の移動様式によって，地殻の熱構造や元素の空間分 布・存在度が大きく制約される（Einaudi, et al., 1981; Brady, 1988; Hoisch, 1991）。また流体は，有効応力に 作用したり，水圧破砕や水軟化などを促進させる媒体 として機能して，岩石の破壊・変形や地殻のレオロ 1） 日本大学文理学部地球システム科学科： 〒156－8550 東京都世田谷区桜上水 3－25－40 2） 鹿児島大学理学部地球環境科学科 : 3） 東京工業大学理学部地球惑星科学教室 :
飯田 高弘
1 ）・田端 寛和
1 ）・山本 啓司
2 ）・小宮 剛
3 ）Whole-rock, stable isotope, and mineral microprobe analyses were carried out on fault-related rocks from a ductile to brittle shear zone along the Median Tectonic Line (MTL), central Japan, with the aim of deciphering mass-transfer and fluid flow behaviour during the formation of mylonite and calaclasite. Granitic mylonites show textural evidence of hydrothermal alteration prior to or coeval with the ductile deformation; alteration minerals such as calcite, epidote and chlorite are present as pressure shadow-filling minerals, as well as replacing igneous hornblende. Mineral-fluid equilibria in granitic mylonites record T ＝410~450℃ and P=2.4~3.2 kbar with H2O -rich (XCO2 ≤ 0.05) fluid composition. Mass balance calculation and stable
isotope analyses show little change in major elements and oxygen isotope compositions during the hydrother-mal alteration，suggesting that mylonitization occurred under nearly isochemical condition with the participa-tion of infiltrating rock-buffered aqueous fluids. The veining of calcite-chlorite alteraparticipa-tion in cataclasites, on the other hand, accompanied enrichment of 18O and significant element gain/loss; increase in Ca, Mg and
vol-atile phases and decrease in Si, Al, Fe, and alkali elements relative to the least altered mylonite. The high element mobility during the brittle deformation indicates extensive dissolution and reprecipitation of constit-uent elements via interaction with reactive fluids, out of chemical and isotopic equilibrium with the sur-rounding rocks. Calculated δ18O values of the vein-forming fluids suggest that they have been preferentially
derived from high-δ18O metamorphic rocks that are common within the Sanbagawa schists. This fluid-flow
system of the brittle shear zone open to external fluids from a deeper level of the crust was likely to be attainable by fault valve mechanism, probably induced by seismic activity.
Keywords : mylonite, cataclasite, fluid flow, stable isotope, hydrothermal alteration
1 はじめに 流体と岩石の相互作用は，地殻で起こるさまざまな 地質現象にとっての重要な因子である。例えば過去の 熱水系や変成帯では，流体による熱や元素の運搬とそ
脆性－延性剪断帯の熱水変質作用：中央構造線沿いの断層岩類生成
における元素移動性と熱水の起源に関する岩石学・地球化学
Hydrothermal alteration on brittle-ductile shear zone: petrological and geochemical constraints on the element
mobility and fluid source in the development of fault-related rocks along the Median Tectonic Line, central Japan
Takahiro IIDA
1 ），
Hirokazu TABATA
1 ），
Hiroshi YAMAMOTO
2 ）and Tsuyoshi KOMIYA
3 ）（Received November 22，2003）
1） Department of Geosystem Sciences, College of Humanities and Sciences, Nihon University: 3-25-40 Sakurajosui Setagaya-ku, Tokyo, 156-8550 Japan
2 ） Department of Earth and Environmental Sciences, Kagoshima University: Korimoto Kagoshima, 890-0065 Japan
3 ） Department of Earth and Planetary Sciences, Tokyo Institute of Technology: O-okayama, Tokyo, 152-8551 Japan
ジー，テクトニクスまで影響を与えうる（Fyfe，et al.， 1978；Etheridge，et al.，1983；嶋本，1997）。脆性・延 性剪断帯，または断層帯は，そのような岩石・流体相 互作用の著しい場の一つとして挙げられ，今までに多 くの地域で岩石学的，地球化学的研究が行われてき た（例えば，Kerrich, et al., 1980; Burkhard and Kerrich, 1988; Selverstone, et al., 1991; Goddard and Evans, 1995; Tanaka et al, 2001），しかし，変形・破壊作用に伴う元 素の移動様式や関与した流体の起源についての解釈 は，それぞれの破砕帯・剪断帯によって異なっている のが現状である。例えば，O’Hara（1988）はマイロナ イト化に伴い，カコウ岩質岩は多種の元素と体積が減 少すると解釈する一方，Marquer, et al.（1994）では， ほぼ等化学的・当体積変化であるとした。また，同じ ような伸張場でcore complex を形成するところでも， 流体との反応で酸素同位体比（18O /16O ）が増加したと
ころ（Kerrich and Rehrig, 1987 ）もあれば，減少した
ところ（Fricke, et al., 1992 ）もある。このように剪断 帯の温度，深度，造構場といった形成条件に基づいた 分類によっても，岩石・流体相互作用の化学的側面に お け る 統 一 的 な 理 解 が 得 ら れ て い な い（McCaig， 1997 ）。剪断帯・破砕帯が過去の地震発生に伴う断層 運動によって形成されたのであれば，断層帯における 元素の移動性，流体の移動様式や起源についての解明 は，地震の発生機構を考える上でも明らかにすべき重 要な課題でもある（Sibson, 1990）。 中央構造線沿いの断層帯には，過去の変形作用に よって形成された断層岩類が分布する。これら断層岩 類は変質作用を受けており，特に破砕作用の著しいカ タクレーサイトでは，変質鉱物や鉱物脈の発達が顕著 である（ 高木，1983，1984；柴田・高木，1988；飯田， 2003 ）。そのため，変質作用をもたらした熱水の浸透 と断層岩類の成因との関係を明らかにする上で適した 地域である。本研究では，比較的地質学的データが豊 富な中部地方中央構造線沿いのカコウ岩質マイロナイ ト・カタクレーサイトについて，鉱物・全岩化学組成， 酸素・炭素安定同位体比の測定を行い，それらの生成 した温度・圧力条件や塑性・脆性変形作用に関与した 流体の起源や移動様式，主要元素の移動性について議 論する。 2 地質概説・岩石記載 本研究の調査対象地域である西小花沢ルートは，長 野県下伊那郡分杭峠南方 の鹿塩川支流 に位置する （Fig. 1 ）。ここでは領家帯のカコウ岩類・変成岩類と， 中央構造線（MTL ）を挟んで東側に三波川変成岩類が 露出する（Fig. 2 ）。本地域周辺の地質に関しては，河 内ほか（1983 ）にその概説が，また中央構造線沿いの 圧砕岩類（いわゆる鹿塩マイロナイト）については， 高木（1983，1984 ）や柴田・高木（ 1988 ）に詳しい記載 があるので参考されたい。以下，本論では西小花沢 ルートに限定して，その地質・岩石について記述する。 本ルートの領家帯には，非持トーナル岩と珪質・泥 質片岩，および，これらを原岩とするマイロナイトが 分布する。このうち非持トーナル岩は，鉱物組み合わ せとその量比から主に黒雲母花崗閃緑岩と角閃石黒雲 母花崗閃緑岩に大別される。MTL より約 250 ｍ以内で は，カタクレーサイト化の影響を重複して受けている。 黒雲母花崗閃緑岩は，MTL から約 500 m 以西（露頭 N1 ～ N12 ）で広く露出する。初生鉱物として，黒雲 母＋斜長石＋カリ長石＋石英＋ジルコン＋燐灰石±褐 廉石±スフェーンの鉱物組み合わせをもつ。一般に片 麻状構造や縞状構造が発達した岩石であるが，MTL に 近い側では斜長石ポーフィロクラストや細粒化を受け た石英・カリ長石を含むブラストマイロナイトである ことも多い。カリ長石がポーフィロクラストとして産 する場合，その周囲にミルメカイトを伴うことがあ る。露頭によって，角閃石黒雲母閃緑岩（例えばN7－2） やアプライト質岩が稀に挟まれることがある。また試 料によっては，黒雲母の緑泥石化や斜長石のセリサイ ト化が進んでいることがある。 角閃石黒雲母花崗閃緑岩は，MTL から約 500 m 以内 の範囲に分布する。初生鉱物である斜長石，カリ長石， 普通角閃石はポーフィロクラストとして発達し，黒雲 母花崗閃緑岩に比べてマイロナイトが進行している。 黒雲母は黒雲母花崗閃緑岩のものに比べて細粒（基質 石英と同程度の粒径）であり，緑褐色を呈する。その 他，初生鉱物としての燐灰石・ジルコン・褐廉石・ス フェーンを少量含む。変質作用が進行すると，普通角 閃石の緑泥石＋方解石±緑簾石による置換（Fig. 3c）， 黒雲母の緑泥石化，斜長石のセリサイト化に加え，基 質中に方解石や細粒の緑簾石・スフェーンを多く含む
Fig.1 Schematic geologic map showing the location of the studie area in the Iida district.
ようになる（ 例えばNK11，12 ）。これら変質鉱物の生 成は，次の角閃石，黒雲母，および斜長石の分解反応 で説明できる： 角閃石＋斜長石＋H2O ± CO2 = 緑泥石＋緑簾石＋石英±方解石 黒雲母＋斜長石＋石英＋H2O ± CO2 = 緑泥石＋緑簾石＋カリ長石±方解石 斜長石＋K+＋H+ = セリサイト＋石英＋ Na+ これらの変質鉱物はマイロナイトの面構造を構成し たり，ポーフィロクラストのテイル部に細粒のカリ長 石・石英らと調和的に産する（Fig. 3a，b ）。よって， 変質作用はマイロナイト化作用と同時期，またはそれ 以 前 で あ っ た と 考 え ら れ る。 一 部 の 試 料（N18， NK12 ）では，マイロナイトの面構造に対して不規則 に貫く方解石の細脈や弱いカタクレーサイト化も認め られることがある。 MTL の近傍，約 250 m 以内で発達するカタクレーサ イトは，炭酸塩化が著しく，脆性破壊によってできた 多数の割れ目を方解石が充填している。また，緑泥石 化（Fig. 3d ）やセリサイト化も著しい。稀にプレーナ イト±ワイラカイト±アルバイト±カリ長石の細脈を 含むこともある。カタクレーサイトは，先に挙げた角 閃石黒雲母花崗閃緑岩 を起源とするマイロナイト （N20，H1，H2，H3，NK14，NK15，NK16 ）のほかに，珪 質片岩（N21，N22，NK13 ）を原岩とするものを含む。 両者とも手試料では暗緑 ～ 淡緑色を呈する破砕岩で 識別困難であるが，後者では石英のサブグレイン化や 強い波動消光を示すにもかかわらず，細粒化は認めら れないこと，また，ザクロ石・電気石や粗粒白雲母が 特徴的に含まれることで区別することができる。珪質
Fig.3 Photomicrographs of mylonite and cataclasite showing the occurrences of alteration minerals. Plane － polarized light.
Kfs=K－feldspar，Plg=plagioclase，Ep=epidote，Cal=calsite，Qt=quartz. (a) horblende－biotite granodioritic mylonite; sample N19. Plagioclase porpyroclast are extensively altered，whereas K－feldspar remains clear appearance. (b) Enlarge-ment of a rectangle area shown in (a). Alteration minerals of epidote and calcite are present in the matrix and the pressrue shadow around porphyroclst. (c) Chlorite and calcite aggregate partially replaces primary hornblende; sample NK12. (d) Chlorite pseudomorph after igneous amphibole porphyroclast found in a cataclasite; sample H2.
片岩起源のカタクレーサイトは，その岩石学的特徴か ら，高木（1983，1984 ）に記載されている「片状マイク ロブレッチャ」に類似する。 3 鉱物組成 ここでは原岩に角閃石を含むカコウ岩起源のマイロ ナイト・カタクレーサイトに限り，その初生鉱物・変 質鉱物の化学組成について述べる（Table 1 ）。
角 閃 石 の 化 学 組 成 をFig. 4 に 示 す。Leake，et al. （1997 ）の命名法によると，その多くは普通角閃石に 分類される。Si 量に変動はあるものの，Fe/Mg 比は各 試料でほぼ一定であり，源岩組成を維持していると考 えられる。N7－2 は普通角閃石以外にアクチノ閃石を 含む。アクチノ閃石はマイロナイトの面構造と非調和 的にカリ長石とともに鉱染状の脈をなして産すること から，マイロナイト形成後の変質作用によって生成し たと考えられる。 斜長石のAn 成分は 0.15 ～ 0.40 の範囲にあるが，N7 －2 は An 成分に富み，0.4 ～ 0.55 である。カリ長石は Or 成分で 0.92 ～ 0.96 の範囲に集中する。 Fig. 5 に示すとおり，マイロナイトの緑泥石は，各試 料ごとで角閃石のFe/Mg 比にほぼ等しい値を有する。 緑簾石のpistasite 成分は 0.17 ～ 0.22 で比較的変化が 少なく，また，火成岩源の褐廉石を核として成長して いる緑簾石と細粒結晶として基質中に単独で産するも のとでは組成差は認められない。 4 変質作用時の温度・圧力条件
相平衡曲線の計算には，Holland and Powell（ 1998 ） の熱力学データ，および組成－活動度の関係を用い た。角閃石は明らかに火成岩起源の残晶なので，他の 変質鉱物と化学平衡にあったかは，その判断が難し い。そこで鉱物相平衡の解析に際して，緑泥石等の変 質鉱物の組成は，角閃石と接するか，または可能な限 り近いところから得た測定値を用いるよう注意を払っ た。CaMASHC 系において，相成分 tr，clin，cz，an，cc（ q，
Amphiboles (1) Biotite Chlorite
N13 －2 N15 －47 N19 －15 NK11 －13 NK12 －2 N7 － 2 －2 N7 － 2 －39 N15 －52 NK11 －83 N7 － 2 －3 N13 －26 N19 －6 NK11 －14 NK12 －7 wt% wt% wt%
SiO2 40.70 46.97 42.74 44.73 45.78 43.97 53.70 SiO2 36.11 36.44 35.65 SiO2 23.72 25.64 27.53 26.55
Al2O3 10.03 7.62 10.03 10.83 8.62 11.14 2.23 Al2O3 17.11 17.83 14.85 Al2O3 19.55 20.54 19.21 20.88
TiO2 1.59 1.00 1.59 0.52 0.93 0.93 0.31 TiO2 2.23 1.34 4.00 TiO2 0.11 0.07 0.35 0.02
FeO 29.08 19.35 23.32 19.53 19.67 21.58 12.32 FeO 21.50 20.32 24.48 FeO 41.33 31.93 27.68 27.32
MnO 0.78 0.67 0.75 0.65 0.68 0.62 0.27 MnO 0.44 0.42 0.26 MnO 0.79 0.87 0.72 0.66
MgO 1.99 9.44 6.31 8.87 9.59 7.24 15.72 MgO 8.82 9.86 8.36 MgO 3.25 10.58 14.43 13.82 CaO 10.43 11.53 11.11 11.78 11.82 11.11 12.20 CaO 0.04 0.05 0.05 CaO 0.05 0.04 0.17 0.01 Na2O 1.37 0.83 1.17 0.98 1.06 1.52 0.43 Na2O 0.04 0.05 0.19 Na2O 0.01 0.01 0.02 0.04
K2O 1.19 0.88 1.24 0.91 0.94 0.70 0.22 K2O 10.05 8.62 9.86 K2O 0.04 0.02 0.00 0.00
total 97.15 98.28 98.25 98.80 99.07 98.79 97.39 total 96.34 95.06 97.69 total 88.85 89.70 90.12 89.31
Cations (O=23) Cations (O=11) Cations (O=14)
Si 6.479 6.977 6.513 6.609 6.766 6.559 7.712 Si 2.762 2.779 2.738 Si 2.715 2.741 2.855 2.772 Al4 1.521 1.023 1.487 1.391 1.234 1.441 0.288 Al4 1.238 1.221 1.262 Al 2.637 2.587 2.347 2.569 Al6 0.361 0.311 0.315 0.495 0.267 0.517 0.089 Al6 0.305 0.382 0.082 Ti 0.009 0.005 0.028 0.002 Ti 0.190 0.112 0.183 0.058 0.103 0.104 0.034 Ti 0.128 0.077 0.231 Fe 3.956 2.854 2.401 2.385 Fe3+ 0.555 0.412 0.591 0.596 0.538 0.593 0.217 Fe 1.375 1.296 1.572 Mn 0.077 0.079 0.064 0.059 Fe2+ 3.317 1.992 2.380 1.817 1.893 2.099 1.263 Mn 0.029 0.027 0.017 Mg 0.554 1.686 2.230 2.151 Mn 0.105 0.084 0.096 0.081 0.085 0.078 0.033 Mg 1.006 1.121 0.957 Ca 0.006 0.005 0.019 0.001 Mg 0.471 2.090 1.435 1.953 2.114 1.609 3.365 Ca 0.003 0.004 0.004 Na 0.002 0.001 0.004 0.008 Ca 1.780 1.836 1.814 1.865 1.872 1.776 1.877 Na 0.007 0.008 0.028 K 0.006 0.003 0.001 0.000 Na 0.422 0.238 0.346 0.281 0.303 0.439 0.120 K 0.980 0.839 0.966 K 0.242 0.167 0.241 0.171 0.176 0.133 0.041 FM 0.877 0.629 0.518 0.526 FM 0.578 0.536 0.622 FM* 0.876 0.488 0.624 0.482 0.472 0.566 0.273
(1) Fe2+/ Fe3+ calculated with ∑ (cations) － Ca － Na － K=13; (2) total Fe as Fe3+; FM* =Fe2+/(Mg+Fe2+); FM=Fe/(Mg+Fe); FA=Fe3+/(Al+Fe3+)
Analyses were carried out on a JEOL JXA － 8800 at Nihon University using accelerating voltage of 15kV and 12nA beam current.
CO2，H2O は過剰成分 ) の間の平衡関係は，以下の双変 反応（divariant reaction ）によって表すことができる。 3an ＋ cc ＋ H2O=2cz ＋ CO2 （Rxn1） clin ＋ 6cz ＋ 7q=tr ＋ 10an ＋ 6H2O （Rxn2） 3clin＋10cc＋21q=3tr＋2cz＋10CO2＋8H2O（Rxn3 ） clin ＋ 3cc ＋ 7q=tr ＋ an ＋ 3CO2＋3H2O （Rxn4 ） 示強変数（P，T，XCO2）の座標系では，これら反応曲 線群は交線として単変反応を定義する。1 モル流体で
Clinozoisite (2) K － feldspar Plagioclase
N15 －13 N19 － －8 NK11 －7 NK12 －6 N13 － －15 N15 － －15 N19 － －10 NK11 －5 NK12 －16 N7 － 2 －51 N13 － －11 N15 － －22 N19 － －4 NK11 －1 NK12 －21 N7 － 2 －27 wt% wt% wt%
SiO2 37.74 38.05 38.91 38.62 SiO2 64.07 64.61 64.97 65.45 65.44 65.09 SiO2 62.59 58.75 59.98 59.91 60.21 55.56
Al2O3 26.60 25.17 26.98 27.19 Al2O3 18.79 18.74 18.68 18.59 18.57 18.41 Al2O3 23.57 26.01 25.29 25.84 26.15 28.03
TiO2 0.11 0.06 0.11 0.15 TiO2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 TiO2 0.01 0.04 0.01 0.04 0.00 0.02
FeO 8.13 9.96 8.78 8.03 FeO 0.02 0.07 0.13 0.02 0.03 0.17 FeO 0.00 0.05 0.04 0.05 0.08 0.09
MnO 0.23 0.33 0.20 0.24 MnO － － － － － － MnO － － － － － －
MgO 0.03 0.01 0.03 0.01 MgO － － － － － － MgO － － － － － －
CaO 23.44 22.62 23.66 23.69 CaO 0.00 0.00 0.04 0.00 0.05 0.06 CaO 4.58 7.57 6.64 7.21 6.66 9.75 Na2O 0.00 0.00 0.01 0.00 Na2O 0.87 0.62 0.38 0.66 0.61 1.84 Na2O 8.73 7.20 7.69 7.79 7.79 5.82
K2O 0.03 0.02 0.00 0.00 K2O 15.87 16.38 15.85 16.27 16.32 14.98 K2O 0.17 0.12 0.09 0.14 0.15 0.27
total 96.32 96.21 98.71 97.93 total 99.63 100.43 100.09 101.01 101.03 100.60 total 99.65 99.74 99.76 100.98 101.05 99.54
Cations (O=12.5) Cations (O=8) Cations (O=8)
Si 2.981 3.015 2.997 2.994 Si 2.974 2.980 2.993 2.995 2.995 2.987 Si 2.776 2.629 2.675 2.648 2.654 2.510 Al 2.477 2.351 2.449 2.485 Al 1.028 1.019 1.014 1.003 1.002 0.996 Al 1.232 1.372 1.330 1.346 1.358 1.493 Ti 0.006 0.003 0.007 0.009 Ti 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 Ti 0.000 0.001 0.000 0.001 0.000 0.001 Fe3+ 0.537 0.660 0.566 0.521 Fe 0.001 0.003 0.005 0.001 0.001 0.006 Fe 0.000 0.002 0.001 0.002 0.003 0.003 Mn 0.016 0.022 0.013 0.016 Ca 0.000 0.000 0.002 0.000 0.002 0.003 Ca 0.218 0.363 0.318 0.342 0.314 0.472 Mg 0.004 0.002 0.004 0.001 Na 0.078 0.055 0.034 0.058 0.054 0.164 Na 0.751 0.625 0.665 0.668 0.665 0.510 Ca 1.983 1.921 1.953 1.969 K 0.940 0.964 0.932 0.950 0.953 0.877 K 0.010 0.007 0.005 0.008 0.008 0.015 Na 0.000 0.000 0.002 0.001 K 0.003 0.002 0.000 0.000 Xor 0.923 0.946 0.963 0.942 0.944 0.841 Xor 0.010 0.007 0.005 0.007 0.008 0.016 Xan 0.000 0.000 0.002 0.000 0.002 0.003 Xan 0.223 0.365 0.322 0.336 0.318 0.473 FA 0.178 0.219 0.188 0.173 Xab 0.077 0.054 0.035 0.058 0.053 0.157 Xab 0.768 0.628 0.673 0.657 0.673 0.511
Fig.4 Fe/(Fe2++Mg) vs. Si plot for amphiboles and
classifica-tion of calcic amphiboles by Leake et al. (1997). Fe2+/ Fe3+ calculation according to the assumption mentioned in the footnote on Table 1.
Fig.5 Chemical composition of chlorite coexisting with
am-phiboles.
係数を規格化すると，この単変反応は， 1/6 clin ＋ (1-2x) cz ＋ 7/6 q ＋ x cc 緑泥石 緑簾石 石英 方解石 = 1/6 tr ＋ (5/3 －3x) an ＋ fluid （ Rxn5: Mg －end) 角閃石 斜長石 流体相 で表される。ここで，x=XCO2である。平衡の条件 を制約するには，さらに1 変数（例えば流体相の組成） を固定する必要がある。マイロナイトにはルチルに代 わってスフェーンが安定に存在し，両者の平衡関係は 次の一変反応曲線によって制約される. ru ＋ 2（1－x ）cz ＋ x cc ＋ q ルチル 緑簾石 方解石 石英 =sph ＋ 3（1 － x）an ＋ fluid （Rxn6） スフェーン 斜長石 流体相 Fig. 6 に 試 料 NK11 の 鉱 物 組 成 を 用 い て 計 算 し た Rxn5 と Rxn6 の単変反応曲線を表す。スフェーンは Rxn6 の低圧側で安定であるため，NK11 に見られる鉱 物組合せの安定条件はRxn5 の反応曲線上で，かつ Rxn6 との交点よりも低温低圧側にある。他の試料 （NK12，N19 ）の計算結果も含めて Table 2 に示す。例 えばNK11 の場合，変質作用の温度・圧力の上限値は P=2.5 kb，T=426℃であったと推定される。
次に，THERMOCALC（ ver.3.1；Powell and Holland, 1994 ）を用いて求めた平均温度・圧力は，T=420 ～ 443℃，P=2.4 ～ 3.2 kb であった（ Table 2 ）。 以上，先に述べた変質鉱物の産状，すなわち変質作 用はマイロナイトの生成と同時期，またはそれ以前で あることと併せて考えると，マイロナイト化の温度・ 圧力条件は約T=430±15℃，P=2.8℃±0.4 kbであっ たと推定される。 一方，カタクレーサイトの鉱物組み合わせからその 生成温度条件を求めるには自由度が大きく，制約を与 えることが難しいが，プレーナイト＋ワイラカイト脈 が存在することから，変質作用時の温度の上限は約 200 ～ 250℃位であったと考えられる。
Average P － T calculations Rxn5（Mg － end）+Rxn6 Rxn5（Fe － end）+Rxn6
T（℃） 2σ P (kbar) 2σ XCO2 fit T（℃） P (kbar) XCO2 T（℃） P (kbar) XCO2
NK11 420 30 2.4 0.6 0.03 1.63 426 2.5 0.112 434 2.7 0.118
End-members: tr, fact, parg, ts, phl, ann, east, clin, daph, ames, cz, an, ab, mic, cc, q, H2O, CO2
NK12 443 41 3.2 1.0 0.03 1.42 435 3.0 0.091 446 3.3 0.099
End-members: tr, fact, parg, ts, clin, daph, ames, cz, an, ab, cc, q, H2O, CO2
N19 428 38 2.4 0.8 0.05 1.51 － － － 421 2.2 0.135
End-members: tr, fact, parg, ts, clin, daph, ames, cz, an, ab, cc, q, H2O, CO2
Abbreviations tr: tremolite Ca2Mg5Si8O22 (OH)2, fact: ferroactinolite Ca2Fe5Si8O22 (OH)2, parg: pargasite NaCa2Mg4Al3Si6O22 (OH)2,
ts: tschermakite Ca2Mg3Al4Si6O22 (OH)2, phl: phlogopite KMg3AlSi3O10 (OH)2, ann: annite KFe3AlSi3O10 (OH)2, east: eastonite
KMg2Al3Si2O10 (OH)2, ames: amesite Mg4Al4Si2O10 (OH)4, clin: clinochlore Mg5Al2Si3O10 (OH)4, daph: daphnite
Fe5Al2Si3O10 (OH)4, cz: clinozoisite Ca2Al3Si3O12 (OH), ab: albite NaAlSi3O8, an: anorthite CaAl2Si2O8, mic: microcline KAlSi3O8,
q: quartz SiO2, cc: calcite CaCO3
Fig.6 P － T diagram showing univariant curves determined
using mineral activities from NK11. Also shown is the rutile-sphene stability field calculated for CaASHC sys-tem using asph=0.9. Numbers on Rxn 5 (Mg－end) rep-resent mole fractions of CO2 in equilibrium H2O－CO2 fluids coexisting with the mineral assemblage of NK11.
5 酸素・炭素安定同位体組成 マイロナイト，およびカタクレーサイトの酸素・炭 素安定同位体組成をTable 3 に示す。ここで，δ18O qt， δ18O qt+fspは，それぞれ石英，石英＋長石フラクション の分析値であり，それらの全岩からの分離にはSyers， et al.（1968 ）の化学的処理法を用いた。マイロナイト の酸素同位体比は，全岩値（δ18O wr）で11.6 ～ 13.0‰ であり，南信濃村和田地域の鹿塩マイロナイトが示す 値（8.8 ～ 12.6‰）とほぼ同じ範囲にある（田端・山本， 1993 ）。また，これらの値は Matsuhisa，et al.（1972 ） で報告される領家花崗岩のδ18O wr =10.0 ～ 13.2 ‰の 範囲に含まれる。本地域における破砕岩類の原岩， いわゆる非持トーナル岩のδ18O wr値が得られていな いので，より確かな比較はできないが，原岩をMat-suhisa，et al.（1972 ）の値で代表させれば，マイロナ イト化による同位体比への影響はほとんど無かった ことになる。一方，カタクレーサイトの全岩δ18O は， 13.3 ～ 18.4 ‰で，やや広い組成範囲にあるが，原岩 （この場合はマイロナイト）に比べて高い値を示す。 同様の変化は石英や石英＋長石の値にも認められ， マ イ ロ ナ イ ト で δ18O qt =10.5 ～ 13.9 ‰，δ18Oqt+fsp =8.1 ～ 11.2 ‰であるのに対し，カタクレーサイトで はδ18Oqt = 14.3 ～ 18.5 ‰，δ18Oqt+fsp =17.1 ‰と重い。 ただし，NK13（δ18O wr =18.4‰）は珪質片岩起源であ るため，もともと高い18O/16O 比を有していた可能性 がある（例えば珪質片岩マイロナイトの石英：NK7Q でδ18Oqt =15.6‰）。それでも注目すべき点として，マ イロナイトでも 軽度の方解石脈の形成を伴う試料 （NK12A: δ18O wr =16.3‰）は，カタクレーサイトの持 つ高い18O/16O 比に向かってシフトする傾向にあり， この同位体変質はカタクレーサイト化の進行と密接に 関係していることを示す。しかしながら，カタクレー サイト中の石英- 方解石の酸素同位体分別係数（ NK14: ∆18O qt-cc =0.9‰）に対して，同位体平衡温度計（ Chiba， et al.，1989 ）を用いて温度を計算すると 380℃になり， 前述の鉱物組み合わせから推定される温度（200 ～ 300 ℃）よりも高くなる。おそらく，カタクレーサイ ト生成時が低温度条件下であったために，石英中の酸 素原子の固体内拡散速度が遅かったこと，および熱水 の流路が主に割れ目であったことで，熱水と岩石との 接触面積が限定されていたことが原因で，石英に関し ては熱水との完全な交換平衡に達しなかったのであろ う。カタクレーサイトの全岩δ18O が分散するのも，熱
sp No. Rock type δ18O
wr δ18Oqt δ18Oqt+fsp δ18Occ δ13Ccc
NK1A Bt. granitic mylonite 12.5
NK3 Bt. granitic mylonite 13.0 12.4 11.2
NK4 Bt. granitic mylonite 12.8
NK11 Hb-Bt. granitic mylonite 10.5 8.1
NK17 Hb-Bt. granitic mylonite 11.6 13.9
NK19A Hb-Bt. granitic mylonite 10.5 10.4
NK12A weakly brecc. Hb-Bt. granitic mylonite 16.3
NK14 Cataclastic mylonite 18.1 18.5 17.1 17.6 -4.0
NK15A Cataclastic mylonite 14.9
NK15B Cataclastic mylonite 14.3
NK16 Cataclastic mylonite 13.3
NK16C Calcite vein in NK16 17.7 -6.7
NK13 Grt. brecc. schist 18.4 17.1 -3.5
NK7Q Qtz layer in NK7A 15.6
HK6g Qtz vein in green schist 16.9
HK6p Qtz vein in pelitic schist 18.0
δ18Owr and δ18Oqt were measured at Okayama University, using an extraction procedure of Clayton and Mayeda (1963). CO2 from calcite samples was extracted using the H3PO4 method and measured for oxygen and carbon isotopes at University of Tokyo.
Oxygen and carbon isotope data are reported in the δ-notation relative to SMOW and PDB, respectively.
水との交換平衡が不完全であったことを反映している と考えられる。 6 全岩化学組成分析 6. 1 分析方法 採取してきた岩石試料のうち顕微鏡観察から，風化 の影響の強いものを除き，中型カッター等を用いて， 最低100g くらいのチップ片にし，4 mm 角ほどの大き さに粗割りした後，遊星型ボールミルを用いて粉砕し た。その粉末をガラス容器にいれ，乾燥機で三日程度 乾燥させ，揮発性成分を除去した。こうして得られた 岩石粉末0.4000 ± 0.0001g と融剤 4.0000 ± 0.001g を精 秤し，混合させたものを白金製のるつぼに入れ，ビー ドサンプラーを用いて測定用ガラスビードを作成し た。主成分元素の全岩化学組成分析は，東京工業大学 地球惑星科学科所有のXRF（波長分散型蛍光 X 線分析 装置）リガク社製RIX3550 を用いて行った。 6. 2 全岩化学組成 分析結果をTable 4 に，また珪質片岩（ N22 ）除いた 全試料をSiO2－酸化物図（Fig. 7 ）に示す。黒雲母花 崗閃緑岩と角閃石黒雲母石英閃緑岩では，ほぼ同じよ うな組成範囲を持つ。角閃石黒雲母閃緑岩（N7－2 ）は， SiO2－酸化物図上に現れるトレンドの延長線上で低 SiO2値にプロットされ，おそらく上記2 岩相の塩基性 相に相当すると思われる。これらの値は，牧野・道林 （1997）が報告する同周辺地域の領家カコウ岩類～マ イロナイトが示す組成範囲に含まれる。これに対し， カタクレーサイトではLOI で表される揮発性成分に富
み，MgO と CaO がやや高く，SiO2とAl2O3の量がやや
低い傾向にある。 6. 3 変質作用に伴う元素移動 上記の分析結果は，カコウ岩質マイロナイトがカタ クレーサイト化を受けることで，全岩化学組成が変化 することを示唆している。以下，カタクレーサイト化 に伴う元素の増減や岩石体積の変化を定量的に解釈す るため，Grant（ 1986 ）のアイソコン図を用いて全岩化 学組成を解析する。 まず最初に，塑性変形に伴う変質作用によって，ど の程度元素が移動したかを検討するため，“非変質岩” にN19 を，変質岩として変質鉱物を多く含む N14（ま たはN15 ）と N18 を選んで比較した（ Fig. 8a ）。N19 の マイロナイトにも変質鉱物が含まれるが，N14・N15 やN18 に比べてその量がずっと少ないため，変質作用 の進行度の基準として扱った。Grant（ 1986 ）による と，変質作用の過程で不動であった元素（群）は，ア イソコン図上で原点を通る直線上，すなわちアイソコ ン（isocon ）上にプロットされる。アイソコンは次の 式で与えられる：
biotite granodiorite hornblende-biotite granodiorite biotite dioritehornblende- siliceous schist cataclasite
N1 N6 N7－1 N9 N11－1 N12 N13 N14 N15 N18 N19 N7－2 N22 N20－1 N20－2 H2 H3 wt% SiO2 63.44 65.81 67.46 69.80 70.63 69.96 69.66 67.75 67.16 62.16 66.54 50.13 92.76 66.55 60.51 65.02 59.03 TiO2 0.65 0.55 0.62 0.36 0.46 0.33 0.36 0.51 0.52 0.77 0.55 1.93 0.14 0.30 0.78 0.45 1.08 Al2O3 17.41 16.46 15.42 15.46 14.66 14.80 14.91 16.27 16.37 17.28 15.78 17.94 2.70 13.63 14.18 14.38 10.42 Fe2O3 4.99 4.75 5.05 3.80 3.44 3.73 4.30 4.01 4.44 6.25 5.29 12.19 2.10 2.83 6.14 4.04 5.82 MnO 0.09 0.08 0.14 0.05 0.06 0.08 0.09 0.08 0.09 0.11 0.13 0.25 0.09 0.10 0.10 0.08 0.19 MgO 1.97 1.09 1.60 0.66 1.13 0.13 0.18 1.47 1.66 1.90 1.13 3.50 0.53 1.19 2.01 1.96 3.17 CaO 5.61 4.15 3.67 3.48 2.84 2.76 2.92 4.28 4.16 5.27 3.64 8.48 0.30 4.06 3.84 4.28 8.97 Na2O 3.24 3.51 3.31 3.35 3.48 3.74 3.84 3.40 3.21 3.16 3.54 3.08 0.31 3.32 3.30 4.08 1.49 K2O 1.55 2.45 1.72 1.88 2.00 2.87 2.45 1.93 2.19 1.90 2.14 1.58 0.24 3.38 1.90 1.30 1.70 P2O5 0.15 0.14 0.17 0.11 0.14 0.11 0.11 0.12 0.12 0.20 0.15 0.42 0.03 0.13 0.18 0.13 0.26 LOI 0.74 0.32 0.41 0.37 0.57 0.92 0.65 0.86 0.78 1.76 1.17 0.40 4.90 5.58 8.60 4.86 8.68 total 99.84 99.32 99.59 99.29 99.39 99.42 99.47 100.66 100.72 100.75 100.06 99.89 104.09 101.08 101.56 100.58 100.82 density* 2.74 2.73 2.72 2.70 2.72 2.70 2.69 2.73 2.72 2.75 2.68 2.86 2.69 2.71 2.78 2.73 2.77 LOI: loss on ignition, *unit: g/cm3
CA = (MO/MA) CO ただし，C は元素の濃度（ここでは wt％），M は質量， 添字のA, O はそれぞれ変質岩，非変質岩を表す。不 動元素がi であるなら，アイソコンの傾き MO/MAは CiA/CiOに等しい。縦軸・横軸にそれぞれ変質岩・非 変質岩の濃度をとった場合，アイソコンより縦軸側寄 りにプロットされる元素は変質作用によって付加した 元素を，横軸寄りにプロットされる元素は岩石から取 り除かれた元素であることを示す。Fig. 8 には，Ti，P を不動元素として（ 例えば，Vocke，et al.，1987 ），そ の最小二乗法近似で求めた直線をアイソコンとして実 線で描いてある。アイソコン図作成にあたっては，各 元素の濃度に適当な係数を掛けた値をプロットした。 N19 と N14・N15 の平均を比較すると，N14・N15 で Mg，Ca の増加（それぞれ，48.94％，24.74％）と，Mn， LOI の減少（ 25.28％，25.08％）を示し，その他の元素 は20％以下の変化にとどまっている。Mg 以外は測定 誤差やアイソコンを求める際に発生する誤差の範囲内 であって，有意な元素移動は認められないといえる。 次にN19 と N18 を比較すると，Ti+P アイソコンに 対してSi，Al，Na，K の減少（それぞれ 33.4％，21.9％， 36.3％，36.9％）が顕著であり，後述するカタクレーサ イト化に伴う化学変化の傾向と類似する。N18 のマイ ロナイトは，先のN14・N15 に比べて緑泥石化の進行 と方解石の細脈が局所的に発達する点でも，弱いカタ クレーサイト化の影響を受けているのかもしれない。 Fig.7 Continued.
最後にN19 とカタクレーサイトで比較する。H1 ～ H3 間の露頭では，鉱物脈の分布密度差によって不均 質であるため，カタクレーサイトの値をH2 と H3 の平 均値で代表させた。Ti+P アイソコンに対して，Mg， Ca，LOI が増加し（それぞれ，63.6％，31.2％，316.0％）， Si，Al，Na，K，Fe が 減 少 し て い る（ 32.7 ％，43.3 ％， 43.1％，49.45％，32.8％）。カタクレーサイト化に伴う 元素の増減を，酸化物の重量を使って質量保存の関係 式で表すと， 100 g マイロナイト（ N19 ）+ 0.7 g MgO ＋ 1.1 g CaO ＋3.7 g LOI=73 g カタクレーサイト (H2+H3) ＋ 21 g SiO2＋6 g Al2O3＋1.7 g Fe2O3＋1.5 g Na2O＋1.1 g K2O となる。また，この変化に伴う岩石の体積（V ）変化は， VA/VO=(MA/MO) ( ρO/ ρA) こ こ で， ρ は 岩 石 の 密 度 で あ る。 こ の 体 積 比 は Gresens（ 1967 ）の Volume factor（ fv）に等しい。Ti+P
アイソコンと密度測定値をもとに計算すると，岩石の 体積は，カタクレーサイト化の過程で約29％減少し たことになる。 上述した元素の移動性に関する考察は，Ti，P を不動 元素と仮定して進めてきた。この仮定は，スフェーン やルチル等のTi 含有鉱物の熱水溶液に対する溶解度 が低いことや，天然の試料を扱った変質帯に見られる 交代作用の解析（ 例えば最近ではMori, et al., 2003 な ど）からも妥当であると考えられる。この仮定に代替 する方法として，等質量線（MO/MA = 1 ）からの各元 素の分散の程度をみてみると，変質作用の進行ととも に大きくなる傾向にある（Fig. 8 ）。とくにカタクレー サイトにおいて顕著で，Ti+P アイソコンを用いたと きと同様，Ca，Mg，LOI は付加元素として分類され， その変化量はさらに大きくなる。このことは，カタク レーサイト化とともに方解石や緑泥石の晶出といった 炭酸塩化・緑泥石化が進行しているという鉱物学的特 徴とも調和的である。Si，Al，Na，K の減少，および体 積の減少は，熱水に対して比較的溶解度の高い石英や 長石類が熱水との反応で溶脱したことによるものかも しれない。 6. 4 流体－岩石体積比 カタクレーサイト化に関与した熱水の量を求めるた め，N19 と H2 ＋ H3 の平均とを比較して得られた SiO2
Fig.8 Isocon diagrams plotting (a) an average of N14－15
(al-tered), (b) N18 (highly altered mylonite), and (c) aver-age of H2－3 (cataclasite) relative to N19 (least altered mylonite).
の欠損量から，ボックスモデルを用いて流体岩石比を 計算した。先のアイソコン図から得られたように，変 質前のマイロナイト100g に対して，カタクレーサイ
トではSiO2が21g 減少している。この SiO2の減少は，
すべて石英の溶解によるものとし，熱水中のSiO2濃度
は 石 英 に 対 す る 飽 和 溶 解 度（Fournier and Potter，
1982 ）の 90％～ 50％の範囲にあったと仮定した。カ タクレーサイト化の温度を300℃とした場合，熱水中 のSiO2飽和度が90 ％の時で流体 / 岩石体積比は 5.4 × 103，またSiO 2飽和度が50％の時では 1.5 × 103となる。 7 考察と結論 ここでは，変質作用に関与した熱水の起源について 考察する。前述したとおり，本地域のマイロナイトは 原岩となる領家カコウ岩類の酸素同位体比とほぼ同じ 値にあり，熱水の浸透による加水反応の進行と変質鉱 物の生成が認められるにもかかわらず，同位体変質は 受けなかったよう見える。熱水－岩石間で酸素同位体 平 衡 に 達 し て い た と 仮 定 し， 変 質 作 用 時 の 温 度 を 430℃とすると，岩石と共存した熱水中の水の酸素同 位体比（δ18Owt
）は石英との同位体分別係数（Matsuhi-sa，et al.，1979 ）より 7.0 ～ 10.4‰と計算される（ Fig. 9 ）。この値は一般に知られている火成岩，または比 較的18O /16O 比の低い変成岩と同位体平衡にある水の 酸素同位体比と調和的である（Sheppard, 1986 ）。領家 帯のカコウ岩類・変成岩類は，マイロナイトの原岩で あるだけでなく，MTL 沿いの剪断帯西方に大量に分布 していることから考えても，領家帯の岩石が熱水の 18O /16O 比を支配していたとするのが妥当である。な かでも変成岩は脱水反応によって流体相を発生させる 能力があるので，熱水の供給源であった可能性が高 い。ただし，浸透した熱水の流量，または流体/ 岩石 比は低い必要がある。たとえ岩石と同位体平衡にあっ ても，温度勾配のある中を浸透してきた流体は，その 流量の多少によって岩石の同位体組成を変化させるこ
とがあるからである（Dipple and Ferry, 1992）。一方で，
天水も地表で大量に存在することから，流体の供給源 となり得るであろう。しかし，天水は本来，非常に低 い18O /16O 比を有して岩石と非平衡にあるので，本地 域のマイロナイトで同位体変質が認められない事実 は，浸透流体の流量が少なかったため，マイロナイト 形成場に到達したときには，すでにその酸素同位体比 が岩石によって完全にバッファーされていたことを示 唆 す る。 ま た， カ コ ウ 岩 質 マ イ ロ ナ イ ト（ 例 え ば NK3，NK11 ）とそれに狭在する変成岩マイロナイト （NK7Q ）のそれぞれの石英は，各原岩のδ18O qtをほぼ 維持していることから，流体の浸透様式として，岩相 境界に対する鉛直方向成分の流体移動がほとんど無い ようなlayer-parallel flow であったと考えられる。以上 の議論と全岩化学組成の解析とを併せて考えると，マ イロナイト化に伴う変質作用は熱水の起源の如何にか かわらず，18O/16O 比の変質や異なる岩相間での均質化 が進行しない位に流体/ 岩石比は低く，元素の増減も 伴わない，ほぼ等化学的な反応様式であったと考えら れる。 上記のδ18O wtを有する，もう一つの熱水の供給源と して，マグマ水（δ18O wt =～ 5.0 ～ 10.0‰，Sheppard， 1986 ）が考えられる。変質作用時の熱水がマグマ固結 末期の残液であったかは，マイロナイト形成年代の推 定と密接に関係する。柴田・高木（1988 ）は，本調査 ルートに産するマイロナイト中の角閃石K－Ar 年代を 46.9 Ma であると報告している。角閃石の閉鎖温度が 約500℃であること，本研究のマイロナイト生成温度 が約430℃であったこと，また本地域近辺で最も若い 大田切花崗岩でも77 Ma の貫入年代を示す（ Suzuki and Adachi，1998 ）ことを考えると，マイロナイトに見 られる変質作用時には，マグマ水の供給源となる岩体 は既に存在しなかったであろう。 次にカタクレーサイトの変質作用に関与した熱水の 起源について考える。カタクレーサイトの方解石は割 れ目を充填して産し，熱水より直接晶出したと考えら れることから，熱水のδ18O wtを計算するにあたっては， 石英の代わりに方解石を用いる方が好ましい。晶出温 度を200 ～ 300℃と仮定すると，δ18O wt = 7.6 ～ 12.1 ‰
となる（Friedman and O’Neil，1977 ）。Fig. 9 からも分
かるとおり，この値は先に求めたマイロナイトと同位 体平衡にある熱水のδ18Owtとほぼ等しく，よってカタ クレーサイトの生成・変質作用に関与した熱水も，同 様の起源を有するようにみえる。しかし，カコウ岩質 岩と平衡にあった水とするには，この同位体比はやや 高すぎる。同位体分別定数の温度依存性により，温度 が低くなるにつれて岩石に対するδ18O wtも低くなり， 例えばT=250℃では，先のカコウ岩質マイロナイト （δ18O qt = 10.5 ～ 14.0 ‰）にバッファーされていたδ
and Taylor, 1986 ）。地殻熱流量の高かった高温型変成 帯や剪断帯でも，海水・天水が深度10 ～ 15 km まで 浸透した例も報告されている（Wickham and Taylor, 1987; McCaig, et al., 1990; Fricke, et al., 1992; Wickham, et al., 1993）。カタクレーサイトの生成も脆性破壊が起 こるような地殻浅部に限定され，特に破砕帯のような 岩石の癒着性が弱い所では，比較的透水性が高い状態 にあるため，地表水が深部に向かって浸透し易いこと
が期待される。例えば，サンアンドレアス断層（O’
Neil and Hanks, 1980 ）や 米 ワ イ オ ミ ン グ 州 の Heart Mountain 断層（ Templeton, et al., 1995 ）での酸素同位 体変質は，そのような天水と反応した結果であると解 釈される。これに反して，本地域のカタクレーサイト に見られる18O に富化した酸素同位体比の特徴は，上 述したように変成流体と岩石との反応モデルで最もよ く説明することができる。変成流体が卓越する条件と して，カタクレーサイト帯がより深所からの流体の流 出帯（discharge zone ）であったと考えるのが良いであ ろう。また先に考察した外来源の変成流体として，三 波川帯の変成岩類に由来する流体が挙げられる。現在 の中央構造線の断層面は，地表付近ではほぼ垂直方向 の傾斜をもって発達するが，さらに深部では低角衝上 断層から水平デタッチメントへ移化し，その下には三 波川帯が位置するらしい（ 伊藤，1995 ）。また過去にお いても中央構造線沿いでは，その深部において低角左 横ずれの塑性変形が起きていたところもあり（Yama-moto, 1994 ），低角剪断帯の下位に三波川帯が位置し ていた可能性がある。三波川帯起源の変成流体は，浮 力によって領家帯が位置する上位に向かって浸透して
いたと考えられる（Wood and Walther, 1986 ）。しかし，
カコウ岩類の低い透水係数が障害となり，上昇してき た変成流体は構造的境界である水平デタッチメントで 集積されたであろう。不透水層として機能していたカ コウ岩中に，例えば地震に伴う断層運動によって破砕 帯が形成されると，それが地表に伝播すると同時に水 平デタッチメントにまで到達し，その際に減圧した破 砕帯に向かって流体が移動・集中することになろう。 その結果，水平デタッチメントの延長にある低角～高 角断層帯に沿った上昇流が形成され，カタクレーサイ ト帯は地殻流体の排出路となる。（Sibson, 1990 の fault valve mechanism ）。現在観測される西南日本の内陸型 地震は，約10 ～ 20km の深度で最も頻繁に発生してい 18O wt は 1.5 ～ 5.0‰でなければならない。一方，三波 川帯から採取した泥質・緑色片岩のδ18Oqt（16.9 ～ 18.0‰）と平衡にある水のδ18O wtを計算すると，7.9 ～ 9.0‰（ T=250℃の時 ）となり，先に求めた熱水の酸 素同位体比と調和的である。以上より，熱水の起源と してカコウ岩質岩より高い18O/16O 比を有する変成流 体を考えた方が良さそうである。マイロナイトの場合 と異なり，同位体変質が進行していることから，流体 / 岩石比は高く，熱水は領家のカコウ岩類・カコウ岩 質マイロナイトとは酸素同位体に関して非平衡にあっ た外来源の流体であったことが推定される。 それでは，変成流体が卓越するような地質セッティ ングとは，どのようなものであったのだろうか。地殻 浅部では，一般に岩石中の粒間や隙間に存在する流体 の圧力は静水圧にあり，何か熱源が存在すれば，それ が駆動力となって間隙流体や天水の循環するような熱
水系が発達する（Norton and Knight, 1977 ）。実際に，
地殻浅所に定置した貫入岩体の周囲に，天水起源の熱
水との反応によって生じた18O に枯渇する同位体変質
が見られる例が多く知られている（Taylor, 1974; Criss
Fig.9 Oxygen isotopes of quartz from different rock types in
the studied area. See sample descriptions in Table 3. Also shown are isopleths for δ18O of H
2O in equilibri-um with quartz at specified temperatures. Note that a range of δ18Oq for cataclasite is hypothetical one con-verted from measured δ18O of calcites in cataclasites.
る（Ito, 1999 ）。地温勾配を 20 ～ 30 ℃ /km とすると， その震源域上限の温度は200 ～ 300 ℃となり，本研究 から推定されるカタクレーサイトの生成温度と調和的 である。過去の中央構造線沿いの断層運動とカタク レーサイトの生成も現在の内陸型地震と同じような深 度で起きていたとしたら，その深度では流体圧は静岩 圧に等しく，この圧力条件では地表付近からの流体は 到達していなかったであろう。カタクレーサイト形成 時の古第三紀以降（ 柴田・高木，1988 ）には，大規模 な熱源が存在しなかったことも，天水の循環セルが発 達するまでには至らず，よって破砕帯への天水の寄与 がなかった原因かもしれない。 上述したように，カタクレーサイト帯は地殻流体の 排出路として流体/ 岩石比が高く，よって岩石と熱水 が反応して鉱物の溶解・再沈殿が活発であったと考え られる。それでは，熱水系の流出帯ではどのような鉱 物学的・岩石学的特徴を有するのか。この問題に関し て，Takeno（ 1989 ）は温度勾配のある場を想定して， 幾通りかの塩素濃度をもつ熱水と流紋岩溶結凝灰岩を 反応させる数値シミュレーション解析を行っている。 それによれば，平衡状態から温度を下げた場合，流体/ 岩石比が高い条件では石英，白雲母が晶出し，反対に 温度を上げた場合は方解石，緑泥石，曹長石が晶出し， 岩石の化学組成もCa，Mg，Na に富むようになるらし い。前者の条件は温度勾配の低い方へ向かっていく流 れ，すなわち流出帯に対応し，後者の条件はその逆の 流入帯に対応する。さらに島崎（1995 ）は，この計算 結果を同位体変質と関連付け，熱水変質帯に見られる 緑泥石・方解石変質帯は，かつての天水の流入帯であ ると同時に，流体/ 岩石比が高く，酸素シフトの進ん でいない天水が直接流入するために，同位体変質も著 しいであろうと考えた。確かに中央構造線沿いの破砕 帯は，上述したとおり著しく同位体変質（ただし18O の富化）を受けたカタクレーサイトが分布するが，方 解石・緑泥石の鉱物組合せやCa，Mg の付加を示す点 で，Takeno（ 1989 ）の考察によるところの流入帯の岩 石学的特徴を有しており。先の破砕帯=流出帯とした 結論と矛盾するように見える。また，石英の溶解度の 温度・圧力依存性（Fournier and Potter, 1982 ）からも 分かるとおり，熱水が地表に向かって浸透すれば，温 度の低下によって石英が沈殿し，その結果，カタク レーサイトはSi に富むはずである。しかし，実際はカ タクレーサイト化に伴ってSi は枯渇している。これら の原因として，熱水系として複雑な温度構造であった ため，熱水の移動方向は地表へ向かっての単純な負の 温度勾配の方向とは一致しなかったのかもしれない。 また，地震発生に伴って起きる断層運動に関連した流 体移動であれば，非常に短い時間間隔での地質現象で あるため，先のモデル計算で用いた化学平衡論の仮定 が成り立たないのかもしれない。今後は断層帯の広い 範囲での詳細な地質学的・地球化学的情報を収集し て，過去の破砕帯でのより空間的な化学変化を把握す るとともに，反応のキネティクスや水力学的流動則を 考慮に入れたモデル解析が必要であろう。 謝辞 岡山大学固体地球研究センターの日下部実教授には，著 者の一人（ 田端 ）が全岩・珪酸塩鉱物の酸素同位体比を分 析した際に，装置の使用許可と測定についてのご教示を頂 いた。島崎英彦教授（ 当時東京大学理学部 ）には，炭酸塩 鉱物の同位体比測定についてご指導頂いた。小坂和夫教授 には，著者の一人（ 飯田 ）が野外調査を行った際に現地で 同行していただいた。高橋正樹教授には原稿を査読して頂 き，本論を改善することができた。以上の方々に感謝いた します。 参考文献 Brady, J. B., 1988. The role of volatiles in the thermal history
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