OKAYAMA UnLVer.N'ty E;lL･thScJenceReport.S,
V()19,No 1,19 24,(2002)
京都府宇治田原町の丹波帯泥質岩のス レー ト費関に 沿 って産出す る黄鉄鉱スポ ッ トについて
Pyr i t es po t sf or me dal ongs l a t yc l e a vaget e xt ur eofpe l i t i cr o c ksoft heTambaBe l t ,
Uj i t a war aTo wn,Kyo t oPr e f e c t ur e ,Sout hwe s tJapan.
三 上 禎 次
( Te i j iMI KA
MI)忠
武 蔵 野 賛
( Mako t oMUSASHI NO)
☆ ☆ 鈴 木 茂 之( Shi g e yukiSUZUKI )
忠Pyritespotswereidenti丘edinpeliticrocksfrom theUjitawaraarea,southernmostpartofTamba belt.XMAanalysisshowsthatthespotsarecomposedofpyrite.Thespotsoccuralongslatycleavage planeandform spottedshapeofdiameterofabout5mm̲
KeywordS: TheTambaGroup,Ujitawara,peliticrocks,pyritespots,slatycleavage.
Ⅰ.は じめに
調査地域 は京都府綴喜郡宇 治 田原町お よび京都府 相楽郡和束町北部であ り,丹波帯の丹波層群が分布 し てい る.本地域 の地層 も丹波層群全般 にゆきわたって い る招 曲構造や,弱変成作用,ユニ ッ ト境界 をなす断 層 の変形 を受 けてい る. 中島 (1960)は本地域 を領 家帯北縁部 と し,領家帯か ら丹波帯‑の漸移部 として いる.この地域 の泥質岩 には直径 0.5‑2cm程度の円 盤点紋状の鉱物 が見 られ る.しか しこのスポ ッ ト状鉱 物 は他 の丹波帯の泥岩 には認 め られ ない.この ことか ら,これ まで この よ うなスポ ッ トは領家変成作用 と関 係す るもの と推測 され て きた.本′ト論では このスポ ッ ト状鉱物の産状 と組成分析 を検討 し,その鉱物 の同定 を行 うとともに成 因につ いて地質構造や変成 作用 と の関連 も推測 した.
Ⅱ.地質概説
丹波層群 は ジュラ紀前期 〜 白亜紀最前期 にサ ブ ダ クシ ョン帯のはぎ取 り及 び付加 (offscraping)に よ って形成 され た付加 体であると考 え られ てお り,中 ･ 古生代の海洋性 の堆積岩類 か らなる.丹波帯南縁部 に あたる京都府綴喜郡宇治 田原 町の府道62号宇治木屋 線 沿いお よび御林 山一鷲峰 山では,丹波層群 は緑色岩 類 ･層状チ ャー ト･陸源性砕屑岩類 (砂岩 ,泥岩 ,チ ャー トや緑色岩 のオ リス トリス)とい う海洋 プ レー ト 層序 に一般的な岩相か らなる.地福谷林道の鷲峰 山中 腹 の層状 チ ャー トか らはペル ム紀新世 を示す コノ ド
ン ト化石 が産 出 (三上,2001) し,御林 山林道 よ り南 側 には三畳紀 の もの と考 え られ る砥石型珪 質泥岩 が しば しば認 め られ,府道62号線沿いの層状チ ャー ト か らは三畳紀 中世〜新世 を示す コノ ドン ト化石 (吉 田 1977)が得 られてい る.検 出 した放散 虫の保存状態が 悪 いため,今 の ところ化石デー タに よる層序 ･ユニ ッ
ト区分 は明 らかでないが他 地域 の対比 関係 か ら判 断 して,陸源性砕屑岩類 の泥質岩類 はジュラ紀以降に相
*
岡山大学大学院 自然科学研 究科地球 ･環境 システム科学DepartmentofEarthSciences,GraduateschoolofNaturalScienceandTechnology,Okayama University,Okayama700‑8530,Japan.
** 京都教育大学教育学部地学教室
KyotoUniversityofEducation,Fujinomori,Fukakusa,Fusimi･ku,Kyoto,612‑8522,Japan.
20 三上禎次 ･武蔵野賓 ･鈴木茂之
口
図 1.調 査 地域 とサ ンプ リング地点 (国土地理院 地形 図 笠置 山 2万5千分 の 1) 当す るもの と考え られ る.このほか近傍 の産出化石の
報告は府道62号線 法岩寺橋付近 の緑色岩 に伴 われ る 石灰 岩 か らペ ル ム紀 中期 の フズ リナ化 石 (中島 , 1960),鷲峰 山北麓の緑色岩 に伴 われ る石灰岩 か らペ ル ム紀 のフズ リナ化石 (八尾,1968),鷲峰 山北麓の チ ャー トか らペル ム紀の放散 虫 (岡 田,1990),国道 307号線 北方 の大峰 山付近 の砕屑岩類 か らはジュラ 紀 の放散 虫化石 (棉,2001)の報告 があ る. この地 域 の地質構造は全般 にWNW ‑ESE 走向でほぼ直立 した軸面 を持つ閉 じた摺 曲構造 をな してい る.本調査 地域 の泥岩 には全般 にス レー ト努 閏が よ く発 達 して お り,全般 にイ ライ トや石英粒子の再結晶が進んでい る.それ らを貫いて,アプ ライ トまたはペ グマ タイ ト に伴 う石英脈 , トーナル岩 ,アダメロ岩 が所 々に存在
し,その付近 の堆積岩類 に熱水 な どに よる変質作用 を 及 ぼ してい る.貴治 (1986)は和束地域 での 中性 一 苦鉄質の岩脈群 の存在 を報告 している.また この地域 の緑色岩 には磁鉄鉱 自形結 晶 を含 む ものが存在す る (貴治 ･丹波地帯研 究 グループ,1986).これ らを基 盤 として,新第三系鮮新統古琵琶湖層群 の大福磯層が 不整合 に覆 う.なお調査範 囲外 では国道 307号線北 方大峰 山か ら東方裏 白峠付近,宇治 田原北方の大峰 山 以北には丹波層群 の Ⅱ型地層群 (楠 1989)が分布 し てい る.宇治 田原東方の信楽方面 には新期領家花 尚岩 柳生花 商岩 が分布 し,宇治 田原南方の和束町には新期 領家花 南岩木屋花 園岩 ,宇治 田原南西の井手町付近 に は新期領家花 園岩井 出花 尚岩 が存在す る.国道 307 号線 東方大福 か ら奥 山 田付近 には新 第三系 中新統綴 喜層群,古琵琶湖層群 の大福僕層が分布 し,丹波層群 を不整合 に覆 う.また鷲峰 山北方か ら東方の奥 山田に
か けて鮮新世 か ら更新世 の大阪層群及 び完新統 が分 布す る.
Ⅲ.
スポ ッ ト状鉱物 を含む泥質岩試料丹 波 帯 の 泥 質 岩 類 は 主 に , 砥 石 型 珪 質 泥 岩 (Imoto,1984)と三畳紀後期か らジュラ紀最後期 にか けて堆積 した灰黒色 (一部赤色)の泥岩 がその主体 を なす.砥石型珪質泥岩 は上位 に向かって層状チ ャー ト と互層す るよ うにな り,さらに上位 では層状チ ャー ト に移化 し,珪質泥岩 はチ ャー トと互層す る泥質薬理 と して存在す るよ うになる.
P
T境界直上では,黒色炭 素質粘 土岩 を挟 んでい る.鏡 下観察 に よる とシル トサ イズ以上の砕屑粒子 を含 まない ことか ら,遠洋性 の泥 岩 と考 え られ る.‑方,三畳紀後期 か らジュラ紀最後 期 にか けて陸源性砕屑物 の供給 に よって堆積 した灰 黒色 (一部赤色)の泥岩 は,層状チ ャー トの直上では 放散 虫を多 く含む珪質泥岩 であるが,上部 に移 るに従 って次第 にシル トサイズ以上の砕屑粒子 が増加す る.検討対象 としたスポ ッ ト状鉱物 は,後者の陸源性砕屑 岩 の泥岩 に産す るが,一部砥石型珪質泥岩 に挟 まれ る 黒色炭素質粘土岩 (いわゆるブ ラ ックバ ン ド)におい て認 め られ ることもある.ほぼ調査地域全域 に産 出露 頭 は散在す る.特定の単層や層準 に沿っては分布 して いない.スポ ッ ト状鉱物 の大 きさは径が0.5‑2cmの 円盤 ない しレンズ状 で, ス レー ト努 閏に沿 って産 出 す る.未風化 な状態では金色 を呈 し,風化 が進 んだ も のは黄色か ら茶褐色 を呈す る.
分析 に用いた試料 は,府道62号線近傍 の沢沿いの 細粒砂岩 とス レー ト努 関が発達す る泥岩互層 か ら採
京都府宇治田LF.i町の丹波特泥質岩のa‑鉄鉱スポ ッ トについて
19‑Oct‑2000
Tc:一0 J●G ;171
I
A ̲○030̲〇〇〇0p/zTL
○̲7541 1 0̲9604 1
1
1 76.43,6253
図2 XMAに よるスポ ッ ト状鉱物の化学組成
2 2
三上禎 次 武蔵 野IAF･鈴木茂之図 1 写真 a
泥質岩のス レー ト坊間 に沿って産 出す る.兼風化 な状態での共鉄鉱 スポ ッ トの実体顕微鏡写真 金色光沢を呈す る (1メモ リ1mm)
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泥質岩のス レー ト矧 享削こ沿って産出す る,風化 した状態での黄鉄鉱 スポ ッ トの実体顕微鏡写flT 茶褐色か ら燕色を呈す る (】メモ リ1m)
写真'tc,A
黄鉄鉱スポ ッ トが認 め られ る泥質岩のスポ ッ ト に直交 して作成 した薄片写真‡ イライ トの走向 配列 に沿ったス レー ト奨関の方向に,不透明な 坊鉄鉱の淡典 した /‑ ムが認 め られ る
(C‑嘩ニコル.d‑直行ニコル.写弟横075mm)
京都府宇治 田原 町 の丹波帯泥質岩 の黄鉄鉱 スポ ッ トにつ いて 取 した (図 1).スポ ッ トの大 き さ 5mm前後 であ り,
金色 光沢 を呈 してい る.
Ⅳ.X
線 マイク ロアナ ライザー による化学成分の 同定 分析 には京都教 育大学地学教室 のE D A X
社製 エネル ギー分散型 X線 マイ クロアナ ライザー (ⅩMA)を用 い た.試 料 のスポ ッ トはス レー ト努 閏 に沿 って産 出 し, 非常 に薄 いため,通 常の定量分析 のた めの鏡 面研磨 は 困難 であ る.従 って今 回の分析 は表面 の研磨 はほ とん ど行 わない,半定量 の分析デー タ とな る.スポ ッ ト状 鉱物 を含 む試 料 をス レー ト努 閏に沿 って薄 く剥 が し, ス ポ ッ トの部 分 だ け を残 して周 りの不要 な泥 質部 を 取 りさる.スポ ッ ト状鉱物 を上面 にな るよ うに,ス ラ イ ドガ ラスに銀ペー ス トで固定す る.カー ボ ン蒸着後, xMAに よって組成分析 を行 った.その結果 ,図 2よ りこの金色光沢 を呈す るスポ ッ ト状鉱物 が,硫化鉄 の組 成 を示す 黄鉄鉱 であ るこ とが判 明 した.また この褐色 のやや金色光沢 を呈す る もの と,黄色無光沢 な もの も 同様 に分析 した.褐色 でやや金色光沢 を呈す るものは, 金 色 光 沢 を呈す る もの よ り硫 黄成 分 が少 ない値 を示
し,黄色無光沢 な試料 には硫 黄成 分が残留 しない.こ の こ とか ら,末風化 な ものは金色光沢 を呈す る黄鉄鉱 のスポ ッ トで,風化す るに従 って黄鉄鉱 が分解 して硫 黄成 分が溶脱 し,鉄 が残留 した黄色 を呈す るスポ ッ ト に変化す る と考 え られ る.分析 に用 いた砂岩泥岩 互層 の岩 石試料 を,ス レー ト努 開面 に垂直 な方 向に切 って 薄片 を作成 した ところ,細長 い脈状 の不透 明鉱物 がス レー ト努 関に沿 って認 め られ る (図.3). この不透 明 鉱物 に XMAに よる成分分析 を行 った ところ,や は り組 成 は硫 化鉄 であ った.
V.
黄 鉄鉱スポ ッ トの産状 と形成場ス レー ト努 関 は摺 曲構造 の形成 に よって摺 曲軸 面 と平行 に形成 され るこ とが知 られ てい る.ス レー ト努 閏 はイ ライ トの走 向配 列す る面 と して定義 され てお り,イ ライ トの再結 晶作用 に よって発達す る.前述 し た よ うに本調 査 地域 の泥岩 にはス レー ト努 関が よ く 発達 してお り,黄鉄鉱 のスポ ッ トもス レー ト努 関に沿 って形成 され てい る.も しス レー ト努 開形成 がスポ ッ
トの成 因 とす る と次の よ うな形成過 程 が推測 され る.
た とえば ス レー ト努 開形 成 時 に圧 力溶解 に よって泥 の多 くの成 分 が移 動 して い った あ とに溶解 しなか っ た も とも との黄鉄鉱 が努 開面 上 に濃集 した こ とが考 え られ る.ス レー ト努 開形成後 に黄鉄鉱 スポ ッ トが形 成 され た もので あ るな ら,ス レー ト努 閲に沿 って移動 して きた硫 化 鉄成 分 が濃集 した もの と考 え るのが妥 当で あ る.今 の ところ黄鉄鉱形成 と招 曲作用 に伴 うス レー ト努 開形成 との前後 関係 は不 明であ る.しか し今 回泥質岩 に認 め られ た この黄鉄鉱 スポ ッ トは他 地域
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の丹波帯の泥質岩 には見 られ ない ことか ら,本 地域 の 地域 的 な条件 や環境 下 で形成 され た もので あ る と考 え られ る.本地域 では低度変成作用 の観 点 か ら次 の よ うな背景が ある.温度 条件 の指標 を示すイ ライ ト結 晶 度
と
,圧 力条件 の指標 を示す イ ライ ト b,値 を検討す るこ とに よって,この地域 の変成 タイプ を調べ てみた ところ,変成 タイプは中庄型 を示す ものだった.これ は これ まで この地域 は領 家帯北縁部 であ るこ とか ら, 高温低圧型 の領家変成作用 の一部 とされ ていたが,領 家 変成 作用 に よる低圧 型 の変成 タイ プの もの とは異 な る (三上,2001).また これ まで本地域 は.領家変成 作 用 に よる黒雲母一 緑 泥石 帯 の変成 分帯 に属す とさ れ てい る (Wangeta1,1986 ;Wang,1989;王, 1985;竹 内, 1999;尾崎 ほか,2000).本 地域 に広 くゆ きわ た っ て形 成 され て い るイ ライ ト結 晶 度 か らは 三 上 (2001) に よって結 晶度 と bQ値 の検討 か ら中圧型 の 変成 タイプが得 られ た こ とか ら,本地域 の変成作用 は 領 家変成作用 の他 ,構造的変形 を伴 う広域変成作用 に よる変成 を受 けてい る可能性 が高い.招 曲 と変成 作用 の 関係 については Hara(1962)に よってチ ャー トの小 摺 曲や鉱 物 面構 造 か ら領 家変成 作用 以 前 に丹波 変形 作用 (Tamba deformation)が形成 され てい るこ とを 記 述 してい る.
今後黄鉄鉱 スポ ッ トの成 因 を解 明す るために,ス レ ー ト努 開形成 に関わ る造構 作用や 変成 作用 を さ らに 明 らかにす る必要が ある.
謝 辞
京都教育大学井本伸虞名誉教授 ,産業技術総合研 究 所 の木村 克 己博 士 には丹波帯 に関す る様 々な御 助言 を頂 きま した.京都 教育大学 田中里志助教授 ,同志社 中学校 の楠利 夫教諭 ,大阪府 立箕面東高等学校 の貴治 康 夫教諭 ,和歌 山県立 自然博物館 の小原 正顕学芸員, 丹波地 帯研 究 グル ー プ の皆様 には様 々な御 討 論 をい ただきま した.以上の方 々に感謝致 します .
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