る。科学者たちは、クラトンの破壊につながる可能性のある、またはそれ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ました。すなわち、石炭紀からジュラ紀(3億2400万年前～2億3600万年前)の古アジア海の沈み込みと閉鎖[ 1 ] [ 4 ] 、 後期三畳紀の揚子地塊と華北地塊の衝突 (2億4000万年前～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 (2億年前～1億年前) [ 28 ] [36 ] [ 37 ] および造山帯の崩壊 (1億3000万～1億2000万年前)。 [ 1 ] [ 4 ] [ 38 ] [ 39 ] [ 40 ] [ 41 ]不安定化メカニズムに関しては、4 つのモデルを一般化できます。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[ 32 ]です。
顕生代には、特に東部ブロックの縁辺部において、いくつかの大きな地殻変動が発生した。これらの変動の中には、クラトンの破壊を引き起こしたと推測されるものもあった。
クラトンの破壊現象と東部ブロックのリソスフェアの薄化の原因は複雑である。科学者によって提唱された様々なメカニズムから、4つのモデルを一般化することができる。
北中国クラトンは、生物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物層序の良好な記録を保持しており、進化と大量絶滅の研究に重要です。[ 27 ] [ 6 ]北中国プラットフォームは古生代初期に形成されました。[ 27 ] [ 6 ]カンブリア紀に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なく堆積しました。[ 27 ] [ 6 ]石灰岩ユニットはカンブリア紀に水中環境で堆積しました。[ 27 ] [ 6 ]タンルー断層などの断層と帯によって境界付けられていました。[ 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、李関、竹沙洞、満頭、張夏、固山、朝尾店の6つの層で定義できます。 [ 27 ] [ 6 ]異なる地層から異なる三葉虫のサンプルが採取され、生物帯が形成される。[ 27 ] [ 6 ]例えば、古山層のLackwelderia tenuilimbata (三葉虫の一種) 帯。[ 27 ] [ 6 ]三葉虫の生物帯は、異なる場所での出来事を相関させ、特定するのに役立つ。例えば、欠落した生物帯から不整合シーケンスを特定したり、隣接するブロック (タリムブロックなど) で発生した出来事を相関させたりすることができる。[ 27 ] [ 6 ]
炭酸塩層序は、カンブリア紀のバイオメアのような絶滅事象を示すため、進化的に重要な意味を持つこともある。 [ 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科の移動によって定義される小規模な絶滅事象である。[ 51 ]オレニ科の三葉虫は浅海域に移動したが、他の三葉虫のグループや科は特定の時期に絶滅した。[ 51 ]これは、海洋環境の変化、すなわち海水温の低下または酸素濃度の低下によるものと推測されている。[ 51 ]これらは海洋生物の循環と生息環境に影響を与えた。[ 51 ]浅海環境は劇的に変化し、深海環境に似たものになった。[ 51 ]深海種は繁栄したが、他の種は絶滅した。三葉虫の化石は、実際には重要な自然選択の過程を記録している。[ 51 ]三葉虫の化石を含む炭酸塩層は、古環境と進化を記録する上で重要である。[ 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存在します。華北クラトンの複雑な地殻変動活動により、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によって影響を受けます。[ 52 ]鉱石の形成は、超大陸の分裂と集合に関連しています。[ 52 ]例えば、堆積岩に堆積した銅と鉛は、大陸の分裂、ひいては分裂を示しています。銅、火山性塊状硫化物鉱床（VMS鉱床）、造山性金鉱床は、沈み込みと収束地殻変動、つまり大陸の合体を示しています。[ 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、鉱物は地殻変動イベントに関連して形成されます。[ 52 ]以下では、鉱床は形成された期間に基づいて説明されています。
この時期の堆積物はすべて、変成岩で満たされた帯であるグリーンストーン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 ]
縞状鉄鉱層(BIF) はグラニュライト相に属し、変成岩ユニット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決定されます。[ 53 ] これらは火山性堆積岩と互層をなしています。[ 52 ]また、断片化した層、レンズ、ブーディン などの他の特徴として出現することもあります。[ 52 ] 鉄の産出はすべて酸化物の形で、まれにケイ酸塩または炭酸塩の形で見られます。[ 52 ]酸素同位体組成 を分析すると、鉄は弱酸化の浅海環境で堆積したと考えられます。[ 52 ] [ 53 ] 鉄鉱床が広範囲に分布している地域は、中国東北部の鞍山、河北省東部、五台、許昌-霍丘の 4 つです。[ 52 ]華北クラトンの縞状鉄鉱層は、中国で最も重要な鉄の供給源です。それは国の鉄埋蔵量の60～80％以上を占めている。[ 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グリーンストーン帯に堆積した。 [ 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た。[ 52 ] Cu-Zn鉱床の形成は現代のテクトニクス下ではなかった可能性があり、そのため形成過程は現代のリフトシステムとは異なる可能性がある。[ 52 ]
新始生代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、その多くが中生代に再加工されたため、他の形態になっていることから、クラトンでは一般的ではない。[ 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金鉱床はそもそも豊富に存在するはずである。[ 52 ]
古原生代に見られる超高温変成岩は、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、大酸化イベント（GOE）も発生し、酸素の少ない環境から酸素の多い環境への移行の始まりを示しました。[ 52 ] [ 55 ]この時期によく見られる鉱物には、銅・鉛・亜鉛鉱床と菱苦土鉱・ホウ素鉱床の2種類があります。[ 52 ] [ 55 ]
銅鉛亜鉛（Cu-Pb-Zn）鉱床は、リフトと沈み込み帯にある衝突環境の変動帯で堆積した。[ 55 ]銅鉱床は山西省中条山地域で発見されている。[ 52 ] [ 55 ]高温変成岩であるコンドライト系列とグラファイトは、鉱床とともによく見られる。 [52]発見された鉱床の種類はいくつかあり、それぞれ異なる形成環境に対応している。[ 52 ] Cu-Pb-Znは変成したVMS鉱床で形成され、Cu-Mo鉱床は付加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た。[ 52 ] [ 55 ]
マグネサイト-ホウ素鉱床は、地溝帯に関連した浅い海底ラグーン環境下の堆積層で形成された。[ 52 ]同位体組成からわかるように、これは大酸化イベントへの反応であった。[ 52 ]膠遼移動帯では、岩石が再結晶化と質量交換を受けたため、GOEによって13Cと18Oの同位体比が変化した。 [ 52 ]また、この鉱石は、例えばその期間の正確な大気化学変化を示すなど、地球規模の酸化イベントシステムをさらに理解するのに役立つ。[ 52 ]
希土類元素-鉄-鉛-亜鉛（REE-Fe-Pb-Zn）系は、マントルの上昇を伴う伸張リフティング、ひいてはマグマの分化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ティングイベントが複数回発生し、希土類元素の発生は鉄およびカーボナタイト岩脈と密接に関連していた。[ 56 ] [ 52 ] REE-Fe-Pb-Zn系は、火山岩と堆積岩が交互に堆積した層序中に見られる。[ 56 ] [ 52 ] REEの他に、LREE（軽希土類元素）もカーボナタイト岩脈中に見られる。[ 56 ] [ 52 ]希土類元素は中国において産業上および政治的に重要な意味を持つ。[ 56 ] [ 52 ]中国は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、中国から輸入される希土類元素に大きく依存しているが、[ 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、そのため、テレビ、電話、風力タービン、レーザーなどの電気機器や技術の製造において代替不可能である。[ 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）の両方で発生した。[ 52 ]
中央アジア有機帯鉱床は弧状複合体で発生した。[ 52 ]これらは古アジア海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で銅とモリブデンのCu-Mo鉱化作用が生じた。[ 52 ] [ 59 ] [ 60 ]多宝山銅鉱床と白乃廟銅-Mo鉱床は花崗閃緑岩中に見られる。[ 52 ] [ 59 ]通湖溝鉱床は銅鉱石黄銅鉱とともに存在する。[ 52 ]華北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以上の鉱体が発見されている。[ 52 ]
華北クラトンの南縁にある鉱床は秦嶺造山帯に隣接している。[ 52 ] [ 59 ] 一部の鉱床は華北ブロックと華南ブロックの合体時に形成された。[ 52 ]丹豊縫合帯におけるリフティング-沈み込み-衝突プロセスにより、弧状地域と縁辺断層盆地にVMS鉱床（Cu-Pb-Zn）が生成された。[ 52 ] [ 59 ]
この時期の古秦嶺海が開いた際に、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、洛南では鉱石が発見されている。[ 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、大陸間鉱化作用、クラトンの破壊、マントル置換が含まれる。[ 52 ]金の起源は、膠東複合体の先カンブリア時代の基盤岩と、中生代の花崗岩が貫入した際に高度変成を受けた下部のマントルである。[ 52 ] [ 61 ]中国最大の金鉱床群は、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を占めるが、面積は中国のわずか0.2%に過ぎない。[ 52 ]中国北部の金鉱床の3つのサブクラスターは、それぞれ玲瓏、煙台、昆峪山である。[ 52 ]
中国は華北クラトンで40年以上にわたり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、現在ではキンバーライト鉱床から生産されている。[ 62 ]中国には2つの主要なダイヤモンド鉱山があり、山東省の中国ダイヤモンド公司の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年に採掘活動を停止した。[ 62 ]
ダイヤモンドを含むキンバーライトパイプと岩脈は、4億5000万～4億8000万年前のオルドビス紀に始生代地殻に貫入し、第三紀にも再び貫入した。[ 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、郯廬断層周辺の狭く不連続な岩脈に沿って存在する。[ 62 ]斑状キンバーライトは、蛇紋岩化した橄欖石や金雲母または黒雲母、角礫岩の破片などの他の物質のマトリックスとともに産出することが多い。 [ 62 ]異なる物質とともに産出されるダイヤモンドは、ダイヤモンドのグレード、ダイヤモンドのサイズ分布、品質に違いをもたらした。[ 62 ]例えば、中国ダイヤモンド社の701長馬鉱山産のダイヤモンドは1カラットあたり40米ドルの価値があるのに対し、瓦房店鉱山産のダイヤモンドは1カラットあたり最大125米ドルの価値がある。[ 62 ]
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