1 岩国市地域の地質

Ⅲ 岩国市の地質。地形
Ⅲ 岩国市の地質・地形
1
岩国市地域の地質
はじめに
前回、1976年 2月に発行された、科学センター誌に掲載されている岩国市科学センターの歴史
によると、1959年以降は当時の市庁舎 7階のフロアーを科学センターの活動本拠地として使用でき
るようになり、理科担当教員の様々な研修会、児童生徒の標本採集会や巡検、グライダーなどの制作
講習会や競技会など当時の活動状況が記されている。
ところで、2006年の市町村合併により新しく誕生した岩国市の面積は約
4倍に拡大したことと、
前回の科学センター誌発刊から 30年あまり経過し、この間に地質学の研究は大きな進歩を遂げた。
かつては、堆積岩の生成過程を地向斜という堆積環境を想定して説明してきたが、隣接する地層に古
生代の化石 (紡錘虫等 )や中生代の二枚貝の化石が産出すると、それらを含む地層の生成過程の説明
に苦慮していた。
図1
付加体の形成と変成作用の起こる場所
基礎地球科学 (西村ほか、2002)による
最近では、太平洋に浮かぶハワイ列島が毎年数 cmずつ日本に近づいている、という話をしばし
ば聞くようになつた。太平洋のほかにも大西洋、インド洋など大洋と呼ばれる広大な海の海底で
は、いずれも海底火山脈 (海嶺 )が活動しており、海底の裂け日 (火日)から吹き出す溶岩により、
常に新しい海底が海嶺の両側に広がっているとのことである。
東太平洋海嶺で生まれた北西側の大平洋プレートはハワイ島を乗せて拡大し、あたかも日本列
島を目指して移動しているという事実を確認できるようになつてきたという。図 1では右端の中
央海嶺で生まれた海洋プレートは、ハフイ島という海山を乗せてゆつくりとベルトのように右端
の大陸プレートに接近し、海洋プレートの行く手を阻むことになる。行く手を阻まれた海洋プレ
ートは大陸プレートよりも密度が大きいために、大陸プレートの下に沈みこみ、大陸プレートを
押し上げながら、海洋プレートはやがて地球内部に吸収されてしまうとされている。
一方、この間に数 1000Kmの距離を年間数 clllで移動すると仮定すれば、およそ 1億年かかる計算
になる。約 1億年の間に、泥や貝殻などの堆積物 (泥岩やチャートや化石など)をのせて大陸の
縁に達し、海洋プレートが大陸プレートの下に沈み込む際に、大陸プレートに剥ぎ取られた堆積
物を付加体と呼んでいる。あるいはまた、海洋プレートと共に沈み込む付力日体が、周囲の熱や圧
力により、変成作用を受けた後に地上に現れれば、変成岩と呼ばれることになる。このような地
球内部における作用にともなつて起こるとされる考え方をプレートテクトニクスといい、30数年
227
Ⅲ 岩国市の地質・地形
前には私たちが知らなかつた地質学における研究の成果のひとつといえよう。
このような岩国市地域にみられる地質現象の紹介をとおして、日本を背負う若い人々や熟年の
方々の生涯学習に役立つことを期待して近年の知見を盛り込んだセンター誌をめざしたいと考え
ている。こうした学習の参考になる書物としては,例えば山口県の岩石図鑑 (西村。松里、1991)
があり、実物の岩石が多くの図版で示され、地質用語の解説がされており、本稿の説明もこれに
よるところが大きい。また西村ほか (1995)は、日本地質学会が広島大学で開催された際の巡検
案内書という形を取つているが、当時の最新の研究成果が盛り込まれており、岩国市地域の地質
を知る上で優れた文献である。よつて本稿も西村ほか (1995)の記述をもとに当地域の研究成果
を紹介するが、何分専門家向けの文献であつて、十分内容を伝えきれないことがあることをご容
赦いただければ幸いである。
(1)岩国市地域と西南日本の地質構造区分
(地体構造区分 )
日本列島はアジア大陸と太平洋との境界の縁取りのように細長く湾曲した列島である。この
北東から南西に細長く連なる日本列島のほぼ中央に位置し、中部地方を横断するように走る糸魚
川 ― 静岡構造線を境として、その西南側部分を西南日本と名付けて区分されている (図 2)。岩
国地域は、糸魚川 ― 静岡構造線の中ほどから紀伊半島 ∼ 四国北部を経て、九州束部にいたる中央
構造線の太平洋に対して北側 (内側 )に位置している。したがつて、岩国地域は地体構造区分の
上で西南日本内帯の一部とされている。
1)西南日本肉帯の地買区分
この西南日本内帯のおおまかな地質構造は、中央構造線の内側に沿つて領家変成帯が糸魚川 ―
静岡線から帯状に西にのび、九州北部に連なつている。この領家変成帯の北縁に沿つて分布して
いる丹波帯は西にのび、山口県までたどることができる。これらの地質体の配列は北から南へ向
かうにつれて、より新しい (若い)地層の配列傾向がみられる (図
2)。
→
型輔椰」1畔打‖
Υ
れ
注 :現在では注 2は注 1にとともに
山口県東郎地域
口3
/了遺,
図2
223
匿コ秋吉帯
%%舞鶴帯
匡コ丹波帯
匿ヨ領家交成帯
西南日本内帯における山口県東部地域
山口県の岩石図鑑 (西村・松里 ,1991)による
注3
Ma,100万年前
Ⅲ 岩国市の地質・地形
新生代火山岩
図
中生代文山岩
団
中生代深成岩
□圏醸Ⅷ鰯躙園
園
新生代第四紀層
新生代第三紀堆積岩
中生代付加型堆積岩 (玖珂層群 )
古生代付加型堆積岩 (錦層群 )
中生代低圧型変成岩 (領家変成岩 )
中生代高圧型変成岩 (周防変成岩 )
断
層
島根県
広島県
＼ヽ
n
皐
皐￨
峯
‡
こ
‡
‡
:年
笠
+
◆
守ぶ
b
柱島諸島
為
0
10km
図3
山口県東部の地質図
山口県の岩石図鑑 (西村。松里,1991)による
229
Ⅲ 岩国市の地質・地形
2)岩国市地域の地質区分
岩国市地域の主要な地質構造区分として、北から南に以下の 6つの地質体があり (図 3)、お
おむね① から⑥に向かつて時代が若くなつている。以下この順に説明する。
①秋吉帯に属する錦層群 (古生代付加型堆積岩)
②周防帯に属する周防変成岩 (都濃層群 :中生代高圧型変成岩)
③美濃丹波帯に属する玖珂層群 (中生代付加型堆積岩)
④領家帯に属する領家変成岩 (中生代低圧型変成岩)
⑤領家花闇岩 (中生代深成岩)
⑥広島花闇岩 (中生代深成岩)
なお、この他に小規模な地質体がいくつか存在する (図 3の ⑦③⑨)。
御山の頂上付近に、中生代火山岩の阿武層群が見られる。
⑦錦町西部の馬糞ケ岳や水ノ
③錦町北部の広島県境沿いに新生代冠高原火山岩が見られる (8,9∼ 8,2Ma)。
③阿品山南麓に新第二紀鮮新世の湖沼性堆積物と考えられる阿品層がある (5。 3∼ 1.6Ma)。
(2)岩国市地域の地資体区分各論
1)錦層群 (古生代付加型堆積岩
)
錦層群という名称は、西村・濡木 (1966)により、岩国地域の最北部、錦町地域に広く分布する
砂岩・泥岩・酸性凝灰岩の互層からなる地層 (弱い変成作用を受けている)に錦層群と命名され
たことによる (図 4、凡例 5∼ 8)。従前は非変成古生層、あるいは弱変成古生層といわれていた
が、今日では錦層群は古生代にできた付加型堆積物であると理解されている (西村ほか、1995)。
①錦層群は岩相や層序の特性により、上・中・下部層に区分されている (表 1、図 5)。錦層群
の上限と下限は不明とされているが、その全層厚は 2900∼ 3900mに達している。その模式的な層
序は須万―木谷原一大固屋を結ぶルートで観察できる。上部層は主に粘板岩 (泥岩)と少量の酸
性凝灰岩 ,中部層は砂岩からなる。下部層は錦層群の分布面積の大半を占め、層厚は約 1700mで
ある。おもに砂岩・泥岩・酸性凝灰岩で構成され、チャート・輝緑凝灰岩・石灰岩・砂質礫岩を
ともなつている。下部層の特徴は酸性凝灰岩を多量に含むことである (西村・濡木、 1966)。
②酸性凝灰岩は一般に泥岩と互層をなし、淡緑色ないし淡緑青色・細粒・緻密・堅牢な岩石で
ある (地質探訪 (1)写真 1参照)。酸性岩というのはその化学組成が流紋岩質の岩石をいう。
砂岩や泥岩には級化層理などのタービダイト(大陸棚斜面などの海底斜面で海底地滑りのように
してできた陸源堆積物)としての種々の特性を備えている。
③上部層は大固屋。屋敷にのみ分布している。主な構成岩類は泥岩・砂岩からなり、上部層の
上限は流紋岩に覆われており、地表に露出している範囲で層厚は約 890mである。
④錦層群の下部と中部層の石灰岩礫からは、紡錘虫 (ボウスイチュウ)の化石が発見されている。
したがつて、錦層群の下部層の大部分は下部二畳系∼中部二畳系下部に相当するが一部のものは
上部石炭系に相当する可能性がある。中部層は上部二畳系に相当するものであろう(西村・濡
木、 1966)。
2)周防変成岩 (都濃層群 )
① 三郡変成岩と周防変成岩
都濃層群という名称は、小島ほか (1951)が、三郡 (サングン)変成岩の原岩層を都濃層群とよ
んだことによる (図 4、凡例 9∼ 13)。また、三郡変成岩という名称は、1941年に小林貞一博士
によつて福岡市東方の三郡山塊にちなんで命名され、秋吉造山運動によつて形成された西南日本
内帯に点在する同種の変成岩をさしている。三郡変成帯は古生代末期から中生代初頭にかけて起
こつた一連の高圧変成作用または藍閃 (ランセン)変成作用と言われる変成作用によつて、西南日
本内帯に形成された一つの大きな変成帯であると考えられていた。しかし、その後年代の研究が
すすみ、1980年代以降それまで一括されていた三郡変成帯は、古い方から二つの変成帯、三郡 ―
蓮華変成帯・周防変成帯・智頭変成帯に区分されることになつた (Nishimura,1990)(図 2)。
230
Ⅲ 岩国市の地質。地形
その結果、それぞれの特徴は次のように要約されている (西村・松里、 1991参照 )。
A: 三郡一蓮華変成岩 :約 3億年前 =古生代石炭紀に形成されたもつとも古い地帯で、三郡
変成岩帯の最北端部として、飛騨外縁帯にまで連続する (山口県では長門構造帯に産出)。
BI周防変成帯 :約 2.2億年前の中生代トリアス紀に形成された中間の年代を示す地帯。
C:智頭変成帯 :約
1.8億年前 =中生代ジュラ紀に形成されたもつとも新しい地帯で、三郡変
成帯の東部域 (県下には出現しない )に相当する。しかし現在では、さらに周防帯と智頭帯をあ
わせて周防帯と呼ばれるようになつた (Nishimura,1998)。
② 岩国市北部 (錦 )地域の周防変成岩
周防変成岩の模式地として知られている岩国市北部の錦地域 (錦町、本郷町、美和町、美川町)
(図 4)にみられる変成作用の状況は、以下のようにまとめられている (西村・松里、1991参照 )。
錦地域には、見かけの層序的上位に錦層群が産出し、低角度の断層 (北山衝上断層 =スラスト)
をへだてて、その下位に周防変成岩が位置している。周防変成岩の原岩 (都濃層群 )は、多量の
泥岩。砂岩・塩基性 (苦鉄質クテツシツ)火山岩および少量の石灰岩とチャートからなり、泥岩
はスレート(千枚岩 )ないし片岩になつている。都濃層群からは化石は発見されていないが、隣接
する山口地域の周防変成岩にはトリアス紀中期を示す角閃岩が含まれている。なお角閃岩とは、
角閃石と斜長石からなる岩石で ,玄武岩や斑れい岩を原岩とした変成岩の一種である。
凡
例
lEコ沖韻層
2胚 ]流紋岩類
3臣密尿彗顆
4隠熙玖珂瞬BF
(錦層解 )
5田ロチャート
6ロヨ酸性aH灰岩顔
ノ中7選∃ 泥質岩類
お
よ
び
8騒至
]Z召温
督
(福浸層研 )
9■■石灰質片岩
lo日 ■蛇絃岩
11日■塩基性片岩類
!2皿田肥質片を取
13題□砂質片岩類
14＼、断層/,クトニ,タスド
'イ
:5ど学青
斜at/向斜軸
図 4錦町地域の地質図及び地質断面図
(西村・濡木 ,1966)
Ⅲ 岩国市の地質。地形
表
1岩国市北部
(錦 )地域の層序、層厚、構成岩類
(西村・濡木 ,1966)
岩相単位層厚 lm)
460+
上
十一
部
2
NU…
層
山 -3
260±
砂質岩、多量の泥質岩
小片を合む砂質岩あり
2
120と
泥質岩
510
一
０∞
下部層
120300
一〇
０
０２
．
160280
泥質春優劣、赤色チ
ャート・酸性凝灰岩・
砂質彗を伴う
泥質片讐、数枚の盛質
片岩薄層をはさむ、
蛇紋書を伴う
泥質片岩・砂質片替互
層、
砂質片岩を特徴とする
群
、
ｄ出 ▲口
750士
塩基性片岩
層
野谷，ｃ
60‐ -90
泥質片岩、数枚の珪質
片岩薄層をはさむ
下部層
50-150
泥質片岩優勢、
石灰質片密・瑳質片
岩を伴う
堰累性片岩優勢・
泥質片岩・雄質片を、
蛇紋岩を伴う
1.000m
露
塩基性片岩・泥質片
岩の互層
上部層
下部層
232
TU-1
砂質料・泥質岩の薄層
を伴う
70±
290士
1層
泥質岩・輝緑凝灰岩・
石灰岩・酸性覆灰料・
チャートを伴う
都濃
手
砂質岩優勢、穆
。た質岩を伴う
砂質岩・泥質岩互層
260士
TU-3
酸性凝灰岩・泥質岩・
砂質善互層
融性凝灰瞥が特徴に
260±
一
〇
TU-5
砂質岩優勢、砂質礫岩
・泥買料を伴う
多量の泥質岩小片を合
む砂質讐あり
岩国市北部 (錦 )地域の地質柱状図
(西村・濡木 ,1966)
、
一
一
出
合︱正
畑
期
国
畿
冨一
澤一
載塾ｉ
340-一
5
、
冨
Ｈｈ
有仏
閥
田
目
谷︱正
諷
嗣
畑
目
280圭
NB-1
￨
泥質岩が優劣
赤色泥岩と酸性凝灰岩
を伴う
NU-1
肝
図
齢層群
1錦
中部層
!
岩類
泥質岩・砂質岩互洒酸
性凝灰岩を伴う
砂質岩・泥質岩の薄層
を伴う
日日日円同日日日日円Ｈ日日Ｈ口日
NU-3
構成
注 :この柱状図構成岩類を示す凡例は図 4と同じ
Ⅲ 岩国市の地質・地形
Ｂ
Ｃ
帯帯帯
Ａ
国田回
図6
写真
1
周防変成岩中の黒色 (泥質 )片岩。
錦町出会の錦川河床。
C帯に相当。薄板状に割れる性質
(片理 )と
ペ
ー
片理面上の線構造 (ボルンの方向)が
顕著な典型的な結晶片岩。
(写真提供は加納隆氏 )
鹿野― 錦地区の変成分帯図
(西村ほか、 1995による。原図は
Nishimura,1971、広島大理紀要、英文 )
③ 錦層群および都濃層群 (周防変成岩 )の岩石学的な分帯
これまで述べた錦層群と都濃層群の二つの地質体はともに広域変成作用を受けており、塩基性
(苦鉄質 )変成岩に認められる特徴的な鉱物の出現や消滅の組み合わせによつて三帯に分帯されて
いる (図 6)。この部分の内容はきわめて専門的で、岩石のプレパラートを岩石用の顕微鏡で観
察して鉱物を判別し、変成作用を受けた程度を判断できる技術や知識を必要とする。なお塩基性
変成岩とは,玄武岩や玄武岩質の凝灰岩などが元になつた変成岩である。西村。松里 (1991)に
よると以下の 3帯にまとめられている。
A帯 :最も低変成度、錦層群全体に相当する。岩型的にはスレー
トである (パンペリー石― 緑
泥石の鉱物組合せをもつ )。
B帯 :片理の明瞭な千枚岩ないし準片岩であり、都濃層群上部に対応する (パンペリー石― ア
クチノ閃石の鉱物組合せをもち、再結晶はほぼ完全である)。
C帯 :この地域では最も変成度が高く、片理や線構造のよく発達した結晶片岩 (片岩 )である
(再結晶は完全になり、藍閃 (ランセン)石片岩が産出する)(写真 1)。
また錦町出合の泥質片岩や珪質片岩にはざくろ石が含まれる。各帯の境界面は、地層面にほぼ
平行し、片理面ともほぼ平行し、変成度は層序的に見かけ上位に向かつて上昇している。
④ 岩国市地域北部の地買構造発達史について
岩国市地域北部の都濃層群 (周防変成帯 )と錦層群 (弱変成ペルム紀付加体 )(図 7)は、全体
として同じ時期の変成作用 (周防変成作用 )を受けて、一連の低温高圧型の変成岩になつたと結論
される。当地域の地質構造発達史は次のように推定されている。
錦層群と都濃層群の原岩は、ペルム紀新世最後期からトリアス紀初頭 (245Ma=2.45億年前後 )
およびトリアス紀中世 ∼ 新世 (235Ma前後 )にかけて海溝周辺域でそれぞれ集積 e混在化し、その
後まもなく高圧変成の場に移行した。相対的には前者は浅く、後者は深く (最大 5∼ 6Kb、地下約
20Km)もぐりこみ、225±
5Ma前後 (トリアス紀新世前期 )に変成作用を受けて高圧型の変成作用を
Ⅲ 岩国市の地質・地形
受け弱変成ペルム紀付力日体 (A帯 )と周防変成帯 (B帯・ C帯 )となり、ただちに上昇した (西村・松
里、 1991参照 )。
その最低変成度部の岩石、すなわち錦層群相当層 (A帯 )の一部は美祢層群高郷礫岩 (トリアス
紀後期、223∼ 235Ma)イこ不整合に覆われており、極めて短い変成期間を示していることになる。
また、当岩国地域で、周防変成岩 (都濃層群 )が美和町の野谷断層でジュラ紀の玖珂層群と接して
いるので、ジュラ紀中期の付力日
体の形成 (約 170Ma以降)までには変成場から上昇していたと考え
られる (西村ほか、 1995による)。
このように、錦町域の周防変成帯における、化石 (紡錘虫、放散虫、コノドント)と放射年代測
定技術の進歩による相対年代から絶姑年代への地質現象の編年が一段と進歩したといえよう。
藩攀
=苓t
:i蕩溌
iだ
:オ 11Y｀じ
‐
AWttdWii l r.キ
r
超苦鉄質岩
塩基性片岩
石灰質片岩
珪質片岩
泥質片岩
砂質片岩
錦層群都濃層群
圏団 □ 圏田國日 □ 閣囲
図7
玖珂層群
上部層
中部層
下部層
鵞導
鞠
娑争五
・涯下=■ _Jヤ vゝv
□
口
□
洪積層
脈岩
流紋岩質火砕岩
/′ 断層
/北山スラスト
拶r摺山軸
食紡錘虫化石
O放
散虫化石
鹿野―錦地域の地質図 (年代測定値等データ)Loc.1∼ Loc.5は放散虫産地
(西村ほか、 1995による。原図は Nishimura,1971,広島大理紀要、英文)
234
Ⅲ 岩国市の地質・地形
3)玖珂層群
(弱変成ジュラ紀付加体 )
① 岩国市地域の玖珂層群
岩国地域北部の旧美川町 ∼ 美和町 ∼ 岩国市にかけて、東西約 20 km e南北約 15 kmにわたり、玖
珂層群とよばれる地層が分布している。玖珂層群は、かつて秩父古生層の一部と考えられていた
が、1970年代以降、本地域からコノドントおよび放散虫に基づいて原岩形成の年代がジュラ紀と
確定された。さらに 1980年代後半から細粒白雲母の K― Ar放射年代測定技術の進歩によつて、こ
れらが受けた弱い広域変成作用の変成年代が明らかにされた。このような経過を経て今日では、
玖珂層群は弱変成ジュラ紀付力日
体であるという理解に至つている。
西村ほか (1995)の記述によれば、玖珂層群とその周囲の地質は以下のようになつている。玖
珂層群の北側には高圧型の周防変成岩帯が分布し、両者は東西走向で北に傾斜する野谷断層 (豊
原 ,1974)を境に接している。玖珂層群の南側には、低圧型の領家変成岩が分布しており、両者の
漸移関係や岩相の類似性から、領家変成岩の原岩は玖珂層群であるとされる。また、玖珂層群に
は各地で白亜紀新世の広島花闘岩類の貫入がみられる。玖珂層群は泥質岩 (泥岩 )を主体とし、
長径数 clllから 10数 kmのレンズ状ないしシート状のチャート・砂岩 e緑泥岩などを含む。これらの
岩体はいずれも異地性岩体と見なすことができ、付加体全体としては、混在岩相を呈している。ま
たこれらの岩石の堆積年代は、石炭紀新世からジュラ紀新世に及ぶ。このように玖珂層群は、時代
や岩相の異なる岩石が混在した地層であると言える。
高見ほか (1990)、高見ほか (1993)および高見 (1994)は、美川町地域の玖珂層群を詳しく
研究し、岩相組み合わせ、砕暦岩の堆積年代、緑色岩の変成鉱物組み合わせおよび泥質岩中に変
・変成履歴のそれぞれ異なる三つの地
成作用によつて生じた白雲母の K― Ar年代に基づいて、付力日
質ユニット (I、 Ⅱ、 Ⅲ)に区分した (図 8)。以下 ,西村ほか (1995)の記述に基づいて各ユ
ニットの特徴について述べる。
ジュラ紀付加体
一 ― 予想される断層に位置
―― 確認されている断層
ス岳全歳用
● K‐ Ar年代測定地
図8
ｔ
ｈｉ
￨
目目周防変成オ1類
Ш
Ш ＨＩ
岳
語
1撃 T:卜
ｔ
→ ｌｔ
ｉ
ｉ
N
合ノ本地域の地質図と玖珂層群 (弱変成ジュラ紀付加体 )の地質ユニット
および Kぃ Ar年代
(西村ほか ,1995による。 ■
印の年代値は高見、 1994、高見ほか 1993による)
Ⅲ 岩国市の地質・地形
②玖珂層群の二つの地質ユニット
〔地質ユニット I〕 :ユニットIIま美川町椋野付近から生見川ダム周辺に広く分布する。本ユ
ニットは、泥質岩を主体とし、チャート・砂岩・珪質泥岩および石灰岩からなり、東西 (走向)
方向に連続する厚い層状チャートが多量に含まれること、緑色岩 (玄武岩質の溶岩や凝灰岩 )が
含まれないことで特徴づけられる。構成岩類には、片理が認められないが、非常に微細な白雲母が
できていることから、弱いながら変成作用を受けたと判断される。微化石および大型化石から分
かる構成岩類の年代は、トリアス紀古世からジュラ紀新世にまたがるが、最も若い年代を示す岩
石から、ジュラ紀新世末期に付加体として形成されたと推定されている。また泥質岩中に生じた
白雲母の K― Ar年代値が約 130Ma(白亜紀中世前期 )に集中することから、そのころに沈み込み帯
の一部で広域変成作用を受けたと考えられている。
〔地質ユニット H〕 :美川町大平、友廻付近でよく観察できる。本ユニットは粘板岩化した泥
質岩を主体として、チャート・砂岩・珪質泥岩および緑色岩を伴い、厚い層状チャートと緑色岩
が産することで特徴づけられる。泥質岩には微細な白雲母が普遍的に認められ、また緑色岩に見
られる変成鉱物から、ぶどう石― パンペリー石相という低度の広域変成作用を受けたと推定され
ている。微化石による年代から、各岩石の堆積した年代は石炭紀新世 ∼ペルム紀古世からジュラ
紀古世とされる。また泥質岩中の自雲母の K‐ Ar年代が 146∼ 159Maであることから、約 150Ma(ジ
ュラ紀新世 )に広域変成作用を受けたと考えられている。
〔地質ユニットⅢ 〕 :美川町合ノ本付近でよく観察できる。本ユニントは千枚岩ないし粘板岩
化した泥質岩を主体として、チャート・砂岩・緑色岩などを伴う。本ユニットの泥質岩は、他の
ユニットの泥質岩に比べて片理や微招曲などの変形構造がよく発達し、細粒の白雲母が普遍的に
認められる。また緑色岩に見られる変成鉱物から、ユニットHよりやや高変成度の広域変成作用
(ぶどう石 ―パンペリー石相ないしパンペリー石一アクチノ閃石相 )を受けたと推定されている
。微化石の年代によると、本ユニットはトリアス紀新世からジュラ紀古世にかけて形成され、白
雲母のK― Ar年代が 156∼ 182Maと測定されたことから、約 170Ma(ジュラ紀中世)に広域変成作用を
受けたと考えられている。
③ 玖珂層群の地賢構造発達史
高見 (1994)は、以下の重要な指摘をしている。 ① ユニントⅢ→ Ⅱ→ Iの順に形成年代 (付加
年代 )が若くなると同時に変成年代も若くなること、(b)各ユニットとも付加年代と変成年代の間
に 2000万 ∼3000万年の間隔があること、(c)あるユニットが付加されている時期に、それより古
いユニットは変成作用のピークを迎えること。
また以上のことから次のように玖珂帯の発達史がまとめられている(西村ほか、 1995)。ユニッ
トⅢはジュラ紀古世 (約 200Ma)に過去の海溝周辺で集積した後、より深部に沈み込み、ジュラ紀
中世 (170Ma)にピークをもつ変成作用を受けた。ユニットⅢ が変成している時期には、海溝周辺
でユニットⅡが付加体として形成され、それがジュラ紀新世 (約 150Ma)に深部に沈み込んで変成
作用を受けた。この間に、ユニットⅢは上昇した。さらにユニットⅡが変成作用を受けている頃、
ユニット Iが海溝周辺で付加体として形成された。このように、玖珂層群を対象として付加体の
形成過程が詳細に明らかにされている。
4)岩国市南部の領家変成帯
領家帯は中央構造線の北側にそつて中部地方から近畿地方を経て山口県及び北九州にまで延び
る広域変成帯で ,周防変成帯に比べて低圧高温の条件でできたと考えられている (図 2)。
小島・岡村 (1952)は、この地方の領家変成帯の原岩層を玖珂層群とし、変成帯を北から南に、
不変成領家外縁帯・黒雲母片岩帯・縞状片麻岩帯に分帯した。また多くの研究者により,表 2の
ような区分が行われている。当地域の北部 (岩国断層付近 )には領家帯の最低変成度に相当する雲
母片岩が分布し、その北側では非変成の玖珂層群 (前述のように弱い変成作用を受けている)に
連続している。従来から、ほぼ JR岩徳線にそう岩国断層が領家帯の北限と考えられているが、
実際には岩国断層以北にも雲母片岩が見られる。以下、領家帯に関する西村ほか (1995)におけ
236
Ⅲ 岩国市の地質。地形
る記述を、①原岩、②変成作用、③花開岩の影響、の 3点に分けて要約する。
①岩国地域南部の領家変成岩は雲母片岩と縞状片麻岩に分けられ、高度の変成作用を受けてい
るが、それらはいずれも玖珂層群と同様の岩石を原岩とする。この地域の領家変成岩の原岩は、
おもに泥岩・層状チャート・砂岩からなり (西村ほか、1985,高見ほか、1990)、そのほか少量の
火山砕婿岩と石灰岩が含まれる。岩国南部一大畠では、全域的に層状チャートが多量に認められ
るほか、上位層準に泥質岩が、下位層準で砂質岩が優勢である (図 9)。
② 当地域の領家帯の泥質岩源変成岩に見られる鉱物の組み合わせを表 3に、変成分帯図は図 10
に示す。当地域では変成鉱物としてのカリ長石を含まない岩石を片岩、含む岩石を片麻岩と呼ん
でおり、 I帯とⅡ帯が雲母片岩帯、Ⅲ帯∼Ⅳ帯が縞状片麻岩にあたり、片岩は当地域の北半分に、
片麻岩は中央部から南部にかけて分布している。このように岩国地域中∼南部の領家変成岩の変
成度は、北から南に向けて高くなり、南部には最高変成度の黒雲母片麻岩 (Ⅳ b帯 )と多量の領家
花闇岩類 (新期・古期)が分布している。
③領家帯では、このような花闇岩の熱的影響による接触変成作用の効果を考える必要がある。
広島花開岩類と新期領家花闘岩はほぼ同時に貫入したが、分布の上で広島花開岩類は片岩に、新
期領家花蘭岩は片麻岩に接触変成作用を及ばしたことが推定されている。岩石を顕微鏡で観察す
ると (図 H:東元ほか、1983)、 Ⅱ帯とⅢ帯の岩石では石英や雲母類が一定方向に配列している
が、接触変成を強く受けた地帯では新しくできた鉱物 (童青石)がそれらを包み込むように成長
している (図 HA)ので、明らかに領家変成作用の後で接触変成を受けていることが分かる。ま
た岩国―柳井地域の中央部、由宇川流域に分布する木部花開岩体を境にして、北側と南側の地域
で地質構造が異なつている。
表2
地
岩国―柳井地域の領家変成帯の区分と対比
(東元ほか,1983)
駒ヶ根
段戸
増山 (1958)
Jヽ
静井 ―岩国
柳井 ―岩口
椰井 ―岩口
岩園地域の地賀
円村 (1970,
漏本
地質調査所 (:9鶴 )
領家外ほ帝
領家外隷帯
界雲母ストレート構
片快ホルン
ヘルス僣
片状ホルン
ヘルス帯
黒賞母片岩帝
域
資咸書
と
出 (1940,
黒盤母帯
片状ネルン
ヘルス帯
虫脅石帯
百移
第一駐患石僣
帯
漸
(196CD)
停帯
縞伏片麻増帯
脳状片麻岩帯
ミグマタイト帝
花
H君
第二駐韓石帯
遊入片麻洛帯
選入片麻岩帯
片幕状花闘増
片麻状花倒岩
片麻状花出を
,i・
岸伏花H岩
横状片麻樹帯
片麻状花山岩銀
237
Ⅲ 岩国市の地質。地形
N
0
衝獄±1
2k田
―
耳祥
十 i十
壮
□ 日圃図圏国剛 □ 日
第四系
広島花蘭岩類
百亜紀新世
滑花闘岩
本部花闘岩
占期領家花向岩
泥質岩
層状チヤート
砂質岩および
砂質岩/泥質岩互層
石灰岩および
石灰岩/チャート互層
図9
岩国鞠井地域の地質図
よる。原図は乙部、1985、岡山大理修論、手記 ,Nureki et al。 ,1992)
(西村ほか、1995に
238
Ⅲ 岩国市の地質・地形
表 3岩国 ―柳井地域の泥質岩、砂佐岩、層状チャート源変成岩の鉱物組合せの変化
Hは広島花開岩、Rは新期領家花開岩の接触変成作用によつてできた鉱物
(西村ほか。1995による,原図はNureki et』 .,1992)
Ⅱ
領変成作用
Ma
Ⅲ
Ⅳ
V
接触変成作用
Hl
H2
Rl
R2
VIb
絹雲母
白雲母
☆★★★
★☆☆★
緑泥岩
黒雲母
☆★☆★
童青石
★★★★ ☆☆★☆
ざくろ石
★★★★
紅柱石
★★★★ ☆★★☆
珪線石
粒状
☆☆☆★ ★★★★
繊維状
カリ長石
★☆☆★ ★☆★☆
斜長石
☆☆☆☆
石英
１
２
３
４
５
６
(雲母片増守)
帯
ⅡI符
片
麻
岩
い
状
帯
平審
)
Ⅵa帯
Ⅵb帯
７
囲
園
咽
８
９
団 □ 団田国国盟
帯
広島花曲岩類
新期領家花開岩
古期領家花闇岩
図 10
岩国―柳井地域の泥質岩。砂質岩・層状チャート源変成岩による変成分帯図
(西村ほか,1995による。原図は Nllrekt et al,,1992)
239
皿岩国市の地質・地形
(A)
童青石
Ｌ
包可︱︱︱︱︱Ｉ
有物
白雲母
黒雲母
絹雲母
石英
鉄
lmm
1.5mm
一
図
H
菫青石の産状を示す顕微鏡スケッチ
(東元ほか ,1983)
5)花間岩類
①花間岩類の区分
当地域の花闇岩類は二つの系統に分けられ、それらはこれまで広島花開岩、新期領家花蘭岩、
古期領家花闇岩と呼ばれている。以下花闇岩類について、西村ほか (1995)の記述を要約して述
べる。花自岩類はすべて白亜紀新世に貫入し、当地域の領家変成岩の下にも花闇岩が存在してい
ると考えられる。領家花南岩類は片麻岩に接触しているが、広島花闇岩はその一部を除けば、片
岩と非変成岩に接触している。広島花闇岩と新期領家花開岩は接触変成帯を形成しているが、古
期領家花開岩による片麻岩に対する接触変成作用は認められない。そこで、古期領家花闇岩は、
地下の深い場所で片麻岩に調和的に貫入した深成岩であると考えられている。
② 古期領家花間岩
古期領家花開岩は 89-103Maの K一 Ar年代を示すので、他の花南岩よりも少し古い傾向があ
る (東元ほか,1983)。それらは明瞭な片状構造 (鉱物が一定方向に並ぶ性質 )を示し、いずれ
も片状構造は接触した片麻岩の片麻構造状構造とほぼ平行的である。中でも蒲野花闘閃緑
岩は、岩国∼柳井地域に広く分布し、角閃石―黒雲母花闇閃緑岩 ∼ トーナル岩 (カリ長石に乏
しく斜長石に富む岩石)を主体とし、K一 Ar年代は 89Maである (東元ほか,1983)。その他当地域
で最も変成度の高い地帯 (Ⅵ b帯 )には、片麻岩の構造と整合的なレンズ状に、ざくろ石・菫青石
を含む両雲母
240
(白
雲母・黒雲母)花闘岩が産出する。
Ⅲ 岩国市の地質・地形
③新期領家花間岩
岩国南部地域で新期領家花闇岩として、滑 (ナメラ)花闇岩と木部 (キベ)花開岩がある。両者
とも大部分が中粒。均質な岩石で、部分的には葉状構造をもつている (東元ほか、1983)(写真 2)。
滑花自岩はぎくろ石を含む両雲母花闇岩で、まれに菫青石を含んでいる。滑花南岩の周囲では接
触変成帯の幅が広く、また同じ特徴を持つた花闇岩が片麻岩帯の中に広く見られるので、片麻岩
の下位に広く存在していると推定される。滑花開岩はⅢ帯の変成岩に累進的な高温の接触変成作
用を与えている。また木部花闇岩は、拍子木状のカリ長石の班晶を含む黒雲母花闇岩で、まれに
ぎくろ石が含まれる。木部花闇岩は、片麻岩(Ⅳ 帯 ∼Ⅵ 帯)と古期領家帯花闇岩の両者に接してい
る。
写真 2 滑花聞岩。画面水平方向に鉱物の配列が見られる。
岩国市科学センター所蔵 (写真提供は加納隆氏)
④広島花間岩
当地域の広島花闇岩類には、岩国花開岩、下久原 (シモクバラ)花闇岩などがある。これらには
一般に淡紅色のカリ長石が含まれ、K‐ Ar年代は 80∼96Ma(柴田、1979,東元ほか、1983)である。
岩国花開岩は粗粒。均質な角閃石―黒雲母アダメロ岩 (アルカリ長石と斜長石がほぼ等量で、花開
岩と花闇閃緑岩の中間の性質を示す岩石)で、K‐ Ar年代は 94Maである。下久原花闇岩は、中粒の
両雲母花闇岩で、K‐ Ar年代は 88Maである。広島花開岩との接触部に近い部分 (高温部)には,周
囲の泥質岩中に多量の紅柱石や菫青石が生じている。
%1
Ш 岩国市の地質・地形
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