活動的大陸縁の肥大と縮小の歴史

活動的大陸縁の肥大と縮小の歴史

―

日本列島形成史アップデイト

―

磯 﨑 行 雄

＊

_{丸 山 茂 徳}

＊＊

_{中 間 隆 晃}

＊＊

山 本 伸 次

＊＊

_{柳 井 修 一}

＊＊＊

Growth and Shrinkage of an Active Continental Margin :

Updated Geotectonic History of the Japanese Islands

Yukio ISOZAKI

＊

_{, Shigenori MARUYAMA}

＊＊

_{, Takaaki NAKAMA}

＊＊

_,

Shinji YAMAMOTO

＊＊

_{and Shuichi YANAI}

＊＊＊

Abstract

　　The ca. 700 million year-long geotectonic history of the Japanese Islands comprises three

distinct intervals; i.e.,

（1） the age of a passive continental margin off the South China

continen-tal margin

（ca. 700-520 Ma）, （2） the age of an active margin characterized by an arc-trench

sys-tem

（ca. 520-20 Ma）, and （3） the age of an island arc off East Asia （20 Ma to the present）.

These three intervals are chronologically separated by two major boundaries with significant

tectonic episodes; i.e., the ca. 520 Ma tectonic inversion from a passive to an active margin by the

initiation of subduction from the Pacific side, and the ca. 20 Ma tectonic isolation of the modern

island arc system from the Asian margin by the back-arc basin

（Japan Sea） opening. Here, the

evolutionary history of the Japanese Islands is revised significantly on the basis of new lines of

information that derived from a new dating technique of detrital zircon in sandstone.

Particu-larly noteworthy is the recognition of the Early Paleozoic to Middle Mesozoic arc batholiths that

were exposed extensively in the past but not at all at present because the pre-Cretaceous

gran-ites merely occur as kilometer-size blocks in the modern Japanese Islands. As to these older

granites, the remarkable disagreement between the current distribution and the predominance

of their clastic grains in younger sandstones suggests the effectiveness of past tectonic erosion

processes in the fore-arc domains. The newly documented historical change in sandstone

prove-nance suggests that proto-Japan has experienced not only accretionary growth but also

large-scale tectonic erosion in multiple stages. During the ca. 500 million-year history of the Japanese

Islands, a large amount of juvenile arc

（continental） crust was formed several times, however,

most has already disappeared from the Earth's surface. In short, the orogenic growth of Japan,

even in a long-lasting active continental margin setting, is explained as the intermittent

repeti-tion of ocean-ward continental growth and continent-ward contracrepeti-tion of an active arc-trench

system.

　　In contrast to these arc batholiths, the terrigenous flux from the neighboring two major

con-　　＊_{東京大学大学院総合文化研究科広域システム科学系宇宙地球科学教室}

　＊＊_{東京工業大学大学院理工学研究科地球惑星科学専攻} ＊＊＊_{株式会社ジオコミュニケーションズ}

　　＊ _{Department of Earth Science and Astronomy, The University of Tokyo, Tokyo, 153-8902, Japan} 　＊＊ _{Department of Earth and Planetary Sciences, Tokyo Institute of Technology, Tokyo, 152-8551, Japan} ＊＊＊ _{Japan Geo-communications, Yotsuya, Tokyo, 160-0004, Japan}

地学雑誌（Chigaku Zasshi）

Journal of Geography 120（1）65—99 2011

I．は じ め に

　日本列島の形成史の解明は，日本人地質学者に

とって不可避の使命といえるだろう。明治初期の

近代化開始以来，西欧から地質学の知識が急速

に流入し，国土の鉱産資源の開発といった実利

追求とは別に，自らが生まれ生活する大地の歴

史を解明したいという好奇心に導かれた努力が

100

年以上続けられてきた。その研究史における

古典として，Naumann （1885），Kobayashi （1941），

Minato et al.

（1965） らによるまとめがある。そ

れら先人達の努力の結果，21 世紀初頭にいる私

達は，すでにかなり詳しい日本列島史を知るよう

になった。とくに進歩が著しかったのは，1980

年以降のプレート・テクトニクスに基づく列島形

成史の理解で，研究者達の意識はそれ以前の記載

博物学的地質観から大きく改められた。なかでも

1980

～ 1990 年代初頭に進んだプレート沈み込

みに関連する付加体や広域変成帯の理解は，列島

の形成史を根本的に書き換えたといっても過言で

はない。これらの考え方には日本独自のものが少

なからず含まれており，ようやく日本の地球科学が

Basalla

（1967） がいう 「植民地科学の段階」 から脱

却したことを物語っている （磯﨑ほか, 2010a）。

　1990 年前後の激しい動きの後，世紀境界を挟

んでこの 20 年間はさほど大きな進展がなかった

が，本特集（Part Ⅰ-Ⅲ）の多数の論文が示すよ

うに，いまあらたにさまざまなアイデアや研究手

法が導入され，再び大きな進展がはじまった。そ

れらの成果は，1990 年前後にいったん落ち着い

たかにみえた列島形成史の理解に大きな変更を迫

る内容を含んでいる。とくに日本列島形成史の前

半については従来の解釈が大きく誤っていたこと

が顕在化した。まだすべてのデータがでそろった

わけではないが，本稿ではそれらの新知見をとり

入れてまとめ直した最新版の列島形成史を紹介す

る。

　まず新しいデータに基づき明らかにされた形成

史を考え直す際の重要な点について整理して解説

した後で，日本列島の誕生から現在の姿に至るま

での具体的な古地理の復元について論じる。

II．日本列島形成史の概略

　約 7 億年に及ぶ日本列島の構造発達史の本質

的シナリオを簡潔にまとめれば，次の 3 つの明

瞭なステージに分割される。すなわち，（1） 約

7-5 億年前の受動的大陸縁のステージ，（2） 約 5

億年前から約 2000 万年前までの活動的大陸縁の

ステージ，および （3） 約 2000 万年前以降の島弧

のステージである（磯﨑・丸山, 1991; Isozaki,

tinental blocks

（South and North China） was less significant than previously imagined, except

for the Jurassic to Early Cretaceous time when the collisional suture between North and South

China blocks was selectively eroded to produce abundant terrigenous clastics. It is also

signifi-cant that the eastern extension of this collisional suture was recognized in Japan as a chain of

fragmentary remnants of the Triassic medium-pressure metamorphic belt. On the basis of these

new lines of information, the South China-related origin of the main part of Japan is confirmed,

whereas the Hida and Oki belts along the Japan Sea are identified as detached fragments of

North China block.

　　Summarizing all of these results, a series of revised paleogeographic maps of Japan from the

Late Neoproterozoic to the Miocene is illustrated.

Key words

： Japanese Islands, South China, arc-trench system, accretion, granite batholith,

detrital zircon, tectonic erosion, collision suture, island arc, back arc opening

キーワード： 日本列島，南中国，弧—海溝系，付加，花崗岩バソリス，砕屑性ジルコン，構造浸食，

1996; Maruyama, 1997;

磯﨑, 2000）。この大き

な枠組みについては 1990 年代の理解からの大き

な変更はない。日本列島形成史の概略年表を図 1

に示す。

　日本は，約 7 億年前の後期原生代に超大陸ロ

ディニア （Rodinia） が分裂し （図 2），南中国地

塊が分離独立したことに関連して生まれた。ロ

ディニアの分裂とは，古太平洋 （＝パンサラサ海;

Panthalassa） を誕生させた事件そのものであっ

た。ロディニア分裂後に南中国と北米との間に生

まれた原日本 （proto-Japan） は，最初の 2 億年

間，南中国 （揚子） 地塊の受動的大陸縁の近傍に

位置していた。約 5.2 億年前 （カンブリア紀中頃）

に，海洋プレートの沈み込みが開始し，この時点

で原日本はそれまでの展張応力場から水平圧縮応

力場へと移行し，太平洋型 （都城型） 造山帯とし

ての成長の歴史を刻みはじめた。このような受動

的縁辺から活動的縁辺への大きな構造反転の後，

日本は海洋プレート沈み込みに支配された活動的

縁辺におかれ，その状況はほぼ 5 億年間継続し

た。その間，南中国地塊は北中国やインドシナ地

塊と衝突・合体し，アジア大陸の東部ができた。

その後，約 2000 万年前 （中新世） にアジア大陸

東縁は局所的なリフティングを被り，背弧海盆

（日本海） が拡大した結果，日本はアジア大陸か

ら分離し，それまでの陸弧から島弧へと姿を変え

た。

　現在のプレート運動をそのまま未来へ継続させ

るならば，南極大陸を除くすべての大陸はもう一

度合体して次世代の超大陸を形成し，これに伴っ

て日本の周囲では，次のような地質事件が起こる

と予想される。現在から約 5000 万年後にはオー

ストラリア大陸が，パプアニューギニア，フィリ

ピンおよび日本列島など多くの島弧群を巻き込み

ながらユーラシア東縁に衝突する （図 1）。さら

に 2.5 億年後には，北米大陸がユーラシアに衝突

し，太平洋を閉塞して，その結果，次世代の超大

陸アメイジア （Amasia ＝ America ＋ Asia の意）

を形成される。その時点で日本は大陸内の衝突造

山帯の一部となり，独立の造山帯としての歴史を

終える。このように，巨大海洋の歴史であるウィ

ルソン・サイクルという観点からみると，上述の

7

億年前の誕生から 2.5 億年後の終焉に至る日本列

島の構造発達史は太平洋全体の地史と鏡像関係に

ある （Maruyama, 1997）。現在は，この日本列島

史全体の，あるいは太平洋のウィルソン・サイクル

全体の約 3/4 が過ぎようとする段階にある。

III．付加体成長と構造浸食

　その説明原理が地向斜説であるかプレート・テ

クトニクスであるかにかかわらず，日本列島構造

発達史は，これまで一貫して太平洋に向かう一方

向の大陸成長過程として説明されてきた

（Ko-bayashi, 1941; Minato et al., 1965; 勘米良, 1980;

磯﨑・丸山, 1991）。その最も重要な根拠は，日

本列島に帯状配列する地体構造単元が基本的に大

洋側に向かって順次若くなる極性を有することで

あった。とくに近年の日本列島形成史では，弧火

成活動と海溝での付加体形成により，新規の弧

（大陸） 地殻の成長が海洋側に向かって順次起き

たことが強調された。しかし，形成された各種地

体構造単元が示す形成年代の経年変化は明らかに

断続的で，弧地殻の形成は定常的に継続したわけ

ではない （図 1）。弧地殻が特定の時期に集中的に

追加されたことについては，約 1 億年に一度の間

欠的な海嶺沈み込みが原因であったことが，付加

体が記録する海洋プレート層序の検討から明らか

にされた （磯﨑・丸山, 1991）。一方，現在の地殻

表層に残存する付加体の形成時期は，そのリズム

とは一見無関係にみえる。この付加体形成時期の

不連続性については，海洋プレートが海溝に対して

大きく斜め沈み込みをしたことによるという ad hoc

な解釈 （Maru yama and Seno, 1986 など） がなさ

れた。

　このような説明がなされた背景には，従来の地

質学研究の主対象が実際に地表に残されている岩

石や地層そのものに限定されていたことが関係し

ている。一方で，かつて存在したが現存しない過

去の地質体については，堆積岩中の礫からの希少

な情報はあるものの，定量的に検証・議論する方

法を地質学者はもちあわせていなかった。ところ

が，最近導入された砕屑性ジルコンを用いた供給

図 1（ F ig . 1 ）

源 （後背地） 解析は，かつて日本列島に存在し，

その後消失した “失われた地質単元” を半定量的

に復元することに成功した （中間ほか, 2010b;

Iso-zaki et al., 2010）。さらに，日本に隣接する 2 つ

の主要な大陸地塊 （北中国と南中国） から日本へ

の砕屑物供給の詳細な歴史さえも明らかにしつつ

ある。これらの新知見は，従来の日本列島構造発

達史の主部を大幅に修正することになった。

　1）古生代の弧花崗岩

　図 3 に中間ほか （2010b） による日本産砂岩に

ついての砕屑性 （火成） ジルコン年代測定の結果

を示す。日本の古生代中期およびトリアス紀の砂

岩は，5.2 ～ 4 億年前の砕屑性 （火成） ジルコン

粒を大量に含んでいる。火成ジルコンのほとんど

は珪長質な火成岩 （おもに花崗岩類） に由来する

と考えられるが，顕生代を通して日本にはマント

ル・プルーム活動がつくった巨大火成活動区は

まったく認められない。したがって，これらの古

生代の火成ジルコンは，プレート沈み込み帯にで

きた火山弧—花崗岩（tonalite-trondhjemite-gra-nodiorite; TTG） バソリスに由来すると考えられ，

かつて日本の後背地には古生代前半の花崗岩類が

広域に露出していたこと，またそれらが大規模に

浸食されて大量の砕屑物が供給されたことが推定

図 1　 日 本 列 島 の テ ク ト ニ ク ス 概 略 年 表（磯 﨑, 2000; Isozaki et al., 2010 か ら 抜 粋, 改 変）． 日 本 列 島 の 歴 史 は 約 7 億 年 前 の 超 大 陸 ロ ディ ニ ア の 分 裂 に は じ ま る （事 件 1）．南 中 国 地 塊 縁 辺 の リ フ ト 帯 と し て 生 じ た 原 日 本 は，そ の 後 し ば ら く 受 動 的 大 陸 縁 と し て 過 ご し た が，約 5.2 億 年 前 に プ レー ト 沈 み 込 み 帯 に 転 じ た （事 件 2）．そ の 後 は 活 動 的 大 陸 縁 と し て 新 規 の 弧 地 殻 を 成 長 さ せ た．約 2.3 億 年 前 に 北 中 国 地 塊 と 南 中 国 地 塊 が 衝 突 合 体 し，そ れ 以 降 の 日 本 は 両 地 塊 が 接 す る 部 分 の 海 洋 側 縁 辺 に 成 長 し た （事 件 3）．約 2000 万 年 前 に 背 弧 海 盆 （日 本 海）が 拡 大 し，日 本 は 大 陸 か ら 独 立 し た 島 弧 に なっ た （事 件 4）．今 か ら 約 5000 万 年 後 に 北 上 す る オー ス ト ラ リ ア が ア ジ ア 東 縁 に 衝 突 し，日 本 で の 地 殻 成 長 は 終 結 す る （事 件 5）．さ ら に 2 億 年 後 に は 北 米 が ア ジ ア に 衝 突 合 体 し て，太 平 洋 が 消 滅 し，か わ り に 超 大 陸 ア メ イ ジ ア が で き る （事 件 6）．こ れ ら を 整 理 す る と，日 本 の 構 造 発達史は次の主要な 3 つのステージに区分される．すなわち，（1） 大西洋型受動的大陸縁辺の時代 （700-520 Ma），（2） 太 平 洋 型 造 山 運 動 が 起 き る 活 動 的 大 陸 縁 の 時 代 （520 Ma か ら－50 Ma），そ し て （3） 大 陸 衝 突 の 時 代 （－50 Ma か ら －200 Ma） で あ る．こ の よ う な 9 億 年 に 及 ぶ 日 本 列 島 の 構 造 発 達 史 は，7 億 年 前 頃 に 現 れ，あ と 2 億 年 で 消 失 す る 太 平 洋 の ウィ ル ソ ン・サ イ ク ル の 鏡 像 に あ た る．東 ア ジ ア の 日 本 が 占 め る 部 分 で は，第 二 の 時 代 す な わ ち 活 動 的 大 陸 縁 の 時 代 に 大 陸 成 長 が 起 き た．中 段 に 日 本 列 島 の 表 層 地 殻 中 で 確 認 さ れ て い る 付 加 体 （緑 色） お よ び 花 崗 岩 バ ソ リ ス （赤 色） の 年 代 範 囲 を 表 示 す る．海 洋 プ レー ト の 沈 み 込 み に 伴 う マ グ マ 活 動 が 火 山 フ ロ ン ト 直 下 で 新規の大陸地殻物質を形成し，一方で付加体が形成されることによって海側への空間的成長はがなされた．ただし， こ の 第 二 の 時 代 の な か に あっ て，新 規 の 付 加 体 お よ び 花 崗 岩 が 現 在 まっ た く 残 さ れ て い な い 期 間 が 数 回 認 め ら れ る （図 の 青 色 の 領 域）．こ の 期 間 の 意 味 に つ い て は 後 述 す る．

Fig. 1　 A brief history of the geotectonic evolution of the Japanese Islands （simplified from Isozaki, 2000; Isozaki et al., 2010）.

The history of the Japanese Islands started with the breakup of the supercontinent Rodinia at ca. 700 Ma （Event 1）. Proto-Japan originated near the rifted margin of South China and remained as a passive margin element until tectonic conversion into a subduction zone at ca. 520 Ma （Event 2）. Proto-Japan grew afterwards, forming a juvenile arc crust. Af-ter the collision between the North and South China blocks at ca. 230 Ma （Event 3）, Japan evolved along the continental margin of these two amalgamated continental mass, i.e., East Asia. At ca. 20 Ma, a back-arc basin （Japan Sea） opened to separate Japan from the main Asian continent as an isolated island arc system （Event 4）. About 50 million years after present, Australia will move northward and collide with the eastern margin of Asia, terminating continental growth in Japan （Event 5）. In 200 million years, North America will collide with Asia to close the Pacific Ocean and form Amasia, the next-generation supercontinent （Event 6）. On the basis of the above sequence of events, the geotectonic history of the Japanese Islands can be divided roughly into three major stages: （1） the passive continental margin stage （700-520 Ma）, （2） the active continental margin stage （520 Ma to －50 Ma） with the island arc sub-stage, and （3） the collision and coalescence stage （－50 Ma to －200 Ma）. This geotectonic chronicle of the Japanese Islands corresponds essentially to the Wilson cycle of the Pacific Ocean, which appeared around 700 Ma and will disappear in another 200 million years. The continental growth of the Japan segment in East Asia occurred solely during the second stage when subduction-related magmatism produced juvenile crust beneath the volcanic arc. The middle column illustrates geologic records of past arc crust materials, i.e., accretionary complex （AC） and granite batholith. Net growth of arc crust was caused by arc magmatism immediately beneath the volcanic front, whereas the spatial oceanward growth of the continental margin occurred at the trench through the formation of AC. Nonetheless, several intervals with no additions of juvenile AC and granite （dark blue intervals） existed. The geological implications of these intervals will be discussed later.

図 2（ F ig . 2 ）

される。日本最古の弧火成活動産物は，約 5.2 億

年前頃 （カンブリア紀中期）

の年代をもつ（Saka-shima et al., 2003; 田切ほか, 2010）。また，西南

日本のシルル系前弧盆堆積物中には溶結凝灰岩が

含まれ （吉倉・佐藤, 1976），十分に成熟した弧—

海溝系すなわち島弧地殻の存在を示唆することか

ら，同様に巨大な花崗岩バソリスの発達を強く支

持する。

　日本産の先新第三紀花崗岩類のなかでは白亜

紀—古第三紀のものが卓越する。そのほかにジュ

ラ紀，トリアス紀，ペルム紀，シルル紀，および

カンブリア紀の花崗岩類が知られているが，いず

れも白亜紀の例と比べるときわめて小規模な岩

体にすぎない。とくに古生代前期の花崗岩類の

日本での分布はきわめて限られている。例えば，

黒瀬川帯に散点的に産するシルル紀の三滝花崗

岩 （市川ほか, 1956） や長門—蓮華帯の台花崗岩

（質片麻岩） の岩体 （河野ほか, 1966; 村上・西村,

1979） はいずれも直径数 km あるいはそれ以下と

きわめて小規模である。

　また日本に近接する東アジアにおいて，1.9 ～

1.6 億年前 （ジュラ紀） および 1.1 億～ 9000 万年

前 （白亜紀） 花崗岩類は，アジア東縁に沿って

3,000 km

以上追跡され，ユーラシア／太平洋境界

沿いに一連の陸弧システムを形成している

（Taka-hashi, 1983）。また，2.9 ～ 2.1 億年前 （ペルム

紀・トリアス紀） 花崗岩類の一部も南中国東南縁

に沿った陸弧に対比できる可能性が大きい。これ

に対して，東アジアとくに古生代日本と密接な関

係にあった南中国には前期古生代の花崗岩バソリ

ス帯がまったく産しない。しかし，砕屑性ジルコ

ンのデータは陸縁の陸弧あるいは海洋中に独立し

た島弧のいずれであれ，大量の火成ジルコンを供

給しえた大規模な花崗岩バソリスが古生代日本の

後背地に存在したことを明示している。

　このような現在の地質体の分布と砕屑性ジルコ

図 2　 原 生 代 中 期—後 期 の 超 大 陸 ロ ディ ニ ア （Rodinia） お よ び ゴ ン ド ワ ナ （Gondwanaland） の 古 地 理 図 と 原 日 本 の 位 置 （Rino et al., 2004 か ら 一 部 変 更）． 右：ロ ディ ニ ア は 約 1300-1000 Ma の 間 の 一 連 の 大 陸 衝 突 に よっ て で き た 超 大 陸 で，衝 突 し た 大 陸 塊 間 に グ レ ン ビル造山帯 （濃紺色の領域） が形成された．日本主部と近縁な南中国 （S. China） 地塊は北米 （Laurentia; Laur） 地塊， オー ス ト ラ リ ア （Aust） 地 塊 そ し て 東 南 極 （E. Ant） 地 塊 に 挟 ま れ た 位 置 に あっ た．南 中 国 地 塊 自 体 は グ レ ン ビ ル 期に揚子 （Yangtze） ブロックとカタイシア （Cathaysia） ブロックが衝突してできたが，両者間の衝突帯は四堡 （Sibao） 造 山 帯 と なっ た．当 時 の 日 本 の 位 置 は，低 緯 度 地 域 に あっ て，南 中 国 地 塊，と く に 北 米 地 塊 に 接 し た カ タ イ シ ア の縁辺にあった．ちなみに北中国 （N. China） 地塊はシベリア （Sib） 地塊の横に位置していたらしい．超大陸ロディ ニアは，原生代後期に巨大な太平洋スーパープルーム （赤色円で示す） などの複数のマントル・プルームの活動によっ て 約 7 億 年 前 頃 に 分 裂 し た．左：超 大 陸 ロ ディ ニ ア の な か で は 北 米 地 塊 を と り 囲 ん で い た 多 数 の 大 陸 塊 は，分 裂 後 は 四 方 へ 離 散 し た が，約 540 Ma （カ ン ブ リ ア 紀 最 初 期） 頃 ま で に 地 球 の 反 対 側 で 再 度 集 結 し て 別 の 大 陸 ゴ ン ド ワナを形成した （Hoffman, 1991; Dalziel, 1992; Li, 1999）．当時の南中国地塊はオーストラリア地塊からは分離して い た も の の，そ の 東 側 の 近 接 し た 地 域 に 位 置 し て い た．現 在 の 日 本 主 部 に あ た る 部 分 は，ロ ディ ニ ア の な か で は 低 緯 度 に あっ て，南 中 国 地 塊 の カ タ イ シ ア・ブ ロッ ク の 北 米 側 に 位 置 し て い た．北 中 国 地 塊 は ゴ ン ド ワ ナ 北 西 部 の ア フ リ カ と 南米 の 北 側 に 隣 接 し て い た．

Fig. 2　 Paleogeographic maps of the Meso- and Neoproterozoic supercontinents Rodinia （right） and Gondwanaland （left） with respect to the contemporary position of proto-Japan （modified from Rino et al., 2004）.

Right: Rodinia was assembled through successive continental collisions that formed the Grenville orogen （dark blue area） during 1300-1000 Ma. South China accompanying proto-Japan was surrounded by North America （Laurentia）, Australia, and Eastern Antarctica. South China is composed of the Yangtze part at the northwest and the Cathaysia part at the southeast, and these two blocks were stitched by the 1.0 Ga Sibao collisional orogen of the Grenvillian stage. In central Rodinia, the domain corresponding to future Japan was positioned at the Cathaysia margin that was connected directly to Laurentia. North China was located at the external part of Rodinia next to Siberia. In the Neoproterozoic, Rodinia broke up due to the activation of mantle plumes, in particular, the large-scale Pacific superplume （the largest red circle）. Left: Rifted continental fragments once surrounding Laurentia drifted away and re-assembled to form Gondwa-naland on the other side of the globe by 540 Ma （the earliest Cambrian） （Hoffman, 1991; Dalziel, 1992; Li, 1999）. During the Early Paleozoic, South China was located somewhere close to the eastern part of Australia. Proto-Japan was located in a low-latitude domain off South China, particularly at the Cathaysian side. North China probably existed off Gondwa-naland to the north of Africa and South America.

ンのデータは見かけ上矛盾するようにみえるが，

以下のように考えると説明が可能である。すなわ

ち，古生代日本にはかつて大規模な古生代花崗岩

バソリスが形成され，それらが広域に表層露出し

たことがあったが，その後のプロセスでそのほと

んどが二次的に消失したと考えられる （中間ほ

か, 2010b; 磯﨑ほか, 2010b, 鈴木ほか, 2010）。こ

のような事情は，さらに若い 1.9 ～ 1.6 億年前お

よび 2.9 ～ 2.1 億年前の花崗岩類についてもまっ

たく同様である。これらも現在の分布はきわめて

限定的で （例えば，西南日本の飛騨帯，舞鶴帯，

および黒瀬川帯，さらに中央構造線に南接した地

帯など） あるにもかかわらず，その年代を示す砕

屑性ジルコンがジュラ紀砂岩中に大量に含まれる

ことが確認された （中間ほか, 2010b; 図 3）。

　造山帯のなかでの古期の島弧複合体の復元につ

いては，その構成岩石の産出を野外で認定できれ

ば最も直接的な証拠となる。しかし，さらに重要

なのは，かつて存在した古生代島弧が二次的に消

失した場合であっても，その痕跡が後の時代の地

層中から解読できることにある。とくに成熟した

弧地殻のように 100-200 km 幅の規模の地質体

がいったん形成された後に，ほぼ完全に消滅して

しまったことの認定は，以下に述べるように物質

収支の観点からもきわめて重要である （山本,

2010; 磯﨑ほか, 2010b; 鈴木ほか, 2010）。

　2）弧地殻の減少と堆積物の大量沈み込み

　プレート沈み込みに伴う太平洋型 （都城型） 造

山帯において，いったん形成された弧花崗岩バソ

リスの大部分を消去するには，通常少なくとも次

図 3（Fig. 3）

の 4 つの段階のプロセスが不可欠となる。すな

わち （1） バソリスの大規模な地表露出，（2） 急速

な浸食，（3） 砕屑物の海溝への輸送，そして （4）

マントルへの沈み込みである。日本の中期古生代

からトリアス紀砂岩が古生代の火成年代をもつジ

ルコン粒子を大量に含む事実は，上述の（1）—（3）

のプロセスが実際に効果的に働いた結果，かつて

存在した古生代の弧花崗岩バソリスが大量に浸

食・削剥されたことを示す。しかし，たとえ花崗

岩バソリス帯が大規模に削剥されたとしても，そ

の砕屑物が堆積物／堆積岩という形で同じ弧—海溝

系の表層に留まる限り，弧地殻物質の総量は変化

しない。前弧堆積物はもとより，付加体や高圧型

変成岩の原岩についても，その体積の 70-80％以

上は粗粒陸源砕屑物から構成されており，そのほ

とんどは花崗岩質な大陸地殻の破片・粉末にほか

ならないからである。

　日本列島の地殻には先白亜紀の古期バソリスは

少量しか残されていない。また先ジュラ紀砕屑岩

の総量もきわめて少なく，大量の砕屑性古生代ジ

ルコンを生じた弧花崗岩は，等量の砕屑性堆積物

としてさえほとんど残っていない。したがって古

生代—中生代の弧バソリスの大部分そしてその砕

屑物は，ほぼすべてどこか他所へ移送されて，日

本列島から消失したことになる。周辺に巨大な堆

積盆地を形成することなしに既存の花崗岩質地殻

を弧—海溝系の地表から消去することは，それらを

海溝からマントルへ埋没させることと同義である。

図 3　 本 邦 古 生 代—中 生 代 砂 岩 お よ び 現 世 の 河 川 砂 中 の 砕 屑 性 ジ ル コ ン の 年 代 頻 度 ス ペ ク ト ル が 示 す 後 背 地 の 顕 著 な 変 化（中 間 ほ か, 2010b を 一 部 修 正）. 5億 年 前 以 降 の 日 本 に 流 入 し た 陸 源 砕 屑 物 の 後 背 地 の 長 期 的 変 化 が 読 み と れ，おもに 3 つ の 期 間 が 識 別 さ れ る． すなわち （1） トリアス紀末 （約 200 Ma） 以前，（2） ジュラ紀から白亜紀中期 （約 200-90 Ma），そして （3） 白亜紀後期 以 降 （90 Ma 頃 以 降） で ある．すなわち陸 源 砕 屑 物を 供 給した 後 背 地に 約 2 億 年 前と約 1 億 年 前に 2 回の 大きな 変 化があったことが読みとれる．（1） の時代では，陸源砕屑物は，おもに原日本島弧に新規に形成された弧 花崗岩バ ソリスからもたらされた．一方，隣 接していた南中国地 塊からの陸源砕 屑物質の流 入はきわめて限 定されていた． し かし，これらの 古 生 代 砕 屑 粒 子はトリアス紀 末 以 降 の 砂 岩には 含まれ なくなり，古 生 代 前 期の 弧 花 崗 岩はほぼ 完全に削剥されたと推定される．（2） の時代にはペルム紀—ジュラ紀の花崗岩バソリス由来の砕屑性粒子が主体となった． とくに白亜 紀 砂 岩には 北中国 地 塊 および 南中国 地 塊由来の原 生 代 砕 屑 粒 子 が 特 徴 的に 含まれる．これは南中国 地 塊と北 中国 地 塊とがトリアス紀 中頃に 衝 突して，ジュラ紀 以降にその 縫 合 帯の巨 大山 脈 から多 量の陸 源 砕 屑 物 質 が太平洋側へと供給されるようになったことを反映している．後背地の 2 度目の大改変が起きて （3） の時代に入っ た．そ れ まで 卓 越し た ペ ル ム 紀 からジュラ紀 の バソリス由 来 の 砕 屑 物 は 完 全 に 消 滅し，ほぼ 白 亜 紀 バソリス由 来 のもの ば かりになった．これらの 2 回 の 後 背 地 の 体 制 変 化 は，構 造 浸 食 が 間 欠 的に 起きて 前 弧 域 の 古 期 バソリス が順次消滅していった様子を物語っている．ただし （1） の時代には，弧地殻物質が欠損する時代が複数ある （図 1） ことから，さらに数回の構造浸食がおきた可能性があるが，残された地質体の総量が少ないので検証は難しい． Fig. 3　 Age spectrum of detrital zircons of the mid-Paleozoic to Mesozoic sandstones and recent river sands in Japan,

showing spectacular changes in provenances （modified from Nakama et al., 2010b）.

Note the three distinct intervals of terrigenous clastics in the over-500 million-year history of the Japanese Islands; i.e., （1） before the Late Triassic （ca. 200 Ma）, （2） Jurassic to mid-Cretaceous （ca. 200-90 Ma）, and （3） after the Late

Cre-taceous （ca. 90 Ma）. This suggests that a major change occurred twice in the provenance of the Japanese Islands. During the first interval, the major terrigenous source was the Paleozoic arc granite, which developed in juvenile Japan, forming an intra-oceanic arc （proto-Japan arc complexes）. Despite the physiological proximity, the terrigenous flux from the two major continental blocks （South and North China） in East Asia was highly limited. The post-Late Triassic sandstones lack those Paleozoic grains, suggesting that the Paleozoic arc batholiths were almost completely eroded out. This major re-organization of the provenance regime occurred around 200 Ma with respect to severe tectonic erosion in the fore-arc domain of proto-Japan. In the second interval, sandstones were dominated by Permian—Jurassic clastic grains. In addi-tion, the collision between South China and North China brought the production of abundant Proterozoic terrigenous clastics in East Asia and their delivery to the Late Mesozoic basins along the Pacific rim. In particular, the Cretaceous sandstones are replete with Proterozoic grains both from North and South China cratons. The second regime change oc-curred around 90 Ma （mid-Cretaceous） when almost all of the pre-Cretaceous grains became absent; instead, Cretaceous arc-derived clastics dominated in sandstones in Japan. These two major regime changes suggest the intermittent activa-tion of tectonic erosion that removed older batholiths from the fore-arc domain. The barren periods of juvenile arc-crust formation during the Paleozoic （Fig. 1） may record more frequent activation of tectonic erosion; however, this is difficult to confirm due to the highly limited total amount of remnant materials.

　日本の古期岩類の産出パタンは，かつてプレー

ト沈み込みで形成された新規の大陸地殻物質の多

くが，すでに日本の弧—海溝系から失われたこと

を明示している。それを可能にする唯一のメカニ

ズムは，前弧地殻物質の海溝から沈み込ませるこ

とである。ただし海溝から沈み込んだ弧地殻物質

にしても，そのすべて前弧の下に底付け

（under-plate） されるのであれば，弧地殻の総量が変化

することはない。したがって，それらの弧地殻物

質の （4） マントル内までの運搬が重要である。

　上述の日本列島での古期バソリスと砕屑性ジル

コン年代に関する観察事実は，過去の活動的大陸

縁での大陸成長すなわち新規地殻の追加が決して

定常的に進まなかったこと，とくに前弧域での地

殻の削剥が何度も起きて地殻成長が中断され，さ

らに既存の古期地殻までもが消滅したことを示唆

する。5 億年に及ぶ日本の沈み込み型造山帯の歴

史において，付加体の成長はつねに継続して起き

たのではなく，明らかに間欠的であった （磯﨑・

丸山, 1991; 図1）。この間欠的な付加体欠損につい

ては，プレートの斜め沈み込みに伴う横ずれテク

トニクスの結果と従来説明されてきた。しかし，

想定された数 100 km オーダーの長距離に及ぶ横

ずれ変位の直接的証拠はない。この付加体形成年

代の断続性については，いったん形成された既存

の付加体が二次的に削剥・消滅したと説明するの

が妥当である。

　図 1 に示す日本列島の約 5 億年間の歴史を通

覧すると，付加体および花崗岩がまったく残され

ていない期間が 6 回あったことがわかる。すなわ

ち，（1） 470-440 Ma （オルドビス紀—シルル紀最

初期），（2） 400-370 Ma （デボン紀），（3）

350-280 Ma

（石炭—ペルム紀前期），（4） 250-240 Ma

（トリアス紀前期），（5） 140-110 Ma （白亜紀前

期），そして （6） 80-60 Ma （白亜紀後期—古第三紀

最初期） である。ただし，その年代幅は現在残っ

ている地質体の年代に制限されており，とくに残

存地質体の総量が少ない前期古生代については付

加体や花崗岩類が形成後に二次的に消去された可

能性を考慮すると，欠損期間はより短くなる。そ

れでも，デボン紀，石炭—ペルム紀前期，および

白亜紀前期における弧地殻物質の欠損は際立って

いる。これらを弧地殻が成長ではなく縮退した期

間として捉えると，日本列島の形成史は従来の描

像よりはるかにダイナミックな変化に満ちていた

ことが理解される。

　また，さらに印象的な事例として，日本海を開

裂させた中新世の背弧拡大が，ほぼ水平な地殻中

部のデタッチメント断層 （古中央構造線; 磯﨑・

丸山, 1991） を活動させ，前弧域の短縮を引き起

こした事件 （青木ほか, 2010; 竹下, 2010; 柳井ほ

か, 2010） があげられる。前弧域の地殻内での水

平短縮の結果，膨大な量の弧地殻 （既存の付加

体，花崗岩，および低温高圧型変成付加体） が隆

起・浸食されたと考えられる。現在の日本列島に

唯一残っている巨大バソリス帯は白亜紀—古第三

紀の例 （領家帯，山陽帯，および山陰帯） である

が，とくに白亜紀の花崗岩は上述の前弧域での水

平短縮時に大量に砕剥されたため，もともと形成

された総量の一部しか残されていないことに留意

する必要がある。古くから知られていた領家変成

帯の高温軸の南翼の大規模欠損やそれを覆う上部

白亜系和泉層群の堆積盆地南半の欠如は，当時の

弧地殻の縮小を如実に物語っている。またこの時

期に生じた大量の陸源砕屑物は海溝を満たし，

四万十帯南端の中新世付加体をつくった。しか

し，西南日本の地殻断面 （伊藤・佐藤, 2010） か

ら判断すると，花崗岩質地殻由来の大量の陸源砕

屑物の大部分は，もはや前弧域には残っておら

ず，すでにマントルへと移送されたと考えられ

る。これは，活動的な沈み込み体制が継続し，海

溝で付加体が形成されている間でさえ，弧地殻が

縮小しうることを示している。とくに現世の海溝

域の詳細な弾性波探査 （長谷川ほか, 2010） は，

付加体が形成されている最中でも大量の堆積物が

マントル深部へと運ばれていることを明示してお

り，きわめて示唆的である。

　3）構造浸食

　プレート沈み込みによる弧地殻の減少プロセス

の存在は 1990 年前後から何度も議論されており，

構造浸食 （tectonic erosion） と呼ばれている。構

造浸食の具体例は，もともと東北日本沖の日本海

溝やチリ海溝沿いの海洋調査から認識されるよう

になった （von Huene and Scholl, 1991）。実際

に東北日本沖の日本海溝陸側斜面では新生代付加

体がほとんど発達せず，かつ北海道南方沖では白

亜紀付加体の地質構造の延長が海溝によって斜断

されており，二次的に削られている様子が観察さ

れる。実際に海洋プレートが沈み込み続けている

現世の海溝の半分以上においては付加体が形成さ

れておらず （Clift and Vannucchi, 2004; Scoll and

von Huene, 2007, 2009），逆に大量の弧地殻物質

がマントルへ定常的に沈み込んでいることが確認

されている （長谷川ほか, 2010）。構造浸食につ

いては，前弧表層での隆起・削剥および砕屑物の

沈み込みのみならず，沈み込む海洋プレートの上

面での機械的剥離がより重要である （山本, 2010

の解説参照）。

　西南日本の各時代の付加体とその変成部の体積

を比較すると，より若い付加体ほどその体積が大

きいという明瞭な傾向 （古生代付加体＜中生代付

加体＜新生代付加体） が認められる （磯﨑ほか,

2010b）。とくに，西南日本の地殻断面に典型的

に観察されるように，西南日本の前弧地殻のほと

んどすべてを白亜紀およびそれ以降の付加体が占

領するのに対し，花崗岩を含めて先白亜紀地殻物

質の総量は微々たるものにすぎない （図 4）。こ

れらの事実は，古い付加体およびその変成部が形

成後に順次浸食され，その総量を減じてきたこと

を物語っている。ただし前期古生代以降の多様な

非変成前弧盆堆積岩が少量ながらも残存している

ことから，古期の弧地殻の削剥は表層からのみ一

方向に進行したわけではなかったことは明らかで

ある。現世例から指摘されるように，おそらく沈

み込む海洋プレートの上面での機械的削剥が前弧

地殻物質の消去に最も効果的であったと考えられ

る。このような前弧域の地殻物質を大量に消去す

ることに関しては，構造浸食作用が唯一無二の現

実的な機構であり，上述の西南日本に残存する付

加体の年代の偏りを最も無理なく説明する。ちな

みに高圧変成岩の原岩は付加体が沈み込み帯の深

部へもたらされたものにほかならない。偶発的な

海嶺沈み込みによる地表への上昇などがなけれ

ば，その埋没自体は地殻物質を表層から深部へ運

搬する構造浸食過程の一部を担っているとみなさ

れる。

　構造浸食の効率，あるいは弧地殻物質のマント

ルへの搬入率は時間とともに変化するらしく，図

1

に示される地殻物質の欠損期間から判断する

と，過去の日本では少なくとも数回，構造浸食が

極端に活発化した時期があったことが推定され

る。その時には沈み込むプレートの上面で前弧の

地殻を直接削りとられ，既存の付加体／高圧変成

岩そして花崗岩の総量が短期間に減少したと判断

される。

　現在の日本列島の地殻構成は，このような付加

体・バソリスの成長と構造浸食の卓越が間欠的に

何度か繰り返された結果であり，おそらく南中国

の大陸縁において約 5 億年の間，海溝の位置は

何度も海洋側への前進と大陸側への後退を繰り返

し，大陸地殻の成長も間欠的な増減を繰り返しな

がら進んだと考えられる （磯﨑ほか, 2010b; 鈴木

ほか, 2010）。弧地殻の海側への成長と大陸側へ

の縮退の反復による大陸縁の成長という新しい観

点に基づくと，日本のなかで相対的に古い岩石

（前期古生代の変成岩・花崗岩，蛇紋岩など） が

複雑に混在化した西南日本の黒瀬川帯が，造山帯

のなかで，さらには現在の島弧のなかでも，かな

り海溝に近い位置に産するという一見不思議な現

象についても妥当な説明が可能である。黒瀬川帯

は他の付加体の構造的上位にクリッペとして産す

るが，その形成に関しては，もともと日本海側に

あった地質体が巨大異地性岩体として長距離移動

して弧の前面部に二次的に定置したわけではな

い。磯﨑・板谷 （1991） がクリッペとしての解

釈を提案した当初から一貫して説明してきたよう

に，その構成岩類は形成以来 （先日本海の南中国

地塊からみると） 前弧域のほぼ同じ位置の表層に

残存し続けていた。現在は，下位の地質体に対し

ては相対的に異地性クリッペとして累重するが，

実際に新たな物質の消長や移動を経験したのはそ

の構造的下位のより若い地質体 （付加体や高圧変

成岩） の部分であった。

　以上のように，南中国の縁辺でプレート沈み込

図 4　 西 南 日 本 の 地 殻 断 面 と 弧 地 殻 物 質 の 年 代 構 成 （ 伊 藤 ・ 佐 藤 , 2 01 0 に 基 づ く 磯 﨑 ほ か , 2 01 0b の 図 3 を 改 変 ）． 現 在 の 日 本 列 島 の 地 殻 は ほ ぼ 白 亜 紀（ 黄 色 お よ び 黄 緑 色 ）と 新 生 代 （ 桃 色 ， 水 色 お よ び 白 色 ） の 物 質 で で き て い る ． 構 成 岩 石 の 種 類 や 多 様 性 は 共 通 な が ら ， ジ ュ ラ 紀 （ 赤 色 ） お よ び 先 ジ ュ ラ 紀 （ 青 色 ） の 物 質 は 圧 倒 的 に 少 量 で あ る こ と が 読 み と れ る ． 日 本 は 約 5 億 年 に わ た り 活 動 的 大 陸 縁 と し て 成 長 し て き た が ， と く に そ の 前 弧 地 殻 は ほ ぼ 新 生 代 の 弧 地 殻 物 質 の み で で き て い る こ と が わ か る ． ま た 古 い 地 殻 物 質 は い ず れ も 表 層 近 く に 薄 く 存 在 し て い る こ と か ら ， 古 期 地 殻 物 質 の 削 剥 は 単 純 に 表 層 で の 浸 食 に よ っ て な さ れ た の で は な く ， 構 造 的 下 位 か ら の 構 造 浸 食 が 効 果 的 に 働 い た こ と を 暗 示 す る ． F ig . 4 　 C ru st al p ro fi le o f m od er n S W J ap an （ m od ifi ed f ro m fi g. 3 o f Is oz ak i et al. , 2 01 0b ; o ri gi n al ly b as ed o n I to a n d S at o, 2 01 0） a n d co n tr as t be tw ee n a ge a n d vo l-u m e of a rc c om po n en ts . T h e m od er n a rc c ru st i s m ai n ly c om po se d of C re ta ce ou s （ ye ll ow a n d gr ee n is h y el lo w ） an d C en oz oi c （ pi n k, l ig h t bl u e, a n d w h it e） m at er ia ls . N ot e th at t h e to ta l vo l-u m es o f th e Ju ra ss ic （ re d） a n d pr e-Ju ra ss ic （ bl u e） c om po n en ts a re e xt re m el y li m it ed , d es pi te t h e w id e va ri et y of c om po n en ts . T h e en ti re c ru st o f Ja pa n , i n p ar ti cu -la r th e fo re -a rc , is c om po se d of C en oz oi c cr u st al m at er ia ls , re ga rd le ss o f ov er 5 00 m il li on y ea rs o f h is to ry u n de r ac ti ve c on ti n en ta l m ar gi n s et ti n g. T h e ol de r u n it s pr ef er en ti al ly p re se rv ed o n t h e su rf ac e su gg es t th at t h e ar c m at er ia ls w er e re m ov ed n ot b y su rf ac e er os io n b u t by e ff ec ti ve t ec to n ic e ro si on f ro m t h e st ru ct u ra ll y u n de rl yi n g u n it s.

みがはじまって約 5 億年が経過し，その一部を

なす日本の弧—海溝系では大量の新規弧地殻が形

成されたが，二次的な構造浸食によって，最終的

に蓄積して残っている量は，本来の生産総量に比

べると極端に少なくなったと考えられる。これは

日本列島の発達史や古地理の復元に関する意味の

ほかに，マントルへ運ばれた弧 （大陸） 地殻物質の

行方に関して大きな示唆を含んでいる （Yamamoto

et al., 2009

）。なぜなら東アジア下のマントルに

5

億年間にわたって膨大な量の放射性元素に富む

花崗岩質物質が運ばれたことになり，それらの自

己発熱によってその後の上部マントルの対流パタ

ンの改変や局所的なプルームの活発化を促しえた

からである。

　4）隣接大陸塊からの砕屑物供給

　太平洋西縁の太平洋型造山帯の一部をなす日本

が，付加型大陸縁として成長をはじめた場がどの

大陸の縁辺であったのかは，日本の起源の問題そ

のものであり，これまでもさまざまに議論されて

きた。堆積盆地の後背地解析自体は地質学におけ

る古典的手法であり，西南日本の美濃—丹波帯の

ジュラ紀礫岩が原生代 （18 億年前） 花崗岩と片麻

岩礫を多数含むこと （Shibata and Adachi, 1974）

はよく知られている。先カンブリア時代基盤をも

つ日本に隣接する大陸塊 （図 5） と比較すると，

原生代中期の岩石は南中国地塊の基盤岩にはまれ

で，むしろ北中国地塊に広く産する。また現在の

地理的な近さもあって，日本の先新生代地質体は

おもに北中国地塊に近縁な場で形成されたと伝統

的に考えられてきた。1990 年代には砕屑粒子の

CHIME

年代測定が試みられ，その結果，飛騨帯

と同様の原生代中期の砕屑性ジルコンを産する隠

岐帯 （Suzuki and Adachi, 1994） も含めて，古

生代日本は北中国地塊に近縁だったという従来の

解釈を支持する証拠とみなされた。

　一方，古生物群集の類似性，東シナ海と九州 /

琉球との連続性，そして東アジアのトリアス紀中

圧型変成帯の評価 （図 5） から，飛騨帯を除く日

本列島の主体は南中国地塊縁辺で形成されたとい

う指摘があり （磯﨑・丸山, 1991），日本列島の

ルーツの問題について必ずしも統一的な合意は得

られていなかった。

　上述のような伝統的な礫岩組成の検討や砕屑粒

子の CHIME 年代測定に対して，最近導入され

た砕屑性ジルコンの大量年代測定 （Iizuka and

Hirata, 2004） は，砕屑性粒子の構成比に定量性

を加えた点で画期的であった。日本産の砂岩につ

いての砕屑性ジルコン年代のデータは，原生代の

砕屑性ジルコンを多産するのはジュラ紀—白亜紀

の砂岩に限られ，先ジュラ紀の砂岩は原生代の砕

屑粒子をほとんど含まないことを明らかにした

（図 3; 中間ほか, 2010b）。これは北中国地塊と近

縁という伝統的解釈から予想された，中期原生代

以前の砕屑粒子の卓越を否定している。一方，わ

ずかに含まれる原生代砕屑物は 700-1000 Ma の

年代をもち，これらに相当する年代の基盤岩は北

中国には露出しない。以上のことから，古生代日

本は北中国地塊ではなく，むしろ南中国地塊に近

縁な位置にあったことが確認された。ちなみに砕

屑性ジルコンが記録する限りでは，北中国地塊と

日本列島とが関与しはじめたのは，南北中国地塊

同士が衝突・合体した後の中生代中頃以降であっ

た （磯﨑ほか, 2010b; 大森・磯﨑, 2011）。

　原生代末のロディニア分裂時に生じたリフトに

沿って，南中国縁辺にも受動的大陸縁が形成され

た （図 6B） が，やがて受動的大陸縁は活動的大

陸縁へと構造反転した。新しい海洋プレート沈み

込みの体制は，大陸・海洋地殻境界からはじまっ

たのではなく，おそらく現代のインド—オースト

ラリア・プレートと同様のパタンで，古太平洋

（古パンサラサ海） の海洋プレートのなかで生じ

た。日本最古の海洋地殻由来の岩石は長崎県野母

半島に小規模に露出する 5.8 億年前変斑レイ岩で

ある （猪木ほか, 1979） が，これは沈み込み開始

によって南中国と新たに生まれた海洋島弧の間に

構造的にトラップされた海洋地殻の断片とみなさ

れる （磯﨑・丸山, 1991; 図 6C）。しかし，日本

の古生代砂岩には南中国由来の砕屑物がわずかに

含まれるだけなので，古生代日本の弧—海溝系は

南中国縁辺そのものからはある程度離れた位置に

あった海洋内島弧であったと推定される

（Isoza-ki et al., 2010; 中間ほか, 2010b）。白亜紀砂岩に

限って原生代前期—中期のジルコン粒子の含有量

が急増するのは，おそらく大別山—蘇魯

（Dabie-shan-Sulu） 衝突縫合帯 （図 5） に沿う超高圧変成

帯の上昇と，とくに上盤側の北中国の地殻の大規

模な隆起・浸食が起きて，大量の砕屑物が海溝域

にもたらされたことが原因と考えられる。白亜紀

の花崗岩バソリス （山地） が急成長して巨大な障

壁ができ，さらに中新世に日本海が拡大して以降

は，古い大陸基盤からの砕屑物の供給経路がほぼ

完全に遮断され，日本と北中国との間には砕屑物

の授受などのつながりが途絶えた。

　日本海側に分布する中新世砂岩中の砕屑性ジル

コンの年代分析結果は，日本列島がアジア大陸か

ら分離した時の状況をよく記録している。すなわ

ち，原生代の砕屑性ジルコンは中新世の砂岩から

は少量産するものの，ある特定の時期 （約 1600

万年前） 以降はまったく含まれなくなる （中間ほ

か, 2010b）。これは，日本海という深くて （＞

3000 m） 広い （＞ 1000 km） 背弧海盆の拡大に

よって，日本列島が島弧として完全にアジアから

独立し （図 5），もはや列島側には大陸からの砕

屑物が届かなくなったことを示している。

IV．古 地 理

　上述の新しい知見さらに地体構造区分の改訂

（Isozaki et al., 2010; 磯﨑ほか, 2010b） を考慮に

入れて，誕生から現在に至る日本の古地理復元を

試みる。プレート・テクトニクスに基づく造山運

動論の理解が定着した 1980 年代以降において，

日本列島の古地理変遷は Maruyama et al. （1997）

によって編纂された。本稿では，そのまとめをも

とに，最近 15 年間の知識を加えて修正したもの

を示す。主要変更点として，（1） 最古の弧—海溝

系要素としてカンブリア紀の諸岩石の識別，（2）

古生代—中生代弧バソリスの形成と構造浸食によ

る消失，（3） 南北中国地塊間境界の東方延長とし

図 5（Fig. 5）

てのトリアス紀中圧型変成帯の識別，（4） 日本海

拡大に伴う先新生代地質体の変位の復元などがあ

げられる。以下に，日本列島の起源に関わる原生

代末から現在の姿に至る年代順に説明し，順次古

地理図を示す。

　1）ロディニアの分裂と日本の誕生

　原生代中期 （約 13-10 億年前） に当時の主要な

大陸塊は一カ所に集まり，新しい超大陸ロディニ

アを形成した （Rino et al., 2004; 図 2）。その時期

に大陸衝突によってできた造山帯は，いわゆるグ

レンビル期 （Grenvillian） の造山帯と一括され

る。このロディニアのなかにあって，日本に関係

の深い南中国および北中国地塊にあたる部分は，

おのおのオーストラリア／東南極／北米

（Lauren-tia） 地塊に近い部分，また北米／シベリア地塊に

近い部分に隣接していたと推定されている （Li et

al., 2007; Santosh

・千秋, 2011）。

　オーストラリア，東南極および北米西岸に挟ま

れた位置にあった南中国地塊のなかには，グレン

ビル造山帯の断片が残されている。南中国はその

南半であるカタイシア （Cathaysia） ブロックと

北半の揚子ブロックから構成され，両者間には約

10

億年前 （グレンビル期末） の四堡 （Sibao） 衝突

造山帯が発達する （図 5）。ロディニア内にあっ

た時は，カタイシア・ブロック側が北米西岸と，

また揚子ブロック側が東南極大陸あるいはオース

トラリアと，おのおの接していた （図 2）。

　約 7.5-6 億年前に複数のスーパープルームが活

図 5　 東 ア ジ ア と 日 本 列 島 の 地 体 構 造． 東 ア ジ ア の 主 要 な 2 つ の 大 陸 塊 に 北 中 国 地 塊 （黄 色） お よ び 南 中 国 地 塊 （桃 色） が あ る．南 中 国 地 塊 は 北 西 の 揚 子 （Yangtze） ブ ロッ ク と 南 東 の カ タ イ シ ア （Cathaysia） ブ ロッ ク か ら 構 成 さ れ，両 者 間 に は グ レ ン ビ ル 期 の 1.0 Ga 四 堡 造 山 帯 （Li, 1999） が 発 達 す る．両 中 国 地 塊 間 に は ト リ ア ス 紀 中 頃 （2.3 億 年 前） に で き た 秦 嶺—大 別 山—蘇 魯 縫 合 帯 衝 突 縫 合 帯 （赤 色） が 発 達 し，超 高 圧 （UHP） 変 成 岩 （黒 点） を 伴 う．衝 突 縫 合 帯 で は，南 中 国 の 上 に 北 中 国 が ほ ぼ 水 平 に 重 な る．こ の 縫 合 帯 の 東 方 延 長 は 山 東 半 島 か ら 渤 海 湾 を わ た り 韓 半 島 北 部 の 臨 津 江 地 帯 に 追 跡 さ れ る．韓 半 島 に は 東 西 方 向 の 背 斜 軸 が あ る た め，半 島 中 央 部 に 南 中 国 地 塊 の 延 長 が，一 方 半 島 の 付 け 根 部 分 お よ び 先 端 部 に は 北 中 国 地 塊 の 延 長 が 露 出 す る．日 本 海 は，中 新 世 に 拡 大 し た 背 弧 海 盆 で あ る．日本 海 拡 大 に よっ て，日 本 列 島 の 先 新 生 代 地 殻 は 南 方 へ 移 動 し，隣 接 す る 中 国 本 土 お よ び 韓 半 島 と の 地 体 構 造 上 の 連 続 性 は 必 ず し も 明 瞭 で は な かっ た．北 海 道 東 部 を 除 く 日 本 主 部 （濃 い 桃 色 の 部 分） は 南 中 国 地 塊 と の 地 質 学 的 関 わ り が 深 い． 琉 球 弧 の 背 後 の 沖 縄 ト ラ フ で は，新 し い 背 弧 海 盆 が ひ ら き つ つ あ る が，基 本 的 に 九 州 と 南 西 諸 島 は 南 中 国 地 塊 の 東 方 延 長 に あ た る．日 本 は 古 生 代 初 期 以 降，南 中 国 地 塊 の 太 平 洋 側 で，長 期 間 の 海 洋 プ レー ト 沈 み 込 み に よ り 活 動 的 大 陸 縁 と し て 成 長 し た．日 本 の な か で 本 州 中 央 部 の 飛 騨 山 地 と 山 陰—北 九 州 地 方 の み が 北 中 国 地 塊 の 延 長 部にあたる．南北中国地塊間の衝突縫合帯の延長は，日本に点在する中圧型変成帯 （橙色） として追跡される （九 州 中 部 と 北 関 東 で は ク リッ ぺ を な す）．日 本 は 古 生 代 の 間，南 中 国 地 塊 の 縁 辺 で，そ し て 中 生 代 ト リ ア ス 紀 以 降 は 衝 突・合 体 し た 南 北 中 国 地 塊 の 海 洋 側 で 成 長 し た．

Fig. 5　Geotectonic framework of East Asia and the Japanese Islands.

East Asia is composed of two major cratons: i.e., North China （yellow） and South China （pink）. South China is further subdivided into Yangtze （northwest） and Cathaysia （southeast） parts, which were stitched by the 1.0 Ga （Grenvillian） Sibao orogen （Li, 1999）. The two cratons collided in the mid-Triassic （ca. 230 Ma） to form the Qinling—Dabieshan—Sulu collisional suture （red）, which features ultrahigh-pressure metamorphic rocks （black dots）. Along this suture, North China subhorizontally overlies South China. This suture in mainland China continues further eastward, across the Bohai basin from the Shandong peninsula to the Imjingan belt in the Korean peninsula. Due to the E-W trending anti-cline, rocks of South China are exposed in the middle, whereas those of North China are exposed at both northern and southern parts of the peninsula. The Japan Sea behind NE and SW Japan represents a Miocene rifted back-arc basin. Due to the offset of the main part of Japan by this back-arc opening, the geotectonic continuity of the pre-Cenozoic units has not been clear among mainland China, the Korean peninsula, and the Japanese Islands. The major part of Japan （dark pink）, except Hokkaido, has an intimate geologic link to South China. Kyushu and Ryukyu islands are a direct eastern continuity of South China, although nascent back-arc spreading recently started at the continent side of Ryukyus （Okinawa trough）. Since the Early Paleozoic, proto-Japan has evolved as a long-lasting active continental margin at the Pacific side of South China. The sole exceptions are fragments of North China in the Hida mountains in central Honshu and San-in/N. Kyushu. The collisional suture between the two cratons is traced as a fragmentary distribution of the mid-Triassic medium-pressure metamorphic belt （orange）, which occurs as a klippe in northern Kyushu and northern Kanto areas. Thus, Japan grew oceanward at the South China margin during the Paleozoic, and along the merged North and South China cratons after the Triassic.

動し，超大陸ロディニアは分裂・解体し

（Hoff-man, 1991; Dalziel, 1992

など），同時に新しい

海洋 （古太平洋あるいはパンサラサ海）が開きは

じめた （図 6A）。その結果，ロディニアから分離

した 10 個以上の大陸塊はおのおの異なる方向へ

と移動した。北米を除く主要な大陸塊 （現在の南

半球に分布するもの） は約 6-5 億年前に地球の反

対側で再び合体し，各大陸間にパンアフリカン

（Pan-African） 造山帯と一括される広範な衝突縫

合帯をつくりながらやや小振りな超大陸ゴンドワ

ナ （Gondwanaland） を形成した （図 2）。

　原日本の主体は南中国地塊の周辺に生じた海洋

中の島弧に起源をもつと考えられる （Isozaki et

al., 2010;

磯﨑ほか, 2010b; 中間ほか, 2010b; 図

6C）。すでに原生代末までに南中国地塊はオース

トラリアから分離していたので，原日本はゴンド

ワナ大陸本体に帰属することはなかった。日本最

古の地質体は，九州西部の野母半島に産する 5.8

億年前の変はんれい岩である （猪木ほか, 1979）。

このオフィオライトの断片は，南中国地塊がロ

ディニアから分裂した際にその周囲に最初にでき

た海洋地殻の破片であり，古太平洋底のなかでも

最古部分にあたる （磯﨑・丸山, 1991; 磯﨑, 1998）。

　一方，西南日本の飛騨帯および隠岐帯だけは，

北中国地塊の断片であり （磯﨑ほか, 2010b;

San-tosh・千秋, 2011; 大森・磯﨑, 2011），当時の原

日本の主部 （そして南中国地塊） からは大きく離

れていた。当時の南中国地塊と北中国地塊はゴン

ドワナ大陸の反対側に位置しており，まったく異

なる海洋に面していた （図 2）。

　2）古生代前半の原日本 （5.2-3.5 億年前）

　古太平洋側からの海洋底沈み込みは，カンブリ

図 6（Fig. 6）

ア紀後期 （約 5 億年前） までに環パンサラサ （古

太平洋） 大陸縁辺部のほぼすべてではじまった

（図 7A）。当時の原日本を含む南中国は，オース

トラリア地塊からは分離していたものの，さほど

遠くない位置に隣接していた。南中国のカタイシ

ア・ブロック側の沖でも，約 5.2 億年前 （カンブ

リア紀前期） までに海洋底の沈み込みがはじま

り，原日本として海洋性島弧—海溝系が成立しつ

つあった。

　カンブリア紀からオルドビス紀にかけての原日

本は，未成熟な海洋島弧地殻およびその背後のト

ラップされた海洋地殻という 2 つの構成要素か

ら構成されていた （図 6C）。前者には，小規模な

付加体の高圧変成部 （丸山・植田, 1975;

Tsuji-mori and Itaya, 1999

など），前弧堆積物 （束田・

小池, 1997; 中間ほか, 2010a; Tagiri et al., 2010），

および弧花崗岩 （Sakashima et al., 2003; 田切ほ

か, 2010 など） が含まれていた。後者は南中国地

塊が北米から分離した際にできた最古の太平洋底

の海洋性岩石 （オフィオライト） からできてい

た。このトラップされた小海域によって分離され

た原日本弧と南中国地塊縁辺部との間には，陸源

粗粒砕屑物が到達しない程度の距離があった （中

間ほか, 2010b）。

　約 4.5-3.5 億年前のシルル紀—デボン紀には，

継続した沈み込みでイアペタス （Iapetus） 海域

が閉じてカレドニア造山帯をつくり，北米と北欧

は衝突・合体してローラシア大陸を形成した （図

7B）。南中国は，すでにオーストラリアの北側へ

と移動して，古太平洋中に散在する他の大陸地塊

から孤立するようになった。一方，当時の北中国

地塊の古地理上の正確な位置は不明だが，おそら

くゴンドワナ大陸の北西沖にあったと推定されて

おり （図 2），少なくとも南中国地塊とは大きく

異なった動物地理区に属していた。

　南中国の沖に存在した原日本は，シルル紀—デ

図 6　 原 生 代 末 （700-600 Ma） の 古 地 理 図 と 南 中 国 の 受 動 的 大 陸 縁 の 模 式 断 面，お よ び カ ン ブ リ ア 紀 （約 500 Ma） 日 本 の 模 式 断 面 図．

A：世 界 の 主 要 大 陸 塊 の 分 布 （Maruyama et al., 1997 を 改 変）．約 7 億 年 前 に 超 大 陸 ロ ディ ニ ア が 分 裂 し，南 中 国 地 塊 が 北 米，オー ス ト ラ リ ア，東 南 極 地 塊 か ら 分 離 し た 時 に 超 海 洋 太 平 洋 は 生 ま れ た．原 日 本 は 南 中 国 の 沖 に あ り，オー ス ト ラ リ ア 東 岸 近 く に 位 置 し て い た．B：大 陸 分 裂 に 伴 う リ フ ティ ン グ 構 造 を 残 し た 南 中 国 の 受 動 的 大 陸 縁．C：原 日 本 は 南 中 国 地 塊 の 縁 辺 に 位 置 し，約 5.2 億 年 前 に 海 洋 プ レー ト の 沈 み 込 み が 開 始 し，未 成 熟 な 海 洋 島 弧 と し て 生 ま れ た．プ レー ト 沈 み 込 み で 生 じ る トー ナ ル 岩—ト ロ ニ エ ム 岩—花 崗 閃 緑 岩 （TTG） 集 合 体 の 形 成 で 象 徴 さ れ る 海 洋 内 島 弧 が 生 じ て，最 古 の 地 殻 が 形 成 さ れ た．こ の 原 始 的 な 弧—海 溝 系 で 発 生 し た 最 古 の 480 Ma 高 圧 変 成 岩 （Tsujimori and Itaya, 1999），最 古 の 520 Ma 弧 花 崗 岩 （Sakashima et al., 2003; 田 切 ほ か, 2010），そ し て 最古の 520 Ma 熱水変質岩 （飛騨外縁帯: 椚座・後藤, 2010） がその痕跡として残されている．弧地殻の形成は約 5.2 億 年 前 か ら で あっ た が，日 本 に は そ れ に 先 行 し て 形 成 さ れ た 約 6 億 年 前 の 海 洋 地 殻 （太 平 洋 で 最 古 の 部 分） の 断 片が残されている．リフト化した南中国の大陸縁辺と島弧の間には小さな海洋地殻がトラップされ，その断片が， 日 本 最 古 岩 石 で あ る 580 Ma 変 は ん れ い 岩 （オ フィ オ ラ イ ト） と し て 西 九 州 に 残 さ れ て い る （猪 木 ほ か, 1979）．南 中 国 （カ タ イ シ ア） 縁 辺 と 形 成 期 の 原 日 本 弧 と の 間 の 海 洋 域 （仮 に 古 日 本 海 と 呼 ぶ） は あ る 程 度 の 幅 を もっ て い た の で，当 時 の 前 弧 堆 積 物 に 大 陸 由 来 の 先 カ ン ブ リ ア 時 代 砕 屑 粒 子 が 含 ま れ る こ と は な かっ た．

Fig. 6　 Paleogeographic map of the latest Neoproterozoic （ca. 700-600 Ma）, and schematic profile of the passive margin of Neoproterozoic South China and that of Cambrian proto-Japan （ca. 500 Ma）.

A: Distribution of major continental blocks of the ca. 700-600 Ma world （modified from Maruyama et al., 1997）. The superocean Pacific was born when the supercontinent Rodinia broke up at ca. 700 Ma, and South China became sepa-rated from Laurentia （North America）, Australia, and East Antarctica. Proto-Japan off South China was located close to Australia. B: The latest Neoproterozoic passive margin of South China characterized by various rift-related geologic structures and sedimentary units. C: Proto-Japan formed an immature intra-oceanic arc system characterized by a sub-duction-related TTG （tonalite-trondhjemite-granodiorite） suite of ca. 520 Ma （Early Cambrian; Sakashima et al., 2003; Tagiri et al., 2010）. In addition, the oldest metasomatism （Kuzugiza and Goto, 2010） and the oldest high-P/T metamor-phism （Tsujimori and Itaya, 1999） in Japan occurred within this system. The oldest fore-arc sediments in proto-Japan contain detrital zircon of 472 Ma （mid-Ordovician; Nakama et al., 2010a）. The oldest （ca. 580 Ma） metagabbro in Japan （Igi et al., 1979） probably represents the trapped oceanic crust （the oldest part of the Pacific floor） next to the rifted

con-tinental margin of South China （B）. The oceanic domain between South China and proto-Japan probably had a sufficient ambient width to prohibit continent-derived terrigenous flux into the arc sediments.