大阪織化石研究会館.特別号.第 10 号. p.97・107， 1997 年 2 月 NOM, S p e c .Vol., No.10, p.97.・ 107， F e b r u a r y1997 足尾山地葛生地域の砂岩・チャート角磯岩の転石から得られた後期ペルム紀~後期三畳紀の放散虫(予察) 鎌田祥仁・ La包 Permianω Late T r i a s s i cradiolari創lS ob阻血ed 合om at l o a to ft h es組ds旬neand c h e r tb r e c c i ai nt h eAs h i oMoun阻ins (Prefu凶nary r e p o r t ) KAMATAYoshihiω' A b s t r a c t La t ePer四i血 ωLate T r i a s s i cradiolari佃s a r erecovered 食'Om af l o a tofs a n d s t o n eandc h e r t breccia 泊曲.e K uzuarea 恒也e soutb闘stemp鮒 of t h e A s h i oT e r r a n e .S血dsωne i sm a i n l ycomposedof f r a g m e n t sofche r t .silic伺us shale, conodonteleI田uts， volc佃icl踊tics，組dop叫uem泊釘宮Is wi血 miαか αys凶祖equar包 ma館ix.B問∞ia consis飽 mainly o fc h e r ta nds i l i c e o u ss h a l efragmen飽 with m a t r i xof micro町ys飽阻nequ釘包， c勘lcedon~ 祖d am inoramounto fmosaicquar包. Th ed e p o s i t i o n a lageof 曲is s a m p l ei sestima凶踊 lateCamian 加 Norian 泊必印刷 by 血e y o u n g e s tradiolari掴 fossils. Bas叫 on 血e d e p o s i t i o n a lage 組dlitholo邸 thepre鎚:nt t1伺t 岨mple cOIreSpon也 ωlayers o fsandstone 組dchぽt bI田Cぬ泊tercala飽dwi曲in b eddedchert 路quences oft h eMi noT e r r a n e .In 血e La t eTriassic，目白ic 企'agments origina飴d 伽m p e l a g i csedimen町y r o c k swerereworked 組dI叫却osi刷泊曲eopeno館組ic b a s i nwhere be必edcb倒 S叫uen田 W槌 accum凶a飴d. KのIWOl由: A s h i oTenane, b吋dedche民 chert breccia, s組曲ωne， radiolarians,T r i a s s i c よって累重されている.これらの垂直的岩相変化は海洋プはじめにレート上の堆積盆が遠洋域から陸源性砕屑岩が多く供給さ関東平野の北に位置する足尾山地には西南日本美濃・丹れるような海溝域に移動することによると解釈されている渡帯の東方延長とされる中・古生界堆積岩コンプレックス (松岡， 1984 など).しかしこの三畳系チャート中に砂岩層が広〈分布する伺Ig.l) .足尾山地の南東部に位置する葛の薄層が挟在されることが最近報告されている σ四kamか生地域の堆積岩コンプレックスは主に緑色岩，炭酸塩岩， ω， 1989; K凪脚色 1991; 小嶋ほか， 1995). 上記の海洋プレーチャート，珪質頁岩，頁岩，砂岩から構成され，その形成ト層序の立場にたつならば，三畳紀の遠洋域に砂粒大以上年代および地質構造的特徴から美護帯の上麻生ユニットの砕屑性粒子がもたらされることは一見その解釈と矛盾す (waki勉， 1988) ，沢渡コンプレックス(Ots嘘a， 1988) およびるように思われる.これら層状チャート中に挟在する砂岩丹浪帯のComplex F(N誌ae， 1993) に対比される(K創n蜘，層の供給源を求めることは，チャートの堆積場を考察する 1996). このうち，中部三畳系~下部ジュラ系チャートは放うえで重要な資料と考えられる.筆者は栃木県安蘇群田沼散虫化石および海綿骨針を主成分のーっとしてシルトサイ町において砂岩およびチャート角喋岩からなる転石を採取ズより大きい陸源性の砕屑粒子をほとんど含まないことをし，含まれる放散虫化石による堆積年代，および岩石学的特署員とする.これまでその岩石学的特徴や推定された堆積検討を試みた.その結果試料の堆積年代は後期三畳紀(late 速度から陸源性砕屑粒子が供給されにくい遠洋域がチャー C紅凶組 -N剖岨)と考えられ，岩相ならびに上記の研究例トの堆積場として挙げられている(例えば，松岡， 1 9 8 4 ; も考え合わせ，この転石にみられる砂岩・チャート角礁岩 I s o z a k iet 札， 1990など) .層状チャートは海洋プレート層序は，本来三畳系層状チャート中に挟在されていたものといの一部を形成し，その上位を珪質頁岩，さらに砕屑岩類にう結論に至った.小論ではこれら砂岩・チャート角喋岩を記載し，含まれる放散虫化石を検討するとともに，砕屑粒子の供給諌および堆積場について若干の考察を行なったのホ筑波大学地球科学研究科. Doc剛司l Progrum 泊Geoscience， U凶versity o fTsukuba，百kuba 305, Japa n . で予察的に報告する. グ7 鎌田祥仁 9 8 + F i g . l .In也x mapss h o w i n gdis凶b凶oDof 総伽ICD taryωmplexes o ft h eI n n e rZo n eo fs o u t h w e s tJ a p a n ( A )and 血eloc姐oDof 曲e AshioTeπ細胞 (8). KUROHONE-区IRYU co勘IPLEX ゐ C KUZU COMPLEX 5 匙m I I I I I I I Ichert ・IlZl I加国tone (,;,;,:3 g r e e n s t o n e KUZU COMPLEX A S E M lkm Fi g .2 . Simpli貧困 geologic mapoft h eA s h i oT e r r a n eshowing 白edis凶butioD o fthreeωmplexes and 自由 pro創es. は葛生地域を含めた足尾山地南部の堆積岩コンプレックス地質概観の層序・構造を広く検討し 3 つの構造ユニットに区分した栃木県葛生町と回招町周辺に分布する堆積岩コンプ (Fig.2). また各ユニットにおいて海洋プレート層序の復元レックスは化石を豊富に含む鍋山石灰岩を中心に古生物学を行ない，それに基づいて付加年代を特定した.葛生周辺的，層序学的検討が古くから行なわれている(吉田， 1956, の地層は葛生コンプレックスに属し，前期三畳紀~後期 1957; 渡辺ほか， 1957; 藤本， 1961 など).最近Kamata ( 19 9 6 ) ジュラ紀前期のチャート.砕屑岩シーケンスのスラスト足尾帯の三畳系チャート中の砂岩・角穣岩層 99 Omama Complex T組.wna .1k m F i g . 4 . Lωa1ity maps h o w i n g泊施恥ation o ft h es a m p l i n gp咽.1. g r e e n s t o n eI ! a1祖国.one E3chert 図出切畑 sh此叩bon蹴ous 蜘le 叫s 国 silice.o凶 d刷one 自枇mation ofch副組dlim凶，tone F i g .3 . Recons住ucted orig泊a1 s町甜.graplùes o fthreecomplexes 恒曲e AshioTerr副le. lOmm)の順に重なる(platel-l ， 2). 上下端の珪質粘土岩部の挟みは典型的な層状チャートに挟まれる珪質粘土岩に酷似する.特に上位の珪質粘土岩は保存良好な放散虫化石を多く含んでいる.全体にわたりスタイロライトが発達し，特に角喋岩部との境界付近には密シートが繰り返す覆瓦構造をなし，中部ペルム系緑色岩，石灰岩のシート状岩塊を伴う(Fig.3). これらは南西に緩く集しているのが見られる. 砂岩部は細粒~中粒で平行層理，続化層理，渡状層理をプランジしたシンホームを呈し馬時形に分布する.検討試もっ.この砂岩は徴品質石英を基質としてチャート，珪質科の転石は栃木県安蘇郡田沼町の南東部，東京農工大学演頁岩の粒子，コノドント破片さらに火山岩片や鉄質の鉱物習林中の林道において採取した(Fig.4). 採取地点は葛生コが層状に護集した岩片(platel・5)，不透明鉱物などを含む. ンプレックス分布域の南東部に位置し，この付近の構成岩チャート岩片は砕屑粒子の 8-9 割を占め，隠徴品質石英類は同コンプレックスの下部に相当する.この付近の地層粒子，放散虫の殻，短ぎく状の粘土鉱物粒子で構成さtt.る. は北京一南西の走向で北西に 40・ -70・傾斜し，下部三畳系珪質頁岩も臆徴品質石英と放散虫の殻，海綿骨針，粘土鉱珪質粘土岩，中部三畳系~中部ジュラ系下部のチャート，物粒子から構成される.チャート，珪質頁岩粒子は長径数中部ジュラ系珪質頁岩，中部ジュラ系上部~上部ジュラ系 10μm で一般に円磨度が低く石英の再結晶化に伴って基質下部の砕屑岩類が分布する (Fig.3). 採集した転石は林道のとの境界が不明瞭なことが多い.火山岩片はわずかにオ切り割に添って約 2ωm 露出する三畳系チャートからもたフィティック組織を残しているがほとんど緑泥石に置き換らされたものと考えられる. わっている.また砕屑性の緑泥石と考えられる緑色の鉱物も多く含まれる.基質はチャート粒子を構成する隠微品質岩石学的特徴石英よりも粗い撒晶質石英で構成される.本試料の砂宕は 5cm(厚き)で堆基質が多く砕屑粒子のグレインサポート組織は見られな積構造から推定される上下判定に基づくと，下位から珪質い.この砂岩層はワッケ質砂岩でその粒子のほとんどが試科の大きさは 2Ocm(縦)X 1 5cm(横)X 粘土岩の挟み(厚さ :2・3mm)，砂岩(15・却mm)，チャート角チャートから構成されることから， O kada(1968) の分類に喋岩(10・ 30mm) ，チャートもしくは珪質粘土岩の挟み (2・基づけば石質ワッケに相当する.さらに本層はコノドント鎌田祥仁 l∞ 化石及ぴその破片を豊富に含んでいるのが特撮である.砂の特捜種とされている.針。ω戸ium， Cryptos街phanidi四属岩部の厚さは変化に富んでいる.上位の角喋岩部との境界も同化石群集に産出が報告されている. は一般に渡打っており，一部のチャート，珪質頁岩などの後期三畳紀を示す放散虫化石については Capnuchoｭ構成枝子が角喋岩部の基質中に注入している.なお，含有 sphaera, capnodoce 属の産出が特に多く， C a p n u c h o s p h a e r a するコノドント化石については別稿で報告する予定であ c f .deweveri, C c f .soldierenl叫白rpnodo印刷uosa， C baldien必，る. C .malac宜， C .c f .copiosa などが識別された.このほかに角諜岩部はチャートおよび珪質頁岩の角離からなり基質 Triassocampenova , Corumperfectum , Latiumlongulum, は石英からなる.さらに砂岩に含まれるものと同様の不透白nesium sp. , Quas伊脳凶 sp. が含まれている.これらの放明鉱物，火山岩片，鉄質の鉱物の層状遣集岩片，さらに自散虫化石は Yao (1982) の日制ocampe n o v aA蹴mblage. お形を呈するドロマイトが基質中に散在する.チャートおよよび Yoshida (1986) の Capnod附Zone の群集に相当するもび珪質頁岩の岩片の岩石学的特徴は砂岩のそれと同様で放のである.また白rpnodoce 属は Blome (1 984) によって北散虫および海綿骨針を豊富に含んでおり，見かけ上，短辺米のOregon， Q ueenCharlotte 島から報告されたものに類似 2, 3 m mX 長辺 2， 3mm-30mm の長方形を呈しているした種が多く， Blome(1984) の示した年代論とも良く一致 (platel・ 1 ，2). 角喋粒子は比較的明瞭な級化構造を示す.基していることから，これらが示す年代は late CarniarトNorian 質部の石英は主に徴品質石英，カルセドニ一石英と少量のと考えられる. モザイク状石英からなり，放散虫化石やコノドント化石をすでに述べた様に最上部出よぴ最下部の珪質頁若が後甥ほとんど含まない.基質の石英は角喋粒子の間隙を埋める三畳紀の放散虫化石を含むことから本試料の堆積年代は後ように晶出したと考えられ，角諜粒子と基質の境界は石英期三畳紀 (late Can姐組ーNo由n) である. の再結晶化に伴って不明瞭なことが多い.基質の石英は角考察諜粒子の周辺を徴晶質石英，次いでカルセドニ一石英，モザイク状石英の願に覆っている(platel・7). 産出化石試料を各岩相ごとに分離した後に放散虫化石明白出を行西南日本内帯および外帯めジュラ紀付加コンプレックスには砂岩岩脈が知られ，それらは遺構的変形作用によるものと考えられている(Nakaj町民 1986; 中島・西， 1987; 木村， 1 9 9 3 ;Kim u r aandHori, 1993). しかし，これらの砂岩岩服なった結果，最下部および最上部の珪質粘土岩部からは後は普通，均質で堆積構造を示きない.また層準規制があり期三畳紀，砂岩部および角楳岩部からは後期ベルム紀から層状チャートとその上位に重なる珪質頁岩の境界付近に貫後期三畳紀を示す放散虫化石が得られた.これまでに報告入することが多い.本試科の砂岩部は明瞭な堆積構造を示されているペルム・三畳紀放散虫生層序の資料から，これすとともに，上位の角諜岩部と堆積接触関係にあることからの放散虫化石は後期ベルム紀，前期三畳紀および後期三ら，これら砂岩岩脈とは明かに区別される. 畳紀の 3 つの化石群に比較できる.なお中期三畳紀の特徴種はこれまでのところ得られていない. 後期ベルム紀を示す放散虫化石としては Albaillella levis, また同様にジュラ紀付加コンプレックスにはチャート角様岩の産出が各地で報告されており，最近斎藤・塚本 (1993) がそれらの報告倒を挙げるとともに，チャート角様 l .( 19 8 2 ) A .excelsa の産出が認められた.これらはIshiga eta 岩の堆積場の推定を行なっている.彼らによれば，角喋岩により丹渡帯から最初に報告されたもので，後期ベルム紀層は層位的にジュラ系砂岩層の上部に位置するもので，そ後期を示す NeoalbaiJlella orn抽oformis やN. optirna と共存の堆積機構として付加体表層部の重力崩壊，もしくは付加する.また A. levis, A .excelsa は Kuwahara andSak創noto 体を切る海底谷を通じて角礁が海溝軸部に供給されたそヂ (1992) により，その生層序・分類について詳細に検討きれルが考えられるとしている.とれらの角磯岩層はジュラ系ており， I s h i g a(1 986) の N.optima 及び N. orni凶oformis 砂岩に挟在するもので，その基質はシルト岩，砂岩を含む As s e m b l a g eZone の境界付近に産出が報告されている種で泥質岩で，角諜粒子はクラストサポートを呈する.また砕ある.これらのほかに産出個体数は少ないものの向11licu 屑粒子はチャート，珪質頁岩のほかに石英粒子，斜長石， αdl邸中・やIshigaum sp. などの放散虫化石が得られている. 重鉱物が普遍的に含まれる.葛生コンプレックス分布域に前期三畳紀を示すと考えられる放散虫化石はかずかであもジ、ユラ系チャート角様岩が報告されているが(Iijima e t nakatsugawaensis, P r ot o p s i u msp. , C乃pto・ al. , 1978; Karnata, 1996 など)，これらの岩石学的特徴および stephanidiumsp. が識別された. P .n akatsugawaensisは堆積年代は小論で報告するチャート角諜岩とは明かに異な S鑓hida (1983) により最初に報告され， S ugiyama(1 992) にる. るが Parentac，的lÍa よって late Sp:抽ian を示す P.na胞tsuga開ens.お A鑓emblage 本試科の堆積年代および砂岩部の構成粒子の額似性，き足尾帯の三畳系チャート中の砂岩・角磯岩層 1 0 1 らに採集地点の状況から，本試料は美護帯の上部三畳系広域的に，かっ同時にチャート堆積盆に供給されたのではチャート中に挟在する砂岩簿層 σs嘘卸l0to， 1 9 8 9 ;Kakuwa, なく，局所的にいくつかの時代に分けて供給されたことを 1991; 小嶋ほか， 1995) に比較され，本来，葛生コンプレッ意味している.すでに堆積していたチャ- 1-，珪質頁岩がクスを構成する三畳系~中部ジュラ系の層状チャート中に海洋域において局所的に起こる"粉砕作用"を受けて再堆挟在されたものの一部を示していると考えられる. 積したものが層状チャート中に挟在する砂岩および角諜岩すでに述べたように本試料の砂岩，チャート角喋岩にはと考えられる. 岩片の構成栓子として，多い頗にチャート，珪質頁岩，火以上のことからこれら砂岩・チャート角喋岩の再堆積の山岩が含まれる.斎藤・塚本 (1993) によるジュラ系チャー原因のーっとして，海洋践における火成活動，熱水活動，ト角喋岩とは異なり，砕屑性石英，長石類を全く確認して海洋水の挙動に伴う海底侵食などが挙げられるが，これまいない.本試科に含まれる珪質頁岩は微小粒子から構成さでのデータにおいてはこれらを特定することはできない. れ，ジュラ系珪質頁岩，頁岩に見られるようなシルトサイこれらの堆積要因を推定するうえで層状に護集する含鉄鉱ズより大きい陸源性砕屑物が含まれておらず，ベルム系/ 物や砂岩中に多く含まれる不透明鉱物，火山岩片の供給源三畳系境界及ぴ下部三畳系に知られる珪質粘土岩に由来しが鍵を握ると考えられ，反射顕微鏡， X-ray 困析， EPMA にていると考えられる.またいくつかの火山岩片はオフイよる検討が今後必要である. ティック組織を示すことから玄武岩類に由来する可能性が謝辞高い.従って砂岩，角喋岩に含まれる岩片は海洋域において生成されたもので，陸域からもたらされる砕屑物に非常本報告をまとめるにあたり，筑渡大学猪郷久義名誉教授に乏しいことを意味している. T sukamoto(1 989) は美漫帯には臼頃から有益な助言と温かい励ましをいただいてい各務原地域の層状チャート中の砂岩層において Length る.同学系指田勝男博士には貴重なご意見を頂くとともに s l o wchalcedony を含むことを明かにし，さらにこれらが蒸粗稿を校閲していただいた.薄片観察の際には筑波大学地発岩起源である(Folk 組d 防御nan， I971 など}とされている球科学系滝沢茂博士，木股三善博士にご指導，ご意見をことを根拠に，これら砂岩層カf蒸発岩相を伴う大陸塊また頂いた.ここに記して感謝の意を表する. はプラットホームからもたらされたとしている.しかし Le n g t h s l o wchalcedony の蒸発岩起源説を否定する意見も多参考文献く， K eene(1981) は DSDP 試料中にもLength-slow c h a l c e ｭ dony が含まれることを示すとともに，この一義性を否定している.本試科の砂岩は，徹晶質石英を基質としてチャート，珪質頁岩，火山岩片を含むワッケ質砂岩で，その熟成度は低い.したがってこれらの岩片は陸域からもたらされたとするより，海洋域において砂粒程度に粉砕を受けそれらがチャート堆積盆中にもたらされたと考えることが妥当である. 角諜岩の石英基質は破断した角喋の割れ目を来演していること抑制 1-6)，また下部の砂岩部から注入した砕屑粒子を取り込んでいることから，角楳がもたらされた時点で基質が液相もしくはゲル状であり，石英の晶出がかなり早かったと考えられる.また基質に放散虫化石カf少ないことからシリカ溶液あるいはゲルの相当量が一気にもたらされたものと思われる.角諜粒子に級化構造がみられることからも角離を含んだシリカ溶液もしくはゲルは乱泥流のような流れによって急速に堆積したと考えられる. 美濃帯から報告された砂岩層は年代の検討か E渉、なくとも 3 層準あると考えられ(K誌uwa， 1991; 小嶋ほか， 1995), また本試科の堆積年代とも若干異なる年代を示している. さらに三畳系~下部ジュラ系チャートがよく露出する犬山地域において砂岩層が認められていないことは，砂岩層が R .L .a n dPit回an， J .S., 1971, Leng曲-slow chal田dony a new 低机細胞ntforv創出hed e v a p o r i t e s .] o u r .S e d .Pe，ι ， 41， Fo肱. 1 0 4 5 1 0 5 8 . 藤本治義， 1961, 5 万分の l 地質図幅「栃木J 同説明書.地質調査所. 6 2 p . 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Sc a 1 eb a r=50J l l I l . 7, 8 .P h o t o m i c r o s c o p es h o w i n gt h e0αrrence o fmiCf'創立ys凶蜘le， ch a1cedonic, a n dm o s a i cquar包. Sc必e bar=50 阿n. 3 ， 4.PbωOmiCfOSCOpe 地質雑，眠 117-133. s i cchert-clastic ∞mplexes 泊 the Mino・Tamba Belt，田島田1 Jap佃， lour. S f T U c t .Geol. , 15, n o .2, 1 4 5 1 61 . 松岡。ty 斉藤葺・塚本斉， 1993，チャート角喋岩一美謹帯中部，足尾帯の三畳系チャート中の砂岩角喋岩層 1 03 P l a t e1 I F ~ 1 •. • J _ / l ' r 司‘ 白、 • , ・. 2 鎌田祥仁 1 0 4 E豆planation ofPlate2 1 . Al b a i l l e n ale由幽晦a. Kito, a n dImoω 2 . A.e"α:lsa Ishiga, Kito, andhnoto 3, 4. Pollil印cullus s p . 5 .N a z a l o v e l J as p . 6. 励iga脚 sp. 7.8. 日'ass，似溜npenova Yao 9 . Corum 戸地ctum Blome 1 0 .La t i u m10判gulwn Blol1聡 11 , 12. n抱sso(渇mpe s p . 13 , 14. Oe r t l i s p o n g u s( 7 )s p . 15, 1 6 .S.戸"ingocapsa s p . 17, 18. Nas関:llaria g阻. e ts p .indet 1 9 .Quas伊eti組IS s p . 2 0 .Canω'ium s p . 2 1.拘uinabolella ( 7 )s p . 2 2 .Pæ閉館C血ia nakatsugawaen崎 2 3 .Pæ官:ntlU怠伺ia s p . 2 4 .P r o t o p s i u ms p . Sωle Sash蜘 bars, At oCequalωE ∞IJßl;A 叩p益郎 to 1 ， 2， 6， 8・ 10， 17， 18， 21-23 ， Bt o4， 11-13， 15 ， 16， 19， 20，組dCω3 ， 5 ， 14， 24. 足尾帯の三畳系チャート中の砂岩・角楳岩層 1 0 5 P l a t e2 鎌田祥仁 1 0 6 E玄planation 1 . o fP l a t e3 <7apnucbosphaez富 sp. 2, 3. Ccf.de附veri Kozura n dMo副官 4 . Cc f .s o l d i e r e n s i s Blome 5 .S a r l a( ' 1 )s p . 6 . < 7 a p n o d o c esinuωa Blome 0 .C b a l d i e n s i sBlome 7, 1 8, 9 .C malacaBlome 11 , 13. C s p . 1 2 .Ccf. 叩'Piosa Blome 1 4 .S u p m e l l a r i ag e o .e tsp. 祖det 1 " .Qyp t o s t e p h a n i d i u m( ' 1 )s p . 16 , 18 , 19 , 20. P a r o n a e l l as p . 2 1 .S p o n g o s a t u m a l i s( ' 1 )s p . S c a l ebar百， AωCequalto 1ωμn; Aa p p l i e st o1, Bt o2, 3, 6 , 7 , 9-16， 18-21 ，却dCt04， 5， 8 ， 14, 1 7 . 足尾帯の三畳系チャート中の砂岩角礁岩層 1 0 7 3