2013年5月7日（火）地球惑星科学セミナー，竹下徹「岩石の履歴書を作る：岩石の温度ー圧力ー時間ー変形履歴」付加体の形成，しかし，堆積物と玄武岩（海洋地殻）はすべてはぎ取られて大陸プレートに付加するわけではなく，一部は沈み込んで変成作用を受ける。このスキームが理解出来ないと，後の話は一切理解出来ないので，理解出来ない人はここで質問して下さい。 B 平行移動する境界トランスフォーム断層：もともと大陸の分裂時に形成されていた割れ目が，後の海洋底拡大の際に横ずれ断層となったもの。トランスフォーム断層に沿う地震は，海嶺と海嶺の間だけで生じる。 C 収束する境界：中央海嶺で形成された海洋プレートは，大陸や島弧の下に沈み込んで行く。沈み込む所には，海溝が形成される。海洋プレートの殆どは上部マントルに沈み込んでいくが，その上部の一部（特に玄武岩と堆積物）は，海溝部ではぎとられて，付加体として大陸あるいは島弧に付加する。海洋プレート層序 1 km以上，陸源砕屑物（砂岩，泥岩など） 500 m以下，遠洋性堆積物（石灰岩，チャート等） 1-2 km,玄武岩（枕状溶岩）海洋地殻 5-6 km, 斑れい岩ハルツバーガイト（融け残りマントル）上部マントル砕屑岩（さいせつがん，例えば砂岩）はどのように形成されたのか？その形成過程から話さないと多くの人は理解出来ない。海洋プレートの沈み込み帯：島弧ー海溝系（１）風化・侵食・運搬作用の過程で大陸を構成している既存の岩石が砕かれ，ばらばらになり，細かくなっていく。黒雲母斜長石石英花崗岩：粒が大きい１ mm 付加体の砂岩（岐阜県犬山）： 1 mm 粒が小さくて角ばっている。ジュラ紀付加体の砂岩石英斜長石 1 mm 細粒砂岩，愛知県犬山市 1 mm 中粒砂岩，愛媛県柳谷村砂の定義： 1/16 mm<粒の直径<2 mm 砕屑物（砂）が堆積した地層がどのように石になっていくのか（続成作用）？（１）最初，堆積した時は砕屑物は水を大量に含んでいてヘドロ状態水地層上載荷重による圧密を受け地層から水が絞り出される（脱水作用）。（２）その後，砕屑物が糊付けされて岩石となる（セメント化作用）。砂粒泥質基質（マトリックス）泥質基質（マトリックス）に鉱物（石英，方解石など）が成長し，砕屑粒子を糊付けする作用。 Expedition 338: NanTroSEIZE Stage 3 Plate Boundary Deep Riser - 2 Co-chief Scientists: Brandon Dugan Greg Moore Rice University University of Hawaii Michi Strasser Kyu Kanagawa Swiss Federal Institute (ETH) Chiba University EPMs: Lena Maeda CDEX/JAMSTEC Sean Toczko CDEX/JAMSTEC Nankai Trough: Frequent Great Earthquakes and Tsunami 1300 years of history shows that a major earthquake and tsunami has occurred on average every 90 - 120 years with substantial shallow slip offshore Kii/Kumano After Hori et al., 2004 and Ishibashi & Satake, 1998 1944 eastern Nankai: up to 9 meter tsunami runup with > 5000 casualties NanTroSEIZE: The Nankai Trough Seismogenic Zone Experiment A multi-stage effort to sample and instrument the plate boundary fault zone across the up-dip end of locking and rupture Expedition 338 • 3 October 2012 - 13 January 2013 • Riser drilling at C0002, 856-3600 mbsf Stress Regimes from Breakouts extensional Inner prism: locked plate interface, seismogenic zone strike-slip & compressional, time-varying? outer prism: quasi-aseismic zone? • Horizontal principal stress axis change is sharp, lies between Sites C0001 and C0002 (less than 10 km gap) • Consistent with change in relative magnitude of principal stresses • Does not require a rotation of principal stress orientations • What will happen to stress orientation & breakouts as we drill deeper? Site C0002: Deep plate boundary ~ 6 casing strings required to reach TD of ~7000 m Final configuration to include long-term observatory: o pore fluid pressure o BB seis + short-period array o strainmeter o tiltmeter o temperature CHALLENGES: - Kuroshio current - Budget and time - Temperature at depth Expedition 338 Science Party Group A Group B Co-Chief G. Moore, M. Strasser, B. Dugan B. Dugan, K. Kanagawa, G. Moore Structure T. Takeshita Structure/Sed J. Geersen, Structure/PP I. Song K. Oohashi PP/Downhole/Hydro A. Huepers H. Kitajima Sedimentology K. Pickering, A. Schleicher, R. K. Milliken, K. Heirman, S. Mishra Ramirez Logging-Structure S. Webb D. Wilson, H-Y. Wu Logging-PP K. Olcott R. Skarbek Logging-Sed M-J. Jurado Rodriguez J. Tudge Gas/PW Chem S. Hammerschmidt, H. Rashid T. Toki, H. Masuda O. Fabbri A. Yamaguchi S. Yehua, L. Esteban Paleo K. Kameo, I. Motoyama (onshore) P-Mag T. Kanamatsu (on call) プレート収束境界：島弧ー海溝系はその典型付加体海洋地殻＝玄武岩・はんれい岩札幌海溝返り行き東京地底低温高圧型の変成岩が出来る所変成作用と変成岩 A 変成作用：岩石が高温・高圧条件に長時間おかれると，岩石を構成していた既存の鉱物は分解して新しい条件で安定な鉱物が再結晶する。この再結晶作用を変成作用と呼ぶ。広域変成岩：海洋プレートの沈み込みや大陸の衝突により，岩石が広域的に変形・変成（広域変成作用）を受けて形成される。広域変成帯は，造山帯と同義に用いて良い。広域変成作用により結晶片岩や片麻岩等の鉱物が一定方向に並んでいる岩石が形成される。四国中央部三波川変成岩（典型的な高圧型変成岩）の地質図 CPO Interpretation 鉱物の定義：（１）一定の化学組成（２）一定の結晶構造を持つ。非晶質の場合（例えばガラス）は鉱物と呼ばない。 C = C （石墨）（ダイヤモンド） x 10 [kb] NaAlSi3O8=NaAlSi2O6 + SiO2 （曹長石，（ひすい輝石）（石英）アルバイト） Al2SiO5鉱物：らん晶石（密度=3.59）珪線石（密度=3.25）紅柱石（密度=3.14）鉱物の相転移と変成条件傾き＝１／地温勾配地下の圧力（計算方法）北海道大学地表岩石柱にかかる力の釣り合い 1m 1m 岩石柱岩石柱の堆積＝1x1xh 岩石柱の質量＝岩石の密度xh 岩石柱にかかる重力＝重力加速度x岩石の密度xh ＝岩石荷重圧（圧力）圧力＝9.8 [m/s2]x2700 [kg/m3]x104 [m] = 2.646x108 [kg/ms2]=2.646x102 [MPa]=2.646 [kb] [kg/ms2]=[kgm/s2 /m2]=[N/m2]=[Pa]圧力の基本単位 hm 重力 Newtonの運動方程式 F = m x  [N] = [kgm/s2] 105 Pa=1000 hPa=1 bar=1気圧岩石荷重圧 x 面積 h = 104 m の場合の圧力は，約3 kb。地球内部の温度構造 1000 oC 温度 5000 1000 oC oC リソスフェア＝プレートプレート：熱は伝導で伝わる。 100 km アセノスフェアマントル 100 km 深さ境界条件 2900 km 核 6400 km アセノスフェア：熱は対流で伝わる。温度構造の時間発展（１次元）の計算 dT(z, t)/dt =＊d2T/dz2 + UdT/dz + A 温度変化熱伝導項熱移流項放射性発熱項 T, 温度； z, 深さ； t, 時間； U, 岩石の上昇速度； A, 放射性発熱; , 熱拡散率 T（温度） d2T/dz2は傾き（ dT/dz ）の変化率＝曲率 dT/dz z（深さ）平衡地温分布プレートアセノスフェア =U x dT/dz（地温勾配）  U 沈み込み帯の温度構造（東北日本の東西断面の例）地殻熱流量= 岩石の熱伝導率x地温勾配ウエッジマントル中のコーナー流れにより背弧側から高温物質が上昇し，火山下の岩石を融解させる。定常状態であれば，沈み込み帯の温度は一定の地温勾配を持つ。地下の温度＝深さx地温勾配地温勾配：単位深さあたりの温度増加。例えば，地温勾配＝ 30 oC/km プレート収束境界：島弧ー海溝系はその典型付加体海洋地殻＝玄武岩・はんれい岩札幌海溝返り行き東京地底低温高圧型の変成岩が出来る所岩石の圧力(Pressure)ー温度(Temperature)ー時間（time）履歴例えば，以下は時計廻りP-T-t履歴（パス）と呼ばれる。どうやって，各点におけるP, T, tを決めるのか。圧力（P）＝深さ最高圧力＝最大深度 t３年前沈み込み t２年前 t４年前のパス最高温度，平衡地温最大深度で達成 t１年前 t5年前されない時もある。上昇のパス海底での堆積時, t0年前 t0>t1>t2>t3>t4>t5>t6 t6年前温度（T） T 変成岩が経験した温度・圧力はどのようにして求まるか：熱力学計算反応の駆動力＝反応に伴うギブスの自由エネルギーの変化（ G ） A（反応物）=B（生成物）， G=GBーGA ここで，GはPおよびT に依存する。 G＝H−TS，T: 温度，H：エンタルピー， S：エントロピー G<0 反応は進行， G=0 化学平衡, G>0 反応は生じない。化学反応に伴うギブスの自由エネルギーの微小変化，dG（全微分） dG= -SdT + VdP + idni（Gは化学組成にも依存）dG=0, 化学平衡 V：モル体積，P：圧力，i：i化学成分が１モル変化した時のG の変化量（化学ポテンシャル），dni: i化学成分の微小変化量最近は分析装置が発達して来て，組織が視やすくなっております． EPMA測定により得られたヒマラヤ変成岩中のガーネット（Ca, Fe, Mg, Mn）3Al2Si3O12 の化学組成累帯構造（Jessup et al., 2008）：ガーネットは常に周囲の鉱物（黒雲母）と化学平衡を保ちながら成長した．相平衡熱力学を用いて成長時の温度・圧力条件およびその履歴を推定することが可能（同様の研究を昨年の今山D論で実施）化学組成のラインプロファイル岩石の温度ー圧力履歴はどうやって調べるの？最も有効な手段：鉱物の化学組成累帯（ゾーニング）構造を調べる。例えば，以下の例ではアクチノ閃石（薄緑）がNa角閃石（青紫色）にオーバーグロースされているので，圧力増加時に成長したことがわかる。放射年代の原理: 放射性元素の壊変親元素（Parent）＝娘元素（Daughter） + 素粒子例： 40Kが40Arと40Caに崩壊 238Uが206Pbの崩壊，235Uが207Pbに崩壊 dN/dt= -N, N：残存する親元素の量， -：壊変定数， t: 年代 dN/N=-dt（変数分離形の微分方程式） ln N = -t + 積分定数 t = 1/ ln (D*/N + 1)， D*：放射壊変によって出来た娘元素の量閉鎖温度の概念温度冷却過程鉱物中に蓄積される娘元素：娘元素 ta時間後 Tc ：閉鎖温度鉱物中の娘元素の量／親元素の量 Tc tb時間後 ta t tb 経過時間娘元素は鉱物中に蓄積娘元素は拡散で鉱物の外に移動 SHRIMPによるジルコンのU-Pb年代学（今山ほか, 2012）原生代の砕屑性コア（Core）と新生代の２重の変成リム（IrとOr）が識別出来る（SEM-CL像）。２重の変成リムには，中新世の年代を示すものの他に，漸新世の年代を示すものが今回発見された。ヒマラヤ山脈を構成する高度変成岩は，いつどのように形成されて上昇したのか？地球表層部で最も大規模な衝突テクトニクスインド大陸の衝突によるヒマラヤ山脈と幅広い変形帯の形成 Red River Fault 地震探査より推定されたヒマラヤーチベット造山帯の地下構造テチス堆積物 STD 高ヒマラヤの変成岩 MCT 低ヒマラヤの変成岩 STD:南チベット正断層 MCT:主中央衝上断層結論：（１）インドのプレートはアジア大陸の下に沈み込んでいる。（２）高ヒマラヤの変成岩はインド大陸の中部地殻からもたらされた。 After fig. 8 of Beaumont et al. (2004, JGR) 実際の岩石の流動特性を考慮した数値実験 Beaumont et al. (2004, JGR) 沈み込み開始から 30 Myまでの変形の様子。 My=100万年簡単な変形学（１次元）変形前 lo 変形後 l e=(l - lo) / lo e =elongation ＝伸びた長さ／元の長さ＝伸びた割合典型的な歪速度： 100万年に10%伸びる（縮む） de/dt（歪速度）＝0.1/100万年=10-15/s（秒）＊課題レポートで計算 7500万年後にインド大陸の地殻中部にチャネル流れが生じ，大変形した地殻中部（変成岩）が現在の中央衝上断層の直上（赤枠）に突入していく。 return flow S: 沈み込みポイント（subduction point）リターン流れ等によって，岩石はどのように変形するか（以下に続くスライド）。チャネル流れによる岩石の変形単純剪断（ずれ変形）変形後変形前下図のような流れは，殆どの部分で上盤側が下盤側に対して相対的に左に動く流れになるので，左図に示したような単純剪断流れになる。それでは，現実はどうか？境界条件：流動する地殻中部は上下のプレートと完全に固着上昇（リターン）流れ速度ベクトル沈み込み流れ下盤プレートの速度ベクトル変形微細構造の対称性をに基づき，天然で生じた変形が剛体回転のない純粋剪断（pure shear）的変形か剛体回転を伴う単純剪断（simple shear）的変形なのかを明らかにすることが出来る。単純剪断，非対称変形（スタンフォード学派）純粋剪断，対称変形（バークレー学派）四国中央部三波川変成岩（典型的な高圧型変成岩）の地質図非対称石英c軸ファブリックパターンで示されるずれのセンス（上盤の移動方向で示す）。解析の結果，例外なく上盤が西に移動するずれセンスを示していることがわかった。北部地域の，乱れたずれ方向・センスについては本講義で解説しない。 Takeshita and Yagi, 2004, Geological Society, London, Special publications, 227, 279-296. N Subduction channel 結論：上盤西ずれの剪断センスになるはず。 Takeshita and Yagi (2004, Geol. Soc. London, Special publications) ヒマラヤの高度変成岩中の温度ー圧力履歴 2009年度の今山君の博士論文 Imayama et al. (2010, 2012) 極東ネパールヒマラヤの変成岩岩石学と放射年代学に基づくテクトニクスの研究（今山武志, 2010JMG, 2012lithos，竹下研博士論文） Tamor-Ghunsa section，アイソグラッドおよび試料採取位置図地質平面概念図地質断面図個々の岩石の移動のパスと対応するP-Tパス（ヒマラヤ変成岩）最終的な上昇地点 N S 温度温度ヒマラヤ変成岩の時計廻りP-T履歴が再現出来た。圧力 Jamieson et al. (2004, JGR) もともと，500 km以上離れていた岩石が，現在主衝上断層の所で接合している。織り姫と彦星のような話だね。高ヒマラヤ変成岩に属する岩石低ヒマラヤ変成岩に属する岩石最終的に岩石が上昇して来る所。まるで掃除機の吸い口のようだね！ P-T履歴の接近各々の変成ゾーンで鉱物組み合わせおよび鉱物化学組成から推定されたP-T条件 P-T path discontinuity across the MCT: The lowermost HHCS with a clockwise P-T path thrust over the LHS, which caused loading on the LHS. The juxtaposition of these two sequences occurred during the thrusting, and then both sequences were exhumed together very rapidly, perhaps resulting in Isothermal decompression P-T paths. Imayama, Takeshita and Arita, 2010, JMG, 28, 527-549. P-T path by pseudosection method P-T path by the Gibbs method