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[R8-P-02] 愛知県新城市南部に分布する三波川帯の変成温度構造
「発表賞エントリー」
キーワード：石英、炭質物ラマン温度計、三波川変成帯
三波川帯は中央構造線に隣接した外帯側に関東から九州まで続く低温高圧型の変成帯である．愛知県新城市南部には三波川結晶片岩と断続的に分布する御荷鉾緑色岩が分布し，三波川結晶片岩の変成度は東野 (1975)[1]の分類によると最も低変成度の緑泥石帯である[2]．関ほか(1959)[3]は，豊橋東方の三波川変成岩の変成分布を4帯に分類した．本研究地域の中央構造線沿いの泥質片岩の大部分は第2帯に，第2帯よりも南側の緑色片岩や泥質片岩は第1帯に区分される[3]．その後の研究で，磯貝 (1977)[4]はさらに中部地方三波川帯を7帯に分類している．本研究地域の大部分はD帯に区分される[4]．中央構造線沿いの西側の地域はE帯に，東側の地域はF帯・G帯に区分される[4]．本研究は愛知県新城市南部に分布する三波川変成帯の地質構造と変成温度の関係を明らかにすることを目的とした．3回の調査で24個の試料を採取し，薄片を作成後，偏光顕微鏡で微細構造の観察を行った．泥質片岩の主要構成鉱物は石英，白雲母，曹長石，炭質物であった．16個の泥質片岩試料に対しては，炭質物のラマンスペクトルから最高被熱温度を算出する炭質物ラマン温度計[5–8]を用いた．Kouketsu et al. (2014)[7] のD1バンドの半値全幅 (FWHM-D1) を用いる方法で変成温度を算出した．また，走査型電子顕微鏡の後方散乱電子回折(SEM-EBSD)によって泥質片岩中の石英脈，珪長質脈の組織を解析した．結果として，炭質物ラマン温度計で算出された温度は約300–400℃の範囲であった．全体として中央構造線から離れるにつれて次第に温度が下がる温度構造を示した．新城市の緑色片岩の分布地域より北側に分布する泥質片岩は350–400℃程度と比較的高い温度を示すのに対し，南側に分布する泥質片岩は300–330℃程度と北側に比べ低温を示した．SEM-EBSDの結果では，石英粒子が温度によらず強く変形した組織を示すのに対して，共存する曹長石粒子は楕円状で高温の泥質片岩ほど粗粒になる傾向を示した．本研究では，変成温度300–400℃の温度構造をもつ泥質片岩の形成過程について，他の地域の三波川帯の温度構造と比較しながら，SEM-EBSDによる組織解析を合わせて本調査範囲における地質構造を考察した．
引用文献
[1]東野 外志男 (1975) 地質学雑誌, 81, 653–670.
[2]牧本 博 ほか (2004) 20万分の1地質図幅「豊橋及び伊良湖岬」産業技術総合研究所, 地質調査総合センター
[3]関 陽太郎 ほか (1959) 地質学雑誌, 65, 618–623.
[4]磯貝 勝則 (1977) 広島大学出版研究会, 広島, 237–245.
[5]Beyssac, O. et al. (2002) Journal of Metamorphic Geology, 20, 859–871.
[6]Aoya, M. et al. (2010) Journal of Metamorphic Geology, 28, 895–914.
[7]Kouketsu, Y. et al. (2014) Island Arc, 23, 33–50.
[8]Kaneki, S., Kouketsu, Y. (2022) Island Arc, 31, e12467.
引用文献
[1]東野 外志男 (1975) 地質学雑誌, 81, 653–670.
[2]牧本 博 ほか (2004) 20万分の1地質図幅「豊橋及び伊良湖岬」産業技術総合研究所, 地質調査総合センター
[3]関 陽太郎 ほか (1959) 地質学雑誌, 65, 618–623.
[4]磯貝 勝則 (1977) 広島大学出版研究会, 広島, 237–245.
[5]Beyssac, O. et al. (2002) Journal of Metamorphic Geology, 20, 859–871.
[6]Aoya, M. et al. (2010) Journal of Metamorphic Geology, 28, 895–914.
[7]Kouketsu, Y. et al. (2014) Island Arc, 23, 33–50.
[8]Kaneki, S., Kouketsu, Y. (2022) Island Arc, 31, e12467.