せん断帯

地質学では、剪断帯とは、地殻または上部マントル内の薄い帯で、帯の両側の岩壁が互いに滑り合うことで大きく変形している。岩石がもろい上部地殻では、剪断帯は断層と呼ばれる亀裂の形をとる。下部地殻とマントルでは、圧力と温度の極端な条件により岩石は延性になる。つまり、岩石は、鍛冶屋が熱い金属を加工するように、破損することなくゆっくりと変形することができる。ここで剪断帯はより広い帯で、延性岩石がゆっくりと流動して、両側の岩壁の相対的な動きに対応している。

剪断帯は広範囲の深度にわたって見られるため、特徴的な構造を持つ多種多様な岩石タイプが剪断帯と関連しています。

剪断帯は、有限ひずみの低い状態の岩石に囲まれた、強い変形（高ひずみ速度）を伴う帯である。長さと幅の比が5:1を超えるのが特徴である。^[1]

剪断帯は、脆性剪断帯（または断層）から脆性-延性剪断帯（または半脆性剪断帯）、延性-脆性剪断帯、延性剪断帯に至る連続した地質構造を形成します。脆性剪断帯では、変形は壁岩を分ける狭い破砕面に集中しますが、延性剪断帯では、変形はより広い領域に広がり、変形状態は壁ごとに連続的に変化します。これらの端メンバーの間には、これらの幾何学的特徴を異なる割合で組み合わせることができる、脆性-延性（半脆性）剪断帯と延性-脆性剪断帯の中間タイプがあります。

剪断帯の構造形状に見られるこの連続体は、地殻を支配するさまざまな変形メカニズム、つまり、深度が増すにつれて、表面または表面付近での脆性（破砕）変形から延性（流動）変形への変化を反映しています。脆性-半脆性遷移を通過することで、変形に対する延性応答が始まります。この遷移は特定の深度に関連付けられているわけではなく、むしろ特定の深度範囲、つまり脆性破砕と塑性流動が共存するいわゆる交互帯で発生します。その主な理由は、岩石の通常の異鉱物組成にあり、異なる鉱物は加えられた応力に対して異なる応答を示します（たとえば、応力下では、石英は長石よりもずっと前に塑性反応します）。したがって、岩相、粒度、および既存の組織の違いによって、異なるレオロジー応答が決まります。さらに、次のような他の純粋に物理的な要因も、遷移深度に影響します。

• 地熱勾配、すなわち周囲温度。
• 閉じ込め圧力と流体圧力。
• 体積ひずみ速度。
• 応力場の方向。

ショルツの石英長石質地殻モデル（南カリフォルニアの地熱データを使用）では、脆性から半脆性への遷移は深さ約11 kmで始まり、周囲温度は300 °Cです。その下の交互層は、温度が約360 °Cの深さ約16 kmまで広がります。^[2]深さ約16 kmより下では、延性剪断帯のみが見られます。

地震の発生源となる地震発生帯は、脆性領域である分裂圏とつながっている。介在する交代帯の下にはプラスト圏がある。上部地震活動遮断に関連する上部安定遷移層（通常、深さ約 4～5 km）の下に発生する地震発生層では、真のカタクレーサイトが現れ始める。その後、地震発生層は深さ 11 km で交代帯に移行する。しかし、大地震は地表まで破壊する可能性があり、交代帯のかなり奥まで、時にはプラスト圏まで破壊することもある。

剪断帯の変形は、支配的な圧力-温度（pT）条件、流動タイプ、運動方向、変形履歴を反映した特徴的な組織と鉱物の組み合わせの発達に関与しています。したがって、剪断帯は特定のテレーンの歴史を解明する上で非常に重要な構造です。

地球の表面から始めると、剪断帯では通常、次の種類の岩石が見られます。

• 非凝集性の断層岩。例としては、断層ガウジ、断層角礫岩、葉状ガウジなどがある。
• 破砕角礫岩やカタクレーサイト（プロトカタクレーサイト、カタクレーサイト、ウルトラカタクレーサイト）のような凝集性断層岩。
• ガラス質シュードタキライト。

断層ガウジとカタクレーサイトは両方とも、脆い地震断層の 摩耗によって生じます。

• 葉状マイロナイト（フィロナイト）。
• 縞模様の片麻岩。

マイロナイトは、粘着摩耗を特徴とする交互帯で半脆性挙動が始まると発生し始めます。ここでは、擬似タキライトが今でも見られます。緑色片岩相の状態に移行すると、擬似タキライトは消え、異なるタイプのマイロナイトのみが残ります。縞模様の片麻岩は高品質のマイロナイトで、延性剪断帯の最下部に発生します。

剪断帯における剪断の方向（右、 左、逆、または正）は、マクロ構造と多数のミクロテクトニック指標によって推測できます。

主なマクロ的な指標は、条線（スリッケンサイド）、スリッケンファイバー、および伸張、または鉱物の線状構造です。これらは動きの方向を示します。ずれた地層や岩脈、または地層/葉状構造のせん断帯への偏向（曲がり）などのオフセットマーカーの助けを借りて、せん断の方向をさらに決定することができます。

延性脆性剪断帯の特徴である雁行状の張力溝配列（または伸張性鉱脈）と鞘褶曲も、貴重な巨視的剪断感知指標となり得る。

顕微鏡的指標は以下の構造から構成されます。

• 非対称の折り目。
• 葉状構造。
• 重なり合い。
• 結晶学的優先配向（CPO）。
• マントルおよび翼のあるポーフィロクラスト。よく知られている例としては、シータ (Θ) 型およびファイ (Φ) 型ポーフィロクラスト、ならびにシグマ (σ) 型およびデルタ (δ) 型の翼のある天体がある。
• 雲母魚（葉魚）。
• 圧力影
• プルアパート。
• 四半期構造。
• せん断帯の劈開。
• ステップオーバーサイト。

個々の剪断帯の幅は、粒子スケールからキロメートルスケールまで広がります。地殻規模の剪断帯（メガ剪断帯）は幅が 10 km に達することもあり、その結果、数十から数百キロメートルの非常に大きな変位が見られます。

脆性剪断帯（断層）は通常、深さと変位の増加とともに広がります。

せん断帯はひずみの局在化を特徴とするため、影響を受けるホスト材料がより塑性的に変形するためには、何らかの形のひずみ軟化が起こる必要があります。軟化は、次の現象によって引き起こされます。

• 粒度の縮小。
• 幾何学的な柔らかさ。
• 反応軟化。
• 流体関連の軟化。

さらに、材料がより延性（準塑性）になり、破損することなく連続的に変形（流動）するためには、次の変形メカニズム（粒子スケール）を考慮する必要があります。

• 拡散クリープ（さまざまなタイプ）。
• 転位クリープ（さまざまなタイプ）。
• 動的再結晶
• 圧力溶解プロセス。
• 粒界すべり（超塑性）と粒界面積の減少。

剪断帯は深く浸透しているため、すべての変成相で見られます。脆性剪断帯は、上部地殻のいたるところに見られます。延性剪断帯は、緑色片岩相の条件で始まるため、変成地帯に限定されます。

剪断帯は、次のような地質構造の環境で発生する可能性があります。

• 横断設定 – 急勾配から垂直勾配まで:
  • 横ずれ断層帯。
  • 障害を変換します。
• 圧縮設定 - 低角度
  • 横臥位の襞（根元）。
  • 沈み込み帯。
  • スラストシート（基部）。
• 伸張設定 – 低角度
  • 変成核複合体の 分離。

剪断帯は岩石の種類や地質年代に依存しません。剪断帯は孤立して発生することはほとんどなく、フラクタル規模で連結された吻合ネットワークを形成するのが一般的で、その配置には当時の地層の根底にある支配的な動きが反映されています。

横ずれタイプの剪断帯の好例としては、ブルターニュの南アルモリカン剪断帯と北アルモリカン剪断帯、トルコの北アナトリア断層帯、イスラエルの死海断層などがある。トランスフォームタイプの剪断帯は、カリフォルニア州のサンアンドレアス断層とニュージーランドのアルパイン断層である。逆断層タイプの剪断帯は、スコットランド北西部のモワンヌ逆断層である。沈み込み帯の設定の例としては、日本の中央構造線がある。デタッチメント断層に関連する剪断帯は、南東カリフォルニアで見られ、例えば、ホイップル山デタッチメント断層がある。巨大な吻合剪断帯の例としては、ブラジルのボルボレマ剪断帯がある。

剪断帯の重要性は、それが地殻の主要な弱点であり、上部マントルにまで及ぶことがあるという点にあります。剪断帯は非常に長期間存続する特徴であり、通常、活動の複数の重複段階の証拠を示します。剪断帯内で物質は上方または下方に輸送されますが、最も重要なのは溶解イオンを循環する水です。これにより、ホスト岩石に交代作用が起こり、マントル物質が再び肥沃になることも あります。

剪断帯には経済的に採算の取れる鉱化作用が存在する可能性があり、その例としては先カンブリア時代の重要な金鉱床が挙げられます。

• イギリスの剪断帯の一覧
• せん断（地質学）
• 株の分割

• パシエCW＆トラウRAJ。 （1996年）。マイクロテクトニクス。スプリンガー。ISBN  3-540-58713-6
• Ramsay JG & Huber MI. (1987).現代構造地質学の技術。第 2 巻: 褶曲と断裂。Academic Press。ISBN 0-12-576902-4 
• Scholz CH. (2002).地震と断層のメカニズム. ケンブリッジ大学出版局. ISBN 0-521-65540-4 

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