動的石英再結晶

石英は、地球の地殻で最も豊富な単一鉱物です（ただし、集合的に見ると長石グループに次ぐ） ^[1]。そのため、堆積岩や変成岩の一次結晶および砕屑粒子として、非常に多くの岩石に存在します。動的再結晶は、応力と高温の条件下で結晶が再成長するプロセスであり、冶金学や材料科学の分野で一般的に適用されています。動的石英再結晶は、温度に関連して比較的予測可能な方法で発生し、その豊富さを考えると、石英再結晶を使用して、たとえば造山帯や貫入岩の近くなどの相対的な温度プロファイルを簡単に決定できます。

再結晶のメカニズム

これまでの研究では、実験条件で存在するいくつかの転位クリープ状態が概説されている。^[2]粒界を変化させる 2 つの主なメカニズムが定義されている。1 つ目は、温度が上昇すると石英が軟化し、結晶格子内の転位の移動によって内部応力が減少するプロセスで、転位クリープとして知られている。これらの転位は壁に集中し、新しい粒界を形成する。もう 1 つのプロセスは、隣接する粒子間の蓄積されたひずみエネルギーの差に関係し、既存の粒界の移動をもたらす。これらが発生する程度は、ひずみ速度と温度の関数であり、これらはそれぞれ、新しい転位の導入と、転位の移動能力およびサブグレイン境界の形成を制御し、サブグレイン境界自体も移動する能力を制御する要因である。^[3]

再結晶化領域

石英の観察可能な微細構造は、動的再結晶組織の連続体を形成する 3 つの半明確なグループに分類できます。これらの領域は、一定レベルのせん断を前提として、温度変化の観点から説明されます。

膨れ上がった再結晶

最も低温の組織（約 250 ～ 400°C）である膨らみ再結晶（BLG）は、粒界に沿った膨らみと小さな再結晶粒子、およびある程度のマイクロクラックが特徴です。他のプロファイルと比較して、元の石英結晶の大部分の割合と構造が最大限に保持されています。前述の 2 つのメカニズムの組み合わせによって形成されるため、結晶塑性が制限され（低温による）、サブグレインのさらなる分離が防止されます。したがって、温度が上昇すると、内部応力がより解消されるため、再結晶粒子のサイズと体積の割合（0 ～ 25%）が増加します^[4]。

亜結晶粒回転再結晶

温度が上昇すると、支配的な組織は、明確なサブグレインの存在によって特徴付けられる組織に変化します。薄片ではより多角形の組織として認識でき、石英の軟化が進むと、内部応力のより徹底した低減が可能になります。再結晶粒子は、比較的直線的な粒界を示し、波状消滅や変形ラメラなどの粒内変形の特徴はほとんどまたは全くありません。^[4]この状態での再結晶粒子の体積率は、およそ 30～90% の範囲で、隙間空間だけでなく、より大きな結晶またはリボン粒子内にもサブグレインを形成します。サブグレインと再結晶粒子は、サイズと形状がほぼ同じです。

粒界移動再結晶

3 つのテクスチャの中で最も温度が高く、約 500 ～ 550°C で粒界移動が主要なメカニズムになります。他の 2 つの領域よりもはるかに大きな再結晶粒サイズを示し、葉状および高度に干渉する境界に加えて、これらの温度では石英は完全に再結晶化します。つまり、元の粒子の証拠は見つかりません。これらの高温では、粒界は粒子全体を自由に横切るため、局所的な境界の形成/変化ははるかに少なくなります。この場合も、粒内変形の特徴は消去されていますが、後期のオーバープリントにより存在している可能性があります。

トレンド

明らかな温度上昇の他に、再結晶化の進行に伴って生じる他の傾向もあります。

再結晶体積率

前述のように、温度が上昇すると、再結晶化した岩石の割合が著しく増加します。膨らみ再結晶化では 0 ～ 30%、亜結晶粒回転再結晶化では最大 90%、粒界移動では 100% というこの特性は、現場で相対的な温度関係を得るのに十分な程度、珪岩で観察できます。

再結晶粒径

約 15 μm (膨らみ再結晶) から約 85 μm (サブグレイン回転再結晶) を経て最大数ミリメートル (粒界移動) まで進むと、この指数関数的な増加は顕著であるだけでなく、3 つの再結晶化領域を区別する基礎の一部となります。

ユーティリティ

岩石サンプルの再結晶化を観察すると、大まかな温度はわかりますが、正確なことはわかりません。これは、再結晶化のプロセスが、水の存在と存在するひずみの量に大きく影響されるからです。したがって、この情報を適用すれば、絶対温度を判断するよりもはるかに確実に、さまざまな岩石の相対温度を判断できます。さらに、これは、たとえ予備的なものであっても、現場で手持ちの岩石サンプルを観察することで実行できる分析です。

参照

参考文献

^ クライン、コルネリス、ダトロウ、バーバラ(2008)。鉱物科学マニュアル。ワイリー。pp. & ^#91、^{ページが必要}^]、。ISBN 978-0-471-72157-4。
^ Hirth, Greg; Tullis, Jan (1992). 「石英集合体における転位クリープ状態」(PDF) . Journal of Structural Geology . 14 (2): 145–160. Bibcode :1992JSG....14..145H. doi :10.1016/0191-8141(92)90053-Y. 2012-04-25にオリジナル(PDF)からアーカイブ。
^ Drury, Martyn R.; Urai, Janos L. (1990). 「変形関連再結晶化プロセス」. Tectonophysics . 172 (3–4): 235–253. Bibcode :1990Tectp.172..235D. doi :10.1016/0040-1951(90)90033-5.
^ ab Stipp, Michael; Holger Stünitz; Renée Heilbronner; Stefan M. Schmid (2002). 「東トナーレ断層帯: 250 ～ 700°C の温度範囲における石英の結晶塑性変形の「天然実験室」」( PDF )。Journal of Structural Geology。24 (12): 1861–1884。Bibcode : 2002JSG ....24.1861S。doi :10.1016/S0191-8141(02)00035-4。

[1] クライン、コルネリス、ダトロウ、バーバラ(2008)。鉱物科学マニュアル。ワイリー。pp. & ^#91、^{ページが必要}^]、。ISBN 978-0-471-72157-4。

[Hirth-2] Hirth, Greg; Tullis, Jan (1992). 「石英集合体における転位クリープ状態」(PDF) . Journal of Structural Geology . 14 (2): 145–160. Bibcode :1992JSG....14..145H. doi :10.1016/0191-8141(92)90053-Y. 2012-04-25にオリジナル(PDF)からアーカイブ。

[Urai-3] Drury, Martyn R.; Urai, Janos L. (1990). 「変形関連再結晶化プロセス」. Tectonophysics . 172 (3–4): 235–253. Bibcode :1990Tectp.172..235D. doi :10.1016/0040-1951(90)90033-5.

[Stipp-4] Stipp, Michael; Holger Stünitz; Renée Heilbronner; Stefan M. Schmid (2002). 「東トナーレ断層帯: 250 ～ 700°C の温度範囲における石英の結晶塑性変形の「天然実験室」」( PDF )。Journal of Structural Geology。24 (12): 1861–1884。Bibcode : 2002JSG ....24.1861S。doi :10.1016/S0191-8141(02)00035-4。