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[SMP28-18] 西南日本手島の領家花崗岩中に発達した小剪断帯の変形環境と歪の局所化
キーワード：小剪断帯、歪の局所化、石英CPO、disGBS、領家花崗岩
瀬戸内海手島に分布する領家花崗岩には多数の小剪断帯が存在し，大規模な変形や複雑な力学的履歴を受けていないため，剪断帯の基礎研究の対象となってきた (Hara et al., 1973；山岸ほか, 1996; Michibayashi et al., 1999; Michibayashi and Murakami, 2007; Ono et al., 2010; Uhmb and Michibayashi, 2022)．梛良・原 (1993) により，ある小剪断帯の中心部の再結晶石英集合体において Y 集中を示す c 軸ファブリック (以下CPO) が見られ，これは歪の増加によるものと考察された．一方，小剪断帯ではその中心部に石英脈を含むなど特徴が異なるものも存在するため，様々なタイプの小剪断帯についての解析が課題として残されている．そこで筆者らは，手島の小剪断帯の発達過程を明らかにすることを目的とし，(1) 小剪断帯の幾何学的特徴の記載，(2) 偏光顕微鏡観察と EBSD 測定を用いた動的再結晶石英集合体の微細組織解析を行った．
手島の南半部に露出する古期領家花崗岩は広域的な延性剪断変形を受けており，全体的に弱くマイロナイト化している．面構造は，ENE–WSW 走向で高角度に傾斜しており，左ずれのセンスを示す．小剪断帯の多くは南部の海岸沿いに発達し，その姿勢は WNW–ESE 走向で高角度に傾斜する．線構造は ESE に 10–20° 沈下し，右ずれのセンスを示す．淡路島で見られる後期白亜紀の花崗岩脈に沿った右ずれ小剪断帯 (加納・高木, 1996) と姿勢が似ていることから，手島の小剪断帯も同じ時期における応力場で形成された可能性が高い．小剪断帯の厚さは 1–100 cm スケールで，全長は露頭の制約上不明である．小剪断帯周辺の花崗岩のS面は局所的に逆S字状の対称的な引きずりを有する．いくつかの小剪断帯はその中心に沿って石英脈を有し，一方で石英脈が無い小剪断帯には暗色中心部 (厚さ 30 cm 未満の暗灰色の高歪帯) が見られることが多い．石英脈を伴う剪断帯では，マイロナイト化以前から末期まで，異なる時期に形成された石英脈が存在する．多くの石英脈は剪断帯の中心部に産し，暗色中心部と同様に強く変形を受けていることから，マイロナイト化の開始前に割れ目が形成され，流体が浸透して石英が沈殿・結晶化した可能性が高い．このことは脆性―塑性遷移領域での変形を示唆する．また，剪断中心部から低角度に分岐する石英脈は，変形が比較的弱く，マイロナイト化の進行中に形成されたと考えられる．さらに，暗色中心部に隣接する石英脈は変形をほとんど受けておらず，マイロナイト化の末期に形成された可能性がある．
手島の小剪断帯において，剪断中心部の石英 CPOは Y 集中を示しており，周囲の石英はタイプ I クロスガードルおよびシングルガードルを示す．これらの石英 CPO が応力に依存してもたらされたと仮定すると，剪断中心部の石英は，周囲よりも低い応力条件下での変形を示す．しかしながら，再結晶石英の平均粒径に中心部に向けて減少する傾向が認められたことから，中心部にむけて差応力は増加したことになる (例えばStipp and Tullis, 2003; Cross et al, 2017)．この明らかな矛盾は，梛良・原 (1993) も述べているように，剪断歪の増加によるものと考えられる (Heilbronner and Tullis, 2006; Muto et al., 2011; Kilian and Heilbronner, 2017)．ここで，C 面と S 面の角度を β’，古期領家花崗岩の左ずれ面構造の平均走向と C 面とのなす角度を β とすると，cotβ=cotβ'+γ により剪断歪 γ が求められる(Ramsey 1980)．ただし，すべての小剪断帯において剪断帯の中心部付近の β’ は ほぼ 0° であるため，剪断帯の中心部の剪断歪は非常に大きかったことがわかる．さらに，Tokle et al. (2019) により，basal<a> すべりから prism<a> すべりへと支配的なすべり系が変化する際，転位移動律速型粒界すべり (disGBS) が生じていることが分かっている．Y集中を示した剪断中心部において，GBS の証拠となる四重会合点や配列した直線的粒界が観察されることから, 手島の小剪断帯の中心部の石英 CPO は高歪下でタイプ Iクロスガードルを一度記録した後，含水条件下で歪が局所化し，disGBS が起き，支配的なすべり系が basal<a> すべりから prism<a> すべりへと変化したことで，シングルガードルや Y 集中をオーバーラップしたことが示唆される．
手島の南半部に露出する古期領家花崗岩は広域的な延性剪断変形を受けており，全体的に弱くマイロナイト化している．面構造は，ENE–WSW 走向で高角度に傾斜しており，左ずれのセンスを示す．小剪断帯の多くは南部の海岸沿いに発達し，その姿勢は WNW–ESE 走向で高角度に傾斜する．線構造は ESE に 10–20° 沈下し，右ずれのセンスを示す．淡路島で見られる後期白亜紀の花崗岩脈に沿った右ずれ小剪断帯 (加納・高木, 1996) と姿勢が似ていることから，手島の小剪断帯も同じ時期における応力場で形成された可能性が高い．小剪断帯の厚さは 1–100 cm スケールで，全長は露頭の制約上不明である．小剪断帯周辺の花崗岩のS面は局所的に逆S字状の対称的な引きずりを有する．いくつかの小剪断帯はその中心に沿って石英脈を有し，一方で石英脈が無い小剪断帯には暗色中心部 (厚さ 30 cm 未満の暗灰色の高歪帯) が見られることが多い．石英脈を伴う剪断帯では，マイロナイト化以前から末期まで，異なる時期に形成された石英脈が存在する．多くの石英脈は剪断帯の中心部に産し，暗色中心部と同様に強く変形を受けていることから，マイロナイト化の開始前に割れ目が形成され，流体が浸透して石英が沈殿・結晶化した可能性が高い．このことは脆性―塑性遷移領域での変形を示唆する．また，剪断中心部から低角度に分岐する石英脈は，変形が比較的弱く，マイロナイト化の進行中に形成されたと考えられる．さらに，暗色中心部に隣接する石英脈は変形をほとんど受けておらず，マイロナイト化の末期に形成された可能性がある．
手島の小剪断帯において，剪断中心部の石英 CPOは Y 集中を示しており，周囲の石英はタイプ I クロスガードルおよびシングルガードルを示す．これらの石英 CPO が応力に依存してもたらされたと仮定すると，剪断中心部の石英は，周囲よりも低い応力条件下での変形を示す．しかしながら，再結晶石英の平均粒径に中心部に向けて減少する傾向が認められたことから，中心部にむけて差応力は増加したことになる (例えばStipp and Tullis, 2003; Cross et al, 2017)．この明らかな矛盾は，梛良・原 (1993) も述べているように，剪断歪の増加によるものと考えられる (Heilbronner and Tullis, 2006; Muto et al., 2011; Kilian and Heilbronner, 2017)．ここで，C 面と S 面の角度を β’，古期領家花崗岩の左ずれ面構造の平均走向と C 面とのなす角度を β とすると，cotβ=cotβ'+γ により剪断歪 γ が求められる(Ramsey 1980)．ただし，すべての小剪断帯において剪断帯の中心部付近の β’ は ほぼ 0° であるため，剪断帯の中心部の剪断歪は非常に大きかったことがわかる．さらに，Tokle et al. (2019) により，basal<a> すべりから prism<a> すべりへと支配的なすべり系が変化する際，転位移動律速型粒界すべり (disGBS) が生じていることが分かっている．Y集中を示した剪断中心部において，GBS の証拠となる四重会合点や配列した直線的粒界が観察されることから, 手島の小剪断帯の中心部の石英 CPO は高歪下でタイプ Iクロスガードルを一度記録した後，含水条件下で歪が局所化し，disGBS が起き，支配的なすべり系が basal<a> すべりから prism<a> すべりへと変化したことで，シングルガードルや Y 集中をオーバーラップしたことが示唆される．