398 田近淳 岩田圭示 黒沢邦彦 はじめに 西南北海道には グリンタフ を主とする新第三系の 基盤として, 粘板岩 チャートなどからなる先第三紀堆 積岩類が点々と分布する ( 第 図. これらは, 主として 石灰岩から産出する化石の研究 ( 橋本 島田, 960; 湊 国府谷,963; 坂上ほか,

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1 地球科学 38 巻 6 号 (984 年 n 月 ) 3Y7 407 西南北海道 * 島牧村大平山周辺の中生界 * * * * * * * 田近淳 岩田圭示 黒沢邦彦 Gelgy f the Meszic System arund Mt Obira Shimamaki, Suthwest Hkkaid Jun TAJIKA, * Keiji IwATA * * and Kun 圭 hikkursawa * The Meszic system,newly named Tmarigawa Grup,is distributed in Shimamaki area, Suthwest Hkkaid.It is dividedintfllwingtw. frmatins,namely the Kanaya 皿 aga wa and the Garzawagawa Fr 皿 atins 三 n ascellding rder. The Kanaya 皿 agawa Fr 皿 atin is divided intthree members,that is the Lwer,Midd!e shaly fiysh and Upper Members.The Lwer Member is cmpsed mainly f shale and ( alternatins f sandstne and sha 正 e >,assciated 輌 th chert,imestne and basic tuff.the Middle Member is characterized by the dminance f chert.the UppeT Me 皿 ber cnsists f fiysh,assciated with chert,pebbly shale,cqng 正 merate and thick arksic sandstne. This fr 皿 atin yeilds s 皿 e UpPer Jurassic radilarians and UpPer Triassic cndnts frm cherts.the ttal thickness exceeds l00 meters. The Garzawagawa Frmatin,cnfrmably verlying the Kanaya 皿 agawa Frmatin,is divided int the Upper and Lwer Mernbers.The Lwer Member is cmpsed mstly f li 皿 estne, basictuff and chert,assciated witll alternatins f chert and shale.the Upper Menlber cnsists f greenstnes and chert, assciated with limestne,shale and arksic sandstne,greenstnes are made up largely f rewrked hyaldastite ( hyalclastic r epi clastic. vlcanic breccia,sandstne and siltstne ),but includesmall amunts f pmw lava a nd 皿 assive Iava SQ 皿 e fqssils such as calcareus algae,hexacrals and Upper Triasslc cndnts ha 寸 e been btained frm limestnes f this frmati n.hwever,these h 皿 estnes are largely cngl 皿 eratic,r blcks f arius size,which are included in greenstnes. Such feature describedabve suggests that limestnesf this frmatin include partly all cthdnus nes.based n radilarian fssilsbtained frm chert and shale,the age f this f matin seems t range fr 皿 Upper Jurassict early Cretaceus.The tta! thickness exeeed 400 皿 eters, The. sediment f this grup seems t h と ve been transprted frm fllwingtw prvinances, namely,granitic hinterland and shallw seamunt cmpsed f greenstnes and Iimestne. This grup was depsitedwell away frm granitic hinterland,but in the vicinity f sha!lqw seamunt. The Tmarigawa GrQup,which includes allcthnus seamunt materials, 皿 ay be cmparable t the submarine terrace sediments n the cntinental slpe r ti ench sedi merlts,but furtherdetailedstudy 主 s necessary befre we cme t ur final cnclusin. * * * * * * 目本地質学会第 89 年学術大会 ( 新潟 ) で一. 部講演. 札幌支部, 北海道立地下資源調査所 GelgicalSurvey f HkkaidQ,Kita 9 Nishi 2,Kitaku,Sappr,060 Japan. 同, 北晦道大学理学部地質学鉱物学教室 Department f Gelgy and Mineralgy,Faculty f Science,Hkkaid University,Kita 0 Nishi 8, Kitaku,Sappr,060 Japan. (9 )

2 398 田近淳 岩田圭示 黒沢邦彦 はじめに 西南北海道には グリンタフ を主とする新第三系の 基盤として, 粘板岩 チャートなどからなる先第三紀堆 積岩類が点々と分布する ( 第 図. これらは, 主として 石灰岩から産出する化石の研究 ( 橋本 島田, 960; 湊 国府谷,963; 坂上ほか, 969 ; 吉田 青木, 972 ; MINuRA & KAT 978 など ) によっ ら前 中期中生代の地層とされ, て, 後期古生代か 地質構造区分上, 北部 北上帯 岩泉帯の北方延長と考えられてきた. しかし, 西南北海道の先第三系に関する知識は断片的であ D, 産出化石の層位的位置づけについても不明な点が多い. 最近, 豊原ほか (980) は北部北上自地から西南北海 道に至る各地の石灰岩 チャートよリコノドント化石を 報告した, この報告によっ て従来考えられてきた各地の 層序と時代論は相互に矛盾していることが明らかとな り, これらの再検討が必要となってきた. このような問 題は単に北部北上帯 ならず, る, ( 広義 ) の構造発達史に関わるのみ 北海道中軸帯の発達史を考える上でも重要であ 以上のべたような状況をふまえて筆者らは渡島半島北 お びら 部の大平山山塊に分布する先第三系の層序を検討してき たが, 小論では, 北日本の中生代構造発達史を考える新 たな資料として, 大平山山塊北部の島牧村大平山周辺地 域の中生界の岩相層序および産出化石を報告し, その意 義について考察する. 産出化石および緑色岩類の岩石学的検討の詳細については別の機会に報告する. なお, 当地域に分布する堆積岩 火山岩類よりなる先 第三系を, 最も典型的に発達している島牧村泊川に因ん で, 泊川層群 ( 新称 ) と呼ぶことにする. H 地質の概略 調査地域は島牧村大平山周辺の東西約 0km, 南北約 0km の範囲である ( 第 図 ). このうち泊川層群の分布ちはせするのは千走川流域 泊川流域 大平川流域である. 泊 川流域から大平川支流ヒヤミズ沢川にかけての地域 ( 以 下, 泊川地域と称する においては, 泊川層群は新第三紀の基盤上昇地塊を構成して広い分布を示している, 一 方, 千走川や大平川上流地域では, 緩傾斜の新第三系に おおわれ, 川筋にそってわずかに露出するにすぎない, 泊川層群は頁岩 チャート 緑色岩類 石灰岩 砂岩 礫岩よりなる全層厚 2500m 以上に達する地層である. 地 質図 ( 第 2 図 および地質柱状図 ( 第 3 図 に示したように, 本層群は, 下位の頁岩 チャートを主体とする金山川層と上位の緑色岩類 石灰岩 チ a 一トを主とするガロ沢川層とに 2 分できる. 泊川地域および大平川流域の泊川層群は大局的には NNE SSW の走向で,45 A 85 NW lc 傾斜した同斜褶曲構造をなす. 砂岩の級化構造などから地層の正逆関係 を検討すると, ガロ沢川中流からヒヤミズ沢川中流にか けては転倒向斜軸, 一方, 泊川上流部には転倒背斜軸の存在が, それぞれ推定される. さらに, 地層の走向にほぼ平行な断層による地層のくり返しが推定される. 千走 川流域における泊川層群は, 多くの断層によっ て擾乱さ れ, その構造は複雑である ( 第 4 図 ). 本層群の頁岩および緑色岩 石灰岩の一部には, 層理にほぼ平行する弱いスレートヘキ開が発達している. 本層群の一部は石英閃緑岩の迸入によリホルンフェルスとなっている. また, 新第三紀の岩脈や鉱化変質帯が多数発達している. 第 図西南北海道の先第三紀基盤岩類の分布と調 査地域位置図 : 先第三紀堆積岩類, 2 : 白亜紀花崗岩類, 矢印 (Fig.2 ) は泊川地域, 同 (Fig.4 ) は千走川流域. Ill 層 A. 金山川層 ( 新称 ) 金山川から泊川林道金山川橋下流に至る地域を模式地とし, その分布は金山川周辺および泊川上流, 千走川流 序 (20 )

3 西南北海道 島牧村大平山周辺の中生界 399 Q マ H : L : : 第 2 図泊川地域の地質図および地質断面図 : 新第三系および第四系, 2 : 石英閃緑岩, 3 8 : 泊川層群, 3 : 層状チ it b, 4 : 石灰岩, 5 : ガロ沢川層上部層 ( 緑色岩類 ), 6 : 同下部層 ( 含石灰岩礫凝灰岩 ), 7 : 同砂岩頁岩 ( チャート を挾む ),8 : 金山川層頁岩および砂岩頁岩互層 ( チ ャートを挾む ),9 : 化石産地 ( 印は放散虫化 石産地口印は大型化石産地囹印は中野ほか (979) にょるコノドント化石産地 ), HY : ヒャミズ 沢川, OB : 大平山,KN : 金山川, KM : ヵモィ沢, GR : ガ卩沢川 (2 )

4 400 田近淳 岩田圭示 黒沢邦彦 7 9 u 6 乢 コ 詞 つ一 NO L 4 8 L 2 σ コ コ匚豊 ABCDEF L 3 }Om 0 第 3 図地質柱状図 U : 上部層, M : 中部層, L : 下部層,A : 石灰岩,B : 緑色岩類, 岩優勢砂岩互層, E : 等量ないし砂岩優勢互層, F : 砂岩 C : チャート,D : 頁岩 頁 (22 )

5 西南北海道 島牧村大平山周辺の中生界 40 域に及んでいる, 模式地付近では全層が逆転している. 層厚は模式地で 0 皿以上, 泊川上流では 300 皿以上で あるが, いずれも下限が不明である 本層は岩相上, 頁岩および頁岩優勢砂君互層を主とす る下部層, チ ャートを屯とする中部層, 頁岩優勢砂岩互 層を. r: とする上部層に 3 分される. 下部層 層厚 350m 以上. 厚さ 0 30cm 以下の暗灰 色ないし暗緑色チャートをひんばんに挾む頁岩および頁 岩優勢砂岩互層よりなる 部分的に, 厚さ 0 数 m の淡緑 色層状チャート層や, 含石灰岩礫凝灰岩の薄層を挾むこ とがある. 中部層 層厚約 250m, 暗灰色ないし暗緑色 ( まれに 赤色 ) を呈する厚さ 0cm 前後のチャート単層よりなる 層状チャートを主体とする. 金山川ではこれらに厚さ 0 数 rn 以下の含石灰岩礫凝灰岩や石灰岩を挾む. 上部層 層厚約 450m, 頁岩優勢砂岩互層よりなる. 模式地では中位にやや厚い層状チャー を鋏む. 泊川上流に分布する金山川層は厚さ数 m の暗緑色層状チャー トを挾む頁岩および砂岩頁岩互層が主体で, このような 岩相および上位のガ P 沢川層との累重関係から, 上部層 に相当するものと思われる. 互層部の砂岩は一般に厚さ 0 25cm の細粒ないし中粒の暗灰色砂岩を主体として いるが, しばしば厚さ数皿の粗粒砂岩や礫岩となること もある. 千走川流域に分布する金山川層は, 頁岩優勢砂 岩互層 層状チャート 塊状砂岩 礫岩などからなり, スランプ褶曲および含礫頁岩など, 乱堆積構造が発達す る. これらは岩相からみると上部層にあたるものと思わ れるが, 擾乱されているために, はっきりしない ( 第 4 図 ). 金山川層の互層部を構成する砂岩 礫岩および頁岩の 単位層には, 級化層理 平行葉理 コンボリ a 一ト葉理 などの内部堆積構造が良く発達し, タービダイ b として の特徴を備えている ( 第 5 図 ). 礫岩中の礫はほとんどが細礫ないし中礫サイズのチャート 珪質頁岩 頁岩であり, 礫形は亜円礫 円礫である. 砂岩は長石質アレナイト * に分類されるもので 第 6 図 ), カリ長石 ( とくに微斜長石 パーサイト ) に富んで いる. 岩片としては, チャート 珪質頁岩が多く, 他 に, 粘板岩 * * 花崗岩糧 * 酸性火山岩が含まれている. 金山川層のチャートからは, コノドントおよび放散虫の化石が見いだされた. \ し L 丶 F ノ 9 ト ト 厂 / 雨 广. / 竺く /. 飆 L:., コ 鮨. 縱 { : 芦.F ; ノ \ L _ じ! 尸 ρ〆 講〆汐 し ヨ 激 vl 一 C き. tf ノ IHASE H.S. 9Hl6 欝 H2 贋二 ご T. ご vv rter. 第 4 図千走川流域のルートマップ A : 流紋岩 ( 第三紀 ),B F : 泊川層群, 礫凝灰岩,C : チャート, D : 頁岩 ( ーチャトを挾む ), E : 塊状砂岩, F : 砂岩頁岩互層 ( 礫岩を挾む ), ス一? ルは 500m. B. ガロ沢川層 ( 新称 ) ガロ 一 やレ 囮 A 圍 B c 囲 D 鬮 E 團 F B : 含石灰岩 沢川から泊川林道ガロ沢川橋周辺に至る地域を模 式地とする. 本層はガロ沢川からヒヤミズ沢川上流にか けて広く分布する. また, 泊川下流カモ ィ沢付近では断 * * * ** * 以下岡田 (968) の分類に従う, 既述のように本層の頁岩には弱いスレートへき開組織が発達するが, 岩片には明らかに, ち再結晶の程度も強い泥質岩がある. これを粘板岩と呼ぶ, 石英 斜長石 カリ長石 ( および黒雲母 ) よりなる粗粒な完晶質岩を花崗岩と呼ぶ. これと異なる方向をも (23 )

6 402 田近淳 岩田圭示 黒沢邦彦 2 一 出 胡 parallel 鰤 ae 富 B O m 再 6 潯 T 2 晝 & yraded 第 5 図. 石灰岩礫岩の産状 (A : 石灰岩礫岩,B : 凝灰岩 ) 2. 金山川層の礫岩の産状 層によってくり返して露出する. なお, 大平川上流にも小規模ではあるが分布している. ガロ 沢川層は下位の金山川層に整合的に累重し, 全層 厚は模式地では 400m 以上, 泊川下流地域では 400m 以上である, 本層は, 緑色岩類 チャート 石灰岩 砂岩 頁岩な ど, 多様な岩相よりなり, 石灰岩 チャート 頁岩を主 皿十 ) および砂岩頁岩互層 (250m 十 ) よりなる. この互 層部は厚さ 0 数 cm の中粒砂岩と頁岩よりなる頁岩優勢 砂岩 ff 一層から砂岩単層の厚さが増し頁岩の厚さが減少するという上ユニ方粗粒化 厚層化ヅトのくり返しからなる. ガロ沢川層の砂岩は一般に淡紅色ないし灰白色を呈す る粗粒から中粒の砂岩で, とぎには数 0cm にお よぶ赤 とする下部層, 区分される. 緑色岩類 チャートを主とする上部層に 色チャート 頁岩の角礫を含む. 鏡下では石英 長石類 に富むアルコース質砂岩で, 金山川層のそれに比して粗 下部層 層厚 640m. 石灰岩, 赤色ないし暗緑色層 状チャート, 含石灰岩 チャート礫凝灰岩を主体とし, 黒色頁岩 チャート互層を伴う. 泊川下流に分布するガ P 沢川層は主に石灰岩 含石灰岩礫凝灰岩よりなり, 少量のチャート 頁岩 砂岩を挾在する. 岩相および下位層との関係を考慮すると, ほぼ模式地の下部層に対比されるものと思われる. 上部層 層厚 760In 以上. 緑色岩類, 赤色および緑 色層状チャートを主とL, 石灰岩と少量の頁岩 砂岩を伴う. 大平川上流に孤立して分布するものは, 模式地の上部層の北方延長都に位置し, 緑色岩 チャート層 (250 粒で, 岩片量の多い長石質ないし石質アレナイトである ( 第 6 図 ). 石英は波動消光を示すものが多く, 他にいわ ゆる plycrystalline quartz や融食形を示すものがあ る. 長石類はパーサイ b 微斜長石に富む. 岩片は花崗岩 酸性火山岩 同凝灰岩 粘板岩 ホルンフ = ルス 放散虫チャート 珪質頁岩 塩基性火山岩などからな b, 他に, 有色鉱物として, 黒雲母 緑簾石 普通角閃石などを含む. 円暦度は良くない. ガロ沢川層のチャート 頁岩からは放散虫化石が, 石 灰岩からはコノドント ( 中野ほか,979), 六射サンゴ 石灰藻などの化石 ( 橋本 猪郷, 962) が産出する. (24 )

7 西南北海道 島牧村大平山周辺の中生界 403 Q F R 第 6 図砂岩の鉱物組成 Q ; 石英, F : 長石,R : 岩片, : ガロ沢川層, 2 : 金山月 [ 層 W 緑色岩類 石灰岩の岩相と産状 A. 緑色岩類 泊川層群を構成する緑色岩類は玄武岩質の枕状 塊状溶岩, ハイア卩クラスタイ, 凝灰岩よりなる. 量的にはハイア P クラスタイト 凝灰岩が圧倒的に多い. 溶岩は, 大平川上流およびガロ沢川に見られる. 大平川上流のものは塊状を呈し, ハイア P クラスタイトとの関係は不明である, ガ卩沢川では転石として, まれに, clse packed した枕状溶岩が見られる他は, ハイアロク ラスタイ b 中に孤立した 枕 t として見られるにすぎな い.clse packed した枕状溶岩には, 枕と枕を埋める物質として, 灰白色石灰岩を伴う ( 第 7 図 ). 枕状溶岩の断 面の形状は比較的単調で, 径 30 40cm の円形ない しだ 円形を示すものが多い. 個々の枕状溶岩にはガラス質な外縁部とやや完鹸質な内核部が識別される. 放射状節理は不明瞭で枕の横断面方向の節理に富む. 発泡度は非常 に良く, 内核部に最大 2mn, 平均 4 6 皿 皿程度の気泡 が発達し, この溶岩が, かなり浅い海底下の 質出物であることを示している. これらは鏡下で, ピ Pt タキシティックないし インターサータル組織を呈する玄武岩質岩で, 斑晶 石基の輝石は, ほぼ完全に緑泥石や不透明鉱物に置換され, その仮像を残すのみである. また, 石基の斜長石はアルバイトや方解石に置換されており, ほとんど初生的な組成を残していない. 花崗閃緑岩の周辺では, フ tr 一ク状のアクチノ閃石, 緑簾石, 黒雲母が形成されている, 第 7 図緑色岩類の産状 A, ハイアロクラスタイト (B : 玄武岩質岩,L : 石灰岩礫 ) B. 枕状溶君 ( 白ヌキ部は石灰岩 ) ハイアロクラスタイトとしたものは, 径数 0c 皿から 数 mm に及ぶ淘汰不良の枕状溶岩の破片 ( 亜角礫ないし 角礫 ) を主とするもので基質は凝灰岩である, これには 様々な量比で亜角礫ないし不定形の石灰岩礫を含む ( 第 7 図, ハイアロクラスタイトの多くは塊状であるが, 細 粒のものには級化層理や in erse t nrmally grading が観察される. また, 石灰岩礫の多い部分と少ない部分 が成層する場合がある, 以上のような産状から, 泊川層 群のハイア クラスタイトの多くは, 枕状溶岩からなる山体が崩壊し, 土石流や混濁流によって二次的に移動 堆積したハイア P クラスタイト ( rewrked hyalclas tic breccia, あるいは epiclastic vlcanic breccia ; 河内ほか, 976) であると考えられる. 凝灰岩としたものは河内ほか (976) の hyalclastic ( ないし epiclastic ) siltstne, ないし同 sandstne に 相当するもので, これにも石灰岩礫を含むことが多い. 一般に淡緑色を昊し, 変質した火山ガラス片 スコリア 状の玄武岩片よりなる. なお, ハイア V クラスタイトおよび凝灰岩は頁岩 チ ャートなどと整合的に発達する, (25 )

8 404 田近淳 岩田圭示 黒沢邦彦 B, 石灰岩 泊川層群を構成する石灰岩は石灰岩礫岩および塊状石 第 表泊川層群の石灰岩から産出する大型化石 ( 橋本 猪郷,962) 灰岩よりなり, 前者が圧倒的に多い. 石灰岩礫岩と呼ぶ ものは, 最大径数 0cm の様々な径をもつ淘汰不良の石 灰岩亜円礫ないし亜角礫よりなるもので, 基質の特徴か ら大きく 2 つに分けることができる. つは細粒石灰質 砕屑物を墓質とするもので, しばしば礫と礫の 問に stylrite 状の組織が発達する. このような石灰岩礫岩は grain supprted であり, 弱い成層構造が発達することが多い. ヒヤミズ沢川中流に分布する石灰料礫岩に Hikrkdium sp. Mi ヱヱepre ヱヱ a sp Mn 亡ヱiva ヱ亡 a? sp り The (r5mi ヱゴ sp. Than na5 亡 eria? sp. は, 小規模なチャ ネル構造が観察される ( 第 5 図 ). これ は, この石灰岩礫岩が, 石灰質岩よりなる後背地か ら運 ばれた物質によって形成されたチャネル充墳堆積物を含 むことを示している. 他の つは玄武岩質凝灰岩を基質 とするもので, 多くは matrix supprted である. 礫 が著しく淘汰不良であることなどから, これらはおそら く, 先に述べたハイア卩クラスタイトと同様に土石流な どによって堆積したものと考えられる. 石灰岩礫岩を搆成する礫の多くは再結勗作用や変形作 用をうけており, 原岩組織の検討は困難である. 観察で きる範囲では, 石灰藻, 六射サンゴ, などの生砕物を含 むミクライト バイオミクライト パイオミクルーダイ * h: 多い. また, 異質礫として, 灰白色チャートの亜 角礫や玄武岩の角礫を含む. 塊状石灰岩は泊川下流のカモイ沢出合村 近に 見られ る. これは灰白色ないし暗灰色のミクライト質石灰尉 で, 30m 前後の厚さをもつが, 連統性は乏しい. 少量の 生砕物を含むミクライトで, ミクライト基質は粗粒化が 著しい. この石灰岩からは後述のようにコノドント化石 が報告されている. この石灰岩の上位, 下位には, 岩礫岩および含石灰岩礫凝灰岩が分布している. A. 産出化石 V 産出化石と対比 石灰 橋本 猪郷 (962) は泊川流域の石灰岩より, 第 表 に示した大型化石の産出を報告し, それまで古生代と考えられていた泊川層群の時代を, ジュラ紀以降とした. しかし, その後, 中野ほか (973> や酒井彰 ( 湊,978) により, 泊川下流のガロ沢川層塊状石灰岩から, 第 2 表 に示した三畳紀後期を示すコノドン b 化石が報告されて いる, 今回あらたに泊川層群のチャート 頁岩約 20 試料につ いて, 沸酸処理による微化石の抽出を試みた. その結 SPEC 工 ES 第 2 表コノドント化石リスト LOCAL 工 TY c り p ね dd θ ユ d sp. 6 τ フ 202 α ] ヱエ 0 必ヱ恥 5P. 魯 0 ρ お de ヱ a sp 0 σr ヨ d ユ g α,d ヱ配却 sp ガ 丹 d ぐ 0dθ 鈕 spp, ρ エ μ dd θ 畑 Pd に砒. 7 ユ r ヱ σ ヱ 5 HUC ド ER エ EDE } 00 ρ. sp 撫 nlgna 加 5 sp. 三擢 qlid ヱ e ヱユ目 κ d 諏 ( 匡塩 YAsU ) ρ D 聾 r 増亡 恒 f σ 7 厂. 二 (BUDF ゆ V & ST 巳騨劃 σ ノ β. P σ n ゴ 0 θ ヱヱ昼コわ r 己 ξ P 亡工 5 T 燭 CKER 工 EDE } E, 垣 de 准昌融 幻 SH 巳 R 979 Ndk 己 D t ζ. ) SPEC 工 ES 第 3 表放散虫化石リス LOGALITY 距ね 550c 厂胆 e s 匪. 5 ヨ τ 劫 9 σσ 己 P5a 25P. 且 rchae5 ρ α 9 σ pr ロ n 巨刑 cf.c σ 切 P 置 c 亡ロ毋 Q r 即四.Z 瑜 5P. だ鵬蝉 亡 曜跚? 5P 卜 = 弓 ト P2 畄 N n 囚一爭鼠鼠塗遷曽 Pd vldngu ヱa? 呂 P. Q 5u 脚? 5P. Q 跚 ね 皿ラ sp. 加劬 a 叩臼 25P Q 5e 餉 σ 農 P εa cf.ce じa 恥加 σ ヱ 儲 P 銀 25P. ぬ r ガロ弸 5 sp Az ね ad ゴ c 亡 り 川 trd sp. E ロ c ヨ r 亡 5 sp Far η e ユヱ a sp. α u 丗ヱ 纛 sp. P5 剥 dd ヱ c 亡り 肥亡珮 5P 0 P 工 c 砂 α 卍 とrd sp C り τ 亡 OCd ρ 田 sp 果, 一部のチャート試料を除いて保存が不良であるが, 0 地点よりコノドントおよび放散虫化石が得られた ( 第 * 石灰岩の命名については FOLK ( 959 ) に従う. (26 )

9 西南北海道 島牧村大平山周辺の巾生界 4G5 2 喪および第 3 表 ). 金山川層に属する千走川流域の暗灰色層状チャート (CHI6, 7,20, 2) からは Negndletta Plygnathi fermis,n.nddsa,epigndlella abneptis などのコ ノドン 化石,TriasscamPespp. などの放散虫化石が得られた. これらのコノドント化石は三畳紀後期 (Car nian > を示すものである (KOIKE,98 ). 一方, 模式地周辺からの試料は再結晶が著しく同定可 能な化石を抽出することはできなかったが, 金山川の北 隣りの小沢の転石 ( 赤色チャート,KN ) からは多量 の海綿骨針とともに, 少量の Hsuum SP, などのジュ ラ紀後期を示すと考えられる放散虫化石が得られた. ガ P 沢川層の頁岩 KM,FO 2 には Sethcapsa cf. cetia などが含まれる.BAuMGARTNER et al. (980 ) に よる報告などを参照すると, 白亜紀初期を示すもの これらはジュラ紀後期から と推定される. 大平川上流の赤色 チ v 一ト (OB9 ) からは il4ririfusus sp.,eucyrtis sp, などが得られた.PEssAGN (977 ), BAuMGARTNER.et 鳳 (980) にょれば, LYfirifUSbls 属の生存期間はジュラ 紀中期から白亜紀前期前半とされている. このチャー F にはこれまでのところ典型的なジュラ紀型放散虫化石は含まれていないので, むしろ白亜紀初期 (Berriasian Valanginian ) を示す可能性が強い B. 地質時代 以上に述べてきたことから, ガ卩沢川層はジ = ラ紀後 期から白亜紀初期にわたる地層と考えられる. 三畳紀後 期のコノドント化石を産する塊状石灰岩は産状からみ て, 石灰岩礫岩あるいは凝灰岩中のブ卩 る. 一方, 金山川層はガ P すること,. ジュ ッ クと考えられ 沢川層の下位に整合的に発達 ラ紀後期型放散虫化石が転石から得られ ていることなどから, 主にジ = ラ紀後期に堆積した地層 と考えられる. 三畳紀後期を示すコノドント化石を含む暗灰色ーチャトが異地性岩塊であるのか, 千走川流域の 金山川層全体が三畳紀後期の地層であるのかについて は, 今後の検討が必要であるが, 周囲の砂岩 頁岩の産状からみて, 異地性岩塊である可能性は否定できない. C. 北部北上山地の中生界との対比 北部北上山地において泊川層群に対比される地層は, 田老帯 ( 杉本, 974) の上部ジ = ラ系 最下部白亜系陸 中層群 ( とくに槙木沢層 腰廻層 ) および岩泉帯 ( 杉本, 974) の岩泉層群 * である. 山口ほか (979), 箕浦ほか (98) によれば, 槙木沢層 腰廻層は層状チャートお よび砂岩頁岩互層よりなり, 砂岩はカリ長石に富むアル コース質砂岩を主とするものである. これらは, 緑色岩 類や多量の石灰岩を什わない点で, 金山川層の岩相に類 似している. 一方, 岩泉層群は石灰岩, 安山岩質溶岩お よび火砕岩, さらにチャートを挾む砂岩頁岩互層よりな り, 砂岩はアルコース質である ( 杉本,974 ; 山口ほか, 979). 火砕岩の岩質が異なる点を除けば, 岩相は極め て類似している, 西南北海道の各地に分布する先第三系の時代論につ ては, 断片的資料しか得られておらず, 正確な対比は困 難である, しかし, 上磯層群や戸井層の一部は, 岩相お よび挾在する石灰岩からの産出化石 ( 吉田 青木,972) に本層群との共通性が認められ, 本層群と対比される可 能性がある, II 考察 A. 緑色岩類と石灰岩の随伴関係 これまで述べてきたように, 本層群とくにガ P 沢川層 は多量の再堆積したハイア P クラスタイト 凝灰岩から なり, この中には, ほぼ普遍的に石灰岩礫が含まれてい る, また石灰岩礫岩の一部には凝灰岩を基質とするもの がある. このことは両者が一次的な堆積場で, 一種の複 合体をなして堆積した可能性を示唆している. 緑色岩類と石灰岩との 複合体は, 後期古生代の秋吉石灰岩 ( 太 田, 968) や帝釈石灰岩 ( 沖村, 975) などに良く知ら れており, いずれも塩基性火成活動により形成されたマ ウンド上へ石灰岩が堆積したものと解釈されている. 北部北上山地 IC 発達する岩泉層群の安家石灰岩について も, その下位に, 溶岩 火砕岩の存在が知られており, この場合にも, 西南日本の古生代石灰岩の例と同様に, マウンド上への石灰岩の堆積として解釈されている ( 豊 原ほか,980). 即ち, 泊川層群へ い の砕屑物供給源とし ては, アルコース質砂岩を供給したと思われる後背地の 他に, 石灰岩礫および再堆積したハイアロクラスタイト などの供給源として, 石灰岩一浅海底火山体の存在が推定される. 石灰岩からの産出化石は, 三畳紀後期および ジュラ 紀後期以降 を示しており, 石灰岩の堆積したマウンド は, この時期を通じて, 長期間存在したものと考えられ る. 一方, 緑色岩類の 活動時期につ い ては, 問題が残っ て いる, ガロ沢川層には, 溶岩が存在するが, これらが in situ の火山活動により形成されたものか, あるいは 石灰岩などと同様の再堆積プロヅクであるのかは, 産状 * 時代論にっいて混乱があるが, ここでは杉本 (974) の見解に従っておく. (27 )

10 4D6 田近淳 岩田圭示 黒沢邦彦 が不明なので正確にはわからない. しかし, ハイアロクラスタイトの多くが再堆積性のものであることや, 火道としての岩脈がほとんど見られないことなどから, 溶岩ハもまた, イア卩クラスタイト中のブ P ックであるのか と考えることができる. チャ 箕浦 (983) は北部北上山地の中生代の発達史を論じ, ー一ト 石灰岩 緑色岩類は異地性岩体として, ジ = ラ紀後期に砕屑岩類の中にとりこまれたもので, これら も知れない. 例ではあるが, 細粒のハイア Ft クラスタ の ジュラ系は海洋底の沈み込みに伴う付加堆積物である イト中に孤立した枕が存在することなどの現象は, この ような推論を裏付けるものとも言えよう ( 河内ほか, 976). B. 泊川層群の堆積環境と発達史 金山川層は泥質タービダイトを主体とし, 一部にスラ ンピングや含礫頁岩が認められる. 礫岩中の礫は円磨度 が良く, その種類は砂岩の岩片に認められる花崗岩質岩や酸性火山岩ではなく, 堆積盆内起源とみられるチャー トや頁岩である. また, 本層は大型化石などの浅海的要 素を全く欠いている これらの特徴は, 金山川層の多く の部分が一次的な堆積物ではなく, 花崗岩質後背地から 遠く離れた二次的な堆積の場で混濁流などにより形成さ れたことを示すものである. 箕浦ほか (98) は陸中層 群の堆積学的研究から, 同層群の堆積の場として大陸斜 面上の深海平坦面を考えている. 岩相の類似性などか ら, 金山川層の堆積環境も, このような場と考えることが可能である. ガ Pt 沢川層は石灰質砕屑物および玄武岩質火山砕屑物 などで特微づけられる. これらは土石流によっ て一次的 に堆積したものや, それらがさらに二次的に混濁流など によって再堆積したものから成っている, 石灰岩礫の運 般距離はふつ う極めて短いこと, 産状が不明ながらも溶 岩が存在することは, 石灰岩 浅海底火山体は極めて近 い位置に存在したことを示している, ガロ沢川層は金山 川層上に整合的に堆積してい が急激に変化する事実は, 本層堆積時に, るにもかかわらず, 堆積物 石灰岩 浅海 底火山体が急激な変動 ( 火山活動あるいは構造運動 ) によって崩壊したことを示すものである. 大陸斜面における火成活動の例は, 紀伊半島の 潮岬 ( 三宅, 98; 久富 三宅,98 など ) や東北日本沖の 大平洋 ( 奈須ほか,979) などで知られてい る. これら は酸性から塩基性まで多様な岩相からなっており, ガロ 沢川層のそれとは性格を異にしている. 一方, 海山が海 洋底の移動によって, 海溝内におちこむとされる例が知 られている (MGI & NlsHlzAwA,980 >. このような 場合, 海溝や大陸斜面下部は, 海山を構成する火山岩や 石灰岩の砕屑物によって埋積されることが予想される. とするモデルを提示した. 泊川層群の石灰堵 ( 一緑色岩 類?) の少なくとも一部は異地性岩塊と思われ, ジュ 紀後期に砕屑物として堆積したという点に関して言え ば, このモデルに一致する, しかし, いわゆる付加堆積 物に期待される著しい変形作用や, 走向性逆断層による 地層のひんばんなくり返しは, 本層群中には認められない. 上に述べてきたことは, 現在のところ仮説の域を出な い. これらの解明には, 更に詳細な堆積学的検討に加え て, 緑色岩類 チャートなどの形成の場について, 岩石 学的検討を加える必要がある. 一方, 西部北海道の中古生界は, Barremian 以降北 海道中軸帯の堆積盆に対して一種の安定塊として作用し. ていたことが指摘されている ( 君波ほか,978 ). 泊川層 群の堆積年代が白亜紀初期 (Berriasian Valanginian ) までさかのぼるとすると, 泊川層群は堆積後, 極めて短 期間のうちに安定化したことになる, また. 泊川層群は 北海道中軸帯の空知層群や仁頃層群と一部同時期の堆積 物であることになる, エゾ層群堆積以前のこれらの地層 群との相互関係が今後問題となろう. 粗まとめ. 北海道西南部島牧地域には新第三系の基盤とし て, 泊川層群 ( 新称 ) が分布する. 同層群は岩相か 位の金山川層と上位のガロ沢川層に 2 分される. ラ ら, 下 2. 金山川層は頁岩優勢の頁岩砂岩互層および層状チ ャートを主とし, 石灰岩 凝灰岩 礫岩を伴う. 層厚は 00m 以上と推定される. 3. ガ卩沢川層は石灰岩 縁色岩 チャートを主体とし砂岩および頁岩を伴う. 層厚は 400 皿以上である. 4. 泊川層群の石灰岩は石灰岩礫岩であり, 緑色岩類も rewrked したものが主体である. 砂岩はアルコース質である. 5. 泊川層群からは, 三畳紀後期のコノドント 放散虫化石, ジュラ紀以降を示す大型化石, ジュラ紀後期 白亜紀初期を示す放散虫化石が産出する, 三畳紀後期を 示す化石を含む岩体は異地性岩塊である可能性が強い. ガ卩沢川層の緑色岩類や石灰岩は, このような堆積物で あるのかも知れない. ガロ沢川層上部層に見られる粗粒 泊川層群の堆積時代は る. ジュラ紀後期 白亜紀初期であ 砂岩の堆積は, このような埋積作用による浅海化の結果 6. 泊川層群は花崗岩質後背地から比較的はなれた二 (28 )

11 酉南北海道 島牧村大平山周辺の中生界 407 次的な堆積場で形成されたと思われる. ガロ沢川層堆積 期になると, 石灰岩一浅海底火山体から多量の砕屑物が 供給されるようになった, 泊川層群の堆積環境として は, 大陸脳面上の深海平担面などが考えられるが, この 問題の解明は今後の課題である. 謝 辞 本研究に際し, 北海道大学理学都加藤誠教授 中村耕 二助教授には終始, 御助言と激励をいただき, 中村助教 授には粗稿を閲読していただいた. 大阪大学中眇古幸次 郎助教授には放散虫化石の同定ならびに時代の判定につ いて御教示いただいた, 長谷川潔氏 高橋功二氏をはじ めとする道立地下資源調査所の方々 には種々御教示をい ただき, とくに山岸宏光氏には緑色岩類について御教示 いただいた. 川村信人氏をはじめとする北上古生層研究 グループの方々, および北海道地質構造研究会の方々に は, 本研究を進める中で様々な御討論をいただいた. 以 上の 皆様に厚くお礼申し上げる. 筆者の一人岩田は文部 省科研費 ( 総研 A.N , 代表, 名古屋大学水 谷伸治郎教授 ) の一部を使用した. 記して謝意を表する. 文 BAuMGARTNER,P.0.,DEWEvER,P.and R.KGIIER (980) Crrelatln f Tethyan late Jurassic ear 正 v Cretaceus radi 正 arian events. Cah,!Lfiピ 一 palent.,2, FLK,R.L. ( 959 ) Practical petrgraphic classificat in f 置 imestnes.bt 諺,Am.Assc.Petrl.Gel 匿 gists,43,. 38. 橋本亘 島田忠夫 (960) 北海道南部より古生代珊瑚の発見. 地質雑,66,62. 一 猪郷久義 (962) 北海道西南部より中生代化石の発見. 地質雑,68,537 久富邦彦 三宅康幸 (98) 紀伊半島潮岬地域の隆起運動と火成活動. 地質雑, 87, , KOIKE,T. ( 98 ) Bistratigraphy f Triassic cn dnts in Japan.Sci.Repts.Ykhama Aratl.bTniv., Ser.,28, 河内洋祐 LANDIs,C.A. 渡辺暉夫 (976) ハィア P クラスタイト. 地質雑, 82, 君波和雄 高橋功二澗庭賢 (978) ti ヒ海道の白! 亘系 献 一エゾ層群と根室層群一. 地団研専報, 2, 一正 26. 湊 正雄 (978) 北海道の古期火山噴出物 地団研専 幸艮,2, 国府谷盛明 (963) 北海道檜山郡上の国村の 幽 s 繭 7 偲 μσ. 地質雑,69,6. 箕浦幸治 (983) 北一 E 北帯の地質. 月刊地球 5,, 遠藤祐幸 鈴木肇 (98) 北部北上山地小 本付近の陸中層群, 日本地質学会 88 年会演旨, 4. MINuRA,N and KAT,M. ( 978 ) Permian calcar. eus atgae fund in the Matsumae grup,mat sumae peninsula,suthwestern HkkaidQ ノ ur Fac.Sci.E/hkaid Univ.,Ser. レ 8, 三宅康幸 (98) 和歌山県潮岬火成複合岩体の 地質と岩 石. 地質雑,87, M GI,A.and N shlza, A,K. ( 98 ) Breakdwn f aseamunt n the bttqm f the Japan trench. Prc.faf )α n.a (tad.,ser.b,,56, 中野正史 是友次郎 吉野理恵子 (973) 西南北海道東 北部島牧村字永豊に産する石灰岩の考察大学卒論 ( 手記 ), 02p, 北海道教育 奈須紀幸 本座栄一 藤岡換太郎 佐藤俊二 (979) 日本海溝の深海掘削一 2, 親潮古陸の発見一. 海洋科学,, 岡田博有 (968) 砂料の命名と分類. 地質雑, 74,37 一 357. を中オ寸雉二 (975) 石灰岩層群の特性からみた中国帯北部の地向斜と造構運動. 地団研専報, 9, 太田正道 (968) 地向斜型生物礁複合体としての秋吉石灰岩層群. 秋占台科博報告, 5, 44. PEssAGN,E,A,Jr. ( 977 ) Upper Jurassic radi lariaand radilarian bistratigraphyf the Cal 孟一 fqrniacast Ranges.iMicrpalent,23,56 3 坂上澄夫 南川純夫 川島幹雄 (969) 北海道渡島半島 上磯石灰岩のコノドントとその地質時代の考察. 地学雑,78, 杉本幹博 (974) 北部北上山地外縁地向斜地域の層位的研究, 東北大地古研邦報, 74, 48. 豊原富士夫 植杉一夫 木村敏雄 伊藤谷生 村田明広 岩松暉 (98 ) 北部北上山地 渡島半島の地向斜 総研 A 報告書 日本列島北部における地向斜および構造帯区分の再検討, 山口靖 津島春秋 北村信 (979) 北上山地田老 V 帯および t 岩泉帯南部の地質構造発達史. 東北大 也古研邦報,80,99 7. 吉田尚 青木ちえ (972) 北海道松前半島南部のコ ドン 産出について. 地調月報, 23, 2. (984 年 月 7 受付,984 年 5 月 8 日受理 ) ノ (29 )