列 第 ８ 話 島 地 質 （大 – 37 – 藤） 日本の後期三畳紀～最前期白亜紀付加体：日本列島の骨組みの形成 日本列島の骨組みは，ジュラ紀付加体で構成されている と言っても過言ではない．それは，主に砕屑岩，玄武岩（緑 色岩），チャートおよび石灰岩からなる厚い地層である． 1970 年代半ばまで， わずかな石灰岩より産するフズリナ化 石より，これらの地層は古生層であるとされてきた．1970 年代後半に，チャートから三畳紀のコノドントが多く報告 され， 1980 年代以降は砕屑岩類よりジュラ紀の放散虫が報 告されるようになった．この様な経緯を経てジュラ紀付加 体が認定されるようになったのは，まだ 20 年ほど前のこ とに過ぎない． ジュラ紀付加体の主要分布域は， 西南日本内帯の丹波－ 美濃－足尾帯（第 8.1 図）西南日本外帯の北部秩父帯（黒 瀬川構造帯の北）および南部秩父帯（黒瀬川構造帯の南） と，東北日本の北部北上帯である．いずれの地帯のジュラ 紀地質体も同様な岩石組合せおよび見かけの層序をもち， 単一の沈み込み帯で形成されたものと考えられている．た だ，単一の沈み込み帯とはいっても，その後背地には幾分 かの違いがあったらしい．地球進化学講座の小原北士君や 横川実和さんは，ジュラ紀付加体砂岩中の砕屑性ジルコン 超，南部秩父帯で 20% 以下という結果が出た．この結果 から，横川さんは，丹波－美濃－足尾帯の付加体は先カン ブリア時代の岩石（特に 18 ～ 20 億年前の岩石）が広く分 布する北中国地塊に面した沈み込み帯で，南部秩父帯の付 加体はそこから離れた南中国地塊に面した沈み込み帯でそ れぞれ形成され，両者の間で北部秩父帯の付加体が形成さ れたものと考えている． 丹波－美濃－足尾帯 丹波－美濃－足尾帯は，西南日本内帯の舞鶴帯より南に 主に分布する．ジュラ紀（厳密には後期三畳紀～白亜紀最 前期）の付加体を主体とする地帯である．丹波帯のジュラ 紀付加体は，大きく下記の２つのタイプに分けられ，美濃 帯と足尾帯にもそれらに相当する地層群が識別できる． Ⅰ型地層群は，三畳紀～前期ジュラ紀のチャートと中 期～最前期白亜紀の砕屑岩からなる，チャート－砕屑岩 シークェンスで特徴づけられる地層群である．海洋プレー ト層序の上半分を主体とする地層群と言い換えることもで の年代分布を調べている．砕屑性ジルコン中に占める先カ きる（第 8.2 図）． Ⅱ型地層群は，（一部石炭紀～）ペルム紀の玄武岩‐ ンブリア時代のジルコンの含有率（プレカン率）を比較す ると，丹波－美濃－足尾帯で 50% 超，北部秩父帯で 30% チャートシークェンスで特徴づけられ，後期三畳紀～前期 ジュラ紀の砕屑岩を伴う地層群である．海洋プレート層序 第 8.1 図 西南日本内帯における，丹波帯Ⅰ型地層群（相当層），Ⅱ型地層群（相当層）および超丹波帯の分布（塗色部） – 38 – 第 8 話 日本の後期三畳紀～最前期白亜紀付加体：日本列島の骨組みの形成 の下半分を主体とする地層群と言い換えることもできる． れらは更に，東西トレンド・西プランジの軸を持つ褶曲に 丹波－美濃－足尾帯では，Ⅰ型地層群の見かけ上位に， Ⅱ型地層群およびそれを不整合に覆う下部白亜系関門層群 参加している．褶曲の結果，背斜構造の軸部にⅡ型地層群 が，向斜構造の軸部にⅠ型地層群がそれぞれ分布する（第 相当層が構造的にのるという二階建て構造が見られる．そ 8.1, 8.3 図）．褶曲した地層の地質図上での分布が一部Ｓ字 状の非対称性をもち，向斜の北翼にカタクレーサイトなど の断層岩を伴うため，この褶曲が左横すべり場で形成され た褶曲とする考えもある． 典型的な剥ぎ取り付加体の南部秩父帯斗賀野ユニットで は，厚さ数百メートルの付加ユニットごとに時代が異な り，見かけの下位ほど徐々に若くなるという時代極性が見 られる．一方丹波－美濃－足尾帯では，それほど細かいス ケールの時代極性が見られるところは少ない．丹波－美濃 －足尾帯全体というスケールで見て，見かけの下位ほどや や若くなるという時代極性が見られる． 北部秩父帯 第 8 . 2 図 丹波帯Ⅰ型地層群・Ⅱ型地層群の模式復元層 序 Ⅱ型地層群の三畳紀チャートは，量的に極少ない． 北部秩父帯は，西南日本外帯の黒瀬川構造帯（南）と三 波川変成帯（後述；北）との間を占める南傾斜の地帯で，第 ７話のペルム紀付加体沢谷ユニットと，その見かけ下位の ジュラ紀付加体とからなる．北部秩父帯のジュラ紀付加体 は，更に見かけの下位（北）から，みかぶユニット（模 み か ぼ かみよし だ 式地は御荷鉾山），柏木ユニット，上吉田ユニットおよ すま い づく び住居附ユニットに細分される． みかぶユニットは，玄武岩類および斑れい岩を主体とす る地質体である．玄武岩類はみかぶ緑色岩類と呼ばれ，ア ルカリ玄武岩とソレアイト質玄武岩との双方が知られてい 第 8 . 3 図 丹波－美濃帯の地体細分案（山北・大藤，2 0 0 0 ） Ⅰ型・Ⅱ型という地体区分を，岩質組合せと産状により更に 細かく区分した図 ． 列 丹 石賀（1983） Imoto（1984） 波 島 地 美 濃 帯 木村ほか（1998） 中江（2000），木村（2000） 八丁背斜北翼 周山向斜 八丁背斜北翼 型 地 釜輪Ｃ 和知Ｃ 周山向斜 桜井向斜 周山Ｃ 周山Ｃ 本 論 本 論 出灰Ｃ ？ 雲ヶ畑Ｃ 雲ヶ畑Ｃ – 39 – 藤） 帯 井本ほか （1989） 山家Ｃ 群 （大 木村ほか （1989） Ⅱ 層 質 灰屋Ｃ 灰屋Ｃ 周山Ｕ 春日野層 広瀬Ｕ 今庄層 和知Ｕ 舟伏山層 周山Ｃ 雲ヶ畑Ｃ 灰屋Ｃ 飛騨川層群 Ⅰ 型 Ⅰ 型 Ⅰ 型 地 地 地 層 群 層 群 層 群 鶴ヶ岡Ｃ 黒井Ｕ 由良川Ｃ 古屋層 比叡山Ｃ 古屋Ｕ 金 山 層 那 比 層 上 麻 生 層 味噌川層 薮原層 第 8.4 図 丹波帯と美濃帯の構造層序区分諸案（山北・大藤，2 0 0 0 ）． る．玄武岩溶岩に伴うドレライト岩脈に，中期ジュラ紀の 放散虫チャートを捕獲岩として含むものがあり，また玄武 うかがわせる（第 8.6, 8.7 図）． 上吉田ユニットは，三畳紀～中期ジュラ紀のチャート－ 岩類を覆う赤色泥岩から後期ジュラ紀の放散虫化石が報告 されている．岩石学的性質および時代論より，みかぶユ 砕屑岩シークェンスで特徴づけられるユニットで，少量の ペルム紀玄武岩類を伴う．丹波－美濃－足尾帯のⅠ型地層 ニットの玄武岩類は，中期～後期ジュラ紀に，放散虫 チャートが存在する場所に噴出したおそらく海台の玄武岩 群や南部秩父帯の斗賀野ユニットに類似したユニットであ る（第 8.6, 8.7 図）． 類だと推論される． 柏木ユニットは，石炭紀のチャート・苦灰岩互層，石炭 住居附ユニットは， （一部石炭紀～）ペルム紀の緑色岩－ チャートシークェンスで特徴づけられ，前期ジュラ紀の泥 ～ペルム紀赤色チャート，三畳紀チャートおよび石灰岩， 中～後期ジュラ紀のチャート，珪長質凝灰岩および泥岩で 岩主体の砕屑岩を伴うユニットである．丹波－美濃－足尾 帯のⅡ型地層群と類似点が多い（第 8.6, 8.7 図）． 特徴づけられるユニットである．関東山地秩父武甲山の三 畳紀石灰岩は，メガロドン動物群を産する．これは，テチ 四国，九州では，住居附ユニットの見かけ上位に，ペル へび き ム紀の沢谷ユニットがのるが，関東山地では蛇木ユニッ ス南方域を特徴づけ，後述の南部秩父帯三宝山ユニットの 同時代層と共通の要素である．後期ジュラ紀の岩石はドレ トがのる．蛇木ユニットは，前期ジュラ紀の泥質岩基質中 に石炭紀石灰岩の大岩塊を含むメランジュで，沢谷ユニッ ライトの貫入を受けており，みかぶユニットとの類縁性を トとジュラ紀地質体との中間的性質をもつと言える．沢谷 第 8.5 図 四国の秩父累帯の構造を示したブロックダイヤグラム 北 部秩 父帯・南部 秩父 帯の 位置 づけ を 示す ． – 40 – 第 8 話 日本の後期三畳紀～最前期白亜紀付加体：日本列島の骨組みの形成 または蛇木ユニットを不整合に覆って，下部白亜系物部川 するとされる）とは好対照である． 層群相当層が分布する（第 8.5 図）． 斗賀野ユニットの北半部は，最前期白亜紀の鳥巣層群 や前期白亜紀の南海層群相当層に覆われる．両者ともテチ 南部秩父帯 南部秩父帯は，西南日本外帯の黒瀬川帯（北）と白亜紀 付加体型地質体の四万十帯（後述；南）との間を占める，北 傾斜の地帯である．南部秩父帯は，更に見かけの上位（北） から，大平山，斗賀野，三宝山の３ユニットに細分される． おおひらやま 大平山ユニットは，剪断変形を受けた泥質混在岩を主 ス南方型の二枚貝動物群やサンゴを産する地層で，北部秩 父帯の同時代層である物部川層群相当層とは，古生物地理 的に好対照であるとされる． 北部北上帯 北部北上帯は南部北上帯と同様，白亜紀の花崗岩類に広 体とするユニットである．泥質混在岩の中には，石炭紀～ 三畳紀のチャートおよび石灰岩のほか，緑色岩，砂岩等の く貫かれているため，微化石の保存が極めて悪く時代がよ くは決まっていない．ただ，数少ない微化石データと岩質 岩塊を含む．更に，本ユニットには，黒瀬川構造帯を特徴 づける古期花崗岩類やはんれい岩の岩塊も含まれる． 組合せから見ると，大局的に南部秩父帯のジュラ紀付加体 とよく似たユニット構成をもつと判断される． と が の 斗賀野ユニットについては，第１話で詳しく触れた． 三畳紀～後期ジュラ紀のチャート・砕屑岩シークェンスの 北部北上帯の南西部には，根田茂ユニットが分布する． 根田茂ユニットについては，第７話で記した． 繰り返しからなる地質体で，岩相層序の同一層準を比べる と見かけ下位のシークェンスほど若くなる傾向をもつ．丹 根田茂ユニットの北東・見かけの下位は，従来葛巻－釜 石帯と呼ばれ，北部北上帯の中で最も著しい延性変形を受 波－美濃－足尾帯のⅠ型地層群や北部秩父帯の上吉田ユ ニットに類似するが，砕屑岩はやや若い時代にまで及ぶ． けた泥質混在岩からなる（Ｂ・Ｃ層）．泥質混在岩中には， 古期花崗岩類の岩塊が含まれることから，葛巻－釜石帯の くずまき さんぼうさん 三宝山ユニットは，後期ジュラ紀～最前期白亜紀のメ ランジュを主体とする地質体である．メランジュは，次の 泥質混在岩は，南部秩父帯の大平山ユニットに対比できる （第 8.9 図）． あっ か た の はた 様な多種多様なブロックを含む：石炭紀石灰岩，ペルム紀 チャートおよび石灰岩，後期三畳紀玄武岩および石灰岩 葛巻－釜石帯北東の，安家－田野畑帯南西部には，ペル ム紀の赤色チャートや赤色泥岩からなるユニット（Ｄ層） （一部でチャートレンズを挟む），三畳紀～ジュラ紀チャー ト．特に後期三畳紀石灰岩は南部秩父帯の南縁に配列し， が見られる．これも，大平山ユニットの構成要素に対比で きる．一方，Ｄ層の東側・見かけの下位には，チャート－ 目印 とな る岩 石で あ る．海山 上の 石灰 岩と 考 えら れ， Carnian 階は St. Cassian 動物群，Norian 階はメガロドン動 砕屑岩シークェンスを主体とするユニット（Ｅ層）が分布 する．これは，南部秩父帯の斗賀野ユニットに類似した岩 物群でそれぞれ特徴づけられる．いずれも，テチス南方域 の動物群とされ，西南日本内帯や黒瀬川構造帯の後期三畳 質組合せのユニットである（第 8.9 図）． 紀動物群（Carnian 階の河内ヶ谷動物群と Norian 階の Monotis ochotica 動物群；いずれも，北極‐太平洋区を指示 第 8 . 6 図 北部秩父帯の主要３ユニットの模式復元層序 北部秩父帯では地層が大局的に南傾斜で，上吉田ユニッ トの見かけ上位（南）に住居附ユニットが分布する． 第 8.7 図 秩父累帯付加体の模式復元層序 列 島 地 質 （大 藤） – 41 – 安家－田野畑帯の主部～東部には，後期三畳紀の玄武岩 および石灰岩（一部でチャートレンズを挟む）で特徴づけ られるユニット（Ｆ層）が，背斜をなして分布する．この ユニットは，南部秩父帯の三宝山ユニットに対比できる （第 8.9 図）． 安家－田野畑帯の東縁には田老衝上断層があり，その東 方が田老帯である．田老帯には三畳紀～ジュラ紀のチャー ト・砕屑岩シークェンスで特徴づけられる付加体（Ｇ層）が あり，それを覆って下部白亜系の小本層や原地山層といっ た地層が分布する．小本層は“鳥巣動物群”を有し，原地 山層は多量の安山岩質火山砕屑岩類を主体とする地層であ る．田老帯のチャート・砕屑岩シークェンスは，南部秩父 帯の斗賀野ユニットに対比される（第 8.9 図）． Ⅰ型・Ⅱ型地質体の作り方（案） 授業では，Ⅰ型・Ⅱ型地質体の作り方について私案を述 べる． Ⅰ型地質体は海洋プレート層序の上半分の岩石か らなり，見かけ上位のⅡ型地質体は海洋プレート層序の下 半分の岩石からなる．２分された海洋プレート層序の境 は，ほぼペルム紀－三畳紀境界（ＰＴ境界）に当たる．Ｐ Ｔ境界は海洋環境の激変により，古生代型放散虫が絶滅し た時期とされる．従って当時の遠洋域には，放散虫チャー ト以外の堆積岩（多くの場合炭質な泥岩や“砥石型”珪質 粘土岩）が主に堆積した．その岩石が，放散虫チャートを 主体とする地層の中で物性的な弱面を形成し，海洋プレー ト層序を２分することになったと考えられる． ２分された海洋プレート層序のうち，上半部の（三畳紀） チャート－砕屑岩シークェンスは，沈み込み帯浅所に剥ぎ 取り付加し，下半部の玄武岩－（ペルム紀）チャートシー クェンスはより深所まで沈み込み，底付け付加したのであ ろう．しかし，現在では玄武岩－（ペルム紀）チャートシー クェンスの方が，Ⅱ型地層群として構造的上位に位置す る．深所まで沈み込み，底付け付加した玄武岩－（ペルム 紀）チャートシークェンスが，何らかの原因により上昇し， 第 8 . 8 図 北部北上帯のユニット区分と剪断帯の分布（大 藤・佐々木，2 0 0 3 ） Ａ層は根田茂帯の付加体，Ｂ・Ｃ層 は従来の葛巻－釜石帯構成要素，Ｄ～Ｆ層は安家－田野畑 帯構成要素，Ｇ層は田老帯構成要素に，それぞれ相当する． 第 8.9 図 剥ぎ取り付加した（三畳紀）チャート－砕屑岩シークェン スの見かけ上位に定置したものと見られる（第 8.10 図）． ジュラ紀付加体の最下部に位置する三宝山ユニットや安家 －田野畑帯の地層には，後期三畳紀の海山をなしていたと 思われる玄武岩とメガロドン石灰岩が分布する．大洋底よ 日本の後期三畳紀～最前期白亜紀付加体構成ユニットの，大まかな対比案． – 42 – 第 8 話 日本の後期三畳紀～最前期白亜紀付加体：日本列島の骨組みの形成 りも高く盛り上がった海山の沈み込みが，玄武岩－（ペル ム紀）チャートシークェンスの上昇と最終的定置に関与し ぎ取り付加体が発達しやすくなる．このように，臨界尖角 モデルが付加体形成に適用できるなら，Ⅰ型地層群のよう た可能性は大きい． 一方，付加体の形状変化には，臨界尖角が重要な役割を な剥ぎ取り付加体と， Ⅱ型地層群のような底付け付加体は， 本来，交互に発達するものなのかも知れない．前段落のモ するという考えがある．沈み込み帯の陸側先端の角度を尖 角といい，安定した沈み込みのためには，この角度が臨界 デルの対案として，日本のジュラ紀付加体の形成は，臨界 尖角モデルで華麗に説明できる可能性がある． 尖角（critical-taper angle）という一定の値を保とうとする 傾向があるという．第 8.11 図 a) にあるように，陸側の地 しかし，上記の問題に決着をつけるためには，付加体形 成年代をより詳細に決定し，付加ユニット間の変位の時期 殻の水平伸長や剥ぎ取り付加体の発達があると，尖角が小 さくなり沈み込みが不安定になる．そうすると，b) にある とその運動像を詳細に決めていかなくてはならない．今日 の環境は，そのように壮大だが時間のかかる研究の遂行を ように，底付け付加体の発達や構造浸食など尖角を大きく することがおき，尖角を一定に保つというのである．逆の 許してくれない．皆さんの世代の力を借りてでも，この，日 本列島の形成を考える上で最も重要な問題を，一刻も早く 場合もあって，尖角が b) のように大きくなり過ぎると，剥 解決するのが私の夢である． 三宝山海山の 沈み込み？ 第 8.10 a) 図 日本の後期三畳紀～最前期白亜紀付加体の形成過程（案） b) 第 8 . 11 図 臨界尖角モデル 沈み込み帯陸側先端の角度（τ）を尖角といい．安定した沈み込みのためには，この角度が臨 界尖角という一定の角度になるという（ショベルカーに押される雪の先端の角度が，ほぼ一定を保つのと同じ）．a ) のよ うに，地殻の水平伸長やはぎ取り付加体の発達で尖角が小さくなると，b ) の底付け付加体の発達や構造浸食など尖角を大 きくする作用がはたらくようになるという．
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