The Assooiation Association for the Geologioal Geological Collaboration in Japan (AGCJ) (AGCJ } 地球科学 42 巻 6 号 (1988 年 11 月 ) 鬼首一湯沢マイロナイト帯 * 笹田政

Size: px

Start display at page:

Download "The Assooiation Association for the Geologioal Geological Collaboration in Japan (AGCJ) (AGCJ } 地球科学 42 巻 6 号 (1988 年 11 月 ) 鬼首一湯沢マイロナイト帯 * 笹田政"

みいかあさま
4 years ago
Views:

1 地球科学 42 巻 6 号 (1988 年 11 月 ) 鬼首一湯沢マイロナイト帯 * 笹田政克 * * Onikobe Yuzawa Mylonite Zone Masakatsu Sasada * * Abstract The NNW trending Onikobe Yuzawa Mylol ユ ite Zone extends for 45 km from Oni kobe Caldera,Miyagi Prefectureto Yuzawa,AkjtaPrefecture,northeast Honshu,Japan. rhe mylonite was derived from Cretaceous tonalite and grallodiorite,the ileld relation hip between the mylonite and the foliatedtonalite isgradational.the nlylonite is intruded by the Paleogene 皿 assive tonalite.the K Ar ages Qf the mylonite range from 75.6Ma to 88.5Ma.These factsindicate that the 皿 ylonitization proceeded d し lridg Late Cretaceous Dynamically recrystallized quartz aggregates in Inylonite are distinguished into P and S types, They were partly changed into blastomylonite through the intrusion of the younger tonalite. The micr } structure of the mylon 三 tes shows left latera2shear deformatiqn,the pre Tertiary nietamorphic and granitic rocks on the western side of the my め nite zone are comparable to those in the Abukuma Belt.The pre Tertiary basernent rocks on the east of the mylonite zone are composed of highly to weekly metamorphosed volcanic and sed 三 mantary rocks probably of Paleozoicages,and the Cretaceous granitic rocks,which are similar tq those of Kitakarni Belt.Hence,the Onikobe Yuzawa Mylonite Zone is probably a northern extension of the Hatagawa Frqcture Zone,which is a boundary between the Abukurna and Kitakami Be!ts, 1 はじめに東北日本の先第三系中には, 幾筋かの V イロナイト帯層が広く地表を被っているため, マイ P ナイトの露出は断続的となっている, 本地域ではこれまでに, 宮城県側の鬼首カルデラ周辺の 3 地域および秋田県側の桑ノ沢かが存在している. それらの方向は NNW SSE であり, ら東鳥海山にかけて, 合わせて 5 地域でトーナル岩質か全体として白亜紀の左横ずれ断層系を形成している ( 永広, おにこう 1982). ぺ鬼首一湯沢マイ卩ナイト帯もその一部であり, 宮城県鬼首カル岩類中に追跡され, として位買づけられるデラから秋田県湯沢まで白亜紀花崗地体構造上では畑川破砕帯の延長部 ( 笹田, ). 本論文では t 地熱調査に関連して最近得られた坑井データ, 放射年代値等をもとに, 鬼首一湯沢 V イロナイト帯について再検討した結果について述べ, さらに同 V イ卩ナイト帯にまっわる地体構造上の問題にっいても, 再度考察を試みる. U 地表に露出するマイロナイ b 鬼首から湯沢にかけての地域では, 新第三紀以降の地ら花崗閃緑岩質のマイロナイトが見出されている ( 笹田,1984), また, 鳴子南方では主としてマイロナイ b 礫からなる角礫岩が見つかっており, これらは NNW SSE 方向に延びる帯上にプ卩ヅトされる (Fig.1 ). それぞれの地域ごとにマイロナイトの産状をみると, 鬼首カルデラ西縁の大森および東鳥海山西麓の麓沢では, マイロナイトは角閃岩相から緑色片岩相の変成岩類を伴っており, 両者の面構造は調和的な関係になっている. 麓沢ではマイロニティックフォリエーションが 50 前後の傾斜でよく発達しており, それと低角度で斜交するシアバンドの配列方向から, 剪断の水平成分が左ずれであることが読みとれる (Plate I 1), また, 大森 * * * 1988 年 3 月 17 口受付, 1988 年 4 月 28 日受理日本地質学会篤 94 年学術大会にて一部講演東京支部, 地質調査所地殻熱部 GeologicalSurvey of Japan, Tsukuba 305 (30 )

2 鬼首一湯沢マイ卩ナイト帯 347 レ YA A GA TA 嘱 R 575.6H Sabu Sawa Ψ / 薩國 K Ar age Ma B ; Biotite.H: Hornblende W ; Who [e Rock DriltHole with Mylenite Dr[llHole vvithserpentinite Dril:Hole with Other Basement RGGks Fig.1.Distribution of the Ouikobe Yuzawa Mylonite Zone and the pre Neogene basement rocks at the central part of northeast Honshu.Japanmodified from Sasada ( 1985 ).K Ar ages are from Sasada ( 1984,1985,1988 ),Kawano and Ueda ( 1966 ), Okada et al. ( 1981 ) and this paper. ではマイロナイトは古第三紀の塊状トーナル岩に不調和的に貫かれている. 桑ノ沢では本マイロナイト帯の周辺部分を観察することができ, ここではマイ P ナイトは片状トーナル岩へと漸移している ( 笹田, 1984). 皿地熱坑井で見っかったマイロナイト地熱調査で最近本地域に掘削された坑井のうち, 鬼首カルデラの KR 5 坑井, 秋の宮地域の YO 3,YO 4, AM 1 及び 501 の各坑井でマイロナイトが見出されている ( Fig.2 ). これらの坑井掘削地点の地表付近は, 新第三紀以降の地層で占められているが, 深所には笹田 (1984) によりマイ卩ナイトの存在が予測されていた, (31 )

3 348 笹田政克 KR 50 YO 3 YO 4 AM 1 50t マ卩イナイトは全体に変質が顕著であり, 初生苦鉄質鉱物はすべて緑泥石緑れん石等の二次鉱物へと変化している. AM 1 は地熱開発環境調査により, 秋の宮に掘削され Cl た坑井である ( 地熱開発促進センター,1979). 同坑井の岩石は,7951n 以深 1,002m の坑底までが, 片状卜一ナ 5 cccc ル岩およびトーナル岩質マイ P ナイトからなり, それらの一部はさらにカタクラサイ化している (Fig.2), また, 全体に変質が顕著で, 緑れん石の細脈が頻繁に認められる ] c 501 坑井は日本重化学工業により, 秋の宮に掘削された 1,050m の地熱調査井であり, 深部に基盤の花崗岩質岩が見出されている ( 鷹觜ほか,1982),455m 以深坑底 E. a O IJ OO 顱圜圜 C し egend Ce 船 zob Vobar 曲 a 醐 SedF entary Rocks Cre 恰 ceous Mylor 漉 Cretaceous Tonali 竜 e and Granodiorite Me 忙 amorphlc Rocks Ca!acla5 Fig.2 Geologiccolumns of the geothermal drill holesat Onikobe caldera and Akinomiya, The locations of the drillholesare shown on Fig.1.The geologic column of 501 drill ho 工 e is modified frorn Takanohashi et al. ( 1982 ), te まで分布する花崗岩質岩はトーナル岩質マイロナイ F であり, 途中数か所に新第三紀の火山岩類および貫入岩類が認められる (Fig.2), 以上のほか, 本地域では地熱調査のために掘削された 8 本の坑井が, 花崗岩類変成岩類等の先第三紀基盤岩類に到達している (Fig,1 ). また, それらのうち, 上のナこい岱での 4 本の坑井 (KT 2,T 5,T 30,T 42) 及び秋の宮の YO 5 坑井で蛇紋岩が見出されている ( 地熱開発促進センター,1979 ; 岡田ほか,1981 ; 新エネルギー総合開発機構, 1985; 中ほか, 1987), IV マイロナイトの組織うえここでは本地域のマイ P ナイトの組織を, 再結晶した KR 5 坑井は, 地熱探査技術等検証調査により, 鬼首カルデラ内の神滝に掘削された 1,500m の坑井で,263m 以深にトーナル岩質マイロナイト, 砂質および塩基性の変成岩類及び少量の泥質および超苦鉄質の変成岩類がみられる. また, これらマ卩イナイト及び変成岩類の一部はさらに破砕され, カタクラサイトとなっている ( 笹田,1988). 石英に着目して 3 つに区分し, それぞれの特微についてる. 動的再結晶による石英集合体の組織は, 高温一述べ低歪速度下では等粒状に近い組織 (P タイプ ) となり, 低温. 高歪速度では, アスペクト比の高い石英で特黴づけられる組織 (S タイプ ) となることが, 岩石の変形実験から明らかにされている (Masuda and Fujimura,1981 ) 天然のマイロナイトにも両タイプのものが知られてお YO 3 および YO 4 は, 地熱開発促進調査湯沢雄り,P.S 両タイプに準じた区分が試みられている ( 高勝地域により, 秋の宮に掘削された坑井である ( 新エネルギー総合開発機構, 1985).YO 3 坑井は 294 エ n 以深 1, 203m の坑底まで塩基性および泥質の変成岩類, トーナル岩質マイロナイトおよび塊状花崗閃緑岩からなる (Fig,2 ), 塊状花崗閃緑岩は中粒相と細粒相からなり, 細粒相が中粒相及びマイロナイトを貫く関係にある ( 笹田, 未公表 ), YO 4 坑井では, 237rn から坑底の 1,001 皿まで, 片状トーナル岩およびそれと漸移関係にあるトーナル岩質マイロナイトからなるが, 途中には約 40 エ n ほどの新第三系がはさまれている (Fig.2) 本坑井の ] 一ナル岩および木,1985 ; 林高木, 1987). 本論文では再結晶石英のアスペクト比 3 をおおよその目安として,P タイプおよび S タイプに区分する. 本地域で最も多く認められるマイロナイトの組織は, 再結品石英が S タイプのものであるような岩石では, 斜長石カ (PlateI 2 ). このリ長石黒雲母角閃石は, 一般に変形および破断を伴いながらポーフィロクラストとなっている. 一方 P タイプの再結晶石英は, 麓沢のマイロナイトに認められる (Plate I 3). ここでは, 斜長石およびカリ長石の一部がポーフ dp クラストをつくるが, 黒雲母 (32 )

4 鬼首一湯沢マイ th ナイト帯 349 角閃石は全体として薄く延びた形の細粒結晶の集合体をつくっている. 麓沢の試料で再結晶石英の長軸方向の並び (Simpson and Schnlid,1983 ; Lister and Snoke, 1984 ) から求めた剪断のセンスは左ずれである. 第 3 のタイプは粗粒 ( 最大粒径 1 2 皿 m ) で,3 前後のアスベクト比をもっ再結晶石英で特微づけられる組織で (Plate エー 4),YO 3 坑井および大森の北東側斜面にみられる. このタイプの岩石では斜長石はポーフ dp クラストとして産するとともに, 同鉱物のみからなる細粒結晶の集合体となっている. 黒雲母および角閃石はいずれも細粒結晶の集合体となっている. これらの岩石はいずれも近傍で塊状の花崗岩質岩に貫かれていることから, 前述した P タイプあるいは S タイプの石英をもつイロナイトが, 花崗岩質岩の熱の影響でさらに再結晶し. 粗粒化した一種のブラストマイロナイト ( 高木, 1982) であろう, なお, 大森では苦鉄質鉱物はすべて緑泥石等の二次鉱物に変質している, V K Ar 年代と v イ卩ナイトの形成時期本地域の白亜紀花崗岩類の K Ar 年代は, 第三紀貫入かむ 4 岩類の熱の影響が認められる神室山塊のものを除くと, Ma の範囲にはいる (Fig.1 ) マ, 一方, イロナイトを貫く塊状トーナル岩の K Ar 年代は 51.9 ± 2.6Ma であることから, V イロナイトの形成時期は白亜紀後期から古第三紀のはじめにかけての範囲に限定される ( 笹田,1984), さて, マイ卩ナイトについて, これまでに麓沢からの黒雲母で 76.1± 3.8Ma の K Ar 年代が得られているが ( 笹田, 1984), 今回 KR 5 坑井のマイ卩ナイトの角閃石で 75.6± 3.8Ma,YO 3 坑井のブラストマイロナイトマの黒雲母で 85.9 ± 4.3Ma,88.3± 4.4Ma.88.5 ± 4,4Ma の年代値が得られた, また, 同坑井の塊状花崗閃緑岩 ( 中粒相 ) の黒雲母では,97.0± 4.9Ma の年代が求められた (Table 1 >. なお, 鉱物分離および K Ar 年代測定は, いずれもテレダィンアイソトープ社に依頼して行われた. これら試料の黒雲母の緑泥石化は一般に軽微であるので, 黒雲母の分析値のカリウムの値が低いのは, おそらく分離が十分に行われなかったためとみられる. マイロナイトの K Ar 年代は, マイロナイト化が鉱物中の Ar の閉鎖温度より高温側で起っていた場合は, 通常の深成岩類の K Ar 年代の解釈と同様, その閉鎖温度まで温度が低下した時期を表わしていると考えてよいだろう. しかし, 閉鎖温度以下でもマイロナイト化が進行していた場合は, 鉱物の変形及び再結晶が K Ar 年代に影響を与えているかもしれない. 本地域の麓沢及び KRfi 5 一マ坑井のイロナイトの K Ar 年代 (76.1Ma および 76.5 Ma ) は, 鬼首一湯沢マイ P ナイト帯の近傍に分布する白亜紀花崗岩類の K Ar 年代 (87 100Ma ) と比べ, 明らかに若くでている. 中央構造線に沿うマイ P ナイトでも, 原岩の一連の冷却史のみでは説明ができない K Ar 年代が報告されており, これについてはマイロナイト化終了後の何らかの熱的事変により, 4 Ar が逸脱したものと解釈されている ( 柴田高木,1988 ). 本地域のマイロナイトの若い年代をもたらした原因については, 現在のところ特定するまでにはいたっていないが, マイ卩ナイト化作用に関連した問題として, 今後検討すべき課題と考えられる. また,YO 3 坑井のブラストマイロナイトについては, Ma の K Ar 年代は地質的状況から見て, マ卩イナイト化終了後の花崗岩類の貫入による若返りの年代ではないかと考えられる. Table 1.K Ar ages of the mylonite and tonalite from the Onikobe Yuzawa Mylonite Zone,K Ar ages were determined by Teledyne Isotopes.The constants for the age calculatiqn are : A β = 一 10yr!, 2fi=0.581 x 10 一且 yr 1, 弖 ol ( : atom per ato 皿 of natural potassium KR 5 : (38 46 厂 58 尸 N, E ), YO 3 : ( N, t E ), Wel! No. KR 5 Deptfi ( 皿 ) R ck 飯 970 Mylonite Mtnera1XK Hornblende O 与 A R d ( cstp / ) ZA A. Ag ( M ) ± YO Mylonite Biot te 土 4.4 YO Mylonite Biotite 上.3 ア 1.36L ± 4.4 YO Mylen エ te BiD ゼite L ± 4.3 YO Tona ユ ite Bio ヒ i ヒ e , ア凾 (33 )

5 350 笹田政克いずれにせよ上に述べた K Ar 年代及びマイ卩ナイトが古第三紀の花崗岩類に貫かれるという事実から, 鬼首一湯沢マイ Pt ナイト帯の形成時期は白亜紀後期と考えてよいだろう. Vl 地体構造に関連した問題 A. 先白亜系の地質構造とマイロナイト帯まず, 鬼首一湯沢マイ P ナイト帯周辺地域の先白亜系の地質を概観すると, 本マイロナイト帯の東側は, 弱変成の堆積岩類, 緑色片岩黒色片岩等の変成岩類および蛇紋岩からなり, 一方西側は黒雲母片麻岩等の高度の変成岩類からなる ( 笹田,1985). 本 V イロナイト帯の東側に見られる堆積岩類は, 粘板岩砂岩チャート石灰岩輝緑凝灰岩からなり, 桑原岳焼石岳南麓真湯本寺鬼首カルデラ北縁芦沢 lc 分布している ( 北村谷,1953 ; 北村,1959,1965 ; 武藤,1965 ; 斎藤,1966 ; 笹田,1985), これらのうち真湯の石灰岩が二畳系であることがわかっている ( 北村谷,1963). 変成岩類についてみると, 本マイロナイト帯の西側では, 黒雲母片麻岩角閃岩等からなる高温低圧型の変成岩類が, 神室山塊に広く分布している ( 加藤,1951; 片山梅沢,1958 ; 大沢角,1961 ; 加納,1966; 菅井, 1978 ; 臼田ほか,1981). 一方, 本マイロナイト帯の東側では, 焼石岳南麓鬼首カルデラ杉ノ森沢の地表および上の岱秋の宮鬼首の坑井から, 緑色片岩相および角閃岩相の変成岩類が見出されている ( 北村蟹沢, 1971 ; 蟹沢, 1969 ; 岡田ほか,1981 ; 岡田, 1982; 新エネルギー総合開発機構, 1985 ; 中ほか, ; 笹田, 1988). またマ, 本イ Pt ナイト帯内およびその東側では, 秋の宮の坑井等で蛇紋岩が見出されて川渡及び上の岱いる ( 青木, 1972; 地熱開発促進センター,1979; 岡田ほか,1981 ; 新エネルギー総合開発機構,1985). 上に述べてきた先白亜系の分布からみると, 鬼首一湯沢マイロナイト帯は, 神室山塊にまとまって分布する高温低圧型の変威岩類の東縁を限っており, その東側は堆積岩類緑色片岩相および角閃岩相の変成岩類蛇紋岩といった多様な岩石の分布域となっている. 神室山塊の変成岩類は, 阿武隈 ( 御在所一竹貫変成岩類 ) の延長と考えられるので ( 渡辺,1950 ; 黒田,1963 ; 島津,1964 ; 蟹沢, 1969 ; 笹田, 1985), その東側を限るという意味から, 本マイ卩ナイト帯は阿武隈山地の東縁を走る畑川破砕帯 (Sendo,1958 ) の北方延長と考えてよいであろう. なお, 本マイ Pt ナイト帯東側の基盤岩類は, 松ケ平八茎の変成岩類 ( 黒田小倉,1960 ; 関,1962) を伴う畑川破砕帯東側の阿武隈東縁帯の岩石と類似しているようにみえるが, 本マイロナイト帯東側地域の研究は変成岩類を含め十分とはいえず, 対比の問題は今後の課題であろう, さて, 畑川破砕帯はマイロナイトおよびカタクラサイ轡丶丶脇幺丶競軌ユ冨 O 豊瞳い N 糖ン / 一 mkoo1 F 孟 9 3.Cretaceousmylonite zones and geologic provinces of northeast Honshu.M.Z,: Mylonite Zone,F Z.:Fracture Zone,T, L.: Tectonic Line,A :A $ahi,n : Nihon koku,o : Obonai,S : Shirakami Dake,T : Taihei Zan, bからなり, 左横ずれのセンスをもっている. その活動時期は白亜紀に求められており, 第三紀以降はあまり動いていない ( 永広ほか, 1978 ; 永広 1982)., 前述した鬼首一湯沢マイロナイト帯の運動像は, このような畑川破砕帯の特鐓と, よく一致しているといえる. B. 白亜紀花崗岩類マ白亜紀花崗岩類では, 鬼首一湯沢イロナイト帯をはさんで, 化学組成帯磁率等に差異が認められる ( 笹田,1985). まず, 主化学組成にっいてみると, 西側の花崗岩類は東側のものに比べて鉄の酸化状態が低く, MgO,K20,P20s に富む傾向がある帯磁率では東側の花崗岩類が emutg より高いのに対し, 西側 (34 )

鬼首一湯沢マイ P ナイ b 帯 351 では 50 10 6 emu!g 以下である. 帯磁率から見ると東 1966 ; Shibataand Ishihara,1979 ; 大沢ほか,1981) 側のものは北上帯西部地域の花崗岩類 IC, 西側のものは阿武隈帯の花崗岩類にほぼ対比される ( 金谷石原, 1973 ;Ishihara,1979 ).

6 鬼首一湯沢マイ P ナイ b 帯 351 では emu!g 以下である. 帯磁率から見ると東 1966 ; Shibataand Ishihara,1979 ; 大沢ほか,1981) 側のものは北上帯西部地域の花崗岩類 IC, 西側のものは阿武隈帯の花崗岩類にほぼ対比される ( 金谷石原, 1973 ;Ishihara,1979 ). また,Sr と同位体比の初生値は, 北上帯の花崗岩類が O.704 O.705, 阿武隈帯のものが O の範囲にはいるが, 本地域の秋の宮の斑れい岩 ( 本マイ β ナイト帯の西側 ) の値はで, 阿武隈のものに対比される (Shibataand Ishihara, 1979 ), K Ar 年代にっいては, 若返りのあるものを除くと, 本マイロナイト帯の東側では Ma で, 西側では 94 97Ma となっている ( 河野植田,1966; 岡田ほか, 1981; 笹田,1985,1988). 花崗岩類の K Ar 年代にっいては, このように本マイ P ナイト帯をはさんで顕著な差異は認められないが, 強いて北上帯および阿武隈帯のものと比べてみるなら, 東側のものは 120Ma 前後の年代の多い北上帯の花崗岩類の若い方に属し ( 河野植田, 1965a), 西側は神室山塊の若返りのあるものを除くと, 阿武隈帯の花崗岩類の K Ar 年代が集申する範囲 (90 100Ma )( 河野植田, 1965b ) にはいるといえるが, 本地域の花崗岩類全体を, 阿武隈帯の花崗岩類と似た年代のものと見ることもできる, 以上述べてきた白亜紀花崗岩類についてまとめると, 鬼首一湯沢マイロナイト帯をはさんで花崗岩類の諸性質に違いがみられ, 西側のものは阿武隈帯の花崗岩類と, 東側のものは北上帯のものと共通点が多い. このことから, 本マイロナイト帯は白亜紀花崗岩類の岩石区の境界付近を通っているといえるであろう. ただ K Ar 年代については, 本マイ卩ナイト帯をはさんで大きな差異はないように見える. C. 鬼首一湯沢マイロナイト帯の北方延長最後に, 畑川破砕帯から鬼首一湯沢マイロナイト帯へと続く白亜紀のマイ卩ナイト帯の北方延長部にっいて, 問題を整理してみたい. 東北日本では白亜紀の大規模左ずれ断層が,NNW SSE 方向に延びているという特徴が認められる ( 永広, 1982). この事実に依拠し, 鬼首一湯沢マイロナイト帯を単純に北北西へと延ばしていくと, その先には青森県西部の白神岳のマイ卩ナイト ( 片田大沢, 藤本, 1978) が存在している. 白神岳のマイロナイトは白亜紀の花崗岩類を原岩としたものであるので ( 河野植田,1966), 鬼首一湯沢マイロナイト帯の北方延長部の候補となるであろう. しかし, この場合阿武隈帯のものと岩石学的性質が類似する花崗岩類および幅 8km 以上の角閃岩相の広域変成帯が潜在している可能性のある秋田県太平山の複合岩体 (Kano et al.,1964 ; 加納ほか, が, 鬼首一湯沢と白神岳を結ぶ線の東側にはいってしまうという問題が残る. お白神岳の東側では, 上述の太平山および同じ秋田県のぽない生保内に分布する白亜紀花崗岩類中に, マイロナイトが存在するとの記載がある. しかし, それらはいずれも第三系との境界部付近に小規模に分布しているにすぎず, 連続性に乏しいようにみえる (Kano et al,1964 ; 加納小林,1979 ; 大沢ほか,1979). 太平山生保内のさらに東側に鬼首一湯沢マイロナイト帯の北方延長がくる可能性も残されてはいるが, これまでのところ白亜紀のマイ卩ナイトは見出されていない. なお, 焼石岳南麓で圧砕構造を示す古期石英閃緑岩 ( 北村蟹沢, 1971) は, 角閃石から 244Ma の K Ar 年代が得られており, 白亜紀のものではない ( 笹田,1985), 以上述べてきたように, 鬼首一湯沢マイロナイト帯の北方延長の問題は, 説得力のある仮説をたてるのに十分な証拠が, まだ揃っていないようにみえ, 問題を今後に残している. MI まとめ鬼首一湯沢マイロナイト帯は, 宮城県鬼首カルデラから秋田県湯沢にかけて. 長さ 45km, 幅 1 3km の範囲で, 地表および地下深所 ( 地熱用坑井 ) に追跡される. 本マイロナイト帯は白亜紀後期に形成されたもので, 左ずれの剪断センスを示している. 本マイ卩ナイト帯中には,P タイプおよび S タイブの再結晶した石英で特徴づけられる岩相およびそれらが花崗岩類の熱の影響で再結晶粗粒化したブラストマイ卩ナイトが分布している. 地体構造上, 鬼首一湯沢マイロナイト帯は, 阿武隈変成岩類の延長と考えられる神室山塊の高温低圧型の変成岩類の東縁を限ることから, 畑川破砕帯の北方延長部に相当するといえる. 白亜紀花崗岩類の諸性質は, 本マロナイト帯を境 IC して異なり, 東側は北上帯の花崗岩類と, 西側は阿武隈帯の花崗岩類と共通する点が多い, 謝辞早稲田大学高木秀雄氏には, マイロナイトの見方にっいて御教示いただくとともに, 草稿を読んでいただき, 多くの御指摘をいただいた, 地質調査所地質部山田直利氏には, 草稿を読んでいただき, 地体構造上の問題等について御指摘いただいた. 地質調査所地殻熱部角清愛 ( 現日本重化学工業 ), 山田営三, 金原啓司の各氏には, 研究遂行上多くの助言および励ましをいただいた. 日本重化学工業には 501 坑井の基盤岩類について, 公表を許可していただいた. また, 同社土井宣夫氏にはイ (35 )

352 笹田政克同坑井の地質について, 有益な討論をしていただいた. 地質調査所技術部佐藤芳治安部正治宮本昭正の各氏には多数の薄片を作成していただいた. 以上の方ゐに厚くお礼を申し上げる次第である. また, 本論文発表の機会を作って下さった地球科学編集委員会田沢純一氏および多くの有益な御指摘をしていただいた匿名の査読者の方に感謝いたします.

7 352 笹田政克同坑井の地質について, 有益な討論をしていただいた. 地質調査所技術部佐藤芳治安部正治宮本昭正の各氏には多数の薄片を作成していただいた. 以上の方ゐに厚くお礼を申し上げる次第である. また, 本論文発表の機会を作って下さった地球科学編集委員会田沢純一氏および多くの有益な御指摘をしていただいた匿名の査読者の方に感謝いたします. 文青木守弘 (1972) 宮城県川渡産蛇紋岩にっいて. 地質雑,78, 地熱資源開発促進センター (1979) 昭和 52 年度発電用地熱開発環境調査報告書,2. 上の岱地域. 永広昌之 (1982) 東北日本の NNW 性断層群一棚倉破砕帯の姉妹断層一. 月刊地球,4, , 大槻憲四郎福留高明 (1978) H 本列島における白亜紀古第三紀の大規模断層運動と中央構造線.MTL,3, 藤本幸雄 (1978) 青森県白神岳復合花崗岩質岩体の岩石の構造, 岩鉱,73, 正貴高木秀雄 (1987) 長野県南都における中央構林造線の圧砕岩にみられる再結晶石英の形態ファブリック, 地質雑, 93, Ishihara,S. ( 1979 ) Lateral variation of 皿 ag ユ etic susceptibility of the Japanese grnnitoid.fo % r. Geol.Soc.faPan,85, 金谷弘石原舜三 (1973) 日本の花崗岩質岩石にみられる帯磁率の広域的変化. 岩鉱,68, 蟹沢聡史 (1969) 東北地方に点在する変成岩類地質論集 4,, 加納博 (1966) UMP A Zone ( 1965> における 2,3 の int usive granite の構造と形態 ( 概報 ).UMP A. Zone 地質構造部門連絡紙, 5,2 16. Kano,H.,Yanai,K.and Tsuji,M ( 1964) The geo logy and structure Qf the Taiheizarl complex pluton with special reference tq the basement problem of the Green Tuff regiorl.four.1 匝 π. (:oll,akita Univ.,Ser,A, 3, 加納博矢内桂三辻万亀雄河瀬章貴蟹沢聡史 (1966) グリーンタフ地域における 2 3 の基盤花崗岩の構造とその意義. 地団研専報,12,1 15. 小林治朗 (1979) 秋田県生保内東方脊稜山地の先第三系基盤花崗岩質岩類一花崗岩ブルトソの構造岩石学 (1 ) 一. 秋田大地下資源研報,45, 片田正人大沢穰 (1964) 青森県南西部にみられる片状花崗岩 ( 白神岳花崗岩類 ). 地調月報, 15, 片山信夫梅沢邦臣 (1958) 7 万 5 千分の 1 地質図幅献鬼首及び同説明書, 地質調査所加藤磐雄 (1951) 東北地方油田第三系下部層の堆積学的考察 ( 第 2 報 ), 下部層における火成活動 ( 新庄盆地東縁脊梁の第三紀完晶質火成岩について ). 岩鉱,35, 河野義礼植田良夫 (1965a ) 本邦産火成岩の K A dating ( ll) 一北上山地の花崗岩類一. 同上,53, (1965b) 同上 ( 皿 ) 一阿武隈山地の花崗岩類一. 同上,54, , 一一 (1966) 同上 (N ). 一東北日本の花崗岩類一. 同上, 56, 41 55, 北村信 (1959) 東北地方における第三紀造山運動について一 ( 奥羽脊梁山脈を中心として ) 一. 東北大地質古生耳勿研邦幸艮, 49, 1 98, 一 (1965) 5 万分の 1 地質図幅焼石岳及び同説明書. 地質調査所. 谷正已 (1953) 岩手県胆沢郡西部および西磐井郡西部の地質について, 其の 1. 岩鉱,37, 蟹沢聡史 (1971) 奥羽脊梁山脈焼石岳南麓の先第三系基盤岩類. 東北大地質占生物研邦報, 70, 黒田吉益 (1963) 東北目本の深成変成岩類の相互関係. 地球科学, 67, 21 29, 小倉義 tff(1962) 北部阿武隈山地における点紋片岩の発見とその意義. 岩鉱, 44, Lister.G.S.and Snoke,A.W. ( 1984) S C mylonites, 丿 Olll: Strptct,Geol.,6, Masuda,T.and Fujimura, A. ( 1981) Microstruc tural development of 丘 ne grained quartz aggrega tes by syntectonic recrystallization, ヱ ectonophysics, 72, 武藤章 (1965) 秋田県南部地域の新第三系の層序. 地肇气秦挂,71, 中束策竹内律夫眉田峻福永明 (1987) 上の岱地域における地熱探査と開発調査. 地熱 24, 岡田博 (1982) 秋田県南泥湯地域の地熱資源. 鉱業会秋季大会演旨 L, 且一 14. 岩田峻幢 i[ 奇哲夫 (1981) 秋田県泥湯地域の基盤地質構造について. 昭和 56 年度地熱学会演旨, 13. 大沢濃角清愛 (1961) 5 万分の 1 地質図幅羽前金山及び同説明書地質調査所一加納博丸山孝彦土谷信之伊藤雅之平山次郎品田正一 (1981) 大平山地域の地質地域地質研究報告 (5 万分の 1 図 1 隔 ), 地質調査所. 斎藤靖二 (1966) 脊梁山脈西縁地域の先第三系.UMP A Zone 地質構造部門連絡紙,5, 笹田政克 (1984> 神室山一栗駒 lll 地域の先第三紀基盤岩マ卩類一その 1 鬼首一湯沢イナイト帯一. 地質雑, 9, 一 (1985) 同上一その 2 阿武隈帯と北上帯の境界一, 同上, 91, _(1988) 鬼首カルデラ内 KR,KR 5 坑井の先第三紀基盤岩類, 地調幸艮告,268, 関陽太郎 (1962) 48, 11 福島県八茎鉱山附近の結晶片岩. 岩鉱, 18. Sendo,T. ( 1958)On the granitic rocks of Mt.Ota kine and itsadjacent districtsin the Abukuma Massif,Japan.Sci.Rep.Tohoktf Univ.,Ser.3,6, (36 )

8 図版 1 ( 笹出政克 ) 地球科学 42 巻 6 号 (1988 年 11 月 )

9 鬼首一湯沢マイロナイト帯 Shibata.K.and Ishihara,S.(1979) Initia 3TSr 王! sesr ratios of plutonic rocks from Japan.Contrib. Miner α1.petrol.,70, 柴田賢高木秀雄 (1988) 中央構造線沿いの岩石および断層内物質の同位体年代一長野県分杭峠地域の例一. 地質雑,94, 島津光夫 (1964) 東北日本の白亜紀花崗岩. 地球科学, 71, ;72, 新エネルギー総合開発機構 (1985) 地熱開発促進調査報告書, 7. 湯沢雄勝地域. Simpson,C.and Sch 皿 id,s.m. ( 1983 ) An evalua tion of criteria to deduce the sense of movernent in sheared rocks.bul9.geol,soc.am.,94, 菅井敬一郎 (1978) 最上町自川水系にみられる新第三系基盤岩類にっいて山形県総合学術調査会神室山力口無口, 高木秀雄 (1982) に関する聞題点 31, r イ卩ナイトの定義及び圧砕岩の分類早大教育学術研究一生物地学編一, 1985) 紀伊半島東部粥見地域における領家帯の圧砕岩類. 主也質朶隹,91, 鷹鍔守彦千葉義明佐藤浩 (1982) 秋の宮 ( 秋田県 ) 地熱地域の地質と地熱調査. 地熱,19, 臼旧雅郎村山進岡本金一自石建雄高安泰助乗富一雄狐崎長琅山脇康平 (1981) 秋田県総合地質図隔稲庭及び同説明書. 秋田県. 渡辺万次郎 (1950) 北上山地の火成活動, 地団研専報, 4,1 23. 図版の説明 Plate I 1.The upl ) er surface Qf the polished horizonti, 工 section of the mylonite ( Sample No, ) from Fumoto Zawa.The shear band (S) shews a 弖 eft latera! shear, 2.S type エ nylonite ( Sarnple No )from Sabu Sawa.Photomicrograph with crossed polars. 3.P type mylonite ( Sample No )from Fumoto Zawa.The long axis of the recrystallized quartz is oblique to the my!onitic foliation,indicating left Iateralshear.Photo エ nicro 望 aph with crosscd polars. 4.Blastomylonite from 895 皿 depth of YO 3 drill hole at Akinomiya, PhotQ micrograph with crossed polars. (37 )

名称未設定-1

名称未設定-1 蔵王火山基盤岩の新知見山形大学理学部地球環境学科加々島慎一吉田哲平はじめに東北日本のような沈み込み帯の火山帯ではマントルで発生したマグマが地殻を上昇する過程で地殻構成岩石から化学的な影響 ( マグマ組成の変化 ) を受けることがある火山を構成する岩石の化学分析値からマグマの成因や進化過程を解明する上で地殻構成岩石の影響を考慮することができればより真実に近づいた火成活動モデルを構築することができる