バンゴン縫合
バンゴン縫合帯（BSZとチアンタン地帯の間に位置する）とバンゴン縫合帯（BSZ）および周辺地帯を示すチベット中部および南部の一般地図。地図はGuynn et al., 2011 [1]を基に改変。

バンゴン縫合帯は、チベット中央部の共役断層帯の要衝である。縫合帯は長さ約1,200kmで、東西方向に伸びている[2] 。チベット中央部のラサ（南部ブロック）とチアンタン（北部ブロック）地帯の間に位置し、オフィオライトとメランジュからなる不連続帯[1]で、幅は10～20km、場所によっては最大50km [3]に 達する。断層帯の北部は北東走向の左横ずれ断層から構成され、南部は北西走向の右横ずれ断層から構成されている[4] 。 バンゴンの南北に走るこれらの共役断層は、バンゴン・ヌージャン縫合帯に沿って交差している[4] 。

説明

バンゴン湖-怒江縫合線は、ラサ地帯と羌塘地帯を隔てる東西方向に延びる約1200km [2]の長さの帯で、バンゴン湖-ゲルツェ（西部）、東橋-アムド（中部）、定青-怒江（東部）の3つの部分に分けられます。ジュラ紀中期から後期にかけて、ラサ地帯と羌塘地帯の間のメソテチス海の北方沈み込みは停止し、白亜紀前期にはラサ地帯が羌塘地帯の下に潜り込み始めました[5] 。メソテチス海の痕跡は、 BNSに沿って点在する 蛇紋岩基質メランジュ内にオブダクトされたオフィオライトの破片として残っています。

衝突と縫合の発達

縫合帯の地質には、ジュラ紀の海成頁岩や礫岩層、メランジュ、オフィオライト、そして複数のマグマ活動による火山岩などが含まれる。[6]これらの岩相はそれぞれ、中生代にインド亜大陸が北上する過程でその前面に集まった島弧[7]または微小大陸といった特定のテレーンに結び付けられる。ラサ・テレーンとチアンタン・テレーン のジュラ紀-白亜紀衝突[8]の際、古代のテチス海は閉鎖され、[1] [8]バンゴン縫合帯が形成された。この衝突の際に海洋リソスフェア（メソ-テチス海）は消費され、チアンタン・テレーンの下に沈み込んだ。[1] これにより、ラサ・テレーンの北縁でオフィオライトのオブダクションが起こりました。[8] このオブダクション期は、一般的に羌塘南部における海洋沈み込みの終焉と、ラサ・羌塘衝突の始まりを示すものとされています。[8] バンゴン縫合帯の重要な特徴は、アムド基盤岩です。この中生代以前の結晶質基盤岩の露出部は、長さ約100km、幅約50kmです。[8] アムドの地質は、中生代の変成作用、火成作用、そして地表上昇を記録しており、変形していない花崗岩質岩石が貫入した正片麻岩と変堆積岩で構成されています。[8]

新生代の再活性化

微小大陸の縫合に続いてインド亜大陸は北方への移動を続け、新生代（約4500万～5500万年前）にユーラシア大陸と衝突した。 [9] インド・ユーラシア衝突以降、地殻の肥厚によりユーラシア大陸との収束速度は2000万～1000万年前の間に40%以上遅くなったと予測されている。[9]チベット高原は地殻の肥厚に抵抗し、収束速度が遅くなり、続いて地殻の短縮が高原の側面に移動した。[9] 新テチス海の閉鎖はこの時に起こり、[1]ユーラシア大陸の南端（ラサ・テレーンで示される）がインドと衝突した。インド洋がユーラシア大陸に侵入したことで、縫合帯（チベット高原の中央部に位置する）が再活性化し[10] 、逆断層と横ずれ断層の北方への移動を引き起こした。横ずれ断層は、主に変形を受けていない大陸塊を東方へ移動させ、主要な収束帯から遠ざけた。[4]

バンゴン縫合帯の地殻構造進化を示す断面図。1. 海洋背弧盆地が形成され、アムド基盤岩と璞塘地帯が分離する。この伸張はスラブのロールバックによって説明できる可能性がある。2. ジュラ紀前期から中期にかけて海洋地殻の沈み込みが継続した。海洋背弧盆地の閉鎖により、アムド基盤岩でオフィオライトのオブダクションと変成作用が生じた。3. 白亜紀前期には、ラサ地帯と璞塘地帯が衝突し、バンゴン縫合帯が形成される。この時期に前地盆地も形成される。断面図はGuynn et al., 2006 [8]を改変したものである。

バンゴン縫合の意義

プレートテクトニクスの古典的な解釈によれば、ユーラシア大陸とインド洋の衝突による変形は沈み込み帯に沿って集中するはずである。しかし、チベットシステムはこの方向には作用せず、チベット高原の北側と北東側の斜面に沿って大きな変形が発生している。この問題を解決するために、「ソフトチベット」モデルとマイクロプレートテクトニクスという2つの端成分モデルが提案された。[10] [11]「ソフトチベット」モデルによれば、リソスフェアは薄い粘性シートのように振る舞い、地殻とリソスフェアマントルの広範囲にわたる短縮を吸収する。[11]マイクロプレートテクトニクスは、各テレーンがそれぞれの境界に従って独自に作用し、それらの間の縫合線（ラサとチアンタンの間のバンゴン縫合線を含む）が新生代に再活性化することを示唆している。[10]

エンドメンバーモデルの予測

2つのモデルはそれぞれ、バンゴン縫合帯に沿った再活性化について異なる予測を示しています。「ソフトチベット」モデルは、リソスフェアの延性により、縫合帯に沿って一連の小規模な多重断層が発生することを示唆しています。 [11]マイクロプレートテクトニクスモデルに基づくと、大きな変位を伴う大規模な横ずれ断層が存在するはずです。[10]地殻の隆起（左横ずれ断層の形態）も存在するはずです。これは、縫合帯の縁部における斜め沈み込みによって引き起こされると考えられます。[10]これらの断層、そして他の境界断層（チベット高原を取り囲む断層）の進化と構造を理解することは、チベット高原の形成と変形を制限する上で重要です。これらの仮説のいずれかを満たす特徴を現場で特定するための研究が進行中です。

参照

参考文献

  1. ^ abcde Guynn, J.; Kapp, P.; Gehrels, GE; Ding, L. (2012). 「チベット中央部の基盤岩のU–Pb地質年代学と古地理学的意義」. Journal of Asian Earth Sciences . 43 (1): 23– 50. Bibcode :2012JAESc..43...23G. doi :10.1016/j.jseaes.2011.09.003.
  2. ^ ab Shi; et al. (2008). 「バンゴン湖オフィオライト（チベット北西部）は、バンゴン-怒江縫合帯のテクトニック進化に影響を与えている」. Journal of Asian Earth Sciences . 32 ( 5–6 ): 438– 457. Bibcode :2008JAESc..32..438S. doi :10.1016/j.jseaes.2007.11.011.
  3. ^ Schneider; et al. (2003). 「バンゴン・ヌージャン帯（チベット）東部のテクトニックおよび堆積盆地の進化：読書サイクル」. International Journal of Earth Sciences . 92 (2): 228– 254. Bibcode :2003IJEaS..92..228S. doi :10.1007/s00531-003-0311-5. S2CID  128870362.
  4. ^ abc Taylor; et al. (2003). 「バンゴン-ヌージャン縫合帯に沿った共役横ずれ断層運動は、チベット高原内陸部における同時期の東西伸長と南北短縮を包含する」. Tectonics . 22 (4): n/a. Bibcode :2003Tecto..22.1044T. doi :10.1029/2002TC001361. hdl : 1808/17113 . S2CID  13430072.
  5. ^ チャン、シャオラン;レンデン・シー。キシュアイ・ファン。劉徳良;ゴン・シャオハン。チェン・シェンシェン;カン・ウー。 Guoding Yi;リン・ディン (2013)。 「チベット、アムド地形のジュラ紀初期の高圧変成作用: 苦鉄質顆粒のジルコン U-Pb 地質年代学からの制約」ゴンドワナ研究。26 ( 3–4 ): 975– 985。土井:10.1016/j.gr.2013.08.003。
  6. ^ ゲーレルス;他。 （2011年）。 「チベット・ヒマラヤ造山帯における第三紀以前の地層の砕屑性ジルコン地質年代学」。テクトニクス。30 (5): 該当なし。Bibcode :2011Tecto..30.5016G。土井：10.1029/2011TC002868。
  7. ^ Yin and Harrison (2000). 「ヒマラヤ-チベット造山帯の地質学的進化」. Annual Review of Earth and Planetary Sciences . 28 : 211– 280. Bibcode :2000AREPS..28..211Y. doi :10.1146/annurev.earth.28.1.211.
  8. ^ abcdefg Guynn; et al. (2006). 「アムド近郊のチベットの基盤岩は、チベット中部バンゴン縫合線沿いの「失われた」中生代テクトニズムを明らかにする」.地質学. 34 (6): 505– 508. Bibcode :2006Geo....34..505G. doi :10.1130/G22453.1.
  9. ^ abc Molnar and Stock (2009). 「2000万年前以降のインドとユーラシアの収束の鈍化とチベットのマントルダイナミクスへの影響」(PDF) . Tectonics . 28 (3): n/a. Bibcode :2009Tecto..28.3001M. doi :10.1029/2008TC002271. S2CID  12734913.
  10. ^ abcde Tapponnier; et al. (2001). 「チベット高原の斜め段階的隆起と成長」. Science . 294 (5547): 1671–7 . Bibcode :2001Sci...294.1671T. doi :10.1126/science.105978. PMID  11721044. S2CID  24563782.
  11. ^ abc England and Houseman (1986). 「大陸変形の有限ひずみ計算2. インド・アジア衝突帯との比較」. Journal of Geophysical Research . 91 (B3): 3664– 3676. Bibcode :1986JGR....91.3664E. doi :10.1029/JB091iB03p03664.
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