地 球 科学 36巻 3号 （1982年5月）150
〜
160北 上 川 河 谷地 域
の中 新 世 火 山 岩
のSr
同位 体 比
周 藤
賢
治＊・
八島
隆一
＊＊S
「isotoPie
comPositions of someMioce
皿e volcanic rocksfrom
the
basin
ofthe
Kitakami
river ， northeastJapan
Kenji
SHuTO
andRyuichi
YAsHIMA
Rb and Sr concentratiQns and
Sr
isotopic
co皿 positions（sTSr／s6Sr ）have been deternlined
for
Lower and
Midd
工eMiocenc
basalt
，
andesiticbasalt
，
andesite anddacite
of t1ユe Inase，
Ishikoshi，
Nonodake and
Matsushima
voLcanic rocks in theKitakami
riverbasin
andfor
Upper
Miocenebasalt
in
thcJyoge
district tQ the west of Sendai city．
The volcanic rocks of theformer
regionare composed of those
belongillg
to thehypersthenic
and pigeonitic rock series proposedby
KUNO
（1950）．
The analysed ten volcanic rocks
have
8了Sr／ssSr ratios ranging
from
O ．
7036 to O．
7040．
This rangeis
nearly identical for both series and is simi 工ar to that ofLower
Miocene
Ryozen
volcanic rocks from the northeastern part of
Fukushi
皿 aPrefecturc
．
The strontiu 皿 孟sotopicdata suggest that the primary magmas which produced the volcanic rocks in the Kitakami
river basin and the
Jyoge
district
might havebeen
originated fro皿 the upper 皿 antle perido−
titic n】
．
aterial chemically similar to the source matcrial of theRyozen
volcanic rocks．
Five new chemical analyses and the
published
data
for
these volcanic rocks are not dividedinto the
distribution
丘elds of thehypersthenic
and pigeonitic rock series in the AFM，
（
FeO
十Fe203
× 0．
9）／MgO− SiO
， and （FeO 十 Fe203 × 0．
9）／MgO −
（FeO
十FezOs
xO．
9
）diagrams．
Therefore
it is not val孟d
to
regard that thehypcrsthenic
and pigeonitic rock series are equi−
valent respectively to the calc
−
alkalic and tho工eiitic rock ser童es．
It is reasonable tQ consider，
in the case of these volcanic rocks
，
that the essentialfactor
for
producing the hypersthcnicor pigeonitic rock series
is
ascribed not to the apperance of magnetite or ampllibole withhigh Fe ／Mg ratio at the early stage or the 皿 iddle stage of fractionation of 皿 agma
but
to a slight difference in the temperature condition of the 皿 agma at the stage of crystaUiza
−
tion of minerals
in
the groundmass，
There is also no systematic difference in K20／Na20 ratios between the above two rock
series
．
This
evidence andSr
isotopic
feature
show that thegenesis
of the volcanic rocksof
the
hypersthenic
rock series can notbe
ascribed to contamination of graniticエnaterialin
the magma
．
1
は じ め に 東北日本に産出 する新生代の火山岩の う ち， 第四紀の 火 山 岩につ い ては多 くの研 究 者に よっ て岩 石 学 的 研 究が 行な われて い て，
そ れ らの岩石学 的 性 質が 明らか にさ れ て い る．
一
方，
第三 紀 中 新 世の火 山 岩は，
全 休 的に グ リー
ン タ フ変 質 を うけて い る こともあっ て，
現 在に お い て も十 分 に その岩石学 的 性 質が 明 らか に さ れてい る と は い え な い．
筆者ら は， これ ま で グリー
ン タフ 変 質の影 響の軽 微 な 東 北 表日本の第三紀 火 山 岩の岩石学的性 質を明らか にす るこ とを 目的 とし て研 究 を進め てきた（八島，1962
， 1963， 1979 ；八島・
生 出，1966
；周藤・
八島，1974
な ど），
今回は北上 川河 谷地 域の主 とし て中新統最下部の火 山 岩 （仙 台 周 辺 地 域の中 新 世の火 山 岩の一
部も含む）の全 岩化学 組 成とSr
同 位 体 比につ い て報 告し，
あ わせ て こ れ らの 火 山岩の成因につ いて若 干の考 察を行なっ た．
この論 文を書 くにあ た り，
粗稿を読ん で いた だき有益 な御指 摘をして下さっ た牛 来 正 夫 先 生と図の一・
部を清書 ＊ 高田支 部，
新 潟大学理学 部地質 鉱 物 学 教 室 ＊ ＊ 福島支部，
福島 大 学教育 学 部 地 学 教 室 （34
）北 上 川 河 谷 地 域の 中新 世 火 山 岩の
Sr
同位 体 比 151 し て下 さっ た新潟 大学理学 部地 鉱 教 室の沢 田ヨ ミさんに 厚く御礼巾し上 げます．
皿
地
質
まぺ
ち 岩 手県 北 端 部の 真淵 川 流 域， 北上 川 低 地帯お よ び 塩 釜一
松島 地域に は， 中 新 統 最 下 部 と考 え られて いる・
一
連 の 堆積岩 類が，
ほぼ南北に点 在し（第1
図），
そ れぞれ 四 やく い なせ い しtし ツ役 累層（鎮西，
1958
） ，稲 瀬層 （北村，1967
）， 石 越 安 山 岩 の のだけ （北 村・
柴田，1963
；八島，
1979
），
箆々岳 層 （北 村，
1967），
塩釜 集 塊 岩 （半 沢，
1954）と よ ば れてい る．
これ らの堆 続 岩 類には， 玄 武岩・
安山岩・
石英安山 岩 などの多 様 な 岩質の溶岩流を ともな う多 量の火 山 性 堆 積岩を挾み，
部 分 的に変 質して いる ほ か は一
般にぎわ め て新 鮮であ る，
四 ツ役 累層；本 層は鎮西 （1958
）に よっ て，
さ らに下 いhい
け い せ いとうげ 位より小 祝 泥 岩・
砂 岩・
礫 岩，
傾 城 峠 安山岩および 火砕 すこに た 岩，
双 畑 泥 岩・
砂 岩・
礫岩互層の三部層にわけら れ た．
三 部 層 と も安 山 岩 質の礫 岩・
角礫岩 お よ び 凝 灰岩を挾ん で いる が， とくに傾 城 峠 安 山 岩お よ び火 砕 岩 部 層には，
少な くとも4枚の溶 岩 流 を 確 認し て お り，
その ほかに も 多量の本 質 火 山 角 礫 岩・
凝 灰 岩 質 角 礫 岩を産出 する．
部 分 的に変 質 作 用を うけ，2
次 鉱物と し て 主 と し て緑 泥 石・
方解石 を生じて い る，
稲 瀬 層 ；本 層は岩 手 県 北 上 市 東 方一
帯に，
母 体 変 成 岩 とこれ を貫 くカ コ ウ岩 類 を 基 盤 岩 とし て，
東 西15k皿 南 北30km
の広い範囲に分 布し て い る．
これらは主 とし て 砂 質・
泥質・
礫 質 凝 灰 岩よ り構 成 されて いるが，一
般に 横へ の層 相の変 化 がい ちぢる しく，
全層厚は270m
をこ える，
稲 瀬 層の ほぼ中 央 部に は，
本 質 火山角礫 岩・
凝 灰 岩 質 角 礫 岩 を と もなっ た安 山 岩質の厚い溶岩流が分布す る が， その ほ か に も小 規 模 な 溶 岩 流 が本 層 全 般にわ たっ て分 布していて，
おお ま かにみ る と下部は玄武岩が優勢 であるが，
上 部では安 山岩の活 動 が 卓 越し てい る．
これ らの本 層 中の火 山 岩 を 稲 瀬 火 山 岩とよ ぶ ことに する．
稲 瀬 層の分 布 する 西縁では，
い ち ぢ る し く変質作用 を う け ている ところがあっ て， 粘土化・
黄鉄鉱化が認め ら れ る．
石 越 安 山 岩 ；これ は宮 城 県の 北 部，
東 北 線石 越駅 東 方一
帯の沖 積 面の ひろがる低 地 帯VC残 丘 状をなして点々 と 分 布し て い るが，
こ の沖 積 層 下に はなお厚さ60m をこす 石越 安 山 岩が ひ ろ がっ てい るこ と が知られてい る，
地 表 で み る か ぎり本 層は， その大 半が溶 岩よりなっ て い て，
火 山砕 暦 岩 類の分 布は せまい．
溶 岩の岩質は，
安 山 岩 質 玄 武 岩か ら安 山 岩・
石 英 安 山 岩と多様であるが，
量 的に は安山岩と 石英安山岩が 圧倒的に多い，
これらの火 山 岩 は，
野外では密 接な 関 係 を とっ て分 布 する ものが多 く，鵞
4
第1図 東北表日本に おけ る中 新世初 期の火 山岩の分 布 （八島・
生出 （1966
＞の図を簡略 化） あるものは復成 溶 岩 流ときには複 合 溶 岩 流の産 状を 示 し て お り，
とくに注 目される の は，
石英安山岩に斑 晶石英 がきわめ て少 ないか全 くそ れを欠 くとい う特 徴を もっ て い ることである．
場所に よっ て変 質 作用 を うけて 緑 泥 石・
方 解 石 な どの 2次 鉱物を生じて いるほか はきわめて 新 鮮である．
箆々 岳 層 ；東 北 線 小 午田駅の東 北 方よ り東方に は， 箆 か ごぼう 々岳 （223m ）一
加護坊山 （224m
）を連ね る NW−
SE 方 向 の 地塊と， それの南東端よ り南に の び る旭 山 （173m
） の地塊が沖 積面のひ ろ が る低 地 帯に， ひ ときわ目立っ た35
152 周 藤 賢 治
・
八 島 隆一
独 立 地 形 を とっ て い る，
この両 地 塊 を構成してい るのが 篦々岳 層で あっ て，
これは数 枚の安 山岩の溶 岩 流 を挾む 主 と して凝 灰 岩質礫 岩と，
砂質凝 灰 岩・
泥質凝灰岩・
礫 質 凝灰 岩の互層か らなっ て いる．
少な く と も4枚の溶 岩 流 がかぞ えられ，
いず れ も輝 石 安 山岩で，
箆々 岳 地 塊の 西 半 分に集 中してい る，
この 溶岩 流の分 布 する周 辺一
帯 は， 局部的に強く変 質作用を うけ， 鉄サポー
ナ イ ト・
セ ラ ドナ イ ト・
石 英な ど を生じて お り，
かつて産 金し た鉱 床 もみられる，
本層中の火 山岩 を箆々岳 火山岩とよ ぶ，
塩釜集塊 岩 ；本 層は塩 釜 市の西 方に，
上部三畳系利 府 層を 不整 合に お お い，NE −SW
に細 長くの び て分布し て い る．
これは主と して砂 質・
礫 質 凝 灰 岩お よび凝 灰 岩質 角礫 岩より構 成され，
角礫は い ずれ も輝 石 安 山岩であ る．
本層は さ らに裏 松島の大高森に，NW −
SE 方向の褶 曲軸 を もっ た 主 と し て安山岩質の凝灰岩 質角礫岩よ りな る地 層 として小 規 模に分布する．
第 1衰 北上 川 河 谷 地 域の代 表 的 な火山岩 これ ら 各累 層の代 表的な火山岩を第1
表に示す．
こ の うち，
稲 瀬 火 山岩，
石 越安山岩， 箆々岳 火山岩の詳しい 岩 石 記 載は 八島 （1979＞に よっ て な さ れて い る，
第1
表 中の HV と PV は，
そ れ ぞれ KUNO （1950）の シ ソ輝 石質岩系とビ ジ ョ ン輝石質岩 系に属 すると考 え られる火 山岩である．
四 ッ 役 層（
傾 城 峠 安 山 岩）
稲 瀬 層（
稲 瀬 火 山 岩 V 普 通 輝石一
シ ソ輝石一
安山 岩（PV
），
普通輝 石一
シ ソ輝 石一
安 山 岩（HV
），
普 通 輝 石一
シ ソ輝 石一
角 閃石一
安 山 岩，
角閃石一
安 山 岩 （HV ），
無 斑 晶安山 岩 カ ン ラン 石一
普 通 輝 石一
シ ソ輝 石一
玄 武 岩 （PV）， 普通輝石一
シ ソ輝石一
玄 武 岩 （PV ）， 亜 灰長石一
玄 武岩 （PV
）， 普通輝石一
シ ソ 輝石一
安山岩 （PV ），
普 通 輝 石一
シ ソ輝 石一
安 山岩 （HV ），
角 閃 石一
普 通 輝 石一
シ ソ輝 石一
安 山 岩 （IIV），角 閃 石・
一
安山 岩 （HV ） 普 通輝石一
シ ソ輝石一
安 山 岩質玄 武 岩 （PV），
普 通輝石一
シ ソ輝石一
安 山岩 （HV
）7 普 通輝 石一
シ ソ輝 石一
角閃石一
石英 安 山岩 （且V
），
普通輝石一
シ ソ輝石一
石 英 安 山岩 （HV ），
黒 雲 偲一
普 通 輝 石一
シ ソ輝 石一
石 英 安 山 岩 （HV ） 皿岩 石 化 学 的 な
特
徴 石 越 安 山 岩 箆 々 岳 層（
篦 々 岳 火 山 岩）
松 島 層（
松 島 火 山 岩 ） 普通輝石一
シ ソ輝石一
安 山岩 （PV
），
普 通 輝 石一
シ ソ輝 石一
安 山 岩 （HV
） 普 通 輝石一
シ ソ輝石一
安山 岩（PV）， 普 通 輝 石一
シソ輝石一
安 山岩 質玄武岩 （PV
＞ （PV
）お よび （HV ）は， そ れ ぞ れ KUNO （1950）に ょ るピ ジ オ ン 輝石質 岩 系お よびシ ソ輝 石 質 岩 系に属す る と考え られる火 山 岩 を示 す，
Sr 同 位 体 比 を 測 定 し た 火 山 岩の化学 組成を第2
表に 示 した．
また，
これ らの火 山 岩の岩 石 記 載は この論文の 末尾に補 遺とし て記し てある，
第 2表の 1〜
5の分析値は ， すでに八島 （1979
）に よ っ て報 告 さ れて い る もの で，
6〜
10は今回報 告 する新 分 析値である．
こ の うち， 松島火山岩 （中新世中期）と仙 Uk5 げ 台 市西方の定 義 地 域の玄 武 岩 （中 新 世後期 ）につ い て は，
筆者に よっ て研 究が継 続されて い る の で，
詳しい結 果は 後日にあら ため て報 告 する予 定で ある．
八 島 （1979）に よっ て報 告された分 析 値に今回の新 分 析値も加え て， 北上 川河 谷 地域の中新世 初期の火山岩の 化 学 組成の特 徴を検討し て み る，
八島 （1979
）と本論 文に お け る岩 石記載に よ れば， 傾 誠 峠 安 山 岩，
稲 瀬 火 山 岩，
石 越 安 山 岩，
箆々 岳 火 山岩 と もに HV と PV の両 者か ら構 成されて いる．
本 論 文で 扱っ た松 島 火 山岩 中の安 山 岩と定 義の玄武岩は PV であ る．
第2
図は，
これ らの火 山 岩のAFM
図である．
こ の図 には，
各 火 山岩を HV と PV に分けて点 示し てある．
こ の図に示 され る よ うに， 定義の玄 武岩以外の火 山岩 （大部分は安山岩）は， 比較的せ まい 領 域内にあるといえ る．
第 2図に示 した ほ か の地 域の火 山 岩と 比較 する と， 北 上 川 河 谷 地 域の火 山 岩は， 福 島 県東北 部の中新 世 初 期 の霊 山 火 山 岩 と一
部は 重複す る が，
全 体 的に は霊 山 火山 岩よ りFeO
＊IMgO
値 がや や小さく，
伊 豆・
箱 根 地 方のHV
の し め る領 域 内にあるとみ るこ とがで きる．
し かし，
稲 瀬 火 山 岩，
石 越安 山 岩，
箆々 岳 火山岩の い ず れに お い て も，
HV に くらべ て PV の方 が FeO ＊ ／MgO
値 が 高い とい うこ とは認め られない，
すな わ ち，
北上 川河 谷 地 域の火 山 岩で は，
AFM 図に お い て，
HV とPV の分 布 域 を 区 分 することは不 可能であるこ とを第 2図は示し て い る．
こ の事 実は，
シ ソ輝石質 岩 系の みがカル ク アル カ リ岩 系に相当し， ビ ジョ ン輝 石質岩 系は ソ レ アイ ト岩 系に相 当する とい う久野 （1965
）の考え を， 北上 川河 谷地 域の ＊ 全 鉄量 をあらわ し，
FeO 十Fe203×0．
9
と同じ．
（36 ）北上 川 河谷 地 域の中新進火 山岩の
Sr
同位体比 153 第2表 北上 川河 谷地域と仙台 周 辺 地域の火山岩の化 学 組 成 Sio2TiOzA1203Fe20sFeOMnOMgOCaONa20K20H20 ÷H20 −
P20sTotal
） 1 （ （2） 53．
480．
4518．
393．
044．
300，
214
．
658，
323．
391．
410．
821．
430
．
09
54．
920，
2518，
063．
635
．
390．
164
．
308．
342．
260
，
760
．
590．
820．
20
lg9
・
98199
・
68 （3｝ （4
〕 63，
290，
0416，
852．
652．
880．
092
．
326．
193，
091．
240
．
430．
820．
05
57，
460，
7718。
421．
775．
09G．
122
．
806．
692．
871
，
021
．
531．
300，
09
〔5｝ 99．
94 58，
490，
3918，
211．
315．
810．
102
．
346，
303，
321，
201
．
271，
050，
18 99．
9399 ：97 （6） 55，
810，
6018．
052．
675
．
060．
164
，
078
．
352．
680
．
841
．
230，
210．
16
lg9
・
89 ） 7 （ （8
） 56，
540，
5917．
953
．
283
．
290．
133
．
538
．
313．
020
，
801
．
560．
380．
29lg9
・
67 54．
900
，
8519
．
332
，
334
．
470
．
132
．
938
．
253
．
111
．
191
．
660．
380．
24199
・
77 〔9149
．
530．
6617．
512，
098
，
000
，
176
．
8011．
501，
740，
210．
900．
610
．
0799
，
79
（10
） 49．
681．
OO15．
591．
839，
950，
195
．
4010
．
641
．
450
．
423
．
580．
460．
08
［
1
…27
（1）普 通 輝石一
シソ輝石一
玄武岩 （PV ）， （2
）普 通輝石一
シ ソ輝石一
安山岩質玄 武 岩 （PV
）， 〔3
｝普通輝 石一
シ ソ輝 石一
石英安 山 岩 （HV ），
〔4
）普 通 輝 石一
シ ソ輝 石一
安 山 岩 （HV ），
普 通 輝 石一
シ ソ輝 石一
安 山岩 （HV ）， （6
）普 通輝石一
シ ソ輝石一
安山岩 （PV
），
（7）角 閃石一
安 山 岩 （HV ），
〔8）普 通 輝 石 含 有シソ輝 石一
安 山岩 （PV），
（9〕カ ン ラン 石 含有玄武岩 （PV
）・
玄 武岩 （PV
）．
（1）は稲瀬火 山 岩， （2）と〔3
）は 石越安山岩， （4
｝と〔5
）は箆々岳火山岩， （6
）と は傾城 峠安山 岩， 〔8
｝は松 島火山 岩，
〔9
）と90
） は定 義 地 域の玄 武 岩．
PV と HV は第1
表と同じ．
分析者：（1）〜
〔5
）八島 （1979
），・
一
｛le）周 藤（本 論 文） Totat鼬 as 陥O急
船
＼ 代、
、
＼「
ヘ
へ参
Z
周
7
〆
覧
ヅ
，
／ H ／ノ
！
〆
〆
！
∫
！
r
．
！
！
！
Na20十K20 MgO第2図 MgO
−
（FeO 十Fe203×0．
9＞一
（Na20
十K20
）図三角 ：傾 城 峠 安 山 岩
，
逆三角 ：稲 瀬 火 山 岩 ， 丸 ：石 越 安山岩，
四角 ：箆々岳 火 山 岩，
星 ：松 島 火 山岩，
ダイ ヤ ：定義地域の玄 武 岩．
白抜 ぎは KUNo （1950）の シ ソ輝石質岩系に属 する火 山岩 （HV
）で，
黒はビ ジ ョ ン 輝石質岩 系に属する火山岩 （PV
）を示す．
実線は北 上 川河 谷地 域の火 山 岩の領 域，PS
とHS
は そ れぞれKUNQ
（1968
）に よ る伊豆・
箱 根地方の ピ ジ ョ ソ輝 石 質 岩 系とシ ソ輝石質岩系の領 域．
R
は霊 山 火 山岩の領 域．
火 山 岩に は適 用で き ない こ とを 示すもの と考え ら れ る．
な お，
久 野 （1965）の考 え が，一
般的には妥 当 性に欠け るこ とについ て周 藤・
八島 （1982
）が詳しく論じ て い る の で，
こ の こ とにつ い てはこ こ では これ 以 上ふれ ない こ とにする．
これまで の ソ レ ア イ b岩系とカル ク アル カ リ岩系の一
般 的な定 義 （苦 鉄 質 岩からより珪 長 質 岩に むか っ て，sio2
はあま り増 加し ない で，
Feo ＊ （Feo ＊／Mgo 値 ）が増 加する とい う特徴をもつ
一
連の火成 岩を ソ レ ア イ ト岩 系 とよ び， 苦 鉄質岩からより珪長 質の 岩石に む かっ て， SiOz は次 第に増加し， FeO ＊ は 漸次減少し てい く とい う 特徴を もつ一
連の火成岩をカ ル ク ア ル カ リ岩 系と よぶ） か らす る と， 北上川 河 谷 地 域の火 山岩の一
部はソ レアイ ト岩系の ものであり，一
部はカル クアル カ リ岩系のもの である推 定される．
次に，
これらの火 山 岩の化 学 組 成 をFeO ＊ ／MgO−
Sio2 図 とFeO
＊ ／MgO − FeO
＊ 図で 検 討してみ る．
第3
図 と 第4
図に示 さ れ る よ う に，
北 上 川 河 谷地域の火山岩で は，AFM
図と同様に Feo ＊／Mgo
−
sio， 図と FeO ＊／MgO
− FeO
＊図におい て も
，
HV とPV の分布域を区 分 するこ と は できない，
同 様な事 実は，
島 根 県の掛 合 陥 没 体に伴な われる貫 入 岩 体 を 研 究し た沢 田 （1978
）に よっ154
周 藤 賢 治・
八 隆一
Sio2
（°
1。） 7065
60
55
50 第3表JG1
とJBI
のRb ・Sr
含量 oo喚
JG1
Rb （ppm ） Sr （ppm ） 182．
4180．
8
JB1
39，
7458．
5 口 8 ■ 囗 o △ ▽ 鳶 ▼ ▼ ◆ ◇ ▼ ▽ 1 23
4
5
（FeO＋距203 XQ9 》！
MgO
第
3
図 （FeO 十Fe20eXO．
9）／MgO−
SiO2 図 印は第2
図 と囲じ，CA ，
TH はそ れ ぞ れMIYAsHIRo
（1974
）に よるカル ク ア ル カ リ岩 系とソレアイ ト岩系の 火 山 岩の領 域．
10
8
6
4 切．
OX の O 創 Φ 」 十 〇 Φ 巴 2L
◆ ▼ ◆ ▼ 1 23
4
5（FeO＋
f
さ203 XO．
9
）／MgO第
4
図（
FeO
十Fe203
×0．
9）／MgO−
（FeO 十Fe20s
×o．
9
）図印は第2図と同じ
，
CA，
TH は第 3図 と同じ．
て も指 摘されて い る．
MIYAsHIRo
（1974
）の定 義に し たが えば，
北上 川 河谷 地域の火 山岩は，HV
とPV とに かかわ りなしに，
その一
部は ソレアイ ト岩 系の もの で ，一
部は カル クアル カ リ 岩 系の もの とい うことに なる．
IV
Rb
・
Sr
含 量，
K
／Rb 値
お よびSr
同 位 体比 した．
Sr
同位体 比 （日7Sr ／86Sr 値）を側 定する際の 試料からの の抽 出は，
周 藤・
八島 （1974
）の方法に し た がっ た．
Sr 同 位 体 比の測 定は， 筆者の 1人 （周藤 ）が，
東 京 教 育 大 学に研究 生 と して所 属して いた当時に， 同大学理学 部地 鉱教室に設 置 されてい た 日本 電 子製JMS
−
05RB 型の質 蚤 分 析 計で行なっ た．
試 料のSr
同位体比の測 定 過 程で得 られたEimer
＆Amcnd
標 準試料の δ7Sr／86Sr の平 均 値 （3
回の平 均 ） は0．
7081
±O．
0002
であっ た．
測 定し た火山岩のK ，
Rb，
Sr含 量，
Rb／Sr 値，
K／Rb
値，
87Sr ／s6Sr 値を 第 4 表に示 し た．
この表中の番 号は，
第2
表 中の番 号に対 応し て いる．
s7Sr ／s6Sr 値は， 測定 値を 86Sr ／88Sr ＝0，
1194
で標 準 化し た うえで，
0．
0001差 し引いた値を示し た．
第
4
表に 示 さ れ る よ うに，
北上川 河 谷 地 域の中新世 初 期の 火 山 岩の s7Sr ／SGSr 値は，
実 験 誤 差の範囲 内で類 似 してい て，0．
7036〜
O．
7040の範 囲 内にある．
この値は，
周藤・
八島 （1974
）が報 告し た霊 山 火 山 岩の s7Sr ／s“Sr
値 （O．
7033〜
O．
7046）に類 似し て いる （第 5図），
この ことは， 東 北 表日本に おける中 新 世 初 期の火 山岩 第4
表北上 川 河谷地 域と仙 台 周 辺 地 域の火 山岩の
K ・
Rb・
Sr 含量お よび K／Rb・
Rb／Sr・
sTSr ／sGSr 値 α6
け 絡 σ 旧 給qo
ラ K ％ （ 1．
150．
611．
010．
841
、
Ol0
．
700
．
660，
980，
170．
35 Rb （ppm ） 32．
615．
526．
515
．
429．
318．
218
．
419
．
04．
59．
5 Sr （ppm ） 423．
3275，
9314．
8388，
1343．
8346
．
5426
．
6448
．
0198．
8247．
7 K／Rb 353394381545345385359516378368Rb
／Sr
D．
0770
，
0560
．
0840
．
0390
，
0850．
0520，
0430．
0420．
0220
．
038 s7Sr ／s6Sr 0．
70391
：1
，
7040±30．
7040±2
0．
7037±20，
7036±2 0．
7040 ±2 0．
7038±2
0．
7039±30．
7036：ヒ3 0．
7038±2
Rb とSr
の定 量は，
新 潟 大 学 理 学 部 地 鉱教 室の原 子 吸 光 分 析 装 置 を 用い て行 なっ た．
試 料と ともに定 量し た 標 準試料 （JG1 ・
JB1
）のRb と Sr の含 量 を 第 3表に示 （1）一
一
（10
）は第 2表の番 号に対 応 する．
s了Sr
／86Sr 値は 測 定 値 （現 在 値）で ある が，20m ・
y・
を 仮 定し Rb／Sr
か ら求め られ る 初 生 値 と4桁 目ま で同 じ数 値で ある．
（38
）北 上 川 河 谷 地 域の 中 新 世 火 山 岩の
Sr
同位 体 比155
840 444 84A
6B
284 0 … …
…
r−一
一
1 … … …C
12 62 8 」
iI
レ 旨 ！ … ヨ ｛ 4 旨 52 「 O（
0 …i1
」
“
■
一
「
…
1 3 260 4 r
’
尸
’
剛
3…
i2
： き し．
胃
一
「
｝．
一
．
．
」 6D
28・
E
4284F
が，
ほぼ類似し たSr
同位体比をもっ て い る と み て差し つ か え ない こと を示唆し て い るとい えよ う．
なお，
北上 川河 谷 地 域は，Sr
同位 体的岩石区か ら み る とL
区 （周 藤， 1977 ；周藤ほ か，
1979な ど〉に相 当し て い るが，
今 回報 告した火 山岩の Sr同 位 体 比 もL区 内の火 山 岩のSr
同 位 体 比の範 囲 内に ある．
第5図に示 され るように， 北上川 河谷地域の 火山岩の Sr同 位 体 比は， 東太 平 洋 海 膨の ソ レア イ ト質玄武岩 （海 嶺 性ソ レ ア イ ト）のそ れよ りもや や高い値であるが，
ハ ワイ諸島や 西太 平 洋の島弧地 帯の非アル カ リ質の火 山 岩 のSr
同 位体比の範囲内に ある．
マ リアナ・
ヤ ヅ プ・
パ ラ オ の各 海 溝や 西太 平洋の深海底か ら ドレ ッヂ さ れ た ソ レア イ ト質 玄 武 岩の Sr 同 位 体 比 も， 北上川 河 谷 地 域の 火 山 岩の 同位 体 比に類 似して いるものが 多い．
北上 川河 谷 地 域の火 山 岩のRb
とSr
の 含量は， そ れ ぞ れ10〜33ppm ，200〜426ppm
である．
これ ら の 含 量 は，
霊 山 火 山岩の Rb とSr
の含量 （周藤・
八島，
1974
＞ よりもや や 高い 値である，
一
方，
北 上 川 河 谷 地 域のKIRb
値は，305〜545
（平均 値は 397）であり，
こ の値は，
霊 山 火 山 岩の K ／Rb 値 （362〜1000，
平 均 値は620）よりもや や 低い とい える（第6
図）．
これらのK
／Rb
値は，
海 嶺 性ソ レ アイ bの値よ 06284 21 1
G
5 1O．
701
／0703
Q705
S7S
，ノ86S
， 第5
図火 山 岩の 87Sr ／s6Sr 初生値のヒ ス トグラ ム
A
：北一
ヒ川 河 谷 地 域の火 山岩，
B ：霊 山 火 山 岩，
C ： 西 太 平 洋の島 弧 地帯（伊豆・
小 笠原・
マ リア ナ・
パ ラォ・
パ プアニュー
ギニ ア・
ソ 卩 モ ン・
フ ィ ジー ・
トン ガ・
サ モ アの各諸島）の非アル カ リ質火 山岩 （実線は玄 武 岩で破 線は安 山 岩・
石 英 安 山 岩・
流 紋 岩 などの中〜
酸 性 火 山 岩 を示す ），
D ：西 太平洋底の ソ レ ア イト質 玄 武 岩，E
：マ リアナ・
ヤッ プ・
パ ラ オ の海溝の ソ レア イト質 玄 武 岩，
F ：ハ ワ イ諸 島の ソ レ ア イ ト質 玄 武 岩，G
：東 太 平 洋 海 膨の ソ レア イ ト質玄 武 岩．
資料 は，
本 論 文，
周 藤・
八島 （1974
），GAST
（1967
），
FERRARA et aL （1969）
，
HEDGE
＆PETERMAN （1970
），
SuBBARAo （
1972
），
PusHKAR
（1968
），
MATsuDA
et al．
（1977
），ME
エJER （1976
），
HART et al．
（1972），
KuRoDAet
aL （
1979
），PETERMAN
et al．
（1970
），
PETERMAN
＆ HEMING （1974）
，
Page ＆JoHNsoN
（1973
），
GILL
（1970
，
1976），
GILL ＆CQMpsToN
（1973
），
HuBBARD
（
1971
），HEDGE
et aL （1972
），EwART
＆BRYAN
（
1972
），
HEDGE （1966），
EwART et al．
（1973）に ょる．（
。
♂ モ 05 o，
1 05 1 5 10 RD （ppm ） 50 100 第6
図 K−
Rb 図 黒 丸 ：北上 川 河谷地域の 火 山 岩，
白丸 ：霊 山 火 山 岩，
1 ：海嶺性ソ レ アイ ト の領 域，2
：ハ ワイ諸 島の ソ レ ア イ ト質 玄 武 岩の領 域，3
： トンガ諸 島の非アル カリ 質の玄 武 岩 質 安 山 岩 と安 山 岩の領 域， 4 ： ア リュー
’
シ ャ ン列島の玄 武 岩と安 山岩の領 域，
5 ：フ ィジー
諸島 の ソレ ア イ ト質お よびカ ル ク ア ル カ リ質 火 山 岩の領 域 資料は，
本 論 文， 周 藤・
八島 （1974
），EwART
et al．
（1973
），
DELoNG （1974），
GILL （1970＞に よる．1
， 2は 周藤・
八島 （1974
）の図に よ る，
156 周 藤 賢 治
・
八 島 隆一
りも低 く，
北〜
西 太 平洋の島 弧 地 帯やハ
ワイ諸島の火 山 岩の K ／Rb
値に類 似して いる （第6
図）．
V
成因に関 する若干の考 察地 下 深 部で生成し たマ グマ が上 昇 する過 程で ， 地殻 物 質を 同 化し てある種の火 山岩 を 形 成 するならば， その よ うに し て で ぎた火 山 岩の
Sr
同位体比 （s7Sr ／s6Sr ）は， 最初の マ グマ のそ れよ り も高くな る こ とが期 待 され る，
ハ ワイ諸島や 上 記の 西 太 平洋の島弧 地帯の地 殻には
，
放射源87Sr に とむカコ ウ岩質岩 石はないかあ っ てもご く 薄い もの と考 え られてい る、
また，
これ らの地 域の地殻 全 体の厚さ は， 大陸地 域の地 殻の そ れ よ り も， ずっ と薄 い もの である．
したがっ て， これ らの地 域の 火 山 岩の生 成過程に は
，
上述の ような地 殻物質の同化作用は あま り期 待 さ れ な い．
そうであれ ば， ハ ワイ諸 島 や 上 記の島 弧地 帯の大部 分の火 山 岩のSr
同位体 比は，
火 山 岩を生 成し た起 源物 質 （上部マ ン トルのある種の カン ラン岩）の Sr 同 位対 比 とほ とん ど同一
の もの と考 え られる，
ま た， シ アル 質の地殻物質の再溶融に よっ て火 山 岩が 生 成される 場合に も， その よ う な火 山 岩の Sr 同位体比 は，ハ
ワイ諸島や 上述の島 弧 地 帯の火 山 岩のSr
同位 体 比より も高い こ とが期 待される．
本 論 文で報 告し た北上 川河 谷 地 域の火 山 岩の
Sr
同位 体 比 が， 第5
図に示 されるよ うに，ハ
ワ イ諸 島や 西太平 洋の 島弧 地帯の火 山岩の Sr 同 位 体比に類 似 し てい るこ とは，
これ らの火山岩を形成し たマ グマ が，
ハ ワイ諸 島 や 西 太 平 洋の島弧地帯下の上部マ ンF
ルを 構 成 する物 質 と化 学 的に類 似の マ ソ トル物 質か ら生じ たもの と考え る こ とがで きる。
霊 山 火 山岩を形 成し たマ グマ の起源 物 質につい ても， これ と 同様なこ と が考えられて いる （周 藤
・
八島，1974
）．
以上の考察か らす る と
，
中新 世 初 期の東 北表日本の火 山岩を形成し たV グマ の起 源 物 質 と考え られる 上部マ ン トル 物 質が， か な り広い範 囲にわた っ て，
化学 的に均質 であっ たもの と判 断 される，
北上 川河 谷 地 域の火 山 岩の
Sr
同 位 体 比を岩系別に み ても， HV とPV との間で有意の差は認められ ない （第 4表 ），
こ の事 実は，
HV の成因にマ グマ と地 殻 物 質の 混 成 作 用 を 考 えるこ とは適 当で ない こと を 示 唆し て い る．
こ の こ と は，Sio2−K20
／Na20 図 （第7図 ）に示さ れる特徴から も支持さ れ る，
上 昇しつ つ あるマ グマ が ， カコ ウ岩 質の岩石を 同化し な が らある種の火 山 岩を生 成 する な ら ぽ， その よ う な火 山 岩 中の K，0／Na20 値は，
カコ ウ岩質岩石 を同 化し な O．
6 5 4 3 α O O O ぜ Z、
02 O．
2 ▼ 醒■
口 ▼ ▽ °．
▽ △ ▲ ★ ● ▼ ◆ ▼ ▼ ◆ 55 oo 50 − 60 65 Sio2 （eio） 第7
図Sio2−
K20 ／Na20 図 印は第2図 と同じ．
い で生成さ れ る火山岩 中のK20
／Na20 値よ りも高い こ と が期 待され る，
伊豆・
箱 根地方のHV
の K20 ／Na20 値は PV の値 よ りも系 統 的に高い傾 向にある．
このこ とから，HV
は マ グマ と カコ ウ岩質岩 石 との混 成 作 用で生 成さ れ た もの で ある と説 明されて い る （YAMASAK エ，1956
）．
し か し，
北 上 川 河 谷地 域の火 山岩に おい ては， 伊豆・
箱根地方の 火 山岩にみ ら れる よ う なこ とは認め られない （第7
図）．
む し ろ， 稲瀬火 山 岩 や 傾 城 峠 安 山 岩に おい て は，PV
の方がHV
よ りもK20
／Na20 値 が 高い傾 向に ある．
こ の PV に属する玄 武 岩 （稲 瀬 火 山岩 ）と安 山 岩 （傾 城 峠 火 山岩 ）の sτSr ／86Sr 値は， 0
．
7039と0．
7040
で， ほ か の 火山岩の 8TSr ／86Sr 値とほ とん ど ちがいは ない．
し た が っ て， これらの火 山 岩の生 成 過 程に もマ グマ とカ コ ウ岩質岩 石の混 成 作 用 を 考 える必要はない であろう，
カル ク アルカ リ岩 系におい て は， Fe に とむ 磁 鉄 鉱や Fe／Mg 値の高い角閃石が マ グマ の分化作 用の初 期に 晶 出 するた め に，
そ れ らが 分 化 作用の 初 期に 晶 出しない と 考え られ るソ レア イ ト岩 系よ り も，
FeO ＊ ／Mgo 値に と ぼ し くなるとい う考 え が ある （OsBoRN，
1959 ；GREEN
and RINGwooD，1968
な ど）．
しか し
，
北上 川河 谷地域の火 山岩では，
第2
図 や第 3 図に示 され るように，
ソ レアイ ト質 （岩系）と カル ク ア ル カ リ質 （岩 系 ）の安 山岩の 間でFeO
＊ ／MgO
値に系 統 的 な ち がい は 認 め られ ない．
し た が っ て，
これ らの安山 岩の生成 過 程と して， 上述の よ うな考 え を 適 用 すること は できない．
稲 瀬 火 山 岩，
石 越 安 山岩，
箆々岳火 山岩， 傾 城 峠 安 山 岩に お い ては，
それ ぞれ ほぼ 同一
の化 学 組 成のマ グマ か ら， HV とPV に属 する安 山岩 が 形 成さ れた と考え る こ （40）北上川河谷地域の 中新世 火山岩の
Sr
同位体 比157
とができる．
とい うの は，Ca
に とぼしい輝 石で は， ビ ジョ ン輝石は シ ソ輝石よ りも，
よ り高 温で安 定で ある こ とが知 られて いるの で （たとえ ば，
ISHII，
1974， 1975）， 石 基に シ ソ輝 石 を 生じ る かそ れ と もビ ジョ ン輝 石を生じ る か は， マ グマ が地 表ま たは地 表 近 くまで上昇して ぎた 段階 （石 基の鉱物を晶出する ようなマ グマ の最終 的な固 結段 階）に おける， マ グマ の若干の温度差に よ るもの と 考え ること がで き るか らで ある．
すな わ ち， マ グマ が ビ ジョ ン輝 石の安 定 領 域 とシ ソ輝 石の安定領域の境界付近の温 度 条 件にあれば，
わずかの 温度差に よっ てシ ソ輝 石 を 生 じ ない で ビジョ ン輝 石 を 生 じ る場 合 も， ま たその逆の場 合 もおこ り う る とい うこ と である．
筆 者とほぼ 同様な 考 えは，
沢 田 （1978）に よっ てものべ られてい る．
以上の考 察か らすると，
本 論 文で と り扱っ た北 上 川 河 谷 地 域の火 山岩に お い ては， HV とPV
の安山岩は同一
の成 因系 統に属する とい うこ とにな る．
w 結 論 （1） 北上 川河 谷 地 域の火 山 岩は，
AFM 図，
FeO ＊／MgO
−
SiO2 図お よび FeO ＊ノMgO
−
FeO ＊ 図に おい て，
HV
と PV の火 山 岩の分 布 域 を 区 分 することはで ぎ な い，
（2） （1）の事 実か ら，
久 野 （1965）の考え を北 上 川 河 谷 地 域の火 山岩に は適 用すること は で きな い と考え ら れ る．
〔3
） 北 上川河谷地 域の 火 山 岩の一
部は ソ レ ア イト岩 系 に属し，一
部は カル クアル カ リ岩系に属する，
（4
） 北 上 川 河 谷地域の火山岩と仙 台周 辺地 域の火 山 岩 は，O．
7036から0．
7040
の範 囲の 87sr ／sfisr 値をもつ．
こ の値は霊 山 火 山 岩の 87Sr ／86Sr 値に類 似して いる．
〔5｝火山岩のSr
同位体比か らは，
北上川 河 谷 地 域の 火 山 岩 も霊 山 火 山岩 も， 類 似し た化 学 的 性 質 を 有 するマ ン トル物 質に 由来 するマ グマ から形 成されたもの と推定 さ れる．
（6
） 北上 川河 谷地域の 火 山 岩で は， マ グマ が地 表ま た は地表 近くま で 上昇し てきた段階 （石 基の鉱物を 晶 出 す る段階）におけるV グV の若干の温度のち がい に よっ て，
HV と PV の火 山 岩 が形 成 されたもの と推 定される．
補 遺 Sr 同 位 体 比の測 定に用い た試 料の岩石記 載を 示 す．
1 〜10
の番 号は第2
表 と第4
表の番号に対応する．
稲 瀬 火 山岩 1．
普 通輝石一
シ ソ輝石一
玄 武 岩 （岩 手 県 和 賀郡 東 和町上 敷 沢，
溶 岩 流 ）．
斑 状 組 織の い ち ぢる しい暗 色の岩 石．
斑 晶 ：斜長 石は 微 斑 晶 大よ り8
皿 m の大 ぎさで比較的多量に含み新 鮮．
普通輝石 はO．
25
皿 m よ1．
06mm
の大 きさで ，多 くは （100） 面で接合する双 晶を 示 し新 鮮．
シ ソ輝石はO．
15mm よ2．
5 m 皿 の大 きさ で，一
般に多 色 性 が 弱 く，
縁辺部は変質し て緑泥 石 を生 じている，
石 基 ：間粒 石 理 を 示す．
短冊状 の斜 長 石，
粒 状 自形でほ とん ど （100
）面で接合する 双晶 を もつ 普 通 輝石， 粒状 自形や粒 状 半 自形 あるい は針 状 を 示 す少量の磁鉄鉱・
イル メ ナイ ト，
お よび，
ガ ラス・
珪 酸鉱物を含む．2
次 鉱物として少量の緑泥 石を伴 な う．
石 越 安 山岩 2．
普 通 輝 石一
シ ソ輝 石一
安 山岩 質玄 武 岩 （宮 城 県栗 原 郡 石越 町田畑石切 場，
溶 岩 流 ）．
斑状組織の顕著な灰黒色の岩石．
斑晶 ：斜長石は複雑 な複合双晶を示す もの が多 く，
累帯構造は発 達せず新 鮮．
普 通 輝 石は 短 柱 状 自形で 0．
2皿 皿 か ら2．
8皿 m で， （100） 面で接 合 する 双晶が多く， い ずれ も微弱な累帯構 造を有し，
新鮮である．
シ ソ輝石 は柱状ま たは長 柱 状自 形 を示 す ものが多く長径0．
071nm
か ら2．
1m
皿 で， つね に ビ ジョ ン輝石 の反 応縁を有し， 厚い ビジ ョ ン 輝 石で包 ま れてい る もの か ら完 全に置 換されて い る ものがある．
X＝
淡 紅 色 Y＝
淡 黄 緑 色 Z≡
淡 青緑色，2V
（一
）＝ 64°
〜71
°．
石基 ：間 粒 石理 を 示す．
主 に短 冊 状 斜 長石・
粒 状 自形 ま た は 半 自形の普 通 輝石・
ピ ジ ョ ソ輝 石 （2V
（十）≒oc〜
10°
）よ りな り， その ほ か に少量の珪酸鉱物・
磁 鉄 鉱・
イル メナ イ トがあり，2
次鉱物と し て少量の緑 泥石 を産する．
3，
普 通輝石一
シ ソ輝石一
石 英 安 山 岩 （同町 平 町 北 北 東500
m，
溶 岩 流 ） 斑状 組 織の顕著の岩石で， 斜 長石・
普 通 輝 石・
シ ソ輝 石 お よ び比較的大 きな燐灰 石 （長 径O．
lmrn〜
O．
25mm ） の集合斑 晶 を 多 数含有する．
斑 晶 ：石 英の 斑 晶を欠 く．
斜 長石は微 斑 晶 大か ら2．
Omm の大 きさで累帯構 造が 顕 著で虫喰状の融食が目立つ．
普 通 輝 石は微 斑 晶大 よ り1．
5mm
の大 きさ で新 鮮．
シ ソ輝 石は微 斑 晶大よ り長径1．
5mm の大 きさで新 鮮である，
多色 性が強く， X ＝ 淡 紅 色 Y＝
淡 橙 色 Z ロ 淡青緑色．
黒雲母は1．
5mm
よ り5．
6mm の大 きさで，
X
＝ 淡黄褐色 Y ＝ 淡褐 色 Z＝
褐色〜
暗褐色 ， 部分的に塵 磁 鉄 鉱で置 換 されて い るも のが ある．
磁 鉄 鉱は微斑晶大よ り0．
65mm，
融 食に よる 弯 入をし て いるものが 多い．
石基 ：珪 長質石理を示 す．
主に斜長石 と石 英よ り な り， その ほ か に 少量の普 通 輝 石・
シ ソ輝石 お よ び磁 鉄 鉱・
燐 灰 石 を 伴 な う．2
次鉱物 と し て少量の緑 泥 石 を含む．
箆々岳 火 山岩158
周 藤 賢 治・
八 島 隆一
4，
普 通 輝 石・
一
シ ソ輝 石一
安 山 岩 （宮 城県桃生郡 河南町旭 山公園，
溶 岩 流 ），
斑晶組織の い ち ぢ る しい暗 色の岩 石．
斑 晶 ：斜 長 石は0．
3
皿m よ り2．
7mm の大 きさ で，
累 帯 構 造を 示し新 鮮．
シ ソ輝石は は微 斑 晶大よ り0．
5mm の大き さで比較 的多 量に産し，X 飄
淡黄橙色Y ＝Z ＝
淡青 緑 色，
新 鮮であ る．
磁 鉄 鉱は微 斑 晶大か ら0．
5mm の大 きさで， 不規則 多 角 形 を 示し て産 する．
石基 ：填 間石 理 を 示す．
主 に斜 長石 と褐 色ガ ラスよ りなり，
その ほか に 少量の 普通輝 石・
シ ソ輝 石・
珪酸鉱物お よ び磁 鉄 鉱 を 含 む，
5．
普通輝石一
シ ソ輝 石一
安 山 岩 （同志田郡涌 谷 町成沢北 西500m，
溶岩 流） 斑 状 組 織の いち ぢ る しい暗 灰 色の岩 石，
斑 晶 ：斜 長 石 は微斑晶大よ り2．
3mrn の大 ぎさで，
複 雑な複 合双 晶 を 示す ものが 多 く，一
般に累帯 構造 が 顕著で新 鮮，
普通輝 石は 0．
05m
皿 からO．
8mm
の大 きさ で，
ほ と ん ど（100
） 面で接 合す る 双 晶 をつ く り累 帯 構造 がいち ぢるしく新 鮮 で ある．
シ ソ輝石 は0．
05
π1m から0．
8
皿 m の大 き さで周 辺 部は緑 泥 石 化して いるものが多く，X
＝ 淡 橙紅色Y
＝
淡 黄 緑色 Z・ ・va
緑色 ， 磁 鉄 鉱 は0，
3mm
大で 不規則 粒状を な して少量産する．
石基 ：填聞石理を 示す，
主に 柱状斜長 石よb
な り， そのほ か に少量の普通輝石・
シ ソ 輝石・
珪酸 鉱 物お よび磁 鉄 鉱を含ん で い る，
傾 城 峠 安 山岩 6．
普 通 輝 石一
シ ソ輝 石一
安 山 岩 （岩 手 県一
戸 市，
凝 灰 岩 質角礫 岩 ） 斑 状構造の ぎわ め て いち ぢ る しい 暗 灰 色の岩石。 斑 晶 ：斜 長 石 （長径1．
5mm
）は 多 量セこ含ま れ， 累帯 構造 が発達新鮮，
普通輝石 （最 大1．
8mm
）は淡緑色 を 示 し 縞 状の累 帯 構 造 が 特 徴で新 鮮．
シ ソ輝 石 （最 長0．
8
皿m ） は多 色 性 強 く，X
＝ 橙色 Y 漏 淡 緑色Z
＝ 緑色，
粒 状 半自形の ビジョ ン輝石の薄い反 応 縁を有する，
石基 ：填 間石 理 を 示す．
短 柱 状ま た は柱 状の斜 長石，
普 通 輝石・
ビジ ョ ン輝 石・
珪 酸 鉱物の ほ か に少 量の磁 鉄 鉱を含 む．
7．
角閃石一
安 山岩 （岩 手 県一
戸 市 小 祝，
溶 岩 流 ）．
斑 状 搆 造の きわめ て いちぢる しい灰 色の岩 石，
斑 晶 ： 斜長石 （最ftO
．
sm 皿 ）は多量に含ま れ累帯構造が顕著で 新鮮．
角 閃 石 （最大1．
5
エnm ×3．
Om
エn）は一
般に縁辺部 が オパ サ イ ト化 してい るが， なか に は ぎわめ て新 鮮な も の がある．
多色 性はX ；
黄 色Y ＝
黄 緑 色 Z＝
黄 羯 色， 明 瞭で単 純な累 帯 構 造 を示す ものが多い，
石 基 ：板 状ま た は短柱状の斜 長石， 短柱 状 自形の普通輝石・
シソ輝石， 褐色ガラスお よびか な りの珪酸鉱物，
少量の磁 鉄 鉱・
燐 灰 色を産する．
い ずれ も新鮮である，
松島火 山岩 S．
普 通 輝 石 含 有シ ソ輝 石一
安山岩 （宮城県 塩 釜 市 姉 取 山，
凝 灰 岩質角礫 岩） 斑 状構造の 目 立つ 暗灰 色の岩石、
斑 晶1斜長石 （最長 1．
5皿 m ）は累帯 構造 が 比較 的 発 達し てい て新 鮮である．
普通 輝石 （最 大0．
6mm ）は量 的には少 な く 淡 緑 色を示 し，
（100
＞の双 晶 を もつ ものが 多 く新 鮮，
シ ソ輝 石 （最 大1，
0m 皿 ×1．
5mm ）は多 色性が強く，X
＝ 淡榿色Y
；
淡 緑色Z ＝
緑色 で新鮮．
シ ソ輝石の斑 晶〜
微 斑 晶大 の ものは，
ほ とん どビ ジ ョ ン輝石の厚い反応縁を有し， 微 斑 晶大の もの には完全に粒状 集 合 体の ビジョ ン輝 石で 置換されている ものが あ る．
石 基 ：間粒石 理 を 示 す．
柱 状ま たは板状の斜 長 石，
柱 状〜
長 柱 状 自形ま た は半 自性 の普 通 輝石・
ビジ ョ ン 輝石， 暗 福色の ガラスお よ び少量 の 珪 酸 鉱物・
磁鉄 鉱を含む．
定義地 域の玄 武 岩9．
カンラ ン石 含 有 玄 武 岩 （宮 城 町 定 義，
溶 岩 流） 斑 状 構 造のや や顕 著な黒 色の岩 石，
斑iPe；斜 長石 （最 長 6エnm ）は累帯構造発達せず複雑な 双品を 示 し新鮮．
カソラン石 （最大0，
5mm
）は完全に サ ポー
ナイ トで置 換 さ れ，
斑 晶大か ら微斑 晶 大の カン ラン 石は いず れ も厚い ピジ ・ ン 輝 石の反 応 縁を有する。
石 基 ：準オフ ィテ ッ ク 組 織を示し， 結 晶 度高く粗粒である．
長柱状 自形の斜 長 石，
微 斑 晶大の古銅 輝石〜
シ ソ輝 石は厚い ビ ジ ョ ン輝石 の反 応 縁を有 す．
ビ ジ ョ ン輝石 は淡 緑色 で，2Vz ＝
0°
〜
15°
の ものか2Vz
＝25
°〜28°
の ものが多い．
その ほ かに 少 量の磁 鉄 鉱，
緑 泥 石 化したガ ラス お よび少．
匿の 珪酸鉱 物 を 含 む．
10．
玄 武 岩 （宮 城 町 定 義，
溶岩 流 ） 斑晶の少ない 黒 色緻 密岩．
斑 晶 ：斜長石（長 径2mm
） は短柱 状の ものが目立ち， 累帯構造発達せず量 的に は少 な く新鮮，
石 基 ：間粒 石 理を示し結 晶 度 が 高い．
柱状ま た は長 柱 状の斜 長 石，
粒 状 自 形 ま た は半 自形の 普通輝 石・
ビジョ ン輝石 （2Vz ・
＝oe〜2S°
）のほ かに ， これらの 鉱物間を 埋 め る 珪酸鉱物，
少量の磁 鉄 鉱 を 産 する．
1〜
10の番 号は第 2表 と第 3表の番 号に対 応する、
引 用 文献DELoNG ，
S．
E
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