秦嶺造山帯

秦嶺造山帯は、原生代と顕生代を通じて様々な地殻活動によって形成された地殻構造である。^[3]秦嶺造山帯は、中国中部を東西方向に走る中国中部造山帯の一部であり、^[4]中国最大の山脈の一つである秦嶺山脈に沿って陝西省、河南省、甘粛省の一部に広がっている。 ^{[2] [5] [6] [7]}秦嶺造山帯に含まれる最初の物質は約25億年前に形成されたが、現在、この造山帯の主な形態は、主に三畳紀の北中国プレートと南中国プレートの衝突と中国全土にわたる新生代の伸張を反映している。^{[8] [9] [10]この25億年の間に、異なる}地殻構造プロセスと岩石間の化学反応により、さまざまな種類の岩石がここで形成されてきた。^{[3] [11]}したがって、地質学者はこれらの岩石に保存された証拠に基づいて山脈の進化を再構築することができます。^{[8] [10] [12] [13] [14]}

秦嶺造山帯の長い進化の歴史の中で、プレートの衝突と分離、そして海洋の開口と閉鎖が数回繰り返された。 ^{[3] [8] [15]このプロセスは}ウィルソンサイクルとして知られている。^[16]秦嶺造山帯は主に南中国プレートの北中国ブロックと揚子江ブロックの動きによって形成された。^{[3] [17] [18]}

清陵造山帯は、北秦嶺帯と南秦嶺帯の2つの主要な地域に分けられ、それぞれ華北クラトン南部と華南クラトン北部の境界に位置している。^[3]秦嶺造山帯の進化で最も興味深いのは、複数の個別のマイクロブロックの相互作用である。^[8]秦嶺造山帯全体の構造進化は単一の出来事ではなく、いくつかの衝突と伸張の出来事の組み合わせであり、主に4つの段階を含む：^{[3] [8]}

1. ベルトの基盤の発達（25億年前から8億年前）
2. プレートとそれに関連する海盆の進化（8億年前から2億5000万年前）
3. 主要な帯状地の形成（造山運動）（2億5000万年前から1億4000万年前）
4. ベルトの延長と伸張（1億4000万年前から現在まで）

秦嶺岩石記録の始まり（約25億年前）では、北秦嶺帯と南秦嶺帯は当初、同じ時期に同じ場所で一緒に形成されていませんでした。^[3]南秦嶺帯は25億年前に大陸マグマ活動によって形成されました。 ^[19]その後、マグマは冷却され、南秦嶺帯の主要な基盤に寄与する岩石になりました。^[19]一方、北秦嶺帯は後から形成されました。^{[20]北秦嶺帯は、10億年前に}海洋弧環境で発生したマグマ活動によって初めて形成されました。^[20]

ネオプロテローゾイック初期（10億年前）には、北秦嶺帯と南秦嶺帯は、超大陸ロディニア（異なる小さなプレートで構成された非常に大きな構造プレート）の北東部で、同じ沈み込むプレート境界に沿って並んでいました。 ^[3]沈み込みの間、南中国ブロックが海洋プレートを覆い、圧縮され、南秦嶺帯が初めて小規模に形成されました。^[3]

一方、北秦嶺帯の形成はより複雑で、当初は北中国ブロックとともに存在していたわけではなく、超大陸 ロディニアの一部であった。^{[11] [21]}沈み込むプレート境界でロディニアと衝突し、折り畳まれて北秦嶺帯を形成した。^{[6] [3]}

また、北秦嶺帯から少し離れたところでは、別の沈み込むプレート境界にも火山のある大陸弧が形成されており、原二郎坪弧と呼ばれている。^{[3] [6]}弧が形成されるのは、沈み込んだ下部プレートがマントルで溶け、プレートの弱点を切り裂きながら反対側の上部プレートまで上昇するためである。^[16]その結果、マグマは最終的にプレートの上部に到達し、その後冷えて岩石に固まり、弧を形成した。^{[16]一方、プレートが分離する}発散プレート境界には原二郎坪海が形成され、原二郎坪弧は北秦嶺帯から遠ざかっていた。^{[6] [3]}

その後、中期新原生代（約7億5000万年前）には、原二郎平弧、北秦嶺帯、南秦嶺帯を含む超大陸が分裂した。 ^[3] 2つの帯は一緒に別の場所に移動した。^{[3] [18]}南中国ブロックの海洋部分は分裂し、2つの部分に分離して上丹海を形成した。^{[3] [18]}これは、その時期に発散対流マグマが優勢であったためであり、2つの部分が分離すると、それらの隙間からマグマが上昇し、より大きな海洋プレート（および海洋）が形成される。海洋プレートのもう一方の端では、偶然にも別の海洋プレートと衝突した。^[3]「丹鳳島弧」と呼ばれる島弧が形成された。^{[3] [18]}

同様のプロセスが北秦嶺帯でも起こり、北秦嶺帯とロディニアは分離した。^[3]その結果、新しい海も形成された。この時点では、北秦嶺帯と南秦嶺帯はまだ隣り合って並んでいたため、同じ上丹海を共有していた。^{[3] [18]北秦嶺帯が}ロディニアから離れる頃には、原二郎坪弧とも衝突していた。そのため、原二郎坪弧では2つの沈み込みプロセスが同時に起こった。^{[3] [18]}

初期カンブリア紀（約5億4000万年前）には、ゴンドワナ大陸（一部の地質学者は超大陸とみなしている）が形成され始めた。^{[3] [6] [18]}北秦嶺帯と南秦嶺帯はその北東部に位置していた。^[3]これは、華北ブロックが北秦嶺帯と初めて出会った時期であり、原二郎坪弧の反対側に位置していた。^{[3] [6]}その期間中、北秦嶺帯は南秦嶺帯の隣ではなく、向かい合っていた。^{[3] [6]}カンブリア紀以前の状況と同じように、北秦嶺帯と南秦嶺帯は今でも上丹海を共有している。^{[6] [22]}異なる点は、沈み込むプレートが丹風島で一方から他方に変わったことである。^{[3] [6]}

カンブリア紀後期（約5億年前）には、北中国ブロックが北秦嶺ブロックに近づきました。^{[3] [6]その結果、海洋プレート全体が}マントルに沈み込んだため、原二郎坪海は閉じられました。^{[3] [21]}これは、海洋が閉じた後に北秦嶺ベルトが原二郎坪ベルトと衝突したことも意味します。^{[3] [12]}

オルドビス紀後期からシルル紀後期（4億6000万年から4億2000万年）にかけて、衝突していた北秦嶺帯と原二郎坪帯はマグマ拡散中心へと移動し、そこで発散するマグマ対流によってプレートが分裂した。^{[3] [6] [12] [1]}その結果、二郎坪海が再び開いた。

デボン紀初期（約4億年前）には、南秦嶺帯と北中国ブロックが互いに近づき、広範囲にわたるマグマの収束対流が発生したが、^{[3] [21] [18] [1] [23]}一部の地質学者は、それが3億2000万年から3億年前に起こったと主張した。^{[6] [22]}その結果、二郎坪弧、北秦嶺帯、南秦嶺帯、北中国ブロックがすべて衝突した。^{[3] [6] [1]}すべての海が閉じられ、ブロックが互いに近づいたため、岩石はブロック内に積み重なった。^{[3] [6] [1] [24]}一方、南中国ブロックとブロック複合体の残りの部分は発散対流マグマ流によって分離されたため、綿緑海が開いた。^[6]形成された海は背弧盆地とも見なされている。

ミシシッピ紀中期（約3億年前）には、綿緑海の拡大が止まりました。^[1]南中国プレートは秦嶺複合体と北中国ブロックに向かって移動しました。^[1]南中国ブロックの海洋部分はマントルに沈み込み、海は閉じ始めました。^[1]

三畳紀前期（約2億5000万年前）には、南中国ブロックが秦嶺複合体と衝突し、大陸同士の衝突が起こった。^{[6] [11] [14] [25] [27]}これにより、綿緑海は最終的に完全に閉じた。^{[6] [17] [25]}非常に強い圧縮力の結果、すべての個々のブロックは水平方向に短くなり、垂直方向に厚くなった。^{[13] [25] [27]}中期ジュラ紀（1億7400万年前〜1億6300万年前）には、南中国ブロックが南秦嶺ブロックの下に沈み込み、プレートの一部が沈み込み帯に分離した。^{[6] [13] [27] [25]}

しかし、衝突イベントは通常のものと異なっていました。^{[26]これは、}南中国プレートが比較的回転する動きで北中国プレートに衝突したためです。そのため、秦嶺ベルトの東部は西部よりも早く圧縮されました。^[26]

1億4千万年前（白亜紀）から現在に至るまで、地殻活動は衝突型から伸張型へと変化した。これは地殻の伸張により地殻が薄くなる過程である。^{[9] [10] [13]}白亜紀後期（8300万年前）まで、秦嶺複合体は秦嶺西部で西北西-東南東伸張イベントの影響を受けた。^{[28] [29]}その結果、右横ずれ断層が優勢になった。^{[29] [28]始新}世中期から漸新世前期（4500万年前から2400万年前）には、北部での伸張イベントにより、複合体では再び正断層が優勢になった。 ^{[29]漸新世後期から中新}世前期（2400万年前から1400万年前）まで、左横ずれ断層が秦嶺の主要な変形特徴となった。^{[29] [28]}しかし、後期中新世（900万年前）には、後期鮮新世までの北東-南西伸張イベントにより、左横ずれ断層は正断層に置き換わった。^{[29] [28]}後期鮮新世（350万年前）には、現在まで北北西-南南東伸張イベントによって引き起こされた左横ずれ断層が秦嶺山脈を支配していた。^{[29] [28]}

秦嶺の地質は複雑で、多くの地殻活動と複数の地殻ブロックの相互作用によって形成されました。 ^[8]秦嶺は、華南北ブロック、観平グループ、二郎平グループ、北清嶺ブロック、上丹縫合帯、秦嶺南北ブロック、秦嶺南南ブロック、綿洛縫合帯、大別地層の9つの主要グループに分けられます。^{[7] [30] [31] [32] [33] [34] [35]}

秦嶺造山帯の北端に位置し、主に30億～10億年前に形成された基盤岩からなる華北ブロックに付着している。 ^[31]その後、原生代（16億～5億4500万年前）には海洋相と漂砂岩、カンブリア紀とオルドビス紀（5億4500万～4億9200万年前）には大陸縁辺相が覆った。^[31]白亜紀（1億4200万～6550万年前）には、地殻ブロックの衝突により様々な深成岩（花崗岩）が貫入した。 ^[32]

さらに南には、緑片岩、両閃岩、雲母片岩を含む変成堆積岩が分布する寛平層群があり、これらは華北ブロックと二郎平島弧の衝突により変成を受けたものである。^{[30]さらに、オフィオライトは}オブダクションによって地表に露出した。^{[33] [34]寛平層群は}原生代前期から中期（25〜10億年前）に形成された。 ^{[30] [33] [34]}

古生代初期（約5億4500万～4億4000万年前）には、二郎坪島弧が華北ブロックの下に沈み込み（オブダクション）、その島弧関連のオフィオライトがメランジュとともに地表に移動した。^[7]オフィオライト層内には、超塩基性岩、枕状玄武岩、シル状玄武岩、少量のチャートが含まれる。

秦嶺造山帯を形成した主要な岩石の一つである北秦嶺層群は、砕屑性堆積岩と炭酸塩から変成した片麻岩、角閃岩、大理石を特徴とする。^{[30] [35]それは}原生代初期から古生代初期にかけて形成された。基盤岩はその後、石炭紀とペルム紀（3億5400万年前から2億5000万年前）に 様々な砕屑性堆積岩で覆われた。

上丹縫合帯は、秦嶺北帯と秦嶺南帯の境界と考えられている。^{[7] [30]広範囲にわたる}オフィオライト、砕屑性堆積岩、炭酸塩岩で構成されている。オフィオライトは、カンブリア紀前期からシルル紀前期（5億4500万年前から4億2300万年前）に形成された。^{[7 ] [30 ]}貫入深成岩を含む一連の火山岩、および堆積岩は、古生代前期の島弧環境を示している。^{[7] [30]これは、}縫合帯内の斑れい岩と花崗岩の貫入と、含まれる超塩基性岩の量が少ないことで説明される。^{[7] [30]}

南秦嶺ブロックは北秦嶺ブロックよりも比較的大きく、北秦嶺ブロックはさらに北秦嶺帯と南秦嶺帯の2つの部分に分かれています。^[30]南北秦嶺帯には始生代から後期原生代基盤岩が含まれ、38億年前から5億4500万年前に遡ることができます。^[30] 石灰岩、頁岩、砂岩、その他の堆積岩は古生代（5億4500万～2億5000万年前）に基盤岩の上に堆積し、少量の砂岩は三畳紀（2億500万年前）まで堆積しました。^[30]一方、南南秦嶺帯の地質は主に先カンブリア時代（5450億年前）の基盤岩で構成されています。^{[30]さらに、基盤岩は}シルル紀にアルカリ岩脈によって貫入されました。^[30]その後、南秦嶺帯の北部は浅い海洋環境であったため、古環境を反映した堆積相が形成された。^[30]これには頁岩、タービダイト、石灰岩が含まれる。^[30]三畳紀後期から白亜紀にかけて、堆積環境は陸上環境に変化した。陸上相は礫岩と砂岩によって示される。^[30]

綿緑縫合帯は綿緑海洋盆地から発展したもので、綿緑海洋盆地は中期三畳紀に閉鎖され、縫合帯に発達した。^{[7] [30]}そのため、海洋環境を示すオフィオライトと沈み込み帯を示す火山岩が発見された。^{[7] [30]}海が閉じ、岩石が互いに衝突するにつれて、玄武岩は変成して変玄武岩質岩となった。^{[7] [ 30]}提供されたデータから、上記の岩石は3億4500万年前から2億年前に遡ることができる。^{[7] [30]}

南中国ブロックの北部には、始生代の孔陵コンプレックスという中国最古の岩石複合体の一つがある。^[7]主に、両閃岩、ミグマタイト、変成岩、 TTG（トロンジェーム岩-トーナル岩-花崗閃緑岩）を含む高度変成岩から構成されている。^[7]ブロックの北端には、衝突前に堆積した堆積岩がある。堆積層には、石灰岩、頁岩、タービダイト、シルト岩、砂岩が含まれている。^{[7]記録されている堆積岩の種類が多様であることは、}カンブリア紀から石炭紀にかけて海面が大きく変化したことを意味する。^[7]

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