奴隷クラトン

スレーブ・クラトンは、カナダ楯状地北西部、ノースウェスト準州とヌナブト準州にある始生代の クラトンである。スレーブ・クラトンには、地球上で最も古い年代の岩石の一つである403億年前のアカスタ片麻岩が含まれる。 ^{[1] [2]} 約30万km2（12万平方マイル）の面積を占める^このクラトンは、比較的小規模だが露出度が高く、約27.3～26.3億年前（10億年前）の緑色岩とタービダイト層、および約27.2～25.8億年前の深成岩が優勢で、クラトンの大部分はより古い片麻岩と花崗岩質ユニットで覆われている。^[3] スレーブ・クラトンは、北アメリカの先カンブリア時代の核を構成するブロックの一つで、古大陸ローレンシアとしても知られている。^[4]

スレーブ地区と呼ばれるクラトンの露出部分は、172,500 km ² (66,600 平方マイル) の面積を誇り、グレートスレーブ湖のグロスキャップからコロネーション湾のバロー岬まで北北東に 680 km (420 マイル)、北緯 64 度に沿って東西に 460 km (290 マイル) 伸びる楕円形をしています。^[4] 面積は約 700 km × 500 km (430 マイル × 310 マイル) で、南、東、西は古原生代帯に囲まれ、北側はより新しい岩石で覆われています。^[5]

スレーブクラトンは、中央スレーブ基盤複合体と呼ばれる西中央の基盤複合体と、ハケット川地帯または東部スレーブ地域と呼ばれる東部地域に分かれています。これら2つの領域は、クラトンの北から南に走る2つの同位体境界によって定義された27億年前の縫合線によって分離されています。^[6]

セントラル・スレーブ基盤岩複合体（CSBC）は、クラトンの中央部と西部の下にある基盤岩である。CSBCの東の範囲は不明であり、その消失はNdおよびPb同位体境界によって示されている。 ^[7] CSBCは東に傾斜しており、少なくともクラトンの中央部分の下にある。アカスタ川に沿って、CSBCには、原岩年代が約403億年前のアカスタ片麻岩が含まれており、これは地球上で最も古い年代測定済みの岩石単位の1つである。これらの片麻岩は多重変成岩であり、トーナル岩および斑れい岩の組成を持つ。CSBCの残りの部分はより新しく、中央コアは35億年未満で、残りのクラトンはデトライアルおよび原岩の年代が34億年から28億年の範囲である。^[2] 基盤岩複合体は、新始生代の表層地殻シーケンスによって覆われ、深成岩スイートによって貫入されている。^[8] アカスタ片麻岩は他の始生代複合岩と地球化学的に類似しているが、40億年前のもので、さらに古いジルコンコアを含んでいる。これらのコアは、このような複合岩の母岩マグマがジルコンを含む地殻とマントル由来の溶融物の相互作用によって形成されたことを示している。このような古いアカスタ片麻岩はまだ発見されていないが、ジルコンコアはそれらが存在する可能性があることを示している。^[9]

バックリバー火山群は始生代の成層火山で、火山のマグマの歴史を反映した4つの堆積層に囲まれた直立した状態で保存されています。群の南半分の露出したドームは、火山の侵食された部分であると解釈されています。残りのクラトンとは対照的に、群はわずかな変形しか受けていません。^[10]

イエローナイフ累層群は、イエローナイフ緑色岩帯としても知られ、約290万年から260万年前から3億年かけて堆積し、東部奴隷地域の大部分を含む中部奴隷地域に直接重なっています。^{[11] [7]}中部奴隷地域とイエローナイフ緑色岩帯は、数百キロメートルにわたって横方向に連続する明確な不整合によって分離されています。^[12]イエローナイフ累層群は、約26億500万年前に大規模な変成作用にさらされ、緑色片岩から下部角閃岩相の範囲をもたらしました。^[13]この累層群には、別々の間隔で堆積した、異なるテクトニック環境を表す少なくとも4つの異なるシーケンスが含まれています。^[13] 4つの主要なシーケンスは、古いものから新しいものの順に、中央奴隷カバーグループ、カムグループ、バンティンググループ、ジャクソンレイク層です。^[13]イエローナイフ累層群は、スレーブ・クラトンの進化に関与するプロセスを解釈するために、東スレーブの帯を含むスレーブ・クラトンの緑色岩帯の一般的な地層を表すために使用されてきた。^[13]

セントラル・スレーブ・カバー・グループ（非公式にはドワイヤー・グループ）として知られる新始生代表層岩は、縞状鉄鉱層に覆われた290～28億年前のフクシット質珪岩の塊である。^[11]このフクシット質珪岩のシーケンスは、約31億年から28億年前の間の他の多くのクラトンの特徴であると思われ、珪岩生産の世界的なピークを示している。^{[13] [12]}セントラル・スレーブ・カバー・グループは通常100～200メートルの厚さである。^[11]セントラル・スレーブ・カバー・グループの基部で見つかった石英の小石の礫岩は、CSBCの大部分にわたって横方向に連続する明確な不整合を示している。^[12]この石英の小石の礫岩層は、403億年前のアカスタ片麻岩複合体の北西まで見つかっている。^[12]セントラル・スレーブ・カバー・グループは原産で、北西部の基盤岩複合体と南中央スレーブ地域の基盤岩を繋ぐ単一の連続したカバー・シーケンスを表しています。 [12]均一で横方向に連続した堆積物は、CSBCが以前は2.85 Gaにまで遡る単一の古代クラトンの一部であったことを示唆しています。^{[12 ]}

カムグループは、中央スレーブカバーグループの縞状鉄鉱層の上にある、厚さ0.3～6キロメートルの層です。^[11]これら2つのグループの接触は、斑れい岩床の貫入と中程度の剪断により、よく保存されていません。^[13]カムグループは、2722 Maの薄い珪長質火山砕屑物層（ラニーチャート）の存在に基づいて、下部グループと上部グループに分けられます。^[13]下部カムグループは、伸張性の背弧盆地環境で生成された一連の斑れい岩床と岩脈によって貫入された枕状玄武岩の流れを含むチャン層で構成されています。^[13]層の北部に露出している堆積岩は、2.84〜2.80 Gaです。^[13]上部カムグループには、2772〜2701 Maの間に堆積した3つの層が含まれます。^[13]主に中間質および玄武岩質の火山岩で構成され、薄い流紋岩凝灰岩層と少量のコマチアイト流が挟み込まれています。^{[13] [ 11]}この層の岩石は弧状の環境で形成されたようで、マントルプルームの活動の増加による基盤岩の裂け目の結果である可能性があります。^{[13] [11]}

バンティンググループは、古いカムグループと新しいジャクソンレイク層の上にある断層状の北走シーケンスです。^[13]下位ユニットとバンティンググループとの接触は、堆積における約4000万年のギャップを表す不整合です。^[13]バンティンググループには、典型的には石灰アルカリ性の珪質から中程度の火山岩が含まれています。^{[13] [14]}バンティンググループの形成は、主に27億年前以降の火山活動と火山下の活動の結果です。^[11] 2658 Maの一連の石英長石の貫入が、バンティンググループで見つかった27億年前以降の火山活動に関連して、下位のカムグループ全体で見つかります。^{[13] [7]}

ジャクソン湖層の堆積は2605 Maに始まりました。^[13]この層は、カムグループの火山岩の上にある高エネルギー堆積性鉱床です。この鉱床は、ポリミクト礫岩と河川砂岩で構成されており、古いグループに見られる同様の方向の垂直傾斜と線構造によって明らかなように、大規模な変成作用を受けています。^[13]

スレイブクラトンの最古の形成に関する情報はアカスタ片麻岩複合体に見いだせるかもしれないが、複雑な歴史、劣悪な保存状態、露出不足のため、冥王代と始生代初期の地殻形成過程については未だに不明な点が多い。アカスタ片麻岩複合体の394億年前のトーナル質片麻岩内で発見された捕獲結晶は、U-Pb年代が42億年前である。^[14]これらのジルコン捕獲結晶は、もともと地殻起源の花崗岩マグマで結晶化した。^{[14]さらなる証拠は、394億年前のトーナル質片麻岩が少なくとも部分的にこの42億年前の花崗岩マグマに由来することを示唆しており、これは}始生代において地殻の再加工が重要な過程であったことを示している。 [ ^14]この花崗岩の原岩から採取されたジルコンは、西オーストラリアのイルガーンクラトンから採取されたジルコンと類似点があり、冥王代に大陸地殻が形成された証拠となる可能性がある。^[14]しかし、これら2つのクラトンは直接つながったことは一度もないとされており、これは冥王代初期の地殻が主に大陸花崗岩であったことを示している可能性がある。^{[15] [14]}微量同位体分析によると、これらの初期の花崗岩は高度に枯渇したマントルに由来し、約40億年前以前に大規模な分化が起こったことを示唆している。^[14]これらのジルコン結晶は、まだほとんどわかっていない最古の地殻形成プロセスの理解を深める上で重要になる可能性がある。^[14]

クラトン全体の安定性は、強固で深い大陸性リソスフェアマントルの存在と高い相関関係にあります。これは、地殻を熱侵食から保護し、地殻変動の影響を緩和するからです。^[7]スレーブクラトンは、大陸性リソスフェアマントル形成の長い歴史を示しています。ダイヤモンドの形成は、スレーブクラトン全体で比較的広範囲に及んでおり、厚いクラトンの根が必要です。^[13]マントルから得られた最も古いダイヤモンドは、3.5〜3.3 Gaのものであり、これは、スレーブプロトクラトンがこの頃までに厚い地殻の根を形成していたことを示唆しています。^[13]スレーブクラトンの主な安定化は、ペリドタイトの形成が豊富なことからわかるように、新始生代約275億年前に起こった。^[7]カープヴァルクラトンも同様の成長のピークを示しており、地球の大陸性岩石圏マントルの大部分が新始生代に形成されたことを示唆している可能性がある。^[13]大陸性岩石圏マントルの形成と安定化と地殻の進化は、28億年から20億年の間に密接に関連している。^[13]

クラトンの地殻構造史を再構築する試みは、東西非対称性に重点的に焦点を合わせてきた。衝突縫合線の存在は、CSBCが269 億年前以前に南北方向の境界に沿って島弧 地帯と衝突したことを示唆している。あるいは、東部スレーブは 285 ～ 270 億年前のリフト中に発達した、弱体化および改変された中始生代リソスフェアである可能性がある。西部スレーブの下のマントルリソスフェアは、東部スレーブの下にあるものよりも 4 億年前古い可能性がある。^{[5] [16]}さらに、CSBC を覆いながら東部スレーブの大部分を構成する、より若い島弧または背弧の岩石の存在によってリフトが裏付けられている。^[11]しかし、東部スレーブがリフトの結果であるのか、別の地帯の付加の結果であるのかはまだ議論の余地がある。

27億年前のリフトまたは集積イベントの後、スレーブは26億8000万年前に大規模な伸張を経験し、その結果、400 x 800 kmを超えるバーウォッシュ盆地、広範囲にわたる苦鉄質シル、および北西縁に沿った他のより若いタービダイトが形成されました。^{[17] [11]}バーウォッシュ盆地は、薄いフェルシック凝灰岩層が点在する変成タービダイト砂岩とスレートから構成されています。^[17] 26億3400万年前、スレーブは圧縮体制に切り替わり、バーウォッシュ盆地は閉じ始めました。これはおそらく北西または南東からの浅い沈み込みによるものです。^{[11] [17]} 26億年前までに、スレーブははるかに大きなスクラビアと衝突し、その結果、クラトン全体で短縮と交差褶曲が起こりました。^{[15] [11]}スレーブの周囲に3つの裂け目のある縁があること、同様に330～35億年前の基盤岩、フクシティック珪岩、29億年前のトーナル岩があることから、ダルワール、ジンバブエ、ワイオミングクラトンもスクラビアの一部であったことが示唆される。^[15]スレーブクラトンは、その縁にある多数の岩脈群からわかるように、220～20億年前にスクラビアから分離した。 ^[15]スレーブクラトンは、タルトソン・セロン造山運動で約2億年にわたって漂流した後、約200～18億年前にレイクラトンに付加した。 ^{[ 15] [18]}スレーブが最終的にレイの下に東に沈み込む前に、造山帯はより小さな異国の地塊を付加し、タルトソンマグマ帯として知られる大陸マグマ弧を形成した。 [18] ^[19]スレーブ地域の継続的な東方移動と、スレーブの西縁でのホッタ・テレーンの衝突により、タルトソンマグマ帯は激しく変形した。 ^[18]ホッタ・テレーンは、セロン造山運動の直後、1.88 Gaのウォプメイ造山運動中にスレーブに付加した。 ^[18]この出来事により、スレーブの西縁に別の大陸マグマ弧、グレートベアマグマ帯、およびウォプメイ断層帯が形成された。^{[15] [18]}ウォプメイ断層帯は、ホッタ地帯とスレーブクラトンの間の縫合部を示す薄い皮膚の衝上断層帯で構成されています。^{[18]これら2つの造山運動により、スレーブクラトンは}ローレンシア内に固定され、現在もそこに存在しています。

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