三波川変成岩の構造地質学とキースラーガー鉱床 I. 母岩としての三波川変成岩の構造地質学

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原郁夫

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1. はじめに

四国三波川帯のキースラーガー鉱床の研究は，「四国の銅鉱石生産量は，1960年代なかばを境として減少にむかい，1972∼1973年の大久喜鉱山・基安鉱山・白滝鉱山・別子本山鉱山・筏津鉱山の閉山とともに急激に衰微し，1978∼1979年の新宮鉱山・佐々連鉱山の閉山で，金属鉱業は実質的に終息する」(須鑓ほか，1991)のと対応するようにして，1970年代末には，新しい視点による情報獲得のための現場を失った．このため，その母岩である三波川変成岩の岩石学的研究・構造地質学(構造岩石学)的研究が，全く新しい段階に入った1980年代には既に，それに対応したキースラーガー鉱床の現場での観察を通しての研究は不可能になっていたのである．小島ほか(1956a)には，「四国三波川帯におけるキースラーガーの層序学的位置」と題する論文がある．その中で，小島ほかは，「キースラーガーは…緑色片岩・石英片岩中，あるいはそれに接して存在する」と記載し，「キースラーガーについて，その形態の違いを考えずに，それらが三波川結晶片岩系の中のどんな層準にくるかということをしらべた．その結果，キースラーガーの層序上における消長が，地向斜時代における海底火山活動の消長に一致していることを知った．また，キースラーガーを胚胎する部分の岩相の特徴から，キースラーガーが，原地向斜の海底火山活動による火山砕屑物質とそれに伴った化学的沈殿物質から変成した部分に胚胎されていることを知った．これらの考察から，三波川帯のすくなくとも大部分のキースラーガーの原物質は，地向斜海底火山活動によって供給されたもので，いわゆるExhalationslagerstaettenをその原形とするものと解される」とした．そして，都城(1965； Miyashiro, 1973)はまた，キースラーガーの母岩となる緑色片岩(塩基性片岩)について，「古生代の中期以後さらに厚い地向斜堆積物を生じた．ほぼ現在の三波川変成帯の位置やその近くに火山列島があって，eugeosyncline性の堆積物を生じた」，「The abundant extrusion of basalitic rocks of the non-sequence type ophiolites in this belt [三波川帯] is simultaneous with the late Palaeozoic sedimentation in the geosyncline [本州地向斜；上田・都城, 1973]」と述べ，三波川変成作用については，ジュラ紀−白亜紀まで続いていたとして，「The Sanbagawa metamorphism is the crystallization not of the contemporaneous geosynclinal sediments but of their basement」と考えていた．日本においては，陸域と海域の関係(問題−A)は，1960年代末にはプレートテクトニクスの言葉で捉えられてきていたのである(e.g.Matsuda & Uyeda, 1970)が，飛騨帯より南三宝山帯までの領域の堆積体の起源(問題−B)については，1970年代は，地向斜造山論の枠組み(本州地向斜)で捉えられていた．本州地向斜領域が，プレートテクトニクスの言葉で理解されるようになったのは，石賀 (1984, 第9図)による丹波帯における二組の地層群ナップの記載＝陸源性堆積物，遠洋性堆積物，オフィオライトに関する時代情報がきっちりと整理された付加体層序の記載からであった(原, 2009参照)．そして，今日においては，「many studies have established that Besshi-type deposits are ancient counterparts of modern volcanogenic massive sulphide (VMS) deposits related to mid-ocean ridge volcanism」，とNozaki et al.(2013)によって記されることになる．

したがって，三波川帯のキースラーガー鉱床が，プレートテクトニクスを背景にもった眼で現場観察されることはなかったのである．この論考が，このような制約のもとで纏められたものであることに，まず理解を頂か

Structual Geology of the Sambagawa Metamorphic Rocks and Kieslager Deposits

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I. Structual Geology of Sambagawa Metamorphic Rocks as Country Rocks of Kieslager Deposits −

By Ikuo H

ARA*

2016 年 8 月 22 日受付，同年 8 月 30 日受理

*_{広島大学名誉教授}_{(Hiroshima University)}

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なくてはならない．本稿が第一の課題としたものは，小島ほか(1956a)による「四国三波川帯におけるキースラーガーの層序学的位置」を，今日における三波川変成岩の岩石学的・構造地質学的研究の成果＝ subduction-exhumation processesの解析結果を背景にして，再考してみようとするところにある．この議論のためには，まず，キースラーガー鉱床の母岩である三波川変成岩の形成プロセスを，外帯の構造論の中で明らかにすることが必要であろう．それは，兼平(1977)・内田ほか(1981) によって総括的に論じられた，キースラーガー鉱床の探査を含めた諸問題の理解にとって必要不可欠な情報を齎すはずである．そこで，本稿では，キースラーガー鉱床母岩の構造地質学的研究の成果を概観し，次の第II報において，キースラーガー鉱床についてさまざまな角度から論ずることにしたいと考える．

2. 外帯の構造論的枠組み―並列構造論から

ナップ構造論へ

2.1.

地向斜造山論の時代第二次大戦後の地向斜造山論の時代において，西南日本外帯の地体構造は，一般に，北から南へ，三波川帯，御荷鉾帯，秩父帯北帯，黒瀬川帯を含む秩父帯中帯，秩父帯南帯三宝山帯，四万十帯と並列的配置を形成すると見做されていた．例えば，山下(1957)，Minato et al.(1965)，市川(1970)，勘米良(1977)，木村(1979)などの地史学・層序学の研究者による造山論である．変成相解析の研究者であるMiyashiro(1973)は，三郡変成作用の場であった本州地向斜において，その南半部に限定して重複するようにしてジュラ紀−白亜紀の三波川変成作用が起こっていた時，大陸斜面には海溝に位置する四万十帯から北へ，秩父帯，御荷鉾帯，三波川帯，高温低圧型変成作用を伴うマグマ・アークとしての領家帯が並列的に発達していた．低温高圧型の三波川変成作用は，三波川帯を変成温度が最高に達する軸として変成温度を低下させながら，秩父帯−黒瀬川帯(Banno, 1964)から四万十帯(関ほか, 1964)にまで及んでいた．中央構造線は，四万十帯の南に広がる海洋プレートと陸域(本州地向斜領域)が接するslab-surface faultの地下深部からの本州地向斜領域内への延長であるとする並列構造論を展開した．Banno et al.(1978)，Nakajima et al.(1977)もまた，三波川帯，御荷鉾帯，秩父帯という並列構造論を基礎に，三波川変成作用の広がりを論じていた．市川(1970)は，本州地向斜内で領家帯となる位置の南縁に地向斜基盤の露出を齎す上昇傾向の地帯(古領家帯)が発達し外帯と内帯が区分され，三波川変成岩はこの古領家帯に南側から引きずり込まれた古生代堆積体に由来すると説明した．古領家帯は，九州の領家帯南縁(Sakashima et al., 2003)と日立地域の阿武隈帯(Sakashima et al., 2003；田切, 2010)において，約 500Maの花崗岩類と変成岩類が発見されたことによって陸塊として確定している(原, 2014参照)．岩石構造・地質構造を解析する研究者である Kojima(1953)は，同様の並列構造論を記しているが，外帯の地質構造は南フェルゲンツを示すと記載し，それは領家帯の南側への衝上により引き起こされた南フェルゲンツの構造運動を反映したものであり，中央構造線と御荷鉾帯を，この構造運動の末期に運動の局所化に伴って出現した剪断帯であると説明した．御荷鉾帯については，小島が，御荷鉾岩類と周辺地質体との間に見られる構造不連続に着目した判断であった．Kojima(1953)は，「the subjects [小島の構造論] are discussed on the stand-point of “hard-rock-geologists”. The writer wishes “ soft-rock-geologists” would criticize the subjects with their data」と述べている．地向斜造山論の時代における，この二つの型の構造論の相違は，“hard-rock-geologists”による，次のような構造論において更に明らかになる． Koto(1888)は，関東山地の研究において，秩父帯の岩類/御荷鉾緑色岩類/三波川変成岩というように緩やかに重なる地質構造を明らかにした．このような累重構造は，徳田(1976)・原ほか(1977, Figs.19 & 20)・徳田・原 (1981)によっても確認され，御荷鉾岩類は，三波川変成岩の構造を切断する移動岩体(ナップ)であると記載された．三波川変成岩の上に御荷鉾岩類が重なる地質構造は，伊那地域でも，Watanabe(1974; 渡辺・河内, 1977, Fig.2)によって報告された．紀伊半島西部では，既往の多くの研究(岩橋, 1956, 1957, 1962, 1968, 1970; 平山ほか, 1956a, b, 1959; 中山, 1958, 1960; 神山ほか, 1964; 秋山, 1966；市川ほか, 1966；Hada, 1967)を総合して，原ほか(1977, Fig.14)によって，三波川変成岩を核にもち，御荷鉾岩類をマントルとする横臥褶曲(長谷毛原横臥褶曲)が，下底剪断帯 (長谷毛原−有田川構造線)をもって秩父帯の岩類に衝上する地質構造が記載された．そして，武田ほか(1977, Figs.6 & 7)・原ほか(1977)は，地質図を作成し，四国中央部池川地域では，三波川変成岩を核，御荷鉾岩類・秩父帯の岩類をマントルとする南フェルゲンツの横臥褶曲 (狼カ城横臥褶曲)を形成し，秩父帯の岩類(秩父帯プロパー；佃ほか, 1981)の上に衝上している．狼カ城横臥褶曲の上には秩父帯の岩類のナップ(中津山ナップ；佃ほか, 1981)が発達すると記載した(第1図)．四国西部八幡浜地域では，秀(1972; 武田ほか, 1977; 原ほか, 1977, Fig.1)によって，御荷鉾岩類は，三波川変成岩の上に重なり，南へ緩く傾斜していると記載された(原, 2008参照)．このような情報を基礎にして，原ほか(1977)は，次

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のような構造論を提唱した．「Kojima et al.(1968)は領家帯の古生界基盤は大陸性基盤であったと判断すべき資料を提供している．三波川帯の古生界基盤はどのような性格のものであろうか．みかぶ緑色岩類は，その岩石学的・岩石化学的特徴から，海洋性地殻の一部であることが指摘されてきた(e.g.Ernst, 1972)．この仮定にたてば， “三波川帯プロパー”は，海洋性地殻内部に押し込まれた，あるいは海洋性地殻の衝上を受けた―層面片理形成時でなければならない―古生代地向斜の部分ということになろう．みかぶ緑色岩類のブルツエルは三波川帯下底に向かってひろがっていたかもしれない」．三波川帯[低温高圧型変成帯]の形成位置は，古生代地向斜の中で大陸性地殻前面の海洋性地殻内に発達した巨大剪断帯である．このような推論にはまた，三郡変成岩，三波川変成岩などの低温高圧型変成岩に特に強く発達する層面片理の形成機構が，剪断変形によるとする原(1976)の研究が基礎となっていた．この時期にはまた，“hard-rock-geologists”は，秩父帯北帯−黒瀬川帯−秩父帯南帯の構成岩類のパイルナップ構造を各地で記載してきていた(横山ほか, 1979；佃・原, 1979；富永ほか, 1979, 1981；富永・原, 1980；佃ほか, 1981；槙坂ほか, 1982)．そして，このナップ構造論は，“soft-rock-geologists”によって，放散虫化石と放射年代によって付加体層序の確定へと引き継がれ，ナップ構造の構造論的意味の確定へと展開していくことになる (Ichikawa et al., 1990；須鑓ほか, 1991；Hara et al., 1992 参照)．それは，本州地向斜領域が，プレートテクトニクスの言葉で説明される過程でもあった(原, 2009)．

2.2.

プレートテクトニクスの時代御荷鉾岩類の時代は，四国東部において，岩崎ほか (1984)によって，御荷鉾緑色岩類に随伴するチャートから140-150Ma頃の年代を示す放散虫化石が発見されたことにより，ジュラ紀最末期∼白亜紀最前期の付加体であるとされた．関東山地では，地向斜造山論の時代に確認された緩やかに重なる累重構造が，downward younging age polarity

をもつ構造層序として説明されることになる：御荷鉾岩類の上に，秩父帯ジュラ紀付加体(e.g.小澤ほか，1985; 徳田, 1986；松岡ほか, 1998)が重なり，その上にペルム紀付加体(徳田, 1986)そして黒瀬川帯相当の岩類 (e.g.275Ma花崗岩・高温変成岩＝小野, 1983, 1985；低温高圧型変成岩＝平島, 1984)が分布する．御荷鉾岩類の下位に位置する三波川変成岩は，，約91-95Maの砕屑性ジルコンを含む(Tsutsumi et al., 2009)ことから，少なくとも白亜紀付加体としての低温高圧型変成岩である．紀伊半島西部で原ほか(1977)によって示された，三波川変成岩を核にもち御荷鉾岩類をマントルとする南フェルゲンツの長谷毛原横臥褶曲の衝上を受けた，低角度で北へ傾斜する秩父帯の岩類は，放散虫化石からジュラ紀付加体であるとされた(中澤ほか, 1987)が，その後その北端で，三波川変成岩直下の岩類(ぶどう石−パンぺリー石相の変成岩)からセノマニアンーチュウロニアンの放散虫化石が発見され四万十帯付加体であること，この地質体は南側では秩父帯ジュラ紀付加体の下位に連続発達することが明にされた(Hara et al., 1992, Fig.19)．そして，横臥褶曲核を構成する三波川変成岩の下部(沢カ内ナップ相当；Hara et al., 1992)から約77Maの砕屑性ジルコンが発見され(大藤ほか, 2010)，この三波川変成岩は，さらに若い白亜紀付加体起源の低温高圧型変成岩であることが明らかにされてきた．四国中央部池川地域で原ほか(1977; Hara et al., 1992, Fig.2)によって示された，三波川変成岩を核にもち，御荷鉾岩類・秩父帯の岩類をマントルとする狼ガ城横臥褶曲の衝上を受けた秩父帯の岩類(秩父帯プロパー)と横臥褶曲の上位に発達する秩父帯の岩類(中津山ナップ) は，放散虫化石からともにジュラ紀中期付加体であること(e.g.Hada & Ichikawa, 1982; Hada & Kurimoto, 1990; 松岡ほか, 1998)，ジュラ紀付加体中津山ナップの上位に，ペルム紀付加体ナップ(磯崎, 1991)さらにその上位に黒瀬川帯の岩類(クロリトイド変成岩；饗庭, 1982) ナップが発達することが明らかにされた．そして，秩父帯プロパー(仁淀川ナップ；Hada & Kurimoto, 1990)は，三波川帯の三波川変成岩(沢カ内ナップ)の下位にナ第1図四国中央部池川を通る三波川帯(沢カ内ナップ)−御荷鉾帯−秩父帯−

三宝山帯−四万十帯の南北地質断面図，YH:八幡浜−東祖谷断層，黒瀬川ナップ：ペルム紀付加体を含む [Hara et al, (1992)による，一部改変]．

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ップ(坂本ナップ)として広がる地質体であるとされた (Hara et al., 1992, Fig.14)(第1図)．

四国西部三瓶−大島地域の三波川帯−御荷鉾帯−秩父帯では，槙坂ほか(1982；Hara et al., 1992, Fig.8；武田, 1995, 第1図)によって，秩父帯の岩類の上に，三波川変成岩を核にもち，御荷鉾岩類をマントルとする南フェルゲンツの転倒褶曲(大島転倒褶曲)と，その上に秩父帯ジュラ紀付加体ナップ，黒瀬川岩類ナップ，陸棚相堆積体真穴ナップが発達すると読み取れる地質構造が記載された．外帯構造論において最大の難問は，黒瀬川岩類の地体構造論的位置であった．Ichikawa(1981; 市川, 1982)，Hada & Suzuki(1983)，Maruyama et al.(1984)， Faure(1985)，Isozaki(1987)，Hada & Kurimoto(1990)， Yoshikura et al.(1990)，磯崎・丸山(1991)は，黒瀬川岩類は，外帯付加体群と接合した一つの陸塊であるとした．これに対して，九州東部では黒瀬川岩類の下位に緩やかに秩父帯付加体/四万十帯付加体が分布する(園田・原, 1984)，四国中部のジュラ紀付加体中津山ナップの上には黒瀬川岩類ナップ/ペルム紀付加体が緩やかに分布する(磯崎ほか, 1991； Hara et al., 1992) (第1図)，紀伊半島西部では黒瀬川岩類ナップが秩父帯の岩類の上に重なる地質構造を形成する(前島, 1978)，関東山地では黒瀬川岩類ナップ/ペルム紀付加体/ジュラ紀付加体/御荷鉾岩類/三波川変成岩が緩やかな地質構造を形成する (徳田, 1986；Hara et al., 1992)，そして黒瀬川岩類分布域の南側と北側の秩父帯ジュラ紀付加体の年代に相違がない(e.g.石田, 1985；Ichikawa et al., 1990；須鑓ほか, 1991)ことなどから，原ほか(1987)・Hara et al.(1990, 1992)は，黒瀬川岩類は，外帯構成岩類の最上位に位置するナップであると説明した(第1図)．上記のような外帯構成岩類の地質構造についての総括における課題の一つは，黒瀬川岩類ナップのハイマートはどこにあるのかである．課題のいま一つは，沈み込み帯深部で高圧変成岩となってexhumeした三波川変成岩，と高圧成岩とはならなかった御荷鉾岩類・秩父帯の岩類・四万十帯の岩類の接合プロセスを地質構造から読み取ることである．後頁で検討される．

3. 三波川変成岩の地質構造

――連続体構造論からナップ構造論へ

3.1.

第一期の構造論四国三波川帯の地質構造についての第二次大戦後の一つの総括は，小島ほか(1956a)，秀ほか(1956)に見ることが出来る(原, 2008参照)．これは，「わたしたちが調査を進めるにあたっては，じっさい上，ほとんどすべて新しくやりなおさなければならなかった…別子鉱業所において調査課が確立されたのも，わたしたちの研究を始めた時期とほとんど同時であり，調査の多くの部分は同調査課の課員の方々と共同してなされた」(秀ほか, 1956)結果であった．地向斜造山論で考える小島ほか(1956a)は，このような調査によって，三波川変成岩について，上位から順に，大生院層/三縄層上部層/三縄層主部緑色片岩層/三縄層下部層/小歩危層/川口層/ 大歩危層/西祖谷層群と重なる層序を提唱した．しかし，小島ほかが，西祖谷層群と上位の地層との間の境界としたものは，後に，山根・原(2003)によって，地すべりの結果としての構造不連続面であるとされている．小島ほか(1956a, 第2表，第1図，第2図，第3図)は，上記のような層序区分の上に，四国三波川帯に分布するキースラーガー鉱床の層序学的位置を記した．別子本山鉱床，筏津鉱床，白滝鉱床が分布する位置の小島らの調査結果を示す地質図と地質断面図は，秀ほか(1956，第 3図，第4図)によって公表されたが，ここには，原ほか(1977)が記したような問題があった．今日では，新たな地質図の作成とボーリング調査，そして別子鉱床群の坑道における調査などの結果の総合によって，東平岩体，五良津岩体，東赤石山橄欖岩体を含む地質体は，白滝角閃片岩層がつくる北に向かって閉じる横臥褶曲(須領横臥褶曲)の核を構成する地質体であるとされ，須領横臥褶曲の額部は別子の南西須領地域に発達すると説明されている(Hara et al., 1992, Fig.73；原・塩田, 1996, Fig.1)．ここでは，内田ほか(1981)が掲載する，小島ほか(1956a) の層序区分に拠る，四国中央部三波川帯の地質図(第2 図)と原・塩田(1996; Hara et al., 1992)の同じ地域についての地質図と地質断面図(第3図)，そしてボーリング孔S-11を通る別子本山鉱床周辺地域の南北の地質断面図(第4図)を参照することで，この時期の構造論の展開を読み取っていただきたい．白滝横臥褶曲と須領横臥褶曲の関係は，第3図に読み取れる．

3.2.

鉱物相分帯四国三波川帯の変成相の解析は，小島(1951)，秀(1954, 1961)，秀ほか(1956)，小島ほか(1956a.b)，土井(1964)，小島・光野(1966), 金属鉱物探鉱促進事業団(1967, 1968, 19691970a, b)が公表した四国中央部三波川変成岩の地質図と岩相層序―第2図のような調査結果―を基礎に，坂野らによって進められ(e.g.Banno, 1964; Ernst et al., 1968; Kurata & Banno, 1974; 東野, 1975；Banno et al., 1978; 東野ほか, 1977)，上位から順に，ざくろ石帯/黒雲母帯/ざくろ石帯/緑泥石帯と分帯され(第3図参照)，この帯境界は岩相境界面に平行である．現在観察される鉱物相の配置は，変成温度最高の黒雲母帯を核とする南側に額部がある横臥褶曲(猿田温度横臥褶曲)を形成するが，これは二次的改変の結果であり，初生的には下位

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低温となる黒雲母帯/ざくろ石帯/緑泥石帯という配置であったと説明された．

その後，黒雲母帯は，曹長石黒雲母帯とそのほぼ中央部に不連続に分布する灰曹長石黒雲母帯とに区分された(Enami, 1983; Sakai & Banno, 1984; Banno & Sakai, 1989)(第3図参照)．そして，Enami et al.(1994)は，ピーク変成条件を，緑泥石帯＝約300−360度，5.5− 6.5kb，ざくろ石帯＝約440度，8.5kb，曹長石黒雲母帯＝約520度，8−9.5kb，灰曹長石黒雲母帯＝約610度， 10−12kbと見積もった．

3.3.

第二期の構造論

3.3.1.

沈み込みー上昇（subduction−exhumation）過程を残す地質構造 1970年代後半からの地質構造解析は，鉱物相の帯境界は，構造論的連続体の中での温度の連続的変化を反映して現れた鉱物相境界であるのか，構造不連続−温度不連続面であるのかどうかの検討として展開した．このよ第2図四国中央部三波川帯の地質図 [内田ほか(1981)による，変成岩の時代の部分削除]， 1∼18：キースラーガー鉱床名．

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うな研究は，「Most workers … define a series with nappes that have distinct deformational and metamorphic histories (e.g.Hara et al.1977, 1990, 1992; Faure, 1983, 1985; Higashino, 1990) . In contrast, other works have treated the region essentially as a thermal-mechanical continuum (Banno et al.1978; Toriumi, 1985; Otsuki, 1992; Wallis et al., 1992a; Wallis, 1995)」(Wallis, 1998)と言うような結

果を齎した．小島学派の研究は，鉱物相分帯の帯境界の構造解析として展開した(原, 2008)．紙幅の都合もあることから，各帯を構成する地質体は，変成変形履歴の異なる沈み込み単元であるとする研究の根拠に限定して，次に簡潔に記そう．第3図四国中央部三波川帯の地質図と地質断面図 [原・塩田(1996)による]．

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1）黒雲母帯とざくろ石帯の境界下位のざくろ石帯には，黒雲母帯の岩石のブロックが含まれており，それが母岩とともにざくろ石帯固有の変成作用を重複して受けていることから，母岩であるざくろ石帯の主体は，沈み込み帯でやや浅い位置まで連続発達していた黒雲母帯の変成岩を削り取り(tectonic erosion)ながら遅れて沈み込んできた沈み込み単元(冬の瀬ユニット)である(Hara et al., 1992, 1995；原・塩田, 1996, Figs.34, 36 & 37)．下位のざくろ石帯と黒雲母帯との間の構造不連続は，黒雲母帯内部の地質構造との関係から，第3図に見られるように明らかである．説明させて頂こう．北に閉じる須領横臥褶曲のform surfaceである白滝角閃片岩層は，白滝地域において南に閉じる白滝横臥褶曲を形成する．ここでその上翼は切断されている．その直上の厚い緑色片岩(白滝第五角閃片岩)層が白滝から東へ立川まで連続発達している．この白滝角閃片岩層−白滝第五角閃片岩層は，立川付近では下位のざくろ石帯に接近した位置にあるが，白滝から北へ蛾蔵越付近まで黒雲母帯を斜断するように発達し，ここで上位のざくろ石帯に接近している(原ほか, 1977)．白滝第五角閃片岩層と上位の地質体は，上位のざくろ石帯上端近くに軸面をもつて南で閉じる横臥褶曲(猿田横臥褶曲)を形成する(原ほか, 1977, Fig.6b; Hara et al., 1992; 塩田・原, 1996, Fig.2,

1998)．この猿田横臥褶曲下翼下端の白滝第五角閃片岩層は灰曹長石黒雲母帯である．このような下位高温の逆転した温度構造を示す猿田横臥褶曲の下翼は，第3図のように，西側で白滝角閃片岩層層準によって切断されている(古山ほか, 1985; 東野, 1990; Hara et al., 1990, 1992, Fig.74)．このため黒雲母帯は，猿田横臥褶曲を構成する猿田ナップII，とその下位の須領横臥褶曲を構成する猿田ナップIに区分される(原ほか, 1983; Hara et al., 1992, Fig.13; 原・塩田, 1996, Fig.2)(第3図)．下位のざくろ石帯(冬の瀬ユニット)は，北側では猿田ナップIIと接し，南側では猿田ナップIと接しており(第3図，第4図)，下位のざくろ石帯と黒雲母帯の境界は，構造不連続面なのである．猿田ナップIにおいては，1990年代末から，エクロジャイト相変成作用を受けた後exhumeし，ついで緑簾石角閃岩相変成作用を重複して受けた地質体が広く分布し，緑簾石角閃岩相変成作用だけを受けた地質体と混在するが，それは須領横臥褶曲のform surfaceであり緑簾石角閃岩相変成作用だけを受けた白滝角閃片岩の内側に，ブロックとして分布することが，Aoya & Wallis(1999)，Wallis & Aoya(2000)，Enami et al.(2007a, b)，Miyamoto et al.(2007)，Mouri & Enami(2008)，桜井・高須(2009)，Kouketsu & Enami(2010)，Kouketsu et 第4図四国別子本山鉱床付近のボーリング掘削点(S-11)を通る三波川帯の

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al.(2010)，Kabir & Takasu(2010)によって記載されてきた．即ち，須領横臥褶曲核は，エクロジャイト相深度まで沈み込み変成作用を受けた後exhumeし緑簾石角閃岩相変成作用を受けた地質単元(猿田ユニットIa)，と後から沈み込んできて，exhumeしてきた猿田ユニットIa とメランジュを形成しながら，緑簾石角閃岩相の変成作用を受けた地質単元(猿田ユニットIb)で構成される(原, 2011)．これに対して，猿田ナップIIは，緑簾石角閃岩相変成作用のみを受けた地質体(猿田ユニット1b相当) で構成されている(Enami et al., 2007b; 原, 2011)．構造不連続を示唆する更にいま一つの重要な情報を示そう．三波川帯の構造的上位層準では粗大な斜長石の斑点(斜長石斑状変晶；第5図a)が観察されるが，この斜長石斑状変晶の包有鉱物Siとこの変晶を取り巻き層面片理を形成する鉱物Seとの間には，第5図bのように，一般に構造不連続が認められる(Hara et al., 1983, 1992, 1995；原ほか, 1984, 1995;原・塩田, 1996)．そして，黒雲母帯の斜長石斑状変晶中のSi角閃石は，コアからリムに向かってcrossite，barroisite，hornblendeと累進変成的な累帯構造を示す(第5図c)．これに対して，ざくろ石帯(冬の瀬ユニット)の斜長石斑状変晶中のSi角閃石は，コアからリムに向かってglaucophane， barroisite，winchiteと後退変成的な累帯構造を示す(第 5図d)．それは，この図に示されているように，累進変成過程を刻印しているざくろ石中のSi角閃石の成長史とは，異なっている．両帯は明らかに異なる変成履歴をもつ地質体なのである． 2）ざくろ石帯と緑泥石帯の境界猿田川−佐々連地域では，ざくろ石帯(冬の瀬ユニット)と黒雲母帯(猿田ナップII)の塩基性片岩の有色鉱物が規定する線構造Lmは傾斜方向南西系であり，ざくろ石帯下端部から緑泥石帯(沢カ内ユニット)の塩基性片岩のLmは東西系でほぼ水平で，ここには古くから知られる構造不連続があった(e.g.堀越, 1958；Oyagi, 1964)．この構造を，原ほか(1995, 第4図)は，次のように解析した．緑泥石帯(沢カ内ユニット)−ざくろ石帯(冬の瀬ユニット)下端では，塩基性片岩のLmは東西系でほぼ水平配置である．珪質片岩における石英の長軸の配列が規定する線構造Lqも両帯を通して平行で東西系でほぼ水平配置であるが，LmとLqは僅かに斜交している．ざくろ石帯中部−上部では，塩基性片岩のLmは傾斜方向南西系であるが，珪質片岩のLmとLqは僅かに斜交しながらもほぼ水平配置東西系である．その直上の黒雲母帯(猿田ナップII)下底部(原ほか, 1995, 第4b図，13 ∼16地点)では，塩基性片岩でも珪質片岩でもLmは傾斜方向南西系であるが，Lqはそれにほぼ直交し水平配置東西系である(第6図)．その上の黒雲母帯(原ほか, 1995, 第4b図，17∼19地点)では，Lmは傾斜方向南西系であるが，石英の伸長方向は優位配列を示さずランダムでLqは認められない．そのすぐ南上位の黒雲母帯 (原ほか, 1995, 第4b図，地点20)では，LmとLqはともに傾斜方向南西系である．緑泥石帯(沢カ内ユニット)−ざくろ石帯(冬の瀬ユニット)下端部から構造的上位層準に向かって，何故に上記のような構造変化が起こったのか．この現象は次のように説明された．黒雲母帯の層面片理の基本構造は，後退変成期の構造であり(Hara et al., 1983, 1992；原ほか, 1984；Wallis, 1998；Takeshita & Yagi, 2004)，黒雲母帯(猿田ナップII+I)がざくろ石帯(冬の瀬ユニット)と接合する過程の変形作用(Sb1時相の変形作用)により，傾斜方向南西系のLmとLqが形成された(地点20の構造がその残存構造)．そして，ざくろ石帯(冬の瀬ユニット) の下位に緑泥石帯(沢カ内ユニット)が接合した時(Sb2 時相)の変形作用により，東西系水平配置のLmとLq が形成されたが，このSb2時相の変形作用の浸透度の上位構造層準に向かっての減少を反映して，ざくろ石帯の中∼上位層準と黒雲母帯下端部の塩基性片岩では，Lm は傾斜方向配置を維持したが，変形しやすい石英は水平配置のLqに改変した(第6図)．それより上位層準では，石英はランダムファブリックに改変する程度の変形であった．このような解析から，ざくろ石帯(冬の瀬ユニット) と緑泥石帯(沢カ内ユニット)との関係は，構造不連続であり，沈み込み単元冬の瀬ユニットは，一つのナップ(冬の瀬ナップ)であると見做されてきた(原ほか, 1995；原・塩田, 1996；原, 2014)．ここで更に説明されるべき構造は，緑泥石帯(沢カ内ユニット)とざくろ石帯(冬の瀬ナップ)において，水平配置東西系のLmは，水平配置東西系のLqと僅かに斜交していること，即ちここに二回の変形時相が識別されることの理由である．この問題は，次のように解析されてきた．緑泥石帯最上位層準STサブユニットではピーク変成作用時相にcrossiteが安定であるのに対して，最下位層準NOMサブユニットではピーク変成時相にwinchiteが安定である．ざくろ石帯(冬の瀬ナップ) −緑泥石帯(沢カ内ユニットSTサブユニット)上端部に見られる斜長石斑状変晶(Hara et al., 1992)は，先頁で述べたように，winchiteをSi鉱物として含む(第5図 d)ことから，この構造層準が後退変成作用を受けていた winchite安定時相＝沢カ内ユニット下部のNOMサブニットが底付けしピーク変成作用を受けていた時相に，この斜長石斑状変晶は出現したと考えられる．そして，例えば，ざくろ石帯(冬の瀬ユニット)の第7図Fの珪質片岩露頭においては，Lmとそれに平行な軸をもつ，第 7図Fのような褶曲をマスクするようにして，斜長石斑

(9)

第5図三波川変成岩の斜長石斑状変晶 a)露頭写真：後退変成過程における層面片理に沿った不均質剪断変形による斜長石斑状変晶の伸長，b)層面片理に沿って伸長する斜長石斑状変晶(P)の顕微鏡写真：変晶核に包有される鉱物の片理Siと層面片理Seの斜交＝変晶核の圧力溶解とマントル外縁の成長，c)黒雲母帯(猿田ユニット 1b)の斜長石斑状変晶のSi角閃石(黒塗り)とSe角閃石(白抜き)の化学組成，d) ざくろ石帯(冬の瀬ユニット)のざくろ石のSi角閃石(丸に点)と斜長石斑状変晶の Si角閃石(白丸)とSe角閃石(黒丸)の化学組成 [Hara et al. (1992)による]．

(10)

状変晶が成長しており(第7図H)，それは，変形のない静的な環境で斜長石斑状変晶が成長したことを示している．この珪質片岩において，Lqを規定する石英は，この斜長石斑状変晶を取り巻き，Type II S-C構造を示し (Hara et al., 1992, Fig.89c)，Lqに沿った西向きセンスの剪断変形によって形成された非対称c軸ファブリックを示す(第7図A∼E)．このことから，Lqは，Lm形成後静的な環境で斜長石斑状変晶が出現した後の変形作用 (Sb4変形作用)によって形成された構造である，三波川変成岩がexhumeし，off-scraped aequenceに割り込む時の変形作用であると説明されてきた(Hara et al., 1992；原・塩田, 1996；原, 2014)． 3）緑泥石帯とoff-scraped sequenceとの境界緑泥石帯(沢カ内ナップ)は，三波川帯の南部では秩父帯ジュラ紀付加体坂本ナップと接し，北部では四万十帯白亜紀大歩危ナップと接している(第3図) (Hara et al., 1992, Fig.14)．この接合部の構造は，原ほか(1995，第6図，第7図；原・塩田, 1996, Fig.72)によって，詳細に解析されている．紙幅の都合により詳細は割愛するが，解析の結果は，三波川変成岩がoff-scraped sequence に割り込み衝上するSb4時相に，接合部直下の岩石においても，西向きセンスの剪断変形により，著しく変形されたことを示している．

3.3.2.

沈み込みー上昇過程構造の崩壊四国中央部の立川−本山−佐々連−白滝−中七番−別子地域の三波川帯においては，上記のように沈み込み− 上昇(subduction−exhumation)過程を刻印した地質構造が，良く保存されている(第3図)．しかし，吉野川横谷より東側では，三波川帯の北半部を構成する地質体は，蛇紋岩，黒雲母帯の岩石，ざくろ石帯の岩石，そしてごく僅かにではあるが緑泥石帯の岩石も混在するメランジュ(井の内メランジュ)を形成することが，塩田 (1981, Fig.2；Hara et al., 1992, Fig.14)によって記載され，このメランジュ帯下底は，ざくろ石帯(冬の瀬ナップ) 内部を切断し，ところによっては緑泥石帯最上位層準(沢カ内STサブナップ)を切断しており，高越地域では高越鉱床を含む厚い塩基性片岩より下位に位置するものとされた．その後，このメランジュ帯からエクロジャイトのブロックも発見され(中山ほか, 1983；加治, 1984)， Faure(1983)によってもこのメランジュ帯の下底剪断帯が確認されている．井の内メランジュ帯相当の地質体は，吉野川横谷より西の四国中央部では，三波川帯北縁に分布する(第3図) (大生院メランジュ帯；Hara et al., 1992, Fig.14；原ほか, 1995；原, 2014)．佐田岬半島に至る四国西部ではこのメランジュ帯の連続体がかなり広く分布する．それは，ざくろ石帯の岩石と緑泥石帯の岩石が混在する双海ナップ，とその下位のざくろ石帯の岩石を下底にもつ緑泥石帯の岩石の二つのナップ，寺野−磯津ナップ/蒲山−佐礼谷−出石ナップである．その下位に，中央部から連続する緑泥石帯の中山−肱川ナップ(沢カ内ナップNOM サブナップ)が，そしてその下位に泥質片岩・砂質片岩主体の八多喜ナップが分布する(武田ほか, 1991；Hara et al., 1992, Fig.14；Seki et al., 1993, Fig.8)．

井の内−大生院メランジュ帯の形成に関わる変成変形作用は，actinolite安定条件での現象であるが，その変形作用の性状については，Hara et al.(1992Figs.65 & 102)， Seki et al.(1993, Fig.9)，原ほか(1995, 2014)によって詳細に解析されている．ここでは説明はしないが，次の点を記しておこう．四国中央部の猿田ナップIIにおいて，東野(1975, 1990)が，上位のざくろ石帯とした地質体(第 3図)は，その中で観察された塩基性片岩のすべてにおいてhornblendeの残晶が認められ，泥質片岩や珪質片岩においてもところによって黒雲母の残晶が認めらることから，塩田・原(1996, 1998；原, 2014)によって，著しく後退変成作用を受けた黒雲母帯あり，この後退変成作用に関わる変成変形作用は，大生院メランジュの形成における下底の剪断変形を示すもので，それはSb4時相第6図猿田川の黒雲母帯(猿田ナップII)の珪質片岩の顕微鏡写真：LmとLqの斜交．

(11)

の変形作用であると説明された．上記のように，先Sb4時相の三波川変成岩の構造が， Sb4時相に破壊される度合いが，中央部で著しく弱く，その西側と東側で大きくなっていることから，Sb4時相における沈み込み帯内部の力学構造に，大きな側方変化があったことが読み取れる．

3.4.

放射年代学的情報と構造論

3.4.1.

ジルコン年代情報近年，ジルコンの放射年代測定に基づく，三波川変成岩の地史学的研究が盛んになっている．そこで，この情報を基礎に，上記の“hard-rock geologists”の構造論を，補強することを試みたい．真部ほか(1996)は，大歩危ナップから採集した火成岩礫が，約95∼101Maの放射年代(U-Pb年代)を示すことを報告した．Aoki et al.(2007)，大藤ほか(2010)は，大歩危ナップから採集した砕屑性ジルコンのU-Pb年代は，約82∼98Maであるとしている．これらの情報は，三波川変成岩ナップ直下の大歩危ナップ構成岩類の付加年代が，約82Maよりは後であることを示唆している．これは，紀伊半島西部で三波川変成岩ナップ直下の四万十帯付加体が，セノマニアンーチュウロニアンの放散虫化石年代を示すこと (Hara et al., 1992)とは矛盾しないが，大歩危ナップが少しばかり若い付加体であることを示す情報と見るべきものであろう． Knittel et al.(2014；試料番号S5)は，四国西部肱川で，三波川変成岩最下位層準中山−肱川ナップ(沢カ内 NOMサブナップ相当の塩基性片岩；Hara et al., 1992； Seki et al., 1993)直下の八多喜ナップからの砕屑性ジルコンのU-Pb年代が，約94Maであることを報告している．これもまた，紀伊半島西部の三波川変成岩直下の四万十帯付加体とほぼ同じ付加年代の地質体であることを示唆する．Knittel et al.(2014)はまた，佐田岬で掘削された 2000mほどの深度に達するボーリングにおいて，三波川変成岩最下位層準の厚い塩基性片岩層(佐礼谷−蒲山− 出石ナップの塩基性片岩；Hara et al., 1992, Figs.6 & 10) より下位からの5試料の砕屑性ジルコンにおいて，約 87−106MaのU-Pb年代を報告している．これは，この放射年代を示す地質体が，四国東部と紀伊半島西部で三波川変成岩の直下に位置する四万十帯付加体群に近い年代の地質体であることを示している．紀伊半島と大歩危峡谷では，この四万十帯付加体が，秩父帯ジュラ紀付加体の下位に接合している構造が観察されるが，この接合に関わる変形作用を，Hara et al.(1992; 原, 2014)は，Sb3時相の変形作用と呼んでいる．三波川変成岩が，これらのoff-scraped sequenceのナッ第7図汗見川のざくろ石帯(冬の瀬ユニット)の珪質片岩露頭(F): A∼E＝石英のc 軸ファブリック(薄片の位置は図G；Sbは片理)，H＝F図の露頭の褶曲の軸に垂直な薄片の顕微鏡写真，P＝斜長石斑状変晶 [Hara et al.(1992)と原ほか(1995)による]．

(12)

プ群に割り込み衝上するのが，先頁で述べたSb4時相変形作用である．ジュラ紀最末期−白亜紀最前期付加体御荷鉾岩類直下で，Knittel et al.(2014)が記載した岩石(試料番号S-10；砕屑性ジルコン年代＝約91Ma)は，変成度と構造的位置から，原(2014)が想定したSb4時相における，狼カ城横臥褶曲−大島転倒褶曲に巻き込まれた off-scraped sequenceの四万十帯付加体であろう．Knittel et al.(2014)が記載した，同じような構造的位置から採集された，試料番号S-6(砕屑性ジルコン年代＝174− 190Ma)の地質体も，同様の意味をもつもの(off-scraped sequenceの秩父帯ジュラ紀付加体由来)である可能性がある．次に三波川変成岩の原岩の時代論情報を読み取ることにしよう．大藤ほか(2010)は，四国東部で大歩危ナップ直上の緑泥石帯下部層準(沢カ内NOMサブナップ相当) から採集した砕屑性ジルコンのU-Pb年代が約71Maであること，紀伊半島西部の三波川変成岩(緑泥石帯の岩石を含む)において最も若いU-Pb年代が約77Maであることを報告している．したがって，三波川変成岩の下部を構成する地質体は，紀伊半島西部でも四国東部でも， exhumeし衝上した直下のoff-scraped sequenceの四万十帯付加体よりは若い沈み込み年代の岩石であったと考えられる(原2014)．

Otoh et al.(2010)は，小島ほか(1956a)の三縄層のベースから砕屑性ジルコンを採集し，U-Pb年代が約88− 91Maであると報告しているが，これは今日では井の内メランジュ帯からの情報と読むべきものである．吉野川では三縄の厚い塩基性片岩(ざくろ石帯)より下に位置するざくろ石帯(冬の瀬ナップ)と接して，井の内メランジュ帯の下底があるからである(塩田, 1981; Hara et al., 1992, Fig.101)．この年代のもつ意味は，後で考察されよう． Shimojyo et al.(2010)は，汗見川の猿田ナップIIの灰曹長石黒雲母帯の砕屑性ジルコンは，約85Maの変成年代を示す，別子地域の大生院メランジュ帯の砕屑性ジルコンには約100Maを示すものがあると報告している．他方，Okamoto et al.(2004)は，猿田ナップI の石英エクロジャイトのジルコンから，約148∼110Maの堆積年代を示し，約127Maの変成年代を示すものがあることを報告している．ここでは，Kabir & Takasu(2010)が，エクロジャイトには，二つの時相のものがあることを報告していること，年代に振り回されることなく，組織の歴史的重層構造に留意が必要であろう．

3.4.2.

考察四国中央部の大生院メランジュ帯は，泥質片岩・砂質片岩の多い構成岩類の岩相特性，と直下の猿田ナップ I+IIの構造保存の状態，即ちメランジュ帯の形成に関わる力学構造の側方変化とから，猿田ナップIIの黒雲母帯 (猿田ナップ1b相当)にその由来が限定されると考えられる．このような判断の妥当性はまた，そのほとんどがざくろ石帯から上位の高変成度岩由来であり塩基性片岩の多い岩相特性をもつ井の内メランジュ帯において，特に厚く連続性の良い塩基性片岩(三縄の塩基性片岩；小島, 1951)は，南側の矢筈山付近から由来したものであるとする，Hara et al.(1992, Fig.65)の解析結果に求められる．したがって，Shimojyo et al.(2010)の大生院メランジュ帯からの砕屑性ジルコンの100Maは，猿田ナップIIの黒雲母帯の原岩(猿田ナップ1b相当の原岩)の堆積年代に繋がる情報であると見るのが妥当であろう．かくして，猿田ナップIのエクロジャイトの原岩(猿田ナップ1aの原岩；約110Ma)は，確実にそれ(猿田ナップ1bの原岩；約100Ma)より古い付加体なのであろう．外帯の構成岩類のdownward younging age polarityから，ジュラ紀最末期−白亜紀最前期付加体御荷鉾岩類の下位の若い付加体と想定される三波川変成岩の原岩年代を，Hara et al.(1992)は，秩父帯南帯三宝山帯の白亜紀前期付加体群相当と見做した．しかし，ジルコン年代情報は，それは，110Maよりは若いものに限定されることを示唆しているように見える．上記のようなジルコンのU-Pb年代情報と構造解析の情報とを総合することで，次のよう言うことが出来よう．いくつかの鉱物相では，鉱物相の相違は原岩の付加年代 (エクロジャイト＝110Ma，黒雲母帯=100Ma，緑泥石帯沢カ内ナップNOMサブナップ＝71Ma，ぶどう石− パンぺリー石相四万十帯付加体＝セノマニアンーチュウロニアン)を示していることから，より広く，エクロジャイト相の岩石(猿田ナップI)/黒雲母帯の岩石(猿田ナップI+II)/ざくろ石帯の岩石(冬の瀬ナップ)/緑泥石帯の岩石(沢カ内ナップSTサブナップ/NOMサブナップ) の間には，構造層準の下位へ向かって若くなる沈み込み単元と言う関係がある．したがって，ざくろ石帯(冬の瀬ナップ)の付加年代は，Otoh et al.(2010)の情報からすれば，88−91Maである可能性があるように見える．かくして，これら高圧変成岩となる膨大な海洋性地殻の剥ぎ取りに伴う堆積体の沈み込みは，約110Ma頃から約71Ma頃までの間に約10Maの間隔で起こったと言うことが出来よう．ここで構造論の上から課題となることは，外帯の沈み込み帯では，何故に88Ma頃(Wallis et al., 2009;Lu-Hf年代)からエクロジャイト相深度から変成岩(沈み込み単元猿田ユニット1a)がexhumeに転ずることになったのか．そのコントロールポイントの発生は何によるのか．緑簾石角閃岩相変成作用のみを受けた黒雲母帯の岩石(沈み込み単元猿田ユニット1b)が，そこから，猿田ナップ1aとともに，exhumeすることになったコントロールポイントの発生は何によるのか．ざくろ石帯の

(13)

イントは，その後次第に浅い深度へと移動することになり，緑泥石帯沢カ内ユニットNOMサブユニットが形成された後，これらの高圧低温型変成岩をoff-scraped sequenceの中へ割り込ませながら沈み込み帯では，何故にoff-scraped sequence(71Maより若い四万十帯付加体群)ばかりが形成されることになったのかが問題になる．このコントロールポイントには，第II稿で示されるように，堆積体の沈み込む方向と変成したそれがexhume する方向を，ミラー関係にする働きがある(原・塩田, 1996)．ここでは，高圧低温型変成岩のexhumationには，コントロールポイントの発生とその浅所への移動という現象が関わっており，それが何によって齎されるのかの理解が鍵であると言うことが出来る．そしてまた，Hara et al.(1992, 1995；原・塩田, 1996)とKabir & Takasu(2010)は，沈み込んでくる地質体は，exhumeしてきた地質体のtectonic erosionを齎しながら沈み込むことを記載したが，このことから想定される沈み込み帯深部における構造状態「two-ways street」が重要な課題となる．高圧低温型変成岩のexhumationの機構について， Suppe(1972)以来，さまざまなモデル(Cloos, 1982； Platt, 1986；Avelallement & Guth, 1990；Chemenda et al, 1995；Huerta et al., 1999)が提唱されてきたが，上記のようなexhumation機構を読み取る三波川帯研究者には，三波川帯こそが，具体的にモデルを捉えうる最適なフィールドであるという実感がある．Hara et al.(1992)は，三波川変成岩のexhumationに関わるコントロールポイントの発生と移動を齎す地質現象は，黒瀬川−古領家陸塊の内帯付加体群への衝突に伴う陸塊の沈み込み帯における衝上運動と海嶺の接近−沈み込みに伴う沈み込み帯の著しい圧縮ポイントの拡大上昇によるものと説明した．

3.5.

外帯の地体構造論猿田ナップIの須領横臥褶曲の核を構成する東平岩体，五良津岩体，東赤石橄欖岩体(第3図，第4図)は，三波川変成岩が沈み込み帯深部で掴み取ってexhumeして来た岩塊であり，これらは島弧下部地殻・上部マントルを構成していた地質体であると説明された(Kunugiza, 1980；Kunugiza et al., 1986；Takasu, 1989)．それは，三波川帯の北縁における島弧の存在を示唆する情報であった．そして，黒瀬川帯の岩類のナップとしての構造状態 1987; Hara et al., 1990)．そして，この島弧は領家帯南縁に存在していた古領家帯であると理解され，黒瀬川− 古領家陸塊と呼ばれて来た(Hara et al., 1992；原, 2010, 2014)．この問題に関する詳細な議論は，これらの引用文献を参照頂きたい．しかし，次の点を附記しておくことが必要であろう．このような黒瀬川−古領家陸塊に支配された，外帯構成岩類の構造地質学的関係から，外帯は，黒瀬川−古領家陸塊が内帯のジュラ紀付加体と縫合した位置(MTL-0) で規定される(原, 2003, 2014)．黒瀬川帯ナップを構成する岩類が持つ化石群の研究から，田沢(1993, 2000)は，外帯は，南部北上帯とともに，内帯に対して南から移動して来て内帯と縫合した地質体であることを明らかにした．MTL-0がこの縫合線(suture line)である．大島−三瓶地域の地質構造(武田, 1995)から明らかなように，領家帯の137Ma花崗岩(藤井ほか, 2008)を含む白亜紀前期火成岩活動場から由来したナップ群と外帯の岩類とが接合した中央構造線は，九州の臼杵−八代構造線にほぼ一致することから，この中央構造は MTL-UY，そして，四国における中央構造線は，その形成過程に多量のカーボネイトが出現したことを示す(岸ほか, 1996；塩田ほか, 2001)が，このカーボネイトの炭素同位体組成から，この中央構造線の運動は三波川変成岩の運動に規制されたものと推定され，この中央構造線を MTL-IIIと呼んだ(原, 2003, 2014)．ちなみに，MTL-Iは，領家帯における白亜紀後期火成岩活動高温変成場に由来するナップ下底剪断帯で中部地方佐久間地域から紀伊半島中央部の領家帯南限を画する断層であるが，それより西では香川県手島−山口県大島へと領家帯内部に発達する．そして，MTL-IIは和泉層群堆積時相に運動した中央構造線である(原, 2003, 2014参照)．

4. おわりに

本稿は，産業技術総合研究所特別顧問である石原舜三氏の勧めがあって，執筆されたものである．このような機会を与えて下さった石原氏に感謝申し上げる．石原氏は，必要な文献の提供にも心をくだかれ，文献を選択し送付して下さった．記して感謝申し上げる．

(14)

文献 (本稿を読むにおいて参照されるべき主要文献) 1）三波川帯の構造地質学原郁夫(2009)「本州地向斜，忘却の地質学史」，ニシキプリント．原郁夫(2011)「変成帯地域地質学の現在―II」ニシキプリント．原郁夫(2014)「対の変成帯と中央構造線の地域地質学」，ニシキプリント．

Hara,I., Shiota,T., Hide,K., Kanai,K., Goto,M., Seki,S., Kaikiri,K., Takeda,K., Hayasaka,Y., Miyamoto,T., Sakurai,Y. & Ohtomo,Y. (1992) Tectonic evolution of the Sambagawa Schists and its implications in convergent margin processes. J.Sci.Hiroshima Univ., Ser.C, 9, 495-593.

原郁夫・塩田次男(1996)沈み込み帯35km−10km深度のテクトニクス―三波川帯からの情報．広大地研報，

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