地質学 雑 誌 第 S2巻 第 3号 199
−
210 ベー
V’
s 1976年 3月 四国 中央
部 三 波 川 変 成 帯
の緑
れ ん石
角
閃 岩
体
の成
因
坂 野昇
平＊・
横 山一
己＊＊・岩
田修
＊＊＊・寺島
進 世 意＊＊ ＊＊ （1975 年 10 月 6 日 受理） は じ め に四国 中 央 部の三 波 川変 成 帯に は古 くか ら角閃岩と呼 ば れ て きた塩基性変 成 岩の岩 体 が ある
．
この岩体は地 質 図 の上で塊 状に表 現さ れ る粗粒な塩基 性 変 成 岩か ら成る岩 休で通 常の塩 基 性 片岩 と比べ る と連 続 性は悪い．
この種．
の岩 体は， 秀・
吉 野・
小島 （1956）に よ る三縄層上部層 内に産 し， 愛媛県新居浜 市， 土居 町， 別 子 山 村’
にか けて と うな 露 出 し，
新 居浜市国領川，
同東平付 近を除く と道 路 沿い に観察で き る露 頭はない，
こ の岩 体の代表的な もの は東平 付 近 を 中心 とし て分 布 い らつ
する もの，
土 居 町五 良津 山 林か ら二 つ 岳に かけて分 布 す る 2っ の岩 体で，
この論文で は堀 越 （1937）に従っ て前 者 を東 平 岩 体， 後者 を五良津岩 体と呼ぶ．
こ れ らの岩 体は古くは，
はんれい 岩 体か ら由 来し た変 成 岩と考えられて い た．
鈴 木 （1926），
堀越 （1937）， 佐 藤 （1938） な どは いつ れもその ように考え た．
塩基 性 変 成 岩だ け か ら成る こと， は ん れ い岩 起 源を思わせ る片麻 岩 状構造の存 在な ど が， 原 岩 をは ん れ い岩と考え る根 拠 になっ た．
堀 越 （1937）はこ の岩 体の特 徴 を な す 緑れん 石に冨む岩 相の成 因 を， は んれい岩マ グマ 固結後の後 火 成 作 用に よ る もの と考えた・
第ご次大 戦後，
小島丈 児 を 中心とする研 究 者によ っ て 四 国 中央部の三波川変 成 帯の層 序と地 質 構 造が く わしく 研 究さ れ るにつ れて．
これ らの岩 体の成 因 を 以 前の よう に単純に考え る こ と に疑 問が もたれるように な っ た．
秀・
吉野・
小島 （1956
）はこれ らの角閃 岩と呼ばれ て きた 岩体は普 通の塩 基 性 片 岩と連 続し， その原 岩 をは んれい 岩と考え る必 要はない と考えた．
こ の考 えは秀 （1961
），YOSHINO
（1961， 64）にもひ きっがれ た．
我々は現 在こ の 考え を と ら ないが彼 等の考え 方 に は 合理 的な理 由が あっ た と考え る・
その後 1960 年 代の後 半に， この 地 方 で 広 域 地質調査 ＊ 金 沢 大 学 理学 部 地学教室 ＊ ＊ 東 京 大 学 理学 部 地 質学教 室 ＊＊ ＊ 岐 阜 県 金 山町 金 山 中 学 校 ＊ ＊＊
＊
金 属 鉱 業 事 業 団 が行な わ れ， 地 質 構 造の解 釈に多 少の変 更が あ り， また 同時に角 閃 岩の分 布 が 詳 細に追跡さ れた．
その結果 広 域 調 査 報告書 （1969）とその付 図で は， 東 平・
五良津両岩 体は， は んれい岩起 源と し て取扱わ れて い る．
その後 SlllBATA （1972）は東赤石か ん らん岩 体と 五 良 津 角 閃岩 体と は一
連の 複合岩 体であ る との べた．
その理由は 広域 調 査の試 錐コ アで両者が密 接に と もな うとい うことで あ っ た，
SAWADA （1973）もこ の岩 体を変は ん れ い岩 体と して扱っ てい る．
白石 （1975）は肉ぶち 谷に お け る 野 外 の岩 石の産 状か ら 五良津岩 体を変 成は んれい岩 体と して 扱っ てい る・
我々 は1968年以来この 地 方の三波 川 変 成 帯の岩石学的 研 究 を行 なっ て きた （寺島
，
1969MS ；岩田， 1971MS ， 森， 1972MS ；横 山， 1972MS ，
’
1974MS ；岩田，
1975 MS ）．
その 結果， 五 良津 角閃 岩 岩 体は， は ん れい岩起源 の変成岩で あ る と結 論 するに至っ た．
この 岩 体の岩石学 的研 究は横山 を中心 とし て引 きつづい て 行 な わ れ てお り， その一
部はすで に発 表 されて いる （YOKeYAMA and MoRI ， 1975 ；岩田・
横山， 1974；YoKoYAMA ，1975
）．
角 閃 岩 体の成 因 を論 ずる た めに は詳し い岩石学 的記 載 が 必要で あるが，
こ こ では とて も紙 而が足 りない ので， そ れ は別に金 沢 大 学 紀 要に発表する予定 で あ る．
筆 者の 1人 坂野は かつ て別 子 地方の変 成 岩の研 究を行 なっ た （BANNO ， 1964）。
その 間 1956年に野 外 調 査の指 導に来 られ た久野久先 生 は国 領 川 浴い の東 平 岩 体の縞 状 角閃岩 を観察さ れてその構造は は んれい 岩の輝石の多い 部分と斜長石の多い部 分 とに由 来 するもの だ とのべ ら れ た．1957
年に指 導に来 られた都 城 秋 穂 先生 も 同じ考え をの べ ら れ， ま た その後 し ば しば東赤 石 山 か ん ら ん岩 体 と五郎津 角 閃 岩 体と が元 来はんれい 岩一
か んらん岩の複 合 岩 体で あっ たので は ないか と指摘された．
坂野 は1958
年の修 士 論 文で は，
東平角 閃岩 体を はんれい岩 起 源 と考 えたが， い くつ か の重 要 な点につ い て変 成は んれい岩 体 とし て は説明がつ かず， 1964年の論 文で は塩 基 性 片岩と して扱っ た．
その理 由の大 き な ものは，
ルー
トに よっ て は 緑 れ ん 石角 閃 岩と通 常の塩 基 性 片岩が漸移 する ように 199200 坂 野 昇 平
・
横山一
己・
岩田 修・
寺 島進世 意 19フ6−
3 見え ること， 岩 体 内 部に しば しば多量の大 理 石がともな わ れ るこ と で あっ た．
前 者に っ い て は秀他 （1956）が当 時主張した ような東 平西方呉 木 付 近で角閃 岩と塩基 性片 岩が漸 移す ることは ない と確 信した がコ
最も 露出の よ い 国領川 沿いの ルー
トで の角 閃 岩 体の北 端です ら｝角閃 岩．
と塩基 性片岩をは っ き り区 別 す ること は困 難であっ た．
： う じ ま ま た 最 近岩田の調 査 した五良 津 岩体で も 北側の東 鴻 嶋 谷 西側の谷で角 閃 岩と塩 基．
吐岩の区別の困 難な 露 頭 が あ る、
大理石につ い ては， 柬 平・
五良津いつ れの岩体にも 角閃岩と共に褶 曲する大理 石層 が あ り，・
そ れ を堆 積 岩で ない と結論する直 接の根拠は な い，
し た が っ て 坂 野 が 1964 年に解答できなか っ た問 題に対して 現 在で もうま い 説明は与え ら れてい ない．
しか し， こ こ2．
・
3年の間 に 横山 を中心 と してな された研 究に よっ て角閃岩体が三 波 川変 成作 用を受け る以 前にあっ た 状態が次 第に明らか に さ れてき た．
その結果我々 は東平 にせ よ 五良 津に せ よ 角 閃岩体は， 変 成され た は んれい岩 体であ る と確信 する に至 り，
上述の困難 は その観 点か ら説明するよ うにすべ きであると考えた．
この論 交で ぽ， 我々が角 閃岩 体 を 変 成はんれい岩 体と考え るに至 った筋道の大要を叙 述し よ うと思 う．
こ の問題はすでに楓 ［1（1974MS ）によっ て 試 論が展 開され て い る．
・
1968年以 来
，
この研 究を進める閥に，
住 友 金 属 鉱山株 式 会 社， 赤石 オ リビン株 式会 仕， 住 友 林業 株 式 会 社の 方々 に多 くの便 宜をは かっ て 頂いズこ．
東野 外 志 男， P．
J
凪 鴫 蔵田尚 久，
森健，
中村 健二，
中西儒弘，
小 畑正 明，
佐藤博 明，
鳥海光弘の諸氏は野 外調査に参 加さ れ 現 地で討 論に加 わっ て下さっ た，
山崎正男氏は原稿につ い て いろい ろ意見をのべ て下さった．
笠 島［1’
tiSll氏は薄 片の 大 部 分 を 製 作して下 さ り， 中村 健：Zl氏は露 頭写真を撮影 し て下さっ た・
また原 村 寛 氏は鉱 物の化 学分 析 をして下 さっ た．
これ らの人々 の協 力に深く感 謝の意を 表 させて 頂 きたい．
野 外 調査の費用の一
部に は文 部 省 科 学研究 費 と 同 GDP 研 究 費を使 用した．
第 1表 五良津 角閃岩の アル バ イ トの化学 組 成一
SiOuAl20 ， Fe203FeQMgOGaONa20K20H20 ＋ H20一
74．
83i5，
40 ＜0．
Ol O．
29 0．
11 0．
29 8，
86 tr O．
02 0．
05』
68．
2419．
550．
16 O．
181L60tr 緑 れん石角閃岩 体を 構 成する 岩 石 1．
変 成 岩 と しての岩 石の種 類 この論 文は角 閃 岩体の岩石学的記 載を 目的 として はい ない の で，
構成 岩種につ い て は簡 単に のべ る一18AN
寅o （1964）は この 岩 休の 斜 長石は Na に とんだオ リゴクレ ス であ る とのべた が， こ れ は誤 りで アルバ イ トと訂正 され ねば な らない，
した がっ て彼の E帯はアプレバ イ トー
緑れ ん石角 閃 岩相で，
D帯とE帯 とは；・
後者では 泥質岩 2．
Total
99．
85 99，
73 SB 5773007 アル バ イ トと石 英の混合物・
湿 式 分 析 ：原 村 寛 OI−
GO−
11 ア ル バ イ ト5個の分析 平 均・
EPMA ；岩 田 修 で の黒雲母の産出頻 度の高い こと， 塩 基性 岩ではごく少 量し か緑泥 石 を含ま ない こ とな どで区 別 さ れ る が，
以前 に考え た ような 明 確 な 差はない．
第 1表にその後行 なわ れ たア ル バ イ トの 分 析 億を示 す．
こ の岩体のざ くろ 石 に つい て は別に岩田が論ずる予定であ り， オ ン フ 7 ス輝 石一
透輝石 系の輝石に っ い て は YOKOYAMA et al．
（i！i press）に論じ られて い る．
我々の最 近の調 査は堀越 （1937）に よっ て五良津 角閃 岩体と呼ばれ た東 赤 石東 方二 つ 岳周 辺の岩 体に中心 を置 い てきた。
単斜ゾイサイ トに富んだ片麻岩 様の岩型と ホ ル ン ブレ ン ドに富 み 片理に と ぼ しい黒色の岩 型と が1〜
10cm の編で いわ ば 互層 する縞 状 角 閃 岩を緑れ ん 石角閃 岩 相の典 型 的岩 相と し た．
二 つ 蛋周辺で の緑れん石角閃 岩 体の分 布を第 1図に示した．
こ の図は我々 の調 査 結 果 と金属 鉱 床 探鉱促進事業団の調 査 報 告 書 （1969）の記載 を参考に して作っ たものである．
こ の岩 体の構成 岩 種の うち
，
変成 岩と して取 扱わ れる べ き ものは次の通 りに分類され る．
1） 大理石，
2） 宥 英 エ ク卩 ジャ イ ト， 3）ホルンブレ ン ド・
エ クロ ジヤイ ト， 4）ゾ イサ イ ト岩，
5）ホル ン ブレ ン ド岩， 6） 緑れ ん 石 角閃岩，
7＞ア ル バ イ ト斑 状 変 晶を含む角肉岩．
‘
これら の岩 型 を 以 下に簡 単に説 明す る．
1）
大理 石
大理 石は二 っ 岳 西方 地 由山北 斜面に点 在 する
．
露頭は断銃
的で，
1っ の層 として存 在 する か どう かは確かめ ら れ なか っ たが， 大理石の 多い帯が角閃岩体 中を走っ て い る ことは確か であ る・
ま た，
』
銅山 川南 岸に あ る角閃 岩 中にも大理 石 が見 出さ れ る．
普 通は粗粒な白色の大 理 石であ るが， ピ ン ク色の場 合 も あ り，
ディ オプ サイ ド， グロシ ュ ラ宀
ル，
ホル ン ブレ地 質 雑
82
（3 ） 四 国申 央 部三波川 変 成帯の緑 れん石角 閃 窟体の成因 20正塾
髄 〆 鴻 嶋 PA厂
〃筆
十
i
尾
數
笏 霧 豸宀
｛
．
ー
・
傷 ク ー ノ ＼ ピ1
Figl
l・
東 赤 石 山・
ニ ツ 岳 付 近 の 地 質 図 第2
表 ニ クロ ジ ャ ィ ト と ゾイ サイ ト岩の全 岩 分 析一
r
「「T
”
「
“
T
T
一
Sio2TiOzA1203FeOMnOMgOGaONa20K20Total58．
20，
713．
58，
230，
IO6．
126．
951．
881．
2596．
9S 42．
70．
1628．
72．
810．
OO3．
8715
．
81．
060．
1495．
24
3d8dd21dd 44n34nn 玉19nn99
．
4 1．
り南
00 石 英エ ク P ジャ イ ト5佃
の分析平均．
EPMA ：横 凵」一
己 ゾ イ サ イ ト岩．
EPMA ：横 山一
己 ス ピ ネル・
輝石 ざく ろ石岩 中のゾ イ サ イ ト岩 V ン ズ （YoKoYAMA
andMoRI
， 1975）ン ドな どを含むこ とがある （BANNO ， 1964；IWATA
，
in preparation ）．
ピン ク色の大 理 石 を 原 村 寛 氏に分 析して 頂いた ところ， MnO＝
・
O．
03重 量パー
セ ン トで あっ た．
この種の大 理 石 は束平岩 体に も存 在し，
国領川浴い の 道路の露 頭で大理 石 が片 麻 状 角 閃 岩 と共に褶 曲し ている のが観 察さ れ るほ か， 別 子 鉱 山で探 通 1000m と呼ば れ た探 鉱 坑 道に 1』
〜2m
の厚 さの 大理石 が 多数観察さ れ た．
ま た 旧東平部落付近に白 色 やピンク色の大 理 石 を麈
する こ と は古く か ら 知 ら れ ていた．
野外で の観 察で は こ の大理石が堆 積岩起源の もの で あ ることを否定で きない が．
後に述べ る ように角閃岩体の成 因 を考える と．
それ は堆 積 岩 起 源と は考え ら れ ない．
2） 石英ヱクロ ジャイ ト 片理の よ く発 達 した 岩 石 で， こ の岩 体の構 成 岩 型では異 常に石 英に富む．
全 岩組 成は第2表に示したよ うに安 山 岩 的である．
主 要 構 成 鉱 物は石 英一
オン ファ ス 輝石一
ざく ろ 石一
白 雲母一
ホル ン ブレン ドー
緑れ ん 石 で時に藍晶石を含む。
ホ ル ンブレ ン ドと緑 れん 石の一
部は明らか に他の鉱 物より後に生 じて い る が， 全て の ホ ル ンブレ ン ドが輝石や ざ くろ 石よ り後 かど うかは 断 定でき ない．
二 つ 岳 西 方の権 現 山の神 社の 崖で この岩 石が お りた た み摺 曲を受け てい るのが観察で きる．
こ の岩型は東赤石 山かん ら ん岩体と角閃岩体との 境 界にそっ て分 布する が， 権現 山南方斜面で露 頭は見失 なわ れ る．
横山 （1974MS
）は この岩型は角閃岩 体の原 岩で あ る は ん れい岩 体 が結 晶分化作用に よっ て形成され た時の残 液で あると考え た．
3） ホル ンブ レ ン ド・
エ ク日ジャイ ト 主と してホル ンブレン ド， 単斜輝石，
ざく ろ石，
緑れ ん石よ り成 り，292
坂 野 昇 平・
横山一
己・
岩 田修
・
寺島準鞍
意 1976−
3 ほ匙ん ど単斜 輝石を含まない ざ≦
ろ石一
縁
れを石 角閃岩 に移化 する．
石英エ ク ロ ジ ャ イ トよ り二 つ岳よ りに分 布 し， 権現山一
地由 山に連 なる山稜に よい露頭が点 在し，t
．
ほぼ石英エ クロ ジ ャ 玩 トに平 行 して分
布 が 追 え る．
こ の岩 型 は 石英を含ま ない こと を特敵 と し，
ざく ろ 石は一 般に他 形で累帯構迄は明瞭で ない ものが多く ま た 単 斜 輝石は オン フ ァ ス輝 石と透 輝 石の 中 間の 組 成を 持 つ ざく ろ石
一
単 斜 輝 石を主 とするエ クロ ジ ャイ ト質石 石 は，
このほか に も 肉ぶち 谷付近に転 石 と して見 出さ れて お り， また後述する よ うに グ ラニュ
ライ ト相の鉱物
の反 応に よっ て も生じ ているので， 五良津岩体で は ま た大 発 見の もの も多い で あ ろ う．
しか レ大き な 帯 を な して存 在 するエ2
ロ ジ ャ イ トは， 権現幽
付 近に露 出する2つ の岩 型であ る，
4） ゾ イ サ イ ト岩 大 祁 分が ゾ イ サ イ トよ り成る岩石 で二 つ岳南方の 肉ぶち沢 西 方の上流には厚さ6m
程度の 大き な露 頭が あ る．
ζの沢にはこれ よ り薄いが，
ゾイサ イ ト岩が層を な して多量に存在する．
図 版IA はゾイサ イ ト岩の露頂写真であ る．
白石 （1975
）が 優 白 岩 と呼ん だの は多 分この岩型で あ る が，
優 白 岩とい う名 称で想 像 さ れ る ような酸 性 岩で は ない．
ゾイ サ イ ト岩に は少量の 単斜ゾイサイ トを伴うのが普 通で ほ か に藍 晶石， 石英， パ ラ ゴナ イ ト， ホル ン ブレン ドな ど を含む．
藍 晶 石は時 に 2c皿 に達ず
る紆 品と して産し， 周迦 部はパ ラ ゴ ナ イ ト化
して いるこ とが多い．
パ ラ ゴナ イ トは 監晶石 を完 全 に 置換え てい るこ ともある が， ゾイ サベト岩の片理 に平 行なパ ラ ゴ ナイ トが散在する こ とも あ り， そ れは ゾイサ イ トと同時に形 成され た もの であ ろ う．
この岩石の化 学 組 成は， 第2
表に 示すようにアノー
サイ ト に富んだ斜 長 石 に近い．
ま た表に はス ピ ネル・
輝石ざ くろ石 岩 中の ゾ イ サ イ ト岩レ ン ズ．
（長 径 5mm ）の EPMA に よ る分 析を YoKoYAMA and MoRI （1975）か ら引 用し たが， これ
もやはリア ノ
ー
サ イトに近い化 学 組歳
を持つ・
こ の岩
右
の化学組成に類似し た化 学組成は火山岩や堆 積岩に は見当たらず， 層 状はんれい岩 体に産するア ノー
ソサ イ トが我々 の推 定し得た唯一
の もので あ る．
変成分 化 作 用 とい う過 程が実際に存在し得た と し ても， 6m に も及 ぶ磨
を形成 する と は考烈 任い か ら， こ の岩 型 を変 成 ア ノー
ソサ イ ト とする
と 化学組 成と産 状 を 調 和 的に説 明 で きる．
この岩 型の存 在は， こ の地方の角閃岩 体を変成はんれ い岩と決 定 する重 要な根 拠と な る．
こ の岩 型は肉ぶ ち谷 で最 もよく観察さ れ る が， 類似 岩相は ほかの谷で も見 ら れる．
ただホル ン ブレ ン ドを 全 く含ま なレ石 型は 肉ぶ ち 合以 外にはほ とん ど み られ な い．
東平岩 体か ら 坂．
野 （1957）ab；−
lt載し た藍晶石
の母岩は，
類 似h 相 だ が 少革
のホ ル ンブレ ン トを含む．
ζの時の標本は旧林用 軌道沿 いに あっ た 転 石で現 在の道 路 沿 いの露 頂のぞ晒
と完 全に 日じ で はな恥．
5） ホル ンブレ ン ト岩 大 部 分ホル ンブレ ン ド より成 る 岩 石で 肉 ぶち谷では最 大 Im の層を な して ゾイサ イ ト岩と互 層 する
ざ くろ
不
め この 岩体がグ ラニュ
ライト 相で再 結 晶した時に形 成さ れ た単斜輝石を残 晶とレて少 量含むこと．
が あ るTSUBOI
（1986
）が化 学 組 成を記載 し たホル ン ブレ ン ｝はこ の君型め
もの で， 東 干岩 体の 旧東 平 部 落に近い一
本 松 附 近力ら採集され たものであ る・
ホ ル ン フ レ ン ド岩は hornblendite を想像させ るが， こ の 岩型は変 成 岩 なφで， ホル ンブ レ ン ド単鉱 物岩と呼んだ 方 がよいか も 知れない。
ホル ン ブレン ド岩とゾイサ イ ト 岩に はあ らゆる中間的段階があ るが，
その時は ノ イ サイ トは単斜
ゾイサイ トであ否事が普 通で， その様な 岩 型は 次の緑れ ん石角閃＃と し て取 扱 う．
ゾイ サ イ ト岩が ア ノ
ー
ソ サイ トの変 成し た もの と考え られるの に対 応して，ホル ンブレ ン ド岩は苦 鉄 質 鉱 物，多 分 単 斜 輝石に冨んだ層の変 成さ れ たもの と考えられ る．
しか し， ホ ル ンブレン ド岩は 輝 石に少量の 斜 長石 が含まれ ていた岩 石 が 原 看で あろう
．
YOKOYAMA and MORi（1975）に よっ て記 載さ れた ス ピネル輝石岩 も その候補 の
1
っで あ ろう．
また輝 石に冨むret
“
らホ ルン ブレ ン ド が形成さ れ る際にH20 の ほか に Na20 が供給さ れ た 可 能 性もある．
、
6） 緑 れん 石角 閃 岩
以上の べた岩 型は角 閃岩 体の成 因を考え る上 に重 要 な 岩 型であるが， 量的に は角閃岩 体 の大 部 分は こ こ に述べ る緑れん石， ざ くろ石， ア ル バ イ ト， ホル ンブレ ン ド， 白色 雲母， 石 英な ど か ら成る岩型 で ある
．
通 常はホル ン ブ レ ン ドと緑れ ん石 が岩 石の80
％ を占め る．
こ こ で緑れん石 と呼んだもの は通 常は単斜ゾ イ サ イ トであ る が，
時には ゾ イサイ トで あっ た り，
相当 量の Fc3＋ を 含 むこ と が あ るの で，
こ こ で は緑れん石と して一
括した．
こ の岩型 に は肉眠的に黒 白の縞 模 様のあ るもの と， そ れ が あ ま り著し く ない もの と に二分さ れ る．
縞 挨 様の ある岩 相は緑れ ん石 が多く， そ れ が縞ま た は レ ンズを なし て い る。
緑れ ん 石 は単 斜 ゾi
サイ トであ る．
図版 IC や皿D にみ られ る片麻岩状の 部 分がその代 表 的な構造 で あ る、
縞 模様の著しく なレ君 型は一
般に緑 れ ん石が少な く，
かっそ れ は Fe3＋ に 富ん だ単 斜ゾイサ イ トで ある．
片 麻 岩 状角閃岩は分布が広い上 に，
肉 眼で地質翻…
’
82 （3 ） 四国 中 央 部 三 波川変 成 帯の緑れん石 角 閃 岩 休の成因 203 識別 し易い ので， 角閃岩 体の分 布を決定する た めの最も よい 目安と な る．
緑れん石の少ない岩 型が， 片理 だ け強く なる と， 岩 体 周 辺の ホル ン ブレ ン ド片 岩 と 区別が しに くい．
ホル ンブ レン ド片 岩は石 英， ア ル バ イ トに富ん だ層と ホル ンブレ ン ドに富んだ層とか ら成る 縞 状構造を 作る 傾 向が強い が， 角閃岩は緑れ ん石に富ん だ層を作る傾 向が強い・
ホ ル ンブレ ン ド片 岩と角閃 岩と は， 全 岩 組成から区 別 でき る か も知 れ ないが， ま だ十 分に検 討さ れて いない．
た と え ば国領川沿い の角 閃 岩の北 端で， 厚い ホル ンブ レン ド 片岩 と角閃岩の問の黒雲母 片 岩の巾に爽在 する数 枚の塩 基性 変 成 岩は，
肉 眼的には ど ちらの岩 型に属 するかわか らず， 顕 微 鏡 下で も どち らかに属 させ る決 定 的 な根 拠 を 見 出し難い．
7） ア ルバ イ ト斑 状 変 晶 を 持つ緑 れん 石角閃岩 緑れ ん石 角 閃 岩 体の構 成 岩 石の特 徴は， ア ル バ イ．
トが 斑 状 変 晶を作 らない ことであるが， 岩 体 周辺部に は時に斑 状 変 晶を持つ 岩 型が あ る．
両 者の関 係は肉ぶち谷 下 流で観 察 さ れ る．
ここ では片 麻 岩 状涌閃 岩とアル バ イ ト斑 状 変 晶 を持っ粗粒なホル ンブレン ド片 岩 とが接し て産 する．
鉱 物 組合せ は両 者 共に ア ル バ イ ト， 単 斜ゾ イサイ ト， ホル ン ブレン ドを主と して い て， それ を基 準に しては両 者は 区別で き ない．
両 者の境 界 部 付 近で は， 斑 状 変 晶 を持 ち， 片理の よく発 展 する ホル ン ブレン ド片 岩 中に， 片理 にそっ て， より塊状で斑 状 変 晶のない角 閃 岩様の岩石 レ ン ズ状に存 在 する こ とがある．
ま た逆に塊状の角閃岩中 に， 薄 く層 状に， 斑 状 変 晶 を持 ち片理 の明瞭な岩石 が存 在する．
これ らの観察か ら， 両 者は漸 移し， ア ル バ イ ト 班状 変 晶を持つ ホル ンブレ ン ド片 岩は，
角 閃 岩 体の周 辺 部が せ ん断 されて形成 さ れ た と考え られ る．
三 波 川 変 成 帯の ア ル バイ ト斑状 変 晶の成 因 は よ く わ か っ てい ない が，
TORrt’
Mi （工975）の研 究に よれ ば， 少 な く と も その粗 粒 化に は，
岩石の流 動 変 形が大き な役 割 を 占めてい る。
角閃岩 体 周辺で せ ん断 を 受け易い 部 分に ア ル バ イ ト斑 状 変 晶が存 在 する事は， 彼の考え方と調和 的で あ る．
肉ぶち 谷に は さ らに， 上述の 露 頭で角 閃 岩と漸 移 する 粗 粒 なアル バ イ ト斑 状 変 晶 を持つ岩石と似た 岩 石が あ る・
この岩石 は泥質岩に よっ て角閃岩 本 体と切り離さ れ てい る が， あ るい は片理の強 く なっ た角 閃 岩かも知 れ な い，
以 上 1）〜
7）まで の岩 型は角閃岩 体内 部で 目立つ 岩 型 や 分布の広い岩 相である，
これらは岩石の全 岩 化学組 成 以 外には直接に原 岩を推 定 する乎がか り を 与 え ない．
し か し角閃 岩 体 内 部に は， 緑 れん石 角閃岩 がグラニ ュ ライ ト相の変成岩で あ り， ま た さらに以 前に は分 化したは ん れい岩で あっ たこ と を 示 す 組 織 や構造 を残して いる岩 石 がある．
ロ・
原岩 の組織・
構造 や残留鉱 物 を持つ岩石 五 良津や東 平の角 閃 岩 体の大 部分は緑んれ 石角 閃 岩 相 の鉱 物 共生開係を持っ てい る が， その一
部， 特に肉ぶち 谷か ら二 つ 岳の稜 線に 至 る 地域では塊 状で かつ 緑れん石 角 閃岩 相の変 成 を 受ける 以前の生 成条 件を残 留 組 織や残 留 鉱物と して保存してい る岩石が よ く産 する．
これらの 岩 石は し ば し ば転 石と し てのみ見 出さ れ る が， これらが 角 閃 岩 体よ り来た もの で あ ることは疑 う余地 が ない．
残 留 鉱 物の性 質か ら， 角閃岩 体 が以前に グ ラニ ゴラ・
イ トで あっ た こ と が言え る岩石が ある。
最近横山 （1975） に よっ て肉ぶち 谷で発 見 され た 転石では， 斜 長石』
（AN 91）， 単 斜 輝 石， 斜 方 輝 石から なる層 状 岩 石が，’
ざ ぐ ち 石一
緑れん石角 閃 岩に 移 化し てい る．・
ま た岩田が卒論調査中に発 見し， YoKoYAMA and MoRI （1975）に よっ で
記 載 され たス ピ ネル を含む岩石 で も
，
グ ラニ ュ ラ イ ト相 で安 定で あっ たス ピ ネル とAlaO3
に審む輝石 と が 反 応 し て，
東 赤石山のざく ろ石単斜輝石 岩ま た はエ クロ ジ ャ イ ト と同じ 元素分配に従うざく ろ石 と輝 石を形 成 して い る．
これ らの岩石が 以前グ ラニ ュ ラ イ ト相に あ．
っ たこ と は， 鉱 物 組合せ だけ で な く， 共 存 する 2種の輝石間のFe−
Mg 分 配，
Ca
に関す る組 成 間 臨 輝 石 中の Al203 な どに はっ き りと記 録さ れてい る，
ま たゾイサ イ トやホ ル ン ブレ ン ドを持つ粗粒な塊状岩の中には， ホル ンブレ ン ドの中心部に6
％のAl，O
，を持つ単斜輝石 が残 留して い て，
その岩石が 多分グ ラニュ
ライ ト相にあっ た ら しい こ とを 示 してい る （あ るい はAI203の量は原 岩が グ ラニ ュ ライ ト相にあっ た とい う説 明と調和的で あ る）．
Al20，に 冨ん だ輝石がホル ン ブレ ン ドに置換えられ て い く過 程 は， 薄 片 観 察に よっ て復 原 することがで きる， ほ と ん ど 輝石 で ホル ンブレ ン ドを含ま ない場 合か ら， 輝石のへ き 開にそっ て ホル ン ブレ ン ドが生 長し， つ い に は輝石の仮 像を持っ た ホル ン ブレン ド集合体とな る．
輝 石が全 く消 失し粗粒な ホル ン ブレ ン ドのみ （FerMg 鉱 物と して は） になっ た 岩 石で も，
輝 石の外形は塵 状の包有物の配列に よっ て 識 別 で き る こ と が あ る，
こ の ようなグラ＝ ユ ライ ト相の輝石の ほ か に， 緑れ ん 石角閃岩 相で の変 成 作 用で 形 成 されだオン アァ ス輝 石一
透 輝石系列の輝 石が存 在 す る が， それらはざ くろ 石と輝石間の Fe−
Mg 分 配か ら見 て， グラニュ
ラ イ ト相の もの で は あ り得ない （BANNO ，204 坂 野 昇 平
・
横山一
己 r 岩田 修、
・
寺 島 進 世 意 1976−
＄ 1970）。
この種の低 温の輝石は， 片理 の 発 達し た 岩石に も産 する上に， ざ くろ 石 と輝 石が平 衡にある組 織を示 す もので， グ ラニ ュ ラ イ ト椙のそれ と容易に区別 で き る・
この よ うに顕微鏡観察 や 鉱 物の化学組 成か ら， 角 閃 岩 体は 三波川変成を受け る 以前に グ ラニュ
ラ イ ト相の変 成 岩であっ たこと が確認で き る．
しか し鉱物は一
旦 グラニ＝
ライ ト相で平 衡に達した可 能 性が強い から， グラニ ュ ライ ト相 以前の状 態は鉱 物の分 析で は推 定でき ない．
角 閃 岩 体が変 成は んれい岩か否か は， グラニ ュ ライ ト相で の再 結 晶の影 響 を受けない ものを 通して でない と判 断で きない．
以 下にの べる ように， 野 外で の露 頭の観察や 標 本の 肉眼 的観 察で，
グ ラニ ニ ライ ト相 以 前に形 成 され た らしい 構造が みられ る．
図版 1は標本の写真で，A
は はんれい岩ペ グマ タ イ トぼ
と思わ れ る岩石，
Bはその 近 接写真で ホ ル ン ブレン ドの 中に単 斜 輝 石 が 残 留して い るこ と を 示す・
白色 部はゾイ サイ トを主 とし， 少 量の単 斜ゾ イ サ イ ト， ホル ンブレ ン ド， パ ラゴ ナ イ トを伴い ， 本来 斜 長石 を主と した部 分で あ る．
この岩石は輝石＋角閃石集合 体の大 き さを 主 な理 由にベ グマ タ イ ト と し た が 斜長岩の申に輝石岩がス ラン ピングで入 りこん だ とい うこと も否定は で き ない．
ペグ マ タイ ト とみなすと， その有 色鉱物は ホル ン ブレ ン ドで あ るのが普 通で， 図版B にみ ら れ る単斜 輝石は初 生 的 な ホル ン ブンン ドが グ ラニュ
ライ ト相で一
旦輝 石 化し たも の か も 知 れ ない．
図 版 1の G は黒 色 部 （ホル ン ブ レ ン ド を 主 とする）と白色部 （ゾイサイ トを主とする）の関係 を示 し たもの で，
黒 色 部に次 第に 白色 部が多くな り， 片 麻岩 状角閃岩になっ て， 再び突 然に あ るいは 不 連 続 的 に 黒色 部に なっ てい る様 子 を 示 す・
黒 色 部は輝 石に冨む 層，
白 色 部は斜 長 石で あっ た部分とする と，
これ は玄 武 岩 質マ グマ がマ グマ 溜 りの 中で結 晶 分 化 作用 を行っ てい た時期の級 化 層 理 を あ らわして いるもの と見ること が で きる．
はんれい 岩 体 中にあ る級 化 層理 はSKAERGAARD
貫入岩体を始め 多 くの岩 体で知 られて いる （WAGER andBRowN ，
1968 ；WADswoRTH ， 1973）．
図 版D は ゾイサイ ト岩の標本写真で，2cm
に近い 藍 晶岩 結 晶が 生 成して い ること を 示 す・
図 版1
は露 頭写真で あ る．A
はゾイサイ ト岩 中に ホ ル ンブレ ン ド岩の産 する様子 を 示す・
こ こ で は は っ き りと し た級化層理 は見 られない．
B は， ホル ン ブレ ン ド岩と 粗粒で塊状の ゾイサイ ト・
ホ ル ン ブレン ド岩が互 層して 産 する様子 を 示 す．
C は 級化層 理 に 由来 すると思わ れ る 岩型の変 化が一
方 向に くり返 し てい る様子 を 示 してい る．
これ ら は変 成 作 用に よ る変 形 をあ まり受けて いない 岩 相を表 わ してい る戸ミ， D はBま韋
はC
に類似し た互層
が変成 作 用に よる変 形， 特に組 成 縞に平行 なせ ん断に よ っ て変 形 された様 子 を示し て い る．
これらの事 実か ら， 角閃岩体は初め層 状は ん れい岩
体
であ り， 後に構 造を あ ま り変 化さ せ ないで グ ラニ＝
ライ ト相の変 成 作 用を受け， そ れ が さ らに緑れん石角閃 岩相 の変 成 作 用を受 けた岩 体で あぐ
と結論さ れ る．
は ん れい 岩の形 成 期や グ ラニ ュ ラ イ ト相 で変 成塗
受 け た時期の温 度・
圧 力 条 件は， 近い将来横山によっ て詳しく報 告 され る予 定である．
角閃 岩体 周辺の ホ ル ン ブレ ン ド片 岩に は， しばしば電 気石が存 在し， そ れ らが海 水 中で の堆 積 岩 あるい は海 水 に浸っ た岩 石 が 変 成 された もの であるこ とを 示 すが， 電 気 石は角 閃 岩 体か らは見 出さ れてい ない．
こ の こと は 角 閃 岩 体が変 成は んれい岩 体である とい う考えに都合が よ い．
また角 閃 岩 体 中に は， 周辺部を除く と泥 質 岩を は さ ま ない こともこ こ に述べ た考えに都 合がよ い・
周辺部に 時に はさま れ る泥 質 岩は， 岩 体の境 界が不 規 則 な場 合 （五良 津 岩 体， 東 南 方 ）， 断 層の ある場 合 （東 平 岩 体 西 南 部，
国領川沿い ）のほか は， 周辺部で角 閃 岩とホル ンブ レ ン ド片 岩の区別 が 困 難 なため におこる見かけ上の もの で あろう．
変成はんれい岩 体モデルでは説 明 しに くい岩石 前 節 まで の考察は当地 方に存在する角閃 岩体，
特に五 良津 岩 体は， 変 成は ん れい岩 体と考え ると， その岩 石 学 的な，
ま た 地 球 化学的 な特 質を説明で きる こ と を 示 し た，
し か し一
方で は，
この考え で は説 明し難い事 実 もい くっか残っ てい る・
大理 石の存 在はその ような 事 実の最 た る もの であ る・
これにつ い て現 在 我々が言 え る こ と は，
角閃岩体 が 変 成はんれい岩 体である ことは最 早 疑 う 余地 は少ない から， 大理石の存在は， そ れ を前 提と して 説 明さ れ るべ きであ る とい うこ とだ けであるゼ
大理石は 角 閃 岩と共に褶 曲して いる か ら， 褶 曲以前に角閃岩 体に 存在していた はずで あ る （秀，1961
）．
大理 石は は んれ い岩を作っ た分別結 晶 作用の後期に 生 じ た流 体か ら沈 殿 した炭 酸 塩に起 源 を持つか， あるい は いつれか の時 期の 交 代 作 用に よ るもの で あ ろ う．
成 因の説 明がつか ない鉱 物 と して は，SHIBATA
（1972） が 記 載した東 赤石 山か ん ら ん岩 体に産 する硬 石 膏 が ある．
SHIBATA はかんらん岩 と角 閃 岩 を一
括 し て超 苦 鉄 質 （〜） 複 合 岩 体 と して 扱 い ， 火成 岩 起 源と し て い るが， 硬石膏の成 因に説明を与 え て はい ない・
東赤石山か ん らん岩 体に は ほ か にもかん らん 石一
方 解石岩 も存在 し， こ の 場 合に もCO
，の 起 源’
地質 雑 82 （3
） 四風 中 央 部三波川変 成 帯の緑れん石角 閃 岩 体の成 因 205 は説明で きない，
東赤 石 山か ん らん岩体が貫 入時に蛇 紋 岩で あっ た可 能 性 （YOS削 NO ，1961
）は 今否 定 する こと は でき ない が，
か ん ら ん岩体は蛇 紋 岩を経ていない とい う立場に立てば，
かん らん岩 体， は んれい岩体共に方 解 石 を 沈 殿 させ る交 代作 用を受 け たが， その機構は不 明で ある とい うことになる，
角 閃岩体周辺部で の漸 移 的 な岩型につ い ては前に の べ た
．
東平角閃岩体北端で黒 雲母片岩 中に夾 在する1
〜
2m の厚 さの塩 基性 変成岩の成 囚 も ま だわ か ら ない・
こ の よ うな 中闇的岩型の理解の た め に は， ホル ン ブレ ン ド片 岩 の組 成縞の状態の理 解 が不足し てい る・
別 子 鉱 山第 4通 洞の角閃岩体の北 側の黒 雲母片岩 中に径 30cm 位の塊状 かつ 角閃 岩 状の薀 基 性岩の球状 岩 体があ り， その周 囲に 反応 帯と して生 じた黒雲母が密集して い る （こ の岩石 がMILLER
et al．
， 1961，
に よっ て年代 測 定に使わ れ た）．
こ の岩 石は角 閃 岩の破片が周 囲の黒 雲 母 片 岩に取 り込 ま れ た もの と考えられる から， 角閃 岩体北 側に存 在 する小 さな 正体 不 明の廃 基 性 岩の中に は，
角閃 岩の破 片が 固体 貫入時また は褶曲時に周辺の岩 石の 中に と りこま れ た も の もあ るか も知れない．
この よ うに角 閃 岩 体は変成はん れ い岩 体であ る とい う 考えで は説 明困難 な事実がい くっ かあるが， それ ら は変 成は んれい岩 体 説 を直接否 定する もの ではない．
角閃岩体の 成因角
閃
岩 体 や その周辺 の変成岩につ い ては， その相 平衡 を中心 と し た面 だ けにつ い ても，
ま だ解 明さ れてい ない’
t と が多い・
それ で も 四国 中央部の相 平 衡に基づい た変 成 岩 研 究は， 三波川帯の他の地 域のそれ と比べ れ ば 比較 的 進ん でい る．
角閃岩の成 因を周 囲にある普通の変 成 岩 と関 連づ けて説 明して み よ う，
そうする こ とに よっ て， 我々が何 を 知 らないか も明瞭にな る だ ろう・
三 波川変 成 作 用を受 け る以 前の角 閃 岩 体の状態につい て の叙述 は，
横山の現 在 進 行 中の研 究に 基 づいて い る．
角 閃岩体は層 状ほんれい 岩 体であっ た
．
その結 晶分 化 作用 は 比 較 的高い圧 力 （12−
18kb ）で起こっ た．
こ の圧 力 値は 40km よ り深 く，
した がっ て層 状は ん れい岩体は“
地向斜堆 積tm
’
i
の 中で形 成さ れ た もの では なく， マ ン ト ル最上部， 圧力推 定の誤差を見 込めばあるい は 地殻 最 下 部で形 成さ れた．
このは ん れい岩 体は， その後さ らに グ ラ＝ ＝ ラ イ ト相 の変 成 作用 を受けた．
こ の変 成 作用 は，
は ん れい岩 体の一
部にその影 響 を 与え た とい うよ りも， 岩体 全 体 を再 結 晶 させ たもの ら しい．
こ の グラニ ＝ ライ ト相変 成 作 用は 広域 変成 作 用 と考えて よ い で あ ろう．
そ れ はペ グマ タイト状構造， 厚い ア ノ tr
一
ソ サ イト層， 粗粒なは ん れい岩構 造，
級 化層理 な どの巨 視 的 構 造は破壊せず， 鉱 物の平 衡 関 係だ けに影響を与えた もの ら しい．
は ん れい岩の鉱 物 は全てこのグラニ ュ ラ イ ト相の変 成で再 結 晶したか否か はわか っ ていない・
他形の ス ピネル を粒間に析 出して い る輝石 岩， ス ピネル を離 溶し てい る輝 石な ど は， あるい は， はんれい岩 形 成 時の化学組成に近い組 成を保っ てい る か も 知 れ ない・
こ の よ うに角閃岩 体は グ ラ＝＝
L ライ ト 相の変 成 作 用を受 けて い て， それ は 通常の三波 川 変 成 岩 の原 岩の堆 積以前に起こっ て いた は ず で あ り，
し たが っ ては ん れい岩 体は地 向 斜の初期火成活 動の産 物で もな く， ま た変 動時に貫 入したマ グマ か ら形成さ れ たもの で ない こ と は明 瞭である。
グ ラニ ュ ラ イ ト相で変 成 され た は ん れい岩 体は ， さ ら に 三波川 変 成作用を受 けて現 在 観 察さ れ る鉱 物の大 部分 を形 成 した．
し た が っ て変 成は んれい 岩体は， 三波 川 変 成作用の最盛期 以前に， 秩 父 累層 を原 岩とする 三波 川 変 成 岩 中に貫入 し，
自ら も 三波 川 変 成 岩になっ た・
こ の岩 体の貫 入温 度は7
〜 800℃ よ り も低か っ たので， それは 固 体 貫入岩 体で ある・
貫入にあ たっ て， 岩 体に浮力が働 いた とは考え られない か ら，
岩体は 三波川 帯の左黄臥褶 曲 形 成 時に， いわ ばもみ込ま れ る よ う な形で貫入 して き た もの らしい・
こ の場 合 intrusionよりもemplace とい う 語を使いたいが， 後者に適 切な訳 語が思い 当たらない の で，
貫 入 とい う言 葉を使い続 ける．
角 閃 岩 体で現 在みられ る鉱物共生関 係は大 部 分三波川 変 成 作 用に よ る もの で あ る・
その変 成 温 度は ア ル バ イ トー
緑れ ん 石角閃岩相で あ り， 変 成 相 とし ては 周 辺 に あ る泥 質や塩 基 性の変成 岩の そ れ と同じ であ る．
その生成 温 度とffi
力は，
今の ところ，
ゾ イ サ イ トー
藍晶石一
石 英 の組合せの存 在，
ざく ろ石一
単 斜 輝 石 間の Fe−Mg
分 配， で しか測ることができ ない．
東赤石 山か ん らん岩 体で の 共 生 関 係 も五 良津 角閃岩 体のそ れ と同じ温 度・
圧 力を表 すとすれ は， さ らに単 斜 輝石一
斜 方輝石一
か ん らん石 間 のFe−Mg
分配， 斜 方 輝石一
ざく ろ石の平 衡 な どが利用 で きる・
これ らの指 標で測 られた温 度・
圧 力 は 全て 400 〜550
°C ，7
〜13kb
となるが，
この温 度・
圧力の見 積り はあま り精 度がよ く ない上，
塩 基 性 岩に対 して は泥 質 岩 の温 度 推 定 と異 なっ た指 標 を用いなけ はなら ないた め， 角 閃 岩 体と周 囲の黒 雲母片 岩の溜 度の 大 小関係の情 密 な 比 較は で きて い ない・
岩 体 周辺部の ア ル バ イ ト斑 状 変 晶 を持つ 角 閃 岩は ， 現 在の地 質 構 造 が 形 成 され た時期には206
坂野昇 平・
横山一
己・
岩田 修・
寺島 進世意 1976− 3
周囲の黒雲母片 岩と同じ温 度にな っていたであ ろ う・
角閃岩体の中に記録されて い る 三波川 変 成 作 用に は， 三波川変成のい ろいろ な時期
の ものが あ る．
た と え ばオ ン フ ァ ス 輝石を持つh
’1
石で は， ざく ろ 石一
オン フ ァ ス輝 石一
ル チ ル より成る時 期に ひ きつ づき，
ア ルバ イF
緑 れん石一
ホル ン ブレ ン ド になる時 期が あ り， さらに緑 泥 石 やスヘー
ンを生 ずる時 期 を経てい る．
最 後の鉱 物 共生 関 係はおそ らく三波川帯の上昇に ともなうもの で，
2番 目の共 生 関 係は黒雲母 片岩の形 成と同時の も の で あ ろ う．
エ クロ ジャ イ トか ら繰れん石角 閃 岩へ の変化が黒雲 母 片 岩の生 成 温度で行な わ れ た か ど うか は わ か らない・
つ ま り現 在位 置に貫入 す る 以 前に すで に黒雲母 片 岩 に 伴っ てい たの か， あるいは グ ラ＝ ユ ラ イ ト相の 岩石が， 現在 位 置に貫 入した時に初め て三波 川 変 成 を受 け たの か は，
今の ところ決定でき ない．
以 上が鉱 物共 生 関係と岩石の野外観察か ら導か れ る角 閃 岩 体の成 因 論である．
グラニ ュ ライ ト相の変 成作 用を 受 けて い る点を考え る と， こ の岩 体は 三波川変 成帯と し ては異 質な 岩 石で C‘
秩 父 地向斜”
の岩石では な い．
この 岩体とおそ ら く類 似した温 度 履 歴 を持つ 東 赤石山かんら ん岩 体が， 三波川 帯に運び 込 ま れ る 以前に｝ 三波 川 帯に 対 して どの ような位 置にあっ たか は，
今の ところ想 像の 域を出ない．
いずれ に して も，
そ れ らは一
種の羞 盤岩 類 で あっ た と みなして よい．
は ん れい岩 体を作っ たマ グマ の 化学的性 質は，
そ れか らマ グマ の貫入 した場所の地 質学的環 境を推 定で きる 程 に は わか っ ていない．
しか しその温 度・
圧 力 履 歴か ら見 る と，
マ グマ の貫入場所 と して，
MIYASHfRO 6‘畆 （1970） が 大 西洋中央海嶺の岩石学的 モ デルで提 唱した海 嶺 下の 異 常マ ン トル が候 補の 1つ にあげ られ るで あ ろう．
こう 考え る と，
マ グマ の固結 後p’
はんれい 岩体 が グ ラニェ
ラ イ ト相の変 成作用を受け てい る こ とも容 易に説 明で き る．
．
三波川変 成 岩の原岩は下 部にその ようなマ ン トル を 持つ場 所に堆 積したの か も知れない。
三波f
［1
変成帯に おける緑 れん 石角閃岩 体の位 置 角閃 岩体は三波 川 変 成帯 で最 も温度の高い部分 に存在 する．
刎子 地域ではBANNO
（1964）の 研 究があるめみ で，
変成相と し て し か変成度
は とらえ られ ない が，
東方 の佐々連鉱 山附
近の猿 剛 日午
見 川断 面では変成温 度は 連 続量と し て と ら え られでい る．
後 者と別
子 地 域の変 成 度発布 を庇較
す ると；「
角 閃 岩 体は KURATA and
・
BANN6
（f974）
bc
帯の 高温部
，重
野 （1975）の 黒雲母帯の高 温 部に貫 入して いる．
猿虫川一
汗 見」［［断 面で も』
S∴2 試錐コ アは角閃 岩が存 在し， その周 囲に五良津岩 体 周辺 と岡じ粗粒な 黒雲母片 岩を伴っ てい る ド 四国三波川帯に は北か ら南へ 向か う大 規 模な横 臥 褶 曲 が あ り （秀・
吉 野・
小 島， 1956；KAWAGm ，1968；秀， 1972）， 変 成 温 度の最大の地域は褶 曲の軸部に近い と ご ろにあ る．
黒 雲 母 帯に局部的熱源 が存在 しなければ， こ の ような 温度構造は褶曲に よっ て しか説 明できない．
島 所 的な熱源とな り得るのは か ん らん岩 体 や 角閃 岩 体であ る．
別子や 五 良津付近では 変 成 温 度の極大 はこれ ら の 岩 体の 存在 する場所にあるか ら》 こ の地方で は局 所 的 熱 源 を直ちに否 定はで きない．
猿田 川一
汗 見川断面で｝ま， た し か に角閃 岩や 蛇 紋岩は存 在す るが， 角閃 岩は地表で は 知 られて お らず試錐に よっ て 30m 位の幅の もの が検出 さ れ た程 度で ある．
それに対し て高 温の鉱物帯はKURA−
TA and BANNO （1974）の断 面に示 さ れ る よ うに層 状に連 続し， 断続的 に存在するグ ラニュ
ラ イ ト相 以下の温 度に あ る岩 体で説 明で きるようなもの では ない・
さらに温 度 構造の逆 転は場 所によっ ては中央構造 線か ら清水構 造帯 に至る広大 な 地 域に認め られ る （坂野・
鳥 海・
東野， 1975）ので、
現 在の変 成度の分 布は大 規 模な横 臥褶 曲に よっ て決定 さ れ た もの と考えた方がよさ そ うである．
温 度 構 造の成 因は こ こ で十分に論ず る準備 がで きて い ない が，
横 臥褶 曲は変 成 帯 がまだ 変成 作 用を受けてい る聞に 起こり，
櫂 曲形 成 後， 変 成帯は冷 却を始め る と同時に上 昇を開 始した と考えられる （東野，
1975）．
角閃岩体の貫入は， こ の横 臥褶 曲時に起こっ た もので あ ろう’ 束 平・
五良 津あるいは東赤石 山の ような巨大 な 岩 体は，
固 体 貫 入を行なっ ても岩体 内 部に は せ ん断や褶 曲の及ぼ ない部 分も あ り，
せ いぜい片 麻 岩 状角 閃 岩 を形 成し た に と どまっ たが， 岩体周 辺部で は周 囲の ホ ル ン ブ レ ン ド片 岩 と似たアルバイ ト斑 状変 晶を持つ 岩石 を作る 程 度に変形・
せ ん 断を 受け た・
ま たS身 試錐にみ られ る よ う な 小 さ な 角閃岩体の破片 もP
つ くられ たで あ ろう，
五 良津岩体周辺で泥 質 岩のア ル バ イ ト斑 状 変晶が巨 大化 す る傾 向が あ る が，．
こ れは角閃 岩体が流 動 変 形の強い 部分 に貫入し てきてい る ため であろう・
角 閃 岩 体 周辺1 特に 岩 体 北 惻の黒雲母 片岩は，
黒 雲母 が大き な鱗片 を作 る之 と で一
般 め黒 雲 母 片 岩と肉 眼 的にち がっ てい る が 广 これ は黒雲母片 岩が角閃岩体貫 入あ潤 滑 剤の役 割 を果た した た あ ではないだ ろ うが．
層
小 さ な角 閃 岩体は貫入に伴 う変 形で片 麻 岩状構造を持たな くなる程 度まで変 形さ 鷲 る ら じい．
別 子 山村瀬場 谷上流に分 布する塩 基 性 変 成 岩を角 閃 岩体と見な すか否が について は， 古く か ら意覓
ぶ勞か れてい るが，
「
我々 の観 察で はそれ は激じ い変 形を 受 けた地質 染臼…
82
（3
） 四国 中 央 部三波川 変成 帯の 緑 れん石 角 閃 岩 体め成 因 207角 閃 岩である
．
角 閃 岩 体 を現 在 位 置に もたらした横 臥 褶 曲は巨 大 な も
の であっ た に 違い な い
．
その 根の 部 分は， KAWACHl（1968）， 秀 （1972）
，
KuRATA and BANNo 〈1974）な どの断 面か ら見ると中央構造 線よ りずっ と北にあっ た ことに な る
．
もっ と も褶 曲の方 向は変 成 鉱 物の相 平衡では定め られない し， 現 在 知 られてい る変 成 度の分 布には北か ら の横 臥 褶 曲で は説明しき れ ない もの も あ る．
別 子一
五 良 津 地 域の角 閃石 は古 くから研究され てい る が， 他の地 域に も類 似 した 岩 体 が 存 在 す る・
ISHIMOTO （1973，74
）は 八幡 浜地域で 五良 津 角 閃 岩と類 似し た岩 石 が， 小 歩 危 層 と断 層で接し て産 するこ とを 報 告した・
こ の角閃 岩に は エ クロ ジ ャ イ トの共 生 関 係があ り， ざ く ろ 石と輝石の Fe−
Mg 分 配 係 数は約7
で東 赤 石 山か ん らん 岩 体に含ま れ るそれ と よく似て い る・
た だ四国 中央 部の 地質と比べ る と角閃 岩が小歩危層と断層で接 するのが や や不可 解で ある．
角 閃岩体が直 接 小歩危層に貫入 した と する と， 四国 中央 部の熱史の解釈も多少変 更せねばな ら ない・
四 国 申央 部で は銅 山川屈 曲部の藤 原部落 附 近の 蛇 紋 岩 体 中に変 成は んれい 岩 が あっ て，
鉱 物 組 合せ は単 斜 ゾイサイ トー
ホ ルン ブレ ン ドで 三 波川変成 帯高灘 部で安 定 な 組 合せ で ある．
大局的に は五 良 津岩体 な どに似た成 因を持つの で あ ろ うが，
温 度 履 歴は 多少 違っ てい るか も 知れ ない，
中部四国で は， 白髪 山の か ん らん岩は東 赤石 山 とほぼ同 位 置に貫 入し てい る．
変成はんれい岩か も 知 れ ない岩 体と して は， 徳 島 市 眉 山 南 方のバ ロ ワサ イ トを 持つ や や 塊 状の岩 体がある （IWASAKI， 1963），
中 部 地 方 の渋 川の角閃岩 （SEKI， AIBA and KATo ， 1969＞ も恐 らく この論 文で使っ た意 味での角 閃 岩であ ろ う
，
こ うして みる と， 角 閃 岩 体は単に別 子 地 方に のみ産 する岩 相で は な く， 広 く三波 川 変 成 帯に分 布 する可 能 性があ り， それ らの温 度 履 歴， 構 造 的 位 置が 明 らか に なると，
三波 川 変 成 帯の成 因の解 釈がもっ と具 体 的になっ て くるで あろ う．
ま と め この論 文では， 五良津 や 東 平の角 閃 岩 体は 三波川変 成 帯に固体 貫入 した岩 体で あ り，
そ れ らは元 来 層 状 分 化は ん れい岩 体で あっ た ものが 三波 川 変 成 時 以 前に グ ラニュ
ラ イ ト相に変 成して いた もの であること をの べ た．
ま た これ らの岩 体は 三 波川変 成 岩とは原 岩として は異質であ り， 三波川 変 成 帯の大 規 模 なナッ ペ 構 造の形 成 時に現 在 位 置に貫入 した もの と考え ら れ る・
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