地質ニュース

地質ニュース,446 号,6-17 頁,1991 年 10 月䍨楳桩瑳畎敷獮漮㐴㘬瀮㘭ㄷⰰ 捴潢敲 ⰱ 㤹超高圧変成岩平島崇男 ') 1. はじめに 1983 年 9 月にアメリカ合衆国ワシントン州のBe11in- ghamで開かれた高圧変成岩に関するペソローズ会議でフランスのc.chopinは西アルプス産のパイ回一プ単結晶 ( 直径 20c 血!) を展示し, 参加者の興味を引きつけた. 私自身, 最初は模型のざくろ石かと勘違いしたほど自塑性の良い12 面体の見事た結晶であった. しかし, 会議参加者をもっと驚かせたのは, パイロープの中にコース石が包有されているというChopinの発表であった. 石英の高圧相であるコース石は1953 年にCoesによってはじめて合成された. コース石の形成には600 で27 kbar 以上, 下部地殻から上部マントルに相当する圧力が必要である. コース石は1960 年に天然の岩石から最初に見つかったが, それはアリゾナの明石孔からだった. その後, キンバーライト由来の岩石から見つかり, ついにChopin(1984) やSmith(1984) が地殻物質起源の高圧変成岩から発見した.Chopin 連の発見までは, 地殻物質起源の変成岩としては, 西アルプスのひすい輝石を含む変成花庸岩 (15kbar;Compagnoni,1977) や東アルプスの石英エク戸シャイト (19kbar; 耳 工 and,1979b) 等がもっとも高圧を示すと考えられていた. コース石の発見は複雑た鉱物共生関係の解析を必要とせずに, 地殻物質が約 100km程度, つまりマントル上部で再結晶したことを直接的に余すものであった. その後, 高圧変成岩からのコース石の発見はしばらく藩絶えていたが,1989 年にたって, 中華人民共和国東部の揚子地塊と中朝地塊の境界部の造山帯 ( 蘇魯一大別山変成帯 ), ソ連邦ウラル山脈および天山山脈に産するエクロジャイトから相次いで発見された (Wangeta1.,1989; 䕮慭楡湤婡湧 ⰱ 㤹〻に慹整愱 ㄹ㠹㭙慮条湤卭楴栬ㄹ㠹㭈楲慪業慥瑡ⰱ 㤹〻卯扯ㅯ瘦卨慴獫礬 1990;Tagiri 隼 Bakir0Y,1990). ウラル山脈の超高圧変成岩はダイヤモソ下さえ含んでおり, 超高圧変成岩の研究は学問的にも経済的にも注目を集め始めている. 学術的には超高圧変成岩の上昇プ回セスの解明が重大た関心事であり, 経済的理由は言わずもがなであろう. この小論では, 岩石学的興味から, 超高圧変成岩の最近の研究状況を紹介する. 2. 超高圧変成岩とはコース石を含む変成岩, あるいはコース石と同程度の高圧条件で形成された地殻物質起源の変成岩は英語ではサery( あるいはultra)highpressuremetamorphicrock と記述されている. 小論ではそれらを超高圧変成岩と訳す. 超高圧変成岩のもっとも直接的な指標はコース石の出現である. しかし, 低圧下ではコース石は不安定で石英に転移してしまう. 事実, たいていの超高圧変成岩のマトリクスに存在しているツリカ相は石英である. しかし, コース石がほかの珪酸塩鉱物に包有されている場合, ホスト鉱物があたかも圧力容器のように作用し, コース石は完全に分解することなく, シリカ包有物の中心に残存していることがある ( 第咽 ). この様たコース石はその周囲を多汁双晶状の石英で取り囲まれたり, コース石包有物を中心にして, ホスト鉱物に放射状のクラックが発達することが多い ( 第 1 図 ). ホスト鉱物の破壊はコース石一石英転移の際の体積増加のためである. コース石は残っていなくても, 上記の特徴を示す石英包有物はコース石仮像と判断されている (Smith,1988). コース石あるいはその仮像はざくろ石や単斜輝石に含まれていることが多く, 希に藍晶石や緑簾石にも含まれる. 現在までに, コース石 ( 仮像のみの場合は除く ) やダイヤモンドを含む超高圧変成岩は第 1 表にまとめた4 地域から報告されている. これらの地域のエクロジャイトは藍晶石を含む中温型であり (Carsweu,1990),Na,A1に富んだ特殊た角閃石 (Nyboeite,NaNa.Mg3A13Si70 1) 京都大学理学部地質学鉱物学教室 :. 606 京都府京都市左京区北白川追分町キーワード : 超高圧変成岩, エク目シャイト, ダイヤモンド, コース石, アルプス変成帯, カレドニア変成帯, ウラル造山帯, 蘇魯一大別山変成帯地質ニュース446 号

超高圧変成岩㜀第 1 図鎗導蟻簿欝灘野中国東海産コース石とコース石仮像 (Hirajimaeta1.,1990; 原図 ).a) 単斜輝石中 (Cpx) のコース石板饅. コース石は完全に石英に置換しているが, 多汁双晶を示す軍と, 仮像の周囲のクラックの発達から, かつてコース石だったと判断できる1 ク目スニコル.b) シリカ包有物 (Qtz) の周囲に発達する放射状クラック. ホスト鉱物はざくろ石 (Grt). 白雲母包有物 (Ms) の周囲にはクラックは発達したい. 反射電子線像.c) ざくろ石 (Grt) 中のコース石 (Coe). オープンニコノレ.d)c) の拡大図. 反射電子線像. 中央のへき開の発達した部分がコース石. その周囲は石英に分解している.a),b),c) のスケールは100 μm.d) は10μm. 第 1 表世界の超高圧変成岩超高圧鉱物母岩分布年代 造山運動 WGRKy 一エクロジャイト片麻岩 20 100km400Ma NorwayNyboeiteの範囲に点在 Co11isiOn 䄱 ⵓ 灨敮敎潲瑨䅭敲楣愭䵡杮敳楴攭䑩潰獩摥䉡汴楣 DOraPyrope 藍閃片岩相 5 10km120Ma MairaE11enbergierite 石英エクロジャイトC011isiOn ALPSKy 一エクロジャイトAfrica-Europa 䩤 ⵋ 礀 Ura1sDiamond 片麻岩 60000km2530Ma TienShanA1-Spheneamphibo1ite 一の一部 (Peakofmeta.) 啓卒䡩杨䬲 䍰硧牡湵ㅩ瑥䍯ㄱ楳楯渀卩扥物愭䉡ㅴ楣 EastKy 一エクロジャイト片麻岩延長 1000kmArcheanP ChinaNyboeiteの範囲に点在 o11ision A1-Sphene 中朝一揚子 Mg+ 字石 1991 年 10 月号

平島崇男 (0H) ),A1に富んだスフェーソだとが見つかっている. また, テクトニックな環境としては大陸衝突が起こった場所という点で共通している. しかし, 超高圧変成岩の形成年代は先カンブリア紀一白亜紀にわたり多様であり, 超高圧変成岩の周囲の岩石が低圧たいし中正型の片麻岩である地域もあれほ, 低温高圧型の広域変成岩の時もある ( 第 1 表 ).Smith(1988) はノルウェーや中電の超高圧変成岩を産出する地域を コース石エクロジャイト岩石区 " と呼んだが, その地域の岩石がすべて超高圧変成作用を受けたか否かが, 今もっとも重要な問題である. 以下, 各地の超高圧変成岩地域の地質 岩石学的特徴をまとめる. 3. ノルウェーの超高圧変成岩 Smith(1948) やSmithandLappin(1989) はノルウ㐮㜀㔬㔮アハ ート㔮アハ ート㐮㘀一一一〇一 M 一 4 80 潯䅌䕓啎䑢戀㐮アハ ート㐮㤀㐮㜀 ξ mm姉 1 1-5 fj 6 5 㘮アハ ート組㘮エー西海岸の西部片麻岩地域 (WesternGneissRegicm) のエクロジャイトのザクロ石やオンファス輝石からコース石包有物を見いだした ( 第 2 図 ). 西部片麻岩地域はノノレウェーのカレドニア造山帯の中軸部をなし, 片麻岩 斜長岩 ペリトタイト ガブロ ラパキビ花嵩岩たどで構成されている. 一般にエクロジャイトは片麻岩中にレンズ状に産したり, ペリトタイト中に層状に産出する. 大半の片麻岩は角閃岩相の鉱物共生を示し, 西部片麻岩地域では, 周囲の中正 / 低圧の片麻岩中に高圧型のエクロジャイトが岩塊状に産出している. そのために, エクロジャイトが周囲の母岩に対して, 黒地性 " であるか, 現地性 " であるか, ホットな論争が展開されてきた 特桮楥瑡ⰱ 㤸㔻卭楴栱㤸 ㄹ㠸㭃畴桢敲琦䍡牳睥ㄱ 㤹〩 黒地性派の根拠の一つはエクロジャイトと周囲の片麻岩のみかげの変成度があまりにも異なっている点である. それに対して, 現地性派が示した重要た野外事実は, エクロジャイト中のざくろ石一単斜輝石問のFe/ KRISTlANSUND.Mg 分配で推定した温度が, 北西都 5の海岸線から南東の内陸部に向け て,800 から500 に連続して減少することである ( 第 2 図 ). エクロジャイト形成条件の広域変化を構造岩塊モデルで説明するのは難しい.] 方, 現地性派の最大の弱点は周囲の 787.9 母岩に典型的な高圧鉱物組み合わせ副浳摩氀が欠けている点にある. さて,Smith 達がコース石を見い?.71たしたのはノルウェーの西海岸 Se1 一つ f210λ 目 12,5 11 二 ;6 㠮㘲 1. 8 岬! 1 二 11も ら岬消㘮㠀乏剗䅙第 2 図ノルウェー WestemGneissRegionのエク目シャイト中のざくろ石一単斜輝石問のFe/Mg 分配 (Krogh,1977). 一般に分配係数が1に近いほど高温を示す. 破線内の地域を第 3 図に示す. jeと約 15km 南西のStraumenのエクロジャイトからである ( 第 3 図 ). これら以外にもコース石仮像を含むエクロジャイトは海岸部の20 100 kmの範囲に点在している ( 第 3 図 ).1 Smith(1988) はこれらの岩石が一連のナップを形成していると考えた. コース石エクロジャイトの形成条件はマグネサイトー透輝石の共生, コース石の存在, ザクロ石一単斜輝石温度計などから,27kbar 以上,750 ±150 と見積もられている (Smith andlapうin,1989). コース石エクロジャイトからは,Nyboeite,A1に富むスフェーソ,Mgに富む十字石肢との特異な鉱物も見いだされている地質ニュース446 号

超高圧変成岩䵯孤攀 km6 紀存 / きぷ1 神 8 S lje8' 置餅 u 8 8 碇舳㝗第 3 図 ( 左 ) WestemGneissRegionでのコース石エク目シャイト ( ), コース石仮像エク回シャイト (O), その他のエクロジャイト ( 鰺 ) の産出地点.Smith(1988) 原図を簡略化した.E:Eiksundahl 散ㅯ杩瑥 慭瑙敩琬ㄹ㠷 嘺祥牰敮敳整散ㅯ杩瑥 牯杨 Ⰰ 1982),N:Nybδec1ogitepod. (Smith,1988).Nyboeiteは藍閃石にNaA1 Si 置換が加わった組成で, その理想式はNaNa2 Mg3A12A1Si7022(0H)2である. この角閃石端成分はかつては Miyashiroite(Phi11ipsandLa 煎 n, 1964) と提案されていたカミ,Ungarettieta1.(1981) が西部片麻岩地域のNybδエクロジャイト ポッドからこの端成分に近い角閃石をはじめて見いだし,Nyboeite と再定義した. 合成実験によると純粋たNyboeiteは藍閃石の高温分解物であり,15-35kbar,80ぴC 以上で安定である (Camanand Gi1bert,1983) コース石エクロジャイトは西都片麻岩地域の最高温部から産出する. その形成温度は現地性派のニグロシャイトの広域変化と調和的である. しかし, コース石エクロジャイト岩石区のコース石を含まないエクロジャイトの形成条件は,Verpenesetエクロジャイトで14-16kbar 以上,650-70ぴC (Krogh,1982; ざくろ石一オンファス輝石一藍晶石一ゾイサイトー白雲母一石英組み合わせ ),Eikusunda1エク回シャイトでは最高圧力が650 で22-24kbar( ざくろ石コアと単斜輝石包有物との問のFe/Mg 分配と斜方輝石コアのA1203 含有量 ) と推定 1991 年月 10 号 6 ぶ 9 コ ω ω Φ 第 4 図 ( 下 ) 超高圧エクロジャイトの形成条件.Norway,A1ps,Chinaのコース石エクロジャイトはほぼ同様の圧力領域で形成されている.USSR; ソ連.E,V1Eiksmdah1エクロジャイト( 点線 ) とVerpenesetエク日シャイト ( 実線 ) の温度圧力履歴 ( 第 3 図参照 ).(2)(3) は本分中の反応式に対応している. Ab: アルバイト,A1rn: 鉄ざくろ石,An: アノーサイト,And: 紅柱石,C1d: ク回リトイド,Coe: コース石,G1n: 藍閃石, Jd: ひすい輝石,Ky: 藍晶石,Lws: 目一ソン石,Mrg: マーガライト,Pg: パラゴナイト,Qtg: 石英,Si1: 珪線石,Tlc: 滑石,V:H20,Zo: ゾイサイト. 㐰ヘクタールファラット ㄶㄲ ~o り 伽 レ1 1 ~ ' 刊 > dω 3 蓼 1 䄱灓漱30䍨楮愀ほ ' 仏 κンニレ. ρ 漀 E... 寺 1 4 戸. 5ダ1リ ~ 洲 10 / 一ム φ ' /4 / せ 1 三川 Oψ! V.' ト ル ス" { 幮搀 㘀. 卩氀 ψ び心 φ 䌰㘀 0t o 猶 Ⰰ さ ξ α 14 㔰ヒ コ 㐰㘰〸 呥浰敲慴畲攨潃

一 10 一平島崇男されている (Jammtveit,1987: 第 4 図 ). これらエクロジャイトの形成温度はコース石の出現に関わらず, 藍閃片岩に伴う石英エクロジャイトよりは高温である. 4. ソ連の超高圧変成岩ソビエト連邦のロツア楯状地とシベリア楯状地に挟まれたカレドニア造山期のウラルーモンゴル摺曲帯には藍閃片岩やエクロジャイトが散在している (Sobo1e eta1, 1986).SoboIevandShatsky(1990) はNovosibirsk 西方のKokchetav 岩体のエクロジャイトや片麻岩中のジルコンからダイヤモンド包有物を発見した ( 第 5 図 ). この岩体は約 60,OOOkm2の広がりを持ち, 岩体の65 劣以上は花嵐岩類で占められている. 花嵐岩以外は, 片岩 片麻岩 エクロジャイト 輝石グラニュライト 角閃岩 珪岩 大理石などの角閃岩相からグラニュライト楯の岩石である. 岩体東部に産するエクロジャイトの形成条件は600-700,12-14kbarと見積もられていた (Sobo1ev 整慬 ㄹ㠶 ダイヤモンドを含むニグロシャイトや片麻岩は, 岩体中央部の黒雲母片麻岩や黒雲母片岩中に産す. ダイヤモンドの平均粒径は12μ 皿で正四面体ないし正八面体でジルコン中に包有されている. 一部は自形の石墨と共にざくろ石中に包有されている. 炭素鉱物以外のざくろ石中の包有物は白雲母ニルチル 単斜輝石 藍晶石 ジルコンたどである. ざくろ石は aに富みfe/mgは小さく, グロスピタイトやキンバーライト中のある種のざくろ石の組成に近い. 輝石はCa,Feに富むが,A1203やひすい輝石成分に乏しい. 含炭酸塩エクロジャイト中のある単斜輝石はK 皇 Oを1wt 老近くも含んでおり, 高圧下での成長を示している. スフェーソもAl.0311wt% を含み,A1:Ti=1:1 程度にたっている. ダイヤモンド エクロジャイトの形成条件はざくろ石一単斜輝石温度計 (EユlisandGreen,1979) で900-1000, 40kbar( 地下 120-130kmに相当 ) であり, ざくろ石一単斜輝石のSm-Nd 年代は533Ma 土 20Maを示す1ざくろ石中にはメタンが流体包有物として含まれており, 高圧下で CH4+O 身 =C+2H20 (1) ヘ ーシ 6 801;d 刀よ べ 4 押玲ㄲ ζ 劣 4~ さ写ヘ ーシ 約圭 り下観事㠀俺佑レワット 舳 匀込仙必 鉾麗 0 14. 七 Φ 匂㘰 合 Eヨ 口 C[ 皿 鯵 D 㔰に洀第 5 図ソ連の ( 超 ) 高圧変成岩の分布.A: 藍閃片岩.B: 藍閃片岩とエクロジャイト. C: マイロナイト帯に産するエクロジャイト.D: 片麻岩中に産するエク回シャイト.E: ロシア盾状地 (RP) とシベリア盾状地 (SP).F: 中生代以降の摺山帯. 超高圧変成岩はKokchetavとMakbarで見つかっている.SOb01eYeta1. (1986) 原図を簡略化. の反応を経てダイヤモンドに変化したと考えられている. Kokchetav 岩体の漂砂鉱床のマイクロダイヤモンドの炭素同位体比 ( 一 8から一 24 幼は変成岩中のマイクロダイヤモンドの炭素同位体比 ( 一 9から一 19%θ) とよく似ている (Sovo1evetaユ., ユ991). ヨーロッパ楯状地南東部の漂砂ダイヤモンド ( 一 8から125%θ) も同様の値を示しており, これらは超高圧変成岩起源である可能性が強い. TagiriandBakirov(1990) はキルギス共和国北天山山脈のMakl bar 岩体 ( 第 5 図 ) のざくろ石一クロリドイドー一滑石片岩申のざくろ石からコース石仮像を報告している. この岩石の形成条件は周囲のエクロジャイトの形成温度とクβ リトイドー石英組み合わせの安定領域一フェンシャイトのSi 含有量などから600,24kbar 以上と推定されている. 地質ニュース446 号

超高圧変成岩一 11 一 35 3げN 12げ亙ㄲ㔮䔀 \ rへ ワットトン. ノ '! \ 橃桩湡 \. \. ト ルフトン へ θ s 偏 6 吠鮒 8 蟹鰯 C 囎胸禰 N 二.. 川 Ro 泌帥 h 帥如 Zl '' べ い : ト ルデニニ.O 伽 山mg1 通 Z1 m 汀剛 6 舳 cm1 1 烏盗 1バ争 ' べ \ 戸 D 舳洲苔 : 榊 : 宥 κ W^ 品 ' 厚 1W,Ol γ 醐銚効 C 炉銚鯛 Eコ虹 ム [ コ肋巾 Pmt m i [ 舳 d1 一 ω Pm i 百コ眺 1 P 1 竃 i P P 1 舳 i 䘸畬琀鐙 /bc 舳 /P 舳 δ 固 叩 h 3Coeεitebythi88tudy 第 6 図中国東部のコース石 ( コース石仮像 ) エク目ジャィトの産出地点 (Hirajimaet 愱 ㄹ㤰 5. 中国東部中華人民共和国東部の中朝地塊 (Sino-KoreanCraton) と揚子地塊 (YangtziCraton) との境界部の衝突帯は東の山東 (Shandong: 魯地方 ) 半島から東海 (Domghai: 蘇地方 ) 一大別 (Dabie) 一綱柏 (Tongbai) をへて西の秦嶺 (Qin1ing) までの2000kmにおよぶ ( 第 6 図 ). これらの地域は断層に境された広域片麻岩地域で, コース石あるいはコース石仮像を持つエクロジャイトは山東半島北東部から大別山までの延長約 1000kmの範囲に分布している. 山東半島の地質体は中生代以降の郊魔 (Tan-Lu) 断層の左横ずれ運動を被っており, それ以前は大別山のコース石エクロジャイト地域に連続していたのだろう. 山東半島のエクロジャイトは大理石中のレンズとして出現したり, あるいは超塩基性岩にともたって出現することもあるが, 大半のものは片麻岩中にレンズ状に産す. エクロジャイト周囲の片麻岩は黒雲母を含む低圧 中正の鉱物共生を持っている. 山東半島ではコース石以外にMg に富んだ十字石 (EnamiandZang,1988), やNyboeite (Smitheta1.,1990;Hirajimaeta1.,1992) が見いだされている. これらの点はノルウニーの西部片麻岩地域 1991 年 10 月号の超高圧エクロジャイトの産状によく似ている. 山東半島のコース石エクロジャイトの形成温度は650-800 の値を示すが, ノルウェーの西部片麻岩地域で確認されたようなエクロジャイト形成条件の広域変化は認められていない. エクロジャイトの形成年代に関しては地質学的に中生代とされていたが (Lineta1.,1986), 最近報告された白雲母 K-Ar 年代測定は先カンブリア紀から中生代までの値を示す ( 石渡ほか,1990). 大別山地域のエクロジャイトについてはWamgetal. (1990) が詳しい. 彼らは大別山地域の原岩を太古代フリ1 ツシュ堆積物と推定した. 大別山地域の片麻岩の変成度は北西から南東に向かって変化 Lている. 北西やは高度角閃岩相一グラニュライト相で塩基性岩に両輝石一斜長石の組み合わせ, 泥質岩に珪線石が出現する. 中部地域の大部分は角閃岩相で角閃石一ざくろ石一斜長石一石英, 黒雲母一ざくろ石一アルカリ長石だとの鉱物共生が認められ, その変成条件は475-530,6kbarである. 南東部では低度角閃岩相 / 緑色片岩相になる. エクロジャイトは地域全域から出現し, その産状と鉱物共生から次のタイフに区別されている. TypeI: 超塩基性岩中に産し, 斜方輝石やコース石板

一 12 一平島崇男像を持つ (550-630,26kbar 以上 ). Type: 超塩基性岩中に産し, 褐色角閃石を含む (13 kbarで800-900 ). Type 皿 :80kmX 数km幅のメランジュ中に産す. 周囲の母岩は角閃石片麻岩か黒雲母片麻岩である. コース石はこの型のエクロジャイト中に産す (600-610,27kbar 以上 ) TypeIV: 角閃岩中に層状岩体として産す. 藍晶石一緑簾石を含む (500-550,22kbar) エクロジャイトは角閃岩化が著しい. 片麻岩に伴うエクロジャイトのざくろ石と片麻岩中のざくろ石の組成は大別山北部では均質で, 南部では複雑な黒帯構造を示すがそのパターンが同じである.Wang eta1.(1991) は片麻岩からもコース石を見いだしており, エクロジャイトと周囲の片麻岩は一緒に超高圧変成作用を被ったことを示している. 従って片麻岩に認められる角閃岩相の鉱物共生は後生的たものである. 6. 西アルプスの超高圧変成岩団 団 州帶 十一十洀 :. slo 喀 * 玄 * 十 ト 6 園 E 舳肌 伫 㘀十十百十 裂籔嚢ヘクタール奉! 奇向 Sい * 率曲古女ご茅劣古義漱 L 閉 客ヘ ーシ 淡由 彩會曲溶重歯黄 * 歯痒 mlh0 古 { 由癌由 '} 臼 } 珍 ; 一 0M' 由 { 客由卞 68ト ル 球 傘十十一トキ球倀 ++ 率十十十 䠰 'Eヨ四疹率 ρo 匸日日口㐵䠰十十率一十十十 A εu 国 E0 由良由會念向背 傘會 䤀 *** 洲 0 舳 国團口 㘀㜸㤱十 *68 剒晶ト 攀 ゼ台 OHmコ0 崮崀第 7 図面アルプスの地質概略図.1) ヘノレベチック帯,2) 下部ベニン ナップ,3) サブ ブリアソソネ帯,4) グラン サゾ ベルナノレド ナップ,5) ペンニソ帯基盤岩類ナップ,DM: ドラ マイラ岩体,6) ピエモンテ オフィオライト ' ナップ,7) ペルミソトイド フリッシュ,8) セシアーラソゾ (SL) ナップ, ダン ブランシュ(DB) ナップ,9) 南部アルプス,10) 第三紀層. A: エクロジャイト,B: 高度藍閃片岩相, : コース石エク目シャイト.Droops eta1.(1990) 原図に加筆 伍.1アルプス変成帯アルプス変成帯はアフリカ フレートとヨーロッパ フレートの収れん地域に発達した白亜紀から第三紀にかけての造山帯である. その中でもスイス フランス イタリアの国境地帯は西アルプスと呼ばれ, 白亜紀の高圧変成岩が広く露出している. 高圧変成岩の原岩は, かつてアフリカとヨーロッパの間に広がっていたテーチス海の堆積物やオフィオライト, テーチス海縁辺の大陸地殻物質たどである ( 第 7 図 ). 変成度は一般に西から東へ向かって増加する. 西アルプス弧の内側に位置するSesia 帯, ペソニソ帯基盤岩類 (Intema1 Crysta11ineMassif), および,PiemOnteオフィオライト ナップには石英エクロジャイト相の鉱物組み合わせが広く出現し, その形成条件は450-600,15-18kbarと推定されている (Droopeta1.,1990). 石英エクロジャイト相地域の西側には藍閃片岩相の鉱物組み合わせが出現する ( 第 7 図 ).Chopin(1984) はペソニソ帯基盤岩類のDora Maira 岩体南都からコース石を発見した. 合コース石岩の形成条件は700,28kbar 以上 (Droopet a1.,1990) で, 他の西アルプスの石英ニグロシャイトとは形成条件が異なっている. 以下,Dora 叫 aira 南部の地質と鉱物組み合わせを中心に紹介する. 地質ニュース446 号

超高圧変成岩一 13 一命.2 眺蝸晦 i 亙 a 南部の超高圧変成岩 DoraMaira 岩体はイタリア北西部トリノ市の南西に位置し,70 25kmの広がりで南北に長く露出している. アルプス変動以前には, ベソニソ帯基盤岩類は古ヨーロッパ大陸の南東端を構成していたとされている.Dora Maira 岩体の主要な構成岩類は古生代後期の堆積岩, 後期石炭紀以前の変成岩, それらを貫くヘルツニア期の花嵩岩類で, その中に塩基性岩や大理石がレンズ状に散在している.Vialon(1966) はDoraMaira 岩体を3つのナップに区分した. パイロープやコース石などの超高圧変成鉱物は,Via1onの複変成(po1ymetamorphic) ユニットの南部の限られた地域から見いだされた (Chopin, ㄹ㠴㩋楥湡獴整愱 ㄹ㤱 DoraMaira 南部の超高圧変成岩地域の地質構造やその広がりは最近までよく判っていたかったが,1991 年 3 月にフランスのStrasbourgで開かれたEuropeanGeo- 1ogica1Union(EGU) 例会でHenryeta11(1991) と CompagnoniandHirajima(1991) が詳細た地質を報告した. 彼らの地質構造は大筋で一致しており, それは以下の通りである. DoraMaira 南部の複変成ユニットは主に眼球状片麻岩ないし正片麻岩で構成されており, 一つのユニットと考えられていた. しかし, このユニットは下位の超高圧変成岩ナップと上位の石英エクβシャイトナップに区分できる. 超高圧変成岩ナップは10 5kmの広がりを持ち, その厚さは1km以下である ( 第 8 図 ). 超高圧変成岩ナップの指標は, パイロープの出現, コース石かその仮像の出現, 泥質岩でのひすい輝石一藍晶石一ざくろ石組み合わせ, 藍晶石エクロジャイトの産出等である. コー一ス石はパイロープ石英片岩 (Chopin,1984) 以外に, エクロジャイトや泥質片岩にも含まれている. パイロープ石英片岩の露頭をはじめて訪れた人は, パイロープ巨晶 ( 直径 10cm 以上 ) を採集しがちだが, それらにはまずコース石㜳〱 㐴㐰 歭トン r[ コ2 [ コ艶匡ヨ3 コ細皿口鈎囲 5 区コ8 口 7[ コ嚢 樳て5 ㄷ θ 十ノイ目㠀て 視神禍偲伀 휀口玄 θ 十 k. 丁. 蔀 目/ ぶ口 二 ξ ぺ菰 二 ヘミ目み. 七十휀一女十琴 で十円 9も 㤀イ \\\ 1'11111. 鍬 講〆.. 十. 言卯池 ='1 一毒 イ! 十 1 伽十 11 1 汗祉 =!1 イ第 8 図ドラ マイラ岩体南部のコース石産出地域の地質図 (CompagnoniandHirajima, 準備中 ).1 2: 合コース万ユニット,3 4: 石英エクロジャイトユニット,5 6: 藍閃片岩相ユニット,7: 沖積層,8 9: エクロジャイト,1O: 先アルプス ホルンフェルス,11 12: 先アルプス未変形花開岩類 13: パイロープ石英片岩,14: 衝上断層,15: 走向傾斜,16: ひすい輝石一藍晶石組み合わせ,17: ひすい輝石,18: 大理石. 1991 年 10 月号

一 14 一平島崇男は含まれていたい ( もともとシリカ包有物に乏しい ). コース石はマトリクスがシリカ鉱物 ( 現在は石英 ) に富んでいる部分の, 小さなパイロープ結晶 ( 直径 1cm 以下 ) によく含まれている. 泥質片岩のひすい輝石一藍晶石組み合わせはパラゴナイトが高圧下で不安定になり分解する際に生じる鉱物組み合わせ (700 で23kbar 以上 ) である. パラゴナイト = ひすい輝石十藍晶石十 H.O (2) この組み合わ昔は泥質片岩が超高圧変成作用を被った際のよい指標である ( 第 4 図 ). 石英エクロジャイト相ナップのエクロジャイトは角閃石を含むがコース石や藍晶石は含まない. その形成温度も15-20kbarで550 (Henryeta1.,1991) である. 泥質片岩の鉱物共生はクロリドイドーざくろ石で, 藍晶石とざくろ石は共存していない. クロリトイドは超高圧変成岩ナップのざくろ石のコアには含まれているが, リムや岩石のマトリクスには含まれていない. クロリトイドの消滅はクロリトイド = 藍晶石十ざくろ石 (3) の温度依存性の強い反応が進行したからである. 超高圧変成岩ナップの約 1/4は主に泥質片岩からなる地層である. この地層と眼球状片麻岩の境界部付近にはホルンフェルス組織やミグマタイト組織が残っており, 泥質ホルンフェルスのざくろ石は希にアルプス変成作用以前の組織と組成を保っている (Co 血 pagnoniandhi 一 jima,1991). 超高圧変成岩ナップを構成する眼球状片麻岩のたかには未変形で火成岩組織を残した変成花粛岩がある. 超高圧変成作用時に斜長石はひすい輝石になり, 黒雲母と斜長石の境界部にはざくろ石コロナができている. 以上のことは, 超高圧変成岩類の原岩は, 先アルプス変成岩類とそれに貫入した花嵩岩類, つまり古ヨーロッパ大陸東端の大陸地殻であったことを示す. この様な原岩組織は他のペソニソ帯基盤岩類で普通に認められている. DoraMaira 南部も他の西アルプスの例にもれずLe pontine 期 ( 約 40Ma) の低圧変成作用の影響を受けている. 正片麻岩では緑色片岩相の鉱物組み合わせ ( 斜長石一黒雲母一線簾石 ) に変化していることが多い. この鉱物組み合わ昔は東西性の軸を持つタイトな等斜摺曲の翼部によく見られる. 6.3 超高圧変成岩の年代 Monie(inChopin,1987) はパイロープ コース石 白雲母片岩と藍晶石エク団シャイトから分離したフェンシャイトの岳 0Ar/sgAr' 測定を行い105Maを得た.Pa quetteeta1.(1989) はジルコンのU-Pb 法で121Ma を,Rb-Sr 法の全岩フェンジャイトアインク厚ソで96 Maの値を得た.U-Pb 法の年代は,700-750 に達した変成作用のために,Pb 同位体がその時期に開放系になったためと考えた. ChopinandMonie(1984) はペソニソ帯基盤岩類の他の岩体で石英エクロジャイト相のフェンシャイトの40Ar /39Ar 測定を行い,110Maのp1ateau 年代を,Lepontine 期に再結晶の進んだ石英片岩のフェンシャイトからは同じ方法で37Maのp1ateau 年代を得ている. 以上のことから, ペソニソ帯基盤岩類の高圧ならびに超高月三変成作用は120-95Maの問にクライマックスに達し, その後直ちに上昇冷却したと考えられる. 西アルプスのSesia 帯の石英エクロジャイトが形成された最高温度時が120-90Ma,350 程度に冷却した時代が80-60Maと推定されている (Hurfordand 亘 mziker, 1985;Oberhans1ieta1.,1985). 超高圧変成作用の最高温時はSesia 帯の高圧変成作用と概ね同じ時代と見なせるが, 上昇時期が早かったのかもしれ改い. 6. 岨超高圧変成岩のテクトニクス DoraMairaの超高圧変成岩の特徴は, 多様な原岩に超高圧鉱物が出現し, それらが一つのナップを形成している点にある. 超高圧変成岩ナップは石英エクロジャイト相ナップと構造接触関係にあり, それらは主に東西性の等斜摺曲の軸を共有している. 摺曲に伴いよく変形した岩石では緑色片岩相の再結晶が進行しているので, この変形時期はアルプス変動後期のLepontine 期と考えられる. 超高圧変成岩ナップはアルプス高圧変成作用の初期にすでに上昇 (120-100Ma) に転じ, その途中で石英エクロジャイト相ナップと一体化したのだろう. この運動は, 地殻物質の沈み込みと高圧変成作用, その後のナップ単位での上昇開始, 変成度の異なるナップの合体, Lepontine 期の低圧変成作用の重複, 地表への上昇というアルプス変動の枠組で説明できる. アルプスの超高圧変成岩は周囲の母岩と全く無関係な構造岩塊がテクトニックに貫入したものではたい. 7 まとめ Chopin(1984) やSmith(1984) による超高圧変成岩の発見は, 変成岩研究者に大きな衝撃を与えた. それは地殻物質が地下 100kmにまで潜り込んだという事もさることたカミら, 何故超高圧変成鉱物を保持したまま地表に戻ってきたかの問題を提議した. 彼らの発見以来, これまでに世界の4 地域から確実た超高圧変成作用の証拠が発見された. これらの地域では, コース石やダイヤモンドのようだ典型的た高圧鉱物以外に, 藍晶石エクロジャイト (600 以上 ),A1に富んだスフェーソ,Nyboeiteた地質ニュース446 号

超高圧変成岩一 15 一とを産出する点が共通している ( 第 1 表 ). ドイツ東部のバリスカン造山帯のErzgebrige 山脈でもコース石仮像の存在が知られていたが, エクロジャイトはやはり650 以上で形成されていた (Schmadickeeta1.,1991). 藍晶石エク目シャイトを産する地域では, 超高圧変成作用の可能性を再検討する必要がある. 第 1 表にまとめた超高圧変成岩は大陸衝突カミ起こった場所に出現している. しかし, アルプスでヨーロッパ大陸とアフリカ ( あるいはアドリア ) 大陸が衝突を開始したのは漸新世であり, 超高圧変成岩は白亜紀の沈み込みに関連して形成されたと考えられている ( 例えばP1att,1987; Po1inoeta1.,1990).Eng1andandThompson(1984) や ThompsonandEng1and(1984) は大陸衝突に伴う地殻の厚化で, 低温高圧変成岩を形成するモデルを提案しているが, 彼らのモデルはアルプスの高圧変成岩の形成には適用できない. 彼らのモデルのもう一つの重要た点は, 高圧変成岩カミ上昇する課程で, 地温勾配の回復にともたう加熱を被ることである. そのために, 多くの高圧変成岩は低圧たいし中正の鉱物組み合わせに再結晶すると説明された. 彼らのモデルはノルウェーの様に, 高圧変成岩が中正 低圧の片麻岩中に分布する地域の説明に適している.Jamtve 北 (1987) は彼らのモデルと整合的な右廻りのP-T-t 史を示す例をノルウェーで見づけている ( 第 4 図のE). しかし, ノルウェーでも高圧変成岩の形成は大陸衝突に先立つ沈み込みによって形成されたという考えもある (CuthbertandCarswe11.1990). 現在の地殻の厚さは概ね30-60kmである. 一般に楯状地で 30-40km, 現在の衝突帯であるチベット高原で60-70kmである. また地殻の厚さは海岸に近づくと薄くたることが多い ( 都城,1979). ノルウェー ソ連 中国の超高圧変成岩地域では, 現在の地理から楯状地同士の衝突が想定できる. これらの楯状地の厚さカミ前記の程度であるたらぱ, 大陸衝突による単純た地殻厚化で, 地殻物質を地下 100kmまで持ち込むのは難しい. これらの地域でも, 地殻物質を上部マントルまで押し込んだのは, 大陸衝突に先立つ沈み込みたのであろう. 比重の欠きた超高圧変成岩を地表に持ち上げるプロセスについてはまだよくわからたい. アルプスやノルウェーでは超高圧変成岩や高圧変成岩はナップとして上昇してきたと考えられている. アルプスの超高圧変成岩ナップは小さなものであるが, ノルウェーでは超高圧変成岩 60kmを越える範囲に分布し, 中国やソ連の超高圧変成岩はノルウェーよりさらに広い範囲に出現する. これら片麻岩地域のテクトニクスを理解するために, 地質構造の解明が待ち遠しい. それは, エクロジャイトの現地性一異地性問題に決定打を与える近道でもある. 1991 年 10 月号謝辞 : 京都大学理学部地鉱教室の坂野昇平教授 Simon Wa11is 博士と金沢大学理学部地学教室の石渡明博士には原稿について有益な助言 討論をしていただいた. 文献 Bryhni,I.andSturt, 且 A.(1985):Ca1edonidesofsouth- 睥獴敭乯牷慹 湴桥䍡ㅥ摯湩摥佲潧敮 ⵓ 捡湤椭湡癩慡湤剥ㅡ瑥摁牥慳 摳 敥 ⱄ 慮摓瑵牴 Ⰰ 䈱䄮 Ⱙ 㤭㠮䩨潮坩ㅥ礬䍨楣桥獴敲 䍡牭慮 ⱊ 湤䝩ㅢ敲琬䴮䌮 㤸ノット㩅硰敲業敮瑡氀 studiesontheg1aucophanestability.a 血 er.jour. 卣椮 ⰲ 㠳䄬㐱㐭㐳㜮䍡牳睥ㄱⱄ ㄹ㤰 䕣ㅯ杩瑥獡湤瑨敥挱潧楴敦慣楥猺 de 丘 nitionsandc1assi 丘 ation.editedbyd.a.caswe11. ㄭㄳㅡ捫楥 ⱌ 潮摯渱䍨潰楮 ⱃ ㄹ㠴 䍯敳楴敡湤灵牥灹牯灥楮桩杨 ⵧ 牡摥戱略獣桩獴獯晴桥坥獴敭䄱灳㩡楲獴牥捯牤慮搀 someconsequences 二 Contrib.Minera1.Petro1.,86, 㜭ㄱ㠮䍨潰楮 ⱃ ㄹ㠷 噥特 楧桰牥獳畲敭整慭潲灨楳浩渀瑨敗敳瑥流汰猺業瀱楣慴楯湳景牳畢摵捴楯湯昀捯湴楮敮瑡汣牵獴 桩呲慮献刮卯挮副湤潮 ⱁファラット ㄬㄸハ ーレルㄹ㜮䍨潰楮 ⱃ 湤䵯湩攬倮 㤸㐩㩁畮楱略浡杮敳楯 ⴀ 捨ㅯ物瑯楤 ⵢ 敡物湧 ⱨ 楧栭灲敳獵牥慳獥浢ㅡ来晲潭瑨敍潮瑥副獡㩡灥瑲漱潧楣慮搴ぁ爯ヘルツ䅲獴筤礮䍯湴物戮䵩湥牡健瑲漱 㠷 ⰳ 㠸 ⴳ 㤸 䍯浰慧湯湩 ⱒ ㄹ㜷 周敓敳楡 ⵌ 慮穯穯湥㩨楧栀灲敳獵牥 ⴱ 潷瑥浰敲慴畲敭整慭潲灨楳浩湴桥䅵獴牯慉灩湥捯湴楮敮瑡ㅭ慲杩渮卯挮䥴愱椮䵩湥牡 Petro1.,33,353-374 Compagnoni,R.andHiraji 血 a,t(1991):geo1ogyand 灥瑲潬潧祯晴桥䉲潳獡獣漭䥳慳捡捯浰ㅥ砬卯畴桥洀 Dora-Mairamass 並,westemA1ps.Terraabstracts, ハ ーツ㠴 Cuthbert,S.J.andCarswe11,D.A.(1990):For 血 ation andexhumationofmedium-temmperatureec1ogitesin 卣慮摩湡癩慃愱敤潮楤敳 湅挱潧楴敆慣楥獒潣歳 䕤楴敤批䐮䄮䍡牳睥ㄱⰱ 㠰 ⴲ〳ⱂㅡ捫楥 ⱌ 潮摯渮 Droop,G.T.R.,Lombardo,B.andPognante, 皿 (1990):. 䙯牭慴楯湡湤摩獴物扵瑩潮潦散ㅯ杩瑥晡捩敳牯捫猀楮瑨敁ㅰ献䥮䕣ㅯ杩瑥䙡捩敳副捫献䕤楴敤批䐮䄮䍡牳睥ㄱⰲ ⴲ 㔹 ⱂㅡ捫楥䱯湤潮 䔱ㅩ猬䐮䨮慮摇牥敮 ⱄ ㄹ㜹 䅮數灥物浥湴愱 studyofthee 廿 ectofcaupongarnet-c1inopyroxene 䙥 ⵍ 来硣桡湧敥煵椱楢物愮䍯湴物戮䵩湥牡健瑲漱 㜱 ⰱハ ーレル Enami,M.andZang,Q (1988):Magnesianstaurolite ingarnet corundumrocksandec1ogitefromthe 䑯湧桡楤楳瑲楣琬䩩慮杳異牯癩湣攬敡獴䍨楮愮䅭敲 䵩湥牡ㄱⰷハ ーツ㐸 ⴵ 㘮 Enami,M.andZang,Q.(1990):Quartzpseudo 血 rphs aftercoesiteinec1ogitesfromshandongproマince, eastchina.amer.min.,75,381-386

一 16 一平島崇男 England,P.C.and.Thompson,A.B1(1984)1Pressure 瑥浰敲慴畲攭瑩浥灡瑨獯晲敧楯湡ㅭ整慭潲灨楳浉 互 eattransferduringtheeマ 1utionofregionof thickenedcontinenta1crust.jour.petro1.,25,894-928 且 enry,c.,chopin,c.andmichard,a.(1991):metamorphicandstructura1evo1utionofacoesite bearing 畮楴 ⱳ 潵瑨敭䑯牡 ⵍ 慩牡 ⱷ 敳瑥流ㅰ献呥牲愀慢獴牡捴猬ハ ーツ㠴 䡩牡橩浡 ⱔ 䥳桩睡瑡物 ⱁ 䍯湧 ⱂ 婨慮本刮 ⱂ 慮湯 Ⰰ 匮慮摎潺慫愬吮 㤹〩㩃潥獩瑥晲潭䵥湧穨潮最散ㅯ杩瑥慴䑯湧桡楣潵湴礬湯牴桥慳瑥牮䩩慮杳甀灲潶楮捥 ⱃ 桩湡 楮 慧 㔴 ⰵ 㜹 ⴵ 㠳 Hirajima,T.,Zhang,R.,Li,J.andCong,B (1992): 健瑲漱潧祯晴桥湹扤楴攭扥慲楮来挱潧楴敩湴桥 Donghaiarea,JiangsuProvince,easternChina.Min 䵡朮 ⰵ 㘬䡯ㄱ慮搬吮䨮䈮 㤷㥡 䡩杨睡瑥牡捴楶楴楥獩湴桥来湥牡瑩潮潦桩杨灲敳獵牥歹慮楴敥挱潧楴敯晴桥 Tauemwindow,Austria.Jour.Geo1ogy,87,1-27 Ho11and,T.J.B.(1979b):Experimmenta1determinationof thereactionparagonite=jadeite+kyai ite+h20and 楮瑥牮愱ㅹ捯湳楳瑥湴瑨敲浯摹湡浩捤慴慦潲灡牴潦瑨敳祳瑥济愲 䄱 ハ ーレル卩〲ⵈ ⱷ 楴桡灰ㅩ捡瑩潮猀瑯散ㅯ杩瑥獡湤扬略獣桩獴献䍯湴物戮䵩湥牡健瑲漱 68,293-301 Hum2ord,A.J.andHunziker,J.C.(1985):A1pinecoo1ing 桩獴潲祩湴桥䵯湴敍畣牯湥散ㅯ杩瑥猨卥獩愭䱡湺漀穯湥 楳獩潮瑲慣步癩摥湣攮卣桷敩瑺 楮敲慬 Petrogr,Mitt,60,181-213. 䥳桩睡瑡物 ⱁ 䍯湧 ⱂ 婨慮本刮 ⱉ 瑡祡 ⱔ 湤乩獨楮愬䬮 㤹〩㩋 ⵁ 牡来獯晣潥獩瑥 ⵥ 挱潧楴敳慮摧湥楳獥猀 fromshandongandjiangsuprovince,china.abst Ann.MeetingofGeo1.Soc.Japan,Toyama.p 480 湊慰慮敳攩 Jamtマeit,B.(1987):Metamorphicevo1utionofthe 䕩歳浤慨ㅥ挱潧楴散潭瀱數 敳瑥济潲睡礬慮搀獯浥瑥捴潮楣業瀱楣慴楯湳 潮瑲楢 楮敲愱 整牯Ⰰ 㤵 ⰸ35㤹 䭥湮敤礬䌮匮慮摋敮湥摹 ⱇ ㄹ㜶 周敥煵椱楢物畭 boundarybetweengraphiteanddia 皿 nd.jour. 䝥潰桹献剥献 ⰸ 㘷 ⴲ 㐷 䭩敮慳琬䨮刮 ⱌ 潭扡牤漬䈮 ⱂ 楩湯 ⱇ 湤偩湡牤潮 ⱊ 㤹ㄩ㩐整牯ㅯ杹潦癥特桩杨灲敳獵牥散ㅯ杩瑩挀牯捫獦牯浴桥䉲潳獡獣漭䥳慳捡捯牮瀱數 ⱄ 潲慍慩牡䵡獳楦 ⱉ 瑡ㅩ慮坥獴敭䄱灳 潵爮䵥瑡浯牰桩挀䝥漱 㤬ㄹⴳ 㐮 Krogh,E.J.(1977):EvidenceofPrecambriancontinent 捯湴楮敮瑣漱ㅩ獩潮楮坥獴敭乯牷慹 慴畲礬 㜬ㄷⴱ 㤮 Krogh,E.J.(1982):Metamorphiceマ 1utionofNorwegian country-rockeclogites,asdeducedfrom 皿 inera1 inc1usionsandcompositiona1zoningingamets 䱩瑨潳 ⰱ 㔬ヒ コ㔭ファラット 䱩測䨮䰮 ⱆ 由ㅥ爬䴮慮摚桡湧 ⱗ ㄹ㠶 偲攱業楮慲礀偨慮敲潺潩捰潬慲睡湤敲灡瑨獦潲瑨敮潲瑨慮搀獯畴桃桩湡戱潣歳 慴畲攬ヒ ルハ ーツ㐴㐭㐴㤮䱩甬刮堮 ⱍ 愬䈮䰮 ⱚ 桡湧 ⱚ 婨慮本娮䴮慮摙慮本䠮䴮 㤸㤩㩇敯ㅯ杩捦敡瑵牥獯晴桥瑥捴潮楣工 ne1angeinnorthernjiangsu-southernshandong 牥杩潮慮搱楴桯ㅯ杩捣漱畲湮 敩獭 敯氮 ⰱㄬ㐷 ⴀ 㔴 楮捨楮敳攩都城秋穂 (1979): 岩波講座地球科学 16, 世界の地質, 岩波書店 佢敲桡湳ㅩⱒ 䡵湺楫敲 ⱊ 䵡牴楮潴瑩 ⱇ 湤却敲測 W.B (1985):Geochemistry,geochrono1ogyandpe- tro 工 gyofmontemucrone:anexamp1eofeo- 䅰汩湥散ㅯ杩瑩穡瑩潮潦健牭楡湧牡湩瑯楤獩湴桥卥獩愭䱡湺潺潮攬睥獴敭䄱灳 ⱉ 瑡䥹 桥牮 敯Ⰰ 㔲 ⰱ 㘵 ⴱ 㠴 0kay,A.I.,Xu,S.andSengor,A.M.C.(1989) 二 Coesite fromthedabieshanec1ogites,centra1china. 肋 7. / 励プ.1 吻麦舳 "1.,1,595-598 偡煵整琬䨮䰮 ⱐ 敵捡琬䨮䨮慮摃桯灩測䌮 㤸㤩㩕 ⵐ 爀穩牣潮 ⱒ 戭卲慮摓洭乤来潣桲潮漱潧祯晨楧栭瑯癥特 楧桰牥獳畲敭整愭慣楤楣牯捫獦牯浴桥坥猭 tema1ps.contrib.minera1.petro1.,101,280-289 偨椱ㅩ灳 ⱒ 湤䱡祴潮 ⱗ ㄹ㘴 周散愱捩晥牯畳慮搀 a1ka1iamphibo1es.min.mag.,33.1097-1109 P1att,J,P.(1987):Dyna 血 icsoforogenicwedgesand up1iftofhigh-pressuremmetamorphicrocks.bu11. 䝥漱 潣 浥爮 ⰹ 㜮ヘ ソⴱ〵ヒ アストル偯ㅩ湯 ⱒ 䑡ㅐ楡稬䜮嘮慮摇潳獯 ⱇ ㄹ㤰 呥捴潮楣敲潳楯湡瑴桥䅤物慭慲杩湡湤慣捲整楯湡特灲漭捥獳敳景牴桥䍲整慣敯畳潲潧敮祯晴桥䄱灳 敭 Soc.9eo1.France,N.S.,156,343-367 Schmadicke,E.,0krusch,M.andSchmmidt,W.(1991): Quartzpseudomorphsm2tercoesiteinec1ogitesfrom 瑨敓慸潮楡湅牺来扩牧敡湤獯浥来湥瑩捣潮獥 ⴀ 煵敮捥献呥牲慡扳瑲慣瑳ハ ーツ㠴 ⴸ 㔮 Sエnith,D.C.(1984):Coesiteinc1inopyroxeneinthe Ca1edonidesanditsimmp1icationsforgeodynamics: 乡瑵牥 ⰳⰶ 㐱 ⴶ 㐴 Smith,D.C.(1988):Areviewofthepecu1iarmineralo 馴 fthe Norwegiancoesite-ec1ogiteprovince",with 捲祳瑡氭捨敭楣愱 Ɒ 整牯汯杩捡ㄬ来潣桥浩捡ㅡ湤来漭摹湡浩捡ㅮ潴敳慮摡湥硴敮獩癥扩戱楯杲慰桹 䍨慰瑥爱 ⴲ 湓浩瑨 ⱄ 敤 䕣ㅯ杩瑥獡湤䕣ㅯ杩瑥䙡捩敳副捫猬䅭獴敲摡洬䔱獥癩敲卣楥湣攀偵戱楳桥牳 卭楴栬䐮䌮慮摌慰灩測䴮䄮 㤸㤩㩃潥獩瑥楮瑨攀却牡畭敮歹慮楴攭散汯杩瑥灯搬乯牷慹 敲牡剥 ⴀ 獥慲捨 ⰴ 㜭㔶 Smith,D.C.,Yang,J.,Oberti,R.andPrevide Massara, 䔮 㤹〩㩁湥眱潣愱楴祯普祢潥楴敡湤瑡牡浩瑥 Ⰰ thejianchangec1ogitepodinthe ChineseSu-Lu coesiteeclogiteprovince"co 血 paredwiththenybo 敩瑥 ⵡ 湤瑡牡浩瑥 ⵢ 敡物湧䱩獥瑥挱潧楴数潤楮瑨攀 Norwegiancoesite-ec1ogiteprovince".Abstractof 䥍䅲湥整楮杩湂敩橩湧 ⱃ 桩湡 㠹 ⴸ 㤰 地質ニュース446 号

超高圧変成岩一 17 一卯扯ㅥ瘬丮嘮 ⱄ 潢牥瑳潶 ⱎ 䉡歩牯瘬䄮䈮慮搀 Shatsky,y.S (1986):.Ec1ogitesfromvarioustypes 潦浥瑡浯牰桩捣潭瀱數敳楮瑨敕卓剡湤瑨攀灲潢ㅥ浳潦瑨敩牯物杩湳 敯卯挮䅭敲 敭 ㄶ㐬フ ッシェル㤭ヘクタール㐮 Sobolev,N.Y.andShatsky,V.S.(1990):Diammondin- 挱畳楯湳楮条浥瑳晲潭浥瑡浯牰桩捲潣歳㩡湥眀 environmentfordiamondformmation.nat1ユre,343,742 ⴷ 㐶 Sobo1ev,NlV.,Shatsky,Y.S.andVavi1ov.,] [.A.(1991): 䥮挱畳楯湳潻浩捲潤楡浯湤慮摣潥硩獴楮杭楮敲愱猀楮条牮整獡湤穩牣潮獦牯浭整慭潲灨楣牯捫獯昀 KokchetavMassif,USSR.TerraAbstracts,3,83 Tagiri,M.andBakirov,A.,(1990):Quartzpseudo 血 rph 慦瑥牣潥獩瑥楮条浥瑦牯浡条牮整 ⵣ 栱潲楴潩摴慬挀獣桩獴 Ɱ 潲瑨敭呩敮 ⵓ 桡測䭩牧桩稬卓刮偲潣 Japan.Academy, 西 6,135-139. 周潭灳潮 ⱁ 湤䕮朱慮搬倮䌮 㤸㐩㩐牥獳畲攭瑥浰敲慴畲攭瑩浥灡瑨獯晲敧楯湡ㅭ整慭潲灨楳洀汉 桥楲楮晥牥湣敡湤楮瑥牰牴慴楯湵獩湧浩湥牡慳獥浢ㅡ来獩湭整慭潲灨楣牯捫献䩯畲 整牯ㅯ杹 Ⰰ ⰹ ⴹ 㔵 啮条牥瑴椬䰮 ⱓ 浩瑨 ⱄⱃ 湤副獳椬䜮 㤸ㄩ㩃特獴愱 ⴀ 捨敭楳瑲祢祘 慹獴牵捴畲敲敩湥浥湴慮摥ㅥ捴牯渀浩捲潰牯扥慮愱祳楳潦慳敲楥獯晳潤楣 ⵣ 愱捩捴漀 a1ka1i amphibo1esfromthenybδec1ogitepod,nor- way.bu11.minera1.,104,400-412 奩愱潮 ⱐ ㄹ㘶 䕴畤敧敯ㅯ杩煵敤畍慳獩晣物獴慮楮䑯牡 ⵍ 慩牡 ㅰ敳捯瑴楥湮敳楮瑥浥猭䥴愱楥 呲慶 䱡戮䝥漱 牥湯戱攬㐬 瀮坡湧 ⱘ 䩩湧 ⱙ 䱩潵 ⱊ 䍯ㅥ浡測刮䜮 ⱅ 楤攬䔮 Ⰰ Ernst,W.G.andS.Mar 岬 arna,s.(1991):p-tpath ofcoesite bearingeclogitesfromthedabiemoun- 瑡楮獡湤敶楤敮捥景牲敧楯湡ㅵㅴ牡 楧桰牥獳畲攀血 etamophicterraneincentra1china.terraabst- 牡捴 ⰳⰸ 㔮坡湧 ⱘ 䩩湧 ⱙ 䱩潵 ⱊ 偡測䜮 ⱐ 慮 ⱇ 䱩慮本 W.,Xia,M.andS.Maruyama,S.(1990):Fie1doccur- 牥湣敳慮摰整牯ㅯ杹潦散ㅯ杩瑥獦牯浴桥䑡扩攀䵯畮瑡楮猬䅮桵椬捥湴牡ㅃ桩湡 楴桯猬 ⰱㄹⴀ ㄳ坡湧 ⱘ 䱩潵 ⱊ 湤䵡漬䠮䬮 㤸㤩㩃潥獩瑥 ⴀ 扥慲楮来挱潧楴敦牯浴桥䑡扩敍潵湴慩湳楮捥湴 ⴀ ra1china.geo1o 馴.17,1085-1088. 奡湧 ⱊ 湤卭楴栬䐮䌮 㤸㤩㩅癩摥湣敦潲慦潲浥爀獡湩摩湥 ⵣ 潥獩瑥 ⵥ 挱潧楴敡瑌慮獨慮瑯甬敡獴敲湃桩湡 andtherecognitionofthechinese Su-Lucoesiteec1ogitepro ince",terraabstracts,1,26 䡉剁䩉䵁呡歡漨ㄹ㤱 灨楣牯捫献 U1trahighpressuremetamor 一 < 受付 :1991 年 5 月 27 日 > 1991 年 10 月号