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地質ニュｰス,446号,6-17頁,1991年10月獨楴獵湯っ瑯爬 超高圧変成岩 平島崇男') 1.はじめに 1983年9月にアメリカ合衆国ワシントン州のBe11in-ghamで開かれた高圧変成岩に関するペソロｰズ会議で フランスのC.Chopinは西アルプス産のパイ回一プ単 結晶(直径20c血!)を展示し,参加者の興味を引きつけ た.私自身,最初は模型のざくろ石かと勘違いしたほど 自塑性の良い12面体の見事た結晶であった.しかし,会 議参加者をもっと驚かせたのは,パイロｰプの中にコｰ ス石が包有されているというChopinの発表であった. 石英の高圧相であるコｰス石は1953年にCoesによっ てはじめて合成された.コｰス石の形成には600℃で27 kbar以上,下部地殻から上部マントルに相当する圧力 が必要である.コｰス石は1960年に天然の岩石から最初 に見つかったが,それはアリゾナの明石孔からだった. その後,キンバｰライト由来の岩石から見つかり,つい にChopin(1984)やSmith(1984)が地殻物質起源の高 圧変成岩から発見した.Chopin連の発見までは,地殻 物質起源の変成岩としては,西アルプスのひすい輝石を 含む変成花庸岩(15kbar;Compagnoni,1977)や東アルプ スの石英エク戸シャイト(19kbar;耳｡工and,1979b)等が もっとも高圧を示すと考えられていた.コｰス石の発見 は複雑た鉱物共生関係の解析を必要とせずに,地殻物質 が約100㎞程度,つまりマントル上部で再結晶したこと を直接的に余すものであった. その後,高圧変成岩からのコｰス石の発見はしばらく 藩絶えていたが,1989年にたって,中華人民共和国東部 の揚子地塊と中朝地塊の境界部の造山帯(蘇魯一大別山変 成帯),ソ連邦ウラル山脈および天山山脈に産するエクロ ジャイトから相次いで発見された(Wangeta1.,1989;楡湧に整慮条 楴栬楲業慥卯瑳歹 1990;Tagiri隼Bakir0Y,1990).ウラル山脈の超高圧変成 岩はダイヤモソ下さえ含んでおり,超高圧変成岩の研究 は学問的にも経済的にも注目を集め始めている.学術的 には超高圧変成岩の上昇プ回セスの解明が重大た関心事 であり,経済的理由は言わずもがなであろう.この小論 では,岩石学的興味から,超高圧変成岩の最近の研究状 況を紹介する. 2.超高圧変成岩とは コｰス石を含む変成岩,あるいはコｰス石と同程度の 高圧条件で形成された地殻物質起源の変成岩は英語では サery(あるいはultra)highpressuremetamorphicrock と記述されている.小論ではそれらを超高圧変成岩と訳 す. 超高圧変成岩のもっとも直接的な指標はコｰス石の出 現である.しかし,低圧下ではコｰス石は不安定で石英 に転移してしまう.･事実,たいていの超高圧変成岩のマ トリクスに存在しているツリカ相は石英である.しか し,コｰス石がほかの珪酸塩鉱物に包有されている場合, ホスト鉱物があたかも圧力容器のように作用し,コｰス 石は完全に分解することなく,シリカ包有物の中心に残 存していることがある(第咽).この様たコｰス石はそ の周囲を多汁双晶状の石英で取り囲まれたり,コｰス石 包有物を中心にして,ホスト鉱物に放射状のクラックが 発達することが多い(第1図).ホスト鉱物の破壊はコｰ ス石一石英転移の際の体積増加のためである.コｰス石 は残っていなくても,上記の特徴を示す石英包有物はコ ｰス石仮像と判断されている(Smith,1988).コｰス石あ るいはその仮像はざくろ石や単斜輝石に含まれているこ とが多く,希に藍晶石や緑簾石にも含まれる. 現在までに,コｰス石(仮像のみの場合は除く)やダイヤ モンドを含む超高圧変成岩は第1表にまとめた4地域か ら報告されている.これらの地域のエクロジャイトは藍 晶石を含む中温型であり(Carsweu,1990),Na,A1に 富んだ特殊た角閃石(Nyboeite,NaNa.Mg3A13Si70｡｡ 1)京都大学理学部地質学鉱物学教室:. 〒606京都府京都市左京区北白川追分町 キｰワｰド:超高圧変成岩,エク目シャイト,ダイヤモンド, コｰス石,アルプス変成帯,カレドニア変成帯, ウラル造山帯,蘇魯一大別山変成帯 地質ニュｰス446号

超高圧変成岩 第1図 鎗導蟻簿欝灘野 中国東海産コｰス石とコｰス石仮像(Hirajimaeta1.,1990;原図).a)単斜輝石中(Cpx)のコｰス石板饅.コｰス石は完 全に石英に置換しているが,多汁双晶を示す軍と,仮像の周囲のクラックの発達から,かつてコｰス石だったと判断できる1 ク目スニコル.b)シリカ包有物(Qtz)の周囲に発達する放射状クラック.ホスト鉱物はざくろ石(Grt).白雲母包有物(Ms) の周囲にはクラックは発達したい.反射電子線像.c)ざくろ石(Grt)中のコｰス石(Coe).オｰプンニコノレ.d)c)の拡大 図.反射電子線像.中央のへき開の発達した部分がコｰス石.その周囲は石英に分解している.a),b),c)のスケｰルは100 μm.d)は10μm. 第1表世界の超高圧変成岩 超高圧鉱物母岩 分布年代･造山運動 WGRKy一エクロジャイト片麻岩20×100km400Ma NorwayNyboeiteの範囲に点在Co11isiOn印牴桁浥物 慧潰楣 DOraPyrope藍閃片岩相5×10km120Ma MairaE11enbergierite石英エクロジャイトC011isiOn ALPSKy一エクロジャイトAfrica-Europa搭 Ura1sDiamond片麻岩60000km2530Ma TienShanA1-Spheneamphibo1ite一の一部(Peakofmeta.) 啓卒㈰灸杲慮由楴漱楳楯 卩物瑩 EastKy一エクロジャイト片麻岩延長1000kmArcheanP ChinaNyboeiteの範囲に点在｡o11ision A1-Sphene中朝一揚子 Mg+字石 1991年10月号

平島崇男 (0H)｡),A1に富んだスフェｰソだとが見つかってい る.また,テクトニックな環境としては大陸衝突が起こ った場所という点で共通している.しかし,超高圧変成 岩の形成年代は先カンブリア紀一白亜紀にわたり多様で あり,超高圧変成岩の周囲の岩石が低圧たいし中正型の 片麻岩である地域もあれほ,低温高圧型の広域変成岩の 時もある(第1表).Smith(1988)はノルウェｰや中電の 超高圧変成岩を産出する地域を“コｰス石エクロジャイ ト岩石区"と呼んだが,その地域の岩石がすべて超高圧 変成作用を受けたか否かが,今もっとも重要な問題であ る.以下,各地の超高圧変成岩地域の地質･岩石学的特 徴をまとめる. 3.ノルウェｰの超高圧変成岩 Smith(1948)やSmithandLappin(1989)はノルウ 一一一〇一M ｢一･ 4･80 ♂潯 ξ○㎜姉 1･･1-5｡｡､｡fj｡､｡6･5 組 エｰ西海岸の西部片麻岩地域(WesternGneissRegi㎝) のエクロジャイトのザクロ石やオンファス輝石からコｰ ス石包有物を見いだした(第2図).西部片麻岩地域はノ ノレウェｰのカレドニア造山帯の中軸部をなし,片麻岩･ 斜長岩･ペリトタイト･ガブロ･ラパキビ花嵩岩たどで 構成されている.一般にエクロジャイトは片麻岩中にレ ンズ状に産したり,ペリトタイト中に層状に産出する. 大半の片麻岩は角閃岩相の鉱物共生を示し,西部片麻岩 地域では,周囲の中正/低圧の片麻岩中に高圧型のエク ロジャイトが岩塊状に産出している.そのために,エク ロジャイトが周囲の母岩に対して,“黒地性"であるか, “現地性"であるか,ホットな論争が展開されてきた票整楴栱畴敲琦 獷 黒地性派の根拠の一つはエクロジャイトと周囲の片麻 岩のみかげの変成度があまりにも異なっている点であ る.それに対して,現地性派が示し た重要た野外事実は,エクロジャイ ト中のざくろ石一単斜輝石問のFe/ KRISTlANSUND.Mg分配で推定した温度が,北西都 ◎｡5の海岸線から南東の内陸部に向け ◎て,800℃から500℃に連続して減少 することである(第2図).エクロジ ャイト形成条件の広域変化を構造岩 塊モデルで説明するのは難しい.] ○ 方,現地性派の最大の弱点は周囲の 787.9母岩に典型的な高圧鉱物組み合わせ 副摩 が欠けている点にある. さて,Smith達がコｰス石を見い ?.71たしたのはノルウェｰの西海岸Se1一 つ･f210λ ｡目12,5 11二;■6《㈰ 1｡.｡8･･岬･･! 1二11も｡｡ら岬 消 乏第2図ノルウェｰWestemGneissRegionのエク目シャイト中のざくろ石一単斜輝石 問のFe/Mg分配(Krogh,1977).一般に分配係数が1に近いほど高温を示す. 破線内の地域を第3図に示す. jeと約15km南西のStraumenの エクロジャイトからである(第3図). これら以外にもコｰス石仮像を含む エクロジャイトは海岸部の20×100 ㎞の範囲に点在している(第3図).1 Smith(1988)はこれらの岩石が一連 のナップを形成していると考えた. コｰス石エクロジャイトの形成条件 はマグネサイトｰ透輝石の共生,コ ｰス石の存在,ザクロ石一単斜輝石 温度計などから,27kbar以上,750 ±150℃と見積もられている(Smith andLapうin,1989).コｰス石エクロ ジャイトからは,Nyboeite,A1に富 むスフェｰソ,Mgに富む十字石肢 との特異な鉱物も見いだされている 地質ニュｰス446号

超高圧変成岩潛 ､㎞6紀存/き ぷ1神 ⑧ ■■S･lje⑧'｡■ 置餅､u｡､､⑧ ■■ ■■ ■■⑧､碇舳 第3図(左) WestemGneissRegionでのコｰス石エク目シャイト(◎),コ ｰス石仮像エク回シャイト(O),その他のエクロジャイト(鰺) の産出地点.Smith(1988)原図を簡略化した.E:Eiksundahl 散楴瑙琬祥整散楴栬 1982),N:Nybδec1ogitepod. (Smith,1988).Nyboeiteは藍閃 石にNaA1⇔Si置換が加わった 組成で,その理想式はNaNa2 Mg3A12A1Si7022(0H)2であ る.この角閃石端成分はかつては Miyashiroite(Phi11ipsandLa煎｡n, 1964)と提案されていたカミ,Unga-rettieta1.(1981)が西部片麻岩 地域のNybδエクロジャイト･ ポッドからこの端成分に近い角閃 石をはじめて見いだし,Nyboeite と再定義した.合成実験によると 純粋たNyboeiteは藍閃石の高温 分解物であり,15-35kbar,80ぴC 以上で安定である(Camanand Gi1bert,1983)｡ コｰス石エクロジャイトは西都 片麻岩地域の最高温部から産出す る.その形成温度は現地性派のニ グロシャイトの広域変化と調和的 である.しかし,コｰス石エクロ ジャイト岩石区のコｰス石を含ま ないエクロジャイトの形成条件 は,Verpenesetエクロジャイト で14-16kbar以上,650-70ぴC (Krogh,1982;ざくろ石一オンファス 輝石一藍晶石一ゾイサイトｰ白雲母一 石英組み合わせ),Eikusunda1エク 回シャイトでは最高圧力が650℃ で22-24kbar(ざくろ石コアと単斜 輝石包有物との問のFe/Mg分配と斜 方輝石コアのA1203含有量)と推定 1991年月10号 ⑥￡ ぶ⑨コ ωωΦ ｣第4図(下) 超高圧エクロジャイトの形成条件.Norway,A1ps,Chinaの コｰス石エクロジャイトはほぼ同様の圧力領域で形成されてい る.USSR;ソ連.E,V1Eiksmdah1エクロジャイト(点線) とVerpenesetエク日シャイト(実線)の温度圧力履歴(第3 図参照).(2)(3)は本分中の反応式に対応している. Ab:アルバイト,A1rn:鉄ざくろ石,An:アノｰサイト,And: 紅柱石,C1d:ク回リトイド,Coe:コｰス石,G1n:藍閃石, Jd:ひすい輝石,Ky:藍晶石,Lws:目一ソン石,Mrg:マｰ ガライト,Pg:パラゴナイト,Qtg:石英,Si1:珪線石,Tlc: 滑石,V:H20,Zo:ゾイサイト. ㌶ ㌲㈸㈴ ㈰ 巛∼o､ り､ 伽…､､レ1･1 ∼'刊｡> 』dω ③､“蓼1 漱 ほ㈱ '仏κンニレ. ρ E.･. .寺“1 4戸. 5ダ1リ ∼洲10 /一ム φ､' /4､､ /せ 1三川､Oψ !￡〒V.'㌦ ｡ス"､■ {“ ♂ “.･ 卩ψ○ び心φ〶 0t■ ､↑｡o 猶“㈬ 〰 ∈さ ξα⑭ ㌰㈰ 〰〰 敲慴 〰 

一10一 平島崇男 されている(Ja㎜tveit,1987:第4図).これらエクロジャ イトの形成温度はコｰス石の出現に関わらず,藍閃片岩 に伴う石英エクロジャイトよりは高温である. 4.ソ連の超高圧変成岩 ソビエト連邦のロツア楯状地とシベリア楯状地に挟ま れたカレドニア造山期のウラルｰモンゴル摺曲帯には藍 閃片岩やエクロジャイトが散在している(Sobo1e∀eta1､, 1986).SoboIevandShatsky(1990)はNovosibirsk西 方のKokchetav岩体のエクロジャイトや片麻岩中のジ ルコンからダイヤモンド包有物を発見した(第5図).こ の岩体は約60,OOO㎞2の広がりを持ち,岩体の65劣以 上は花嵐岩類で占められている.花嵐岩以外は,片岩･ 片麻岩･エクロジャイト･輝石グラニュライト･角閃岩 ･珪岩･大理石などの角閃岩相からグラニュライト楯の 岩石である.岩体東部に産するエクロジャイトの形成条 件は600-700℃,12-14kbarと見積もられていた(Sobo1ev 整 ダイヤモンドを含むニグロシャイトや片麻岩は,岩体 中央部の黒雲母片麻岩や黒雲母片岩中に産す.ダイヤモ ンドの平均粒径は12μ皿で正四面体ないし正八面体でジ ルコン中に包有されている.一部は自形の石墨と共にざ くろ石中に包有されている.炭素鉱物以外のざくろ石中 の包有物は白雲母ニルチル･単斜輝石･藍晶石･ジルコ ンたどである.ざくろ石は｡aに富みFe/Mgは小さく, グロスピタイトやキンバｰライト中のある種のざくろ石 の組成に近い.輝石はCa,Feに富むが,A1203やひす い輝石成分に乏しい.含炭酸塩エクロジャイト中のある 単斜輝石はK皇Oを1wt老近くも含んでおり,高圧下で の成長を示している.スフェｰソもAl.0311wt%を含 み,A1:Ti=1:1程度にたっている. ダイヤモンド･エクロジャイトの形成条件はざくろ石 一単斜輝石温度計(EユlisandGreen,1979)で900-1000℃, 40kbar(地下120-130kmに相当)であり,ざくろ石一単 斜輝石のSm-Nd年代は533Ma土20Maを示す1ざくろ 石中にはメタンが流体包有物として含まれており,高圧 下でCH4+O身=C+2H20……(1) ㌻6･801;d…… よ ｡べ4押玲㈰ ζ劣･4∼ さ写㌻ 約圭 り㊦ 観事 俺佑レ㍗…舳 ｡ 込仙 必△鉾麗0 ⑭.七Φ 匂 ♂合Eヨ･ 口C[皿･ 鯵Dに 第5図ソ連の(超)高圧変成岩の分布.A:藍閃片岩.B:藍閃片岩とエクロジャイト. C:マイロナイト帯に産するエクロジャイト.D:片麻岩中に産するエク回シャイ ト.E:ロシア盾状地(RP)とシベリア盾状地(SP).F:中生代以降の摺山 帯.超高圧変成岩はKokchetavとMakbarで見つかっている.SOb01eYeta1. (1986)原図を簡略化. の反応を経てダイヤモンドに変化 したと考えられている. Kokchetav岩体の漂砂鉱床の マイクロダイヤモンドの炭素同位 体比(一8から一24幼は変成岩中 のマイクロダイヤモンドの炭素同 位体比(一9から一19%θ)とよく似 ている(Sovo1evetaユ.,ユ991).ヨ ｰロッパ楯状地南東部の漂砂ダイ ヤモンド(一8から125%θ)も同様 の値を示しており,これらは超高 圧変成岩起源である可能性が強 い.TagiriandBakirov(1990)はキ ルギス共和国北天山山脈のMakl bar岩体(第5図)のざくろ石一ク ロリドイドｰ一滑石片岩申のざくろ 石からコｰス石仮像を報告してい る.この岩石の形成条件は周囲の エクロジャイトの形成温度とクβ リトイドｰ石英組み合わせの安定 領域一フェンシャイトのSi含有 量などから600℃,24kbar以上と 推定されている. 地質ニュｰス446号

超高圧変成岩 一11一 35“ 3げN 12げ亙 ㈵ ｢＼rへ≠㍗ ㌧､.ノ'! ＼ ＼.＼.㌦フ ㌧､へ｡ θs偏⑥吠鮒⑧蟹鰯 C囎胸禰 N二.. ･･川･･Ro泌帥h帥如Zl ''べ｡ い:･㌦デ ニニ.O伽･山㎎1通Z1 ･m｡汀剛6･舳…㎝1･･1 ､烏盗1バ争' べ＼∴ 戸 D舳洲苔:榊:宥κ W^品'厚 ｡1W,Ol γ醐銚効C炉銚鯛 Eコ虹･ム… [コ肋巾Pmt･m･･i･ [□舳d1･一ω･Pm･･｡･｡｡i｡ 百コ眺･1･P･1･･竃･i･ □P…P･1･･舳i･ 夂畬 鐙/bc･･舳･/P舳δ･固･叩h ③Coeεitebythi88tudy 第6図 中国東部のコｰス石(コｰ ス石仮像)エク目ジャィト の産出地点(Hirajimaet 5.中国東部 中華人民共和国東部の中朝地塊(Sino-KoreanCraton) と揚子地塊(YangtziCraton)との境界部の衝突帯は東 の山東(Shandong:魯地方)半島から東海(Do㎎hai:蘇 地方)一大別(Dabie)一綱柏(Tongbai)をへて西の秦嶺 (Qin1ing)までの2000㎞におよぶ(第6図).これらの地 域は断層に境された広域片麻岩地域で,コｰス石あるい はコｰス石仮像を持つエクロジャイトは山東半島北東部 から大別山までの延長約1000㎞の範囲に分布している. 山東半島の地質体は中生代以降の郊魔(Tan-Lu)断層 の左横ずれ運動を被っており,それ以前は大別山のコｰ ス石エクロジャイト地域に連続していたのだろう.山東 半島のエクロジャイトは大理石中のレンズとして出現し たり,あるいは超塩基性岩にともたって出現することも あるが,大半のものは片麻岩中にレンズ状に産す.エク ロジャイト周囲の片麻岩は黒雲母を含む低圧･中正の鉱 物共生を持っている.山東半島ではコｰス石以外にMg に富んだ十字石(EnamiandZang,1988),やNyboeite (Smitheta1.,1990;Hirajimaeta1.,1992)が見いだ されている.これらの点はノルウニｰの西部片麻岩地域 1991年10月号 の超高圧エクロジャイトの産状によく似ている.山東半 島のコｰス石エクロジャイトの形成温度は650-800℃の 値を示すが,ノルウェｰの西部片麻岩地域で確認された ようなエクロジャイト形成条件の広域変化は認められて いない.エクロジャイトの形成年代に関しては地質学的 に中生代とされていたが(Lineta1.,1986),最近報告さ れた白雲母K-Ar年代測定は先カンブリア紀から中生代 までの値を示す(石渡ほか,1990). 大別山地域のエクロジャイトについてはWa㎎etal. (1990)が詳しい.彼らは大別山地域の原岩を太古代フリ1 ツシュ堆積物と推定した.大別山地域の片麻岩の変成度 は北西から南東に向かって変化Lている.北西やは高度 角閃岩相一グラニュライト相で塩基性岩に両輝石一斜長 石の組み合わせ,泥質岩に珪線石が出現する.中部地域 の大部分は角閃岩相で角閃石一ざくろ石一斜長石一石 英,黒雲母一ざくろ石一アルカリ長石だとの鉱物共生が 認められ,その変成条件は475-530℃,6kbarである. 南東部では低度角閃岩相/緑色片岩相になる. エクロジャイトは地域全域から出現し,その産状と鉱 物共生から次のタイフに区別されている. TypeI:超塩基性岩中に産し,斜方輝石やコｰス石板

一12一 平島崇男 像を持つ(550-630℃,26kbar以上). Type■:超塩基性岩中に産し,褐色角閃石を含む(13 kbarで800-900℃). Type皿:80㎞X数㎞幅のメランジュ中に産す.周 囲の母岩は角閃石片麻岩か黒雲母片麻岩であ る.コｰス石はこの型のエクロジャイト中に 産す(600-610℃,27kbar以上)｡ TypeIV:角閃岩中に層状岩体として産す.藍晶石一緑 簾石を含む(500-550℃,22kbar)｡エクロジャ イトは角閃岩化が著しい. 片麻岩に伴うエクロジャイトのざくろ石と片麻岩中の ざくろ石の組成は大別山北部では均質で,南部では複雑 な黒帯構造を示すがそのパタｰンが同じである.Wang eta1.(1991)は片麻岩からもコｰス石を見いだしており, エクロジャイトと周囲の片麻岩は一緒に超高圧変成作用 を被ったことを示している.従って片麻岩に認められる 角閃岩相の鉱物共生は後生的たものである. 6.西アルプスの超高圧変成岩 団･団･ 州 帶 十 十 :.･ slo喀*玄* 十 ･ト6園E舳肌【 十十 百十 裂籔嚢 ㌶奉!奇向× Sい *率曲 古女ご茅劣古義漱 L閉☆客㌻淡由★ 彩會曲 溶重歯黄 *歯痒mlH0 古{ 由癌 由'} 臼}珍;一0M' 由{客由 卞68㌦ 球 傘 十十一トキ球 ++率 十十十 'Eヨ四 疹率 ρo 匸日日口 十十 率一十十 十A εu国E0 由良 由會念向背☆ 傘會☆ ***洲0舳 □国團口□ 十*68 晶 ト､“ ““ ゼ台 OHmコ0 第7図面アルプスの地質概略図.1)ヘノレベチック帯,2)下部ベニン･ナップ,3)サ ブ･ブリアソソネ帯,4)グラン･サゾ･ベルナノレド･ナップ,5)ペンニソ帯基 盤岩類ナップ,DM:ドラ･マイラ岩体,6)ピエモンテ･オフィオライト'ナッ プ,7)ペルミソトイド･フリッシュ,8)セシアｰラソゾ(SL)ナップ,ダン ･ブランシュ(DB)･ナップ,9)南部アルプス,10)第三紀層. A:エクロジャイト,B:高度藍閃片岩相,☆:コｰス石エク目シャイト.Droops eta1.(1990)原図に加筆､ 伍.1アルプス変成帯 アルプス変成帯はアフリカ･フ レｰトとヨｰロッパ･フレｰトの 収れん地域に発達した白亜紀から 第三紀にかけての造山帯である. その中でもスイス･フランス･イ タリアの国境地帯は西アルプスと 呼ばれ,白亜紀の高圧変成岩が広 く露出している.高圧変成岩の原 岩は,かつてアフリカとヨｰロッ パの間に広がっていたテｰチス海 の堆積物やオフィオライト,テｰ チス海縁辺の大陸地殻物質たどで ある(第7図).変成度は一般に西 から東へ向かって増加する.西ア ルプス弧の内側に位置するSesia 帯,ペソニソ帯基盤岩類(Intema1 Crysta11ineMassif),および,Pie-mOnteオフィオライト･ナップに は石英エクロジャイト相の鉱物組 み合わせが広く出現し,その形成 条件は450-600℃,15-18kbarと推 定されている(Droopeta1.,1990). 石英エクロジャイト相地域の西側 には藍閃片岩相の鉱物組み合わせ が出現する(第7図).Chopin(1984) はペソニソ帯基盤岩類のDora Maira岩体南都からコｰス石を発 見した.合コｰス石岩の形成条件 は700℃,28kbar以上(Droopet a1.,1990)で,他の西アルプスの石 英ニグロシャイトとは形成条件が 異なっている.以下,Dora叫aira 南部の地質と鉱物組み合わせを中 心に紹介する. 地質ニュｰス446号

超高圧変成岩 一13一 命.2眺蝸晦i亙a南部の超高圧変成岩 DoraMaira岩体はイタリア北西部トリノ市の南西に 位置し,70×25㎞の広がりで南北に長く露出している. アルプス変動以前には,ベソニソ帯基盤岩類は古ヨｰロ ッパ大陸の南東端を構成していたとされている.Dora Maira岩体の主要な構成岩類は古生代後期の堆積岩,後 期石炭紀以前の変成岩,それらを貫くヘルツニア期の花 嵩岩類で,その中に塩基性岩や大理石がレンズ状に散在 している.Vialon(1966)はDoraMaira岩体を3つの ナップに区分した.パイロｰプやコｰス石などの超高圧 変成鉱物は,Via1onの複変成(po1ymetamorphic)ユニ ットの南部の限られた地域から見いだされた(Chopin, 慳 DoraMaira南部の超高圧変成岩地域の地質構造やそ の広がりは最近までよく判っていたかったが,1991年3 月にフランスのStrasbourgで開かれたEuropeanGeo-1ogica1Union(EGU)例会でHenryeta11(1991)と CompagnoniandHirajima(1991)が詳細た地質を報告 した.彼らの地質構造は大筋で一致しており,それは以 下の通りである. DoraMaira南部の複変成ユニットは主に眼球状片麻 岩ないし正片麻岩で構成されており,一つのユニットと 考えられていた.しかし,このユニットは下位の超高圧 変成岩ナップと上位の石英エクβシャイトナップに区分 できる. 超高圧変成岩ナップは10×5㎞の広がりを持ち,そ の厚さは1㎞以下である(第8図).超高圧変成岩ナッ プの指標は,パイロｰプの出現,コｰス石かその仮像の 出現,泥質岩でのひすい輝石一藍晶石一ざくろ石組み合 わせ,藍晶石エクロジャイトの産出等である.コｰ一ス石 はパイロｰプ石英片岩(Chopin,1984)以外に,エクロジ ャイトや泥質片岩にも含まれている.パイロｰプ石英片 岩の露頭をはじめて訪れた人は,パイロｰプ巨晶(直径 10cm以上)を採集しがちだが,それらにはまずコｰス石 ㈰㌧ r[コ2･[コ 艶匡ヨ3□コ 細皿口鈎囲 5区コ⑧口 7[コ 嚢 て5 θ十 ノイ目 て◎ 視神禍 偲 △ 口 玄θ十 ､k.丁 .蔀 ､目/ ぶ口･二ξ…ぺ菰･二･ ･ヘミ目み. 七十 一女十琴 ｡､で十円､ ⑨も､ イ ､＼＼＼､､ 1'11111･. 鍬〃〃 講〆. .十■ .･言卯池='1 一毒･･イ!十1 伽十11 ≡1､､汗祉=!1･ イ 第8図ドラ･マイラ岩体南部のコｰス石産出地域の地質図(CompagnoniandHirajima,準備中).1･2:合コｰス万ユニット,3 4:石英エクロジャイトユニット,5･6:藍閃片岩相ユニット,7:沖積層,8･9:エクロジャイト,1O:先アルプス･ホルン フェルス,11･12:先アルプス未変形花開岩類･13:パイロｰプ石英片岩,14:衝上断層,15:走向傾斜,16:ひすい輝石一 藍晶石組み合わせ,17:ひすい輝石,18:大理石. 1991年10月号

一14一 平島崇男 は含まれていたい(もともとシリカ包有物に乏しい).コｰ ス石はマトリクスがシリカ鉱物(現在は石英)に富んでい る部分の,小さなパイロｰプ結晶(直径1cm以下)によ く含まれている. 泥質片岩のひすい輝石一藍晶石組み合わせはパラゴナ イトが高圧下で不安定になり分解する際に生じる鉱物組 み合わせ(700℃で23kbar以上)である. パラゴナイト=ひすい輝石十藍晶石十H.O……(2) この組み合わ昔は泥質片岩が超高圧変成作用を被った際 のよい指標である(第4図). 石英エクロジャイト相ナップのエクロジャイトは角閃 石を含むがコｰス石や藍晶石は含まない.その形成温度 も15-20kbarで550℃(Henryeta1.,1991)である.泥 質片岩の鉱物共生はクロリドイドｰざくろ石で,藍晶石 とざくろ石は共存していない.クロリトイドは超高圧変 成岩ナップのざくろ石のコアには含まれているが,リム や岩石のマトリクスには含まれていない.クロリトイド の消滅は クロリトイド=藍晶石十ざくろ石……(3) の温度依存性の強い反応が進行したからである. 超高圧変成岩ナップの約1/4は主に泥質片岩からなる 地層である.この地層と眼球状片麻岩の境界部付近には ホルンフェルス組織やミグマタイト組織が残っており, 泥質ホルンフェルスのざくろ石は希にアルプス変成作用 以前の組織と組成を保っている(Co血pagnoniandHi･･一 jima,1991).超高圧変成岩ナップを構成する眼球状片麻 岩のたかには未変形で火成岩組織を残した変成花粛岩が ある.超高圧変成作用時に斜長石はひすい輝石になり, 黒雲母と斜長石の境界部にはざくろ石コロナができてい る.以上のことは,超高圧変成岩類の原岩は,先アルプ ス変成岩類とそれに貫入した花嵩岩類,つまり古ヨｰロ ッパ大陸東端の大陸地殻であったことを示す.この様な 原岩組織は他のペソニソ帯基盤岩類で普通に認められて いる. DoraMaira南部も他の西アルプスの例にもれずLe･ pontine期(約40Ma)の低圧変成作用の影響を受けてい る.正片麻岩では緑色片岩相の鉱物組み合わせ(斜長石 一黒雲母一線簾石)に変化していることが多い.この鉱物 組み合わ昔は東西性の軸を持つタイトな等斜摺曲の翼部 によく見られる. 6.3超高圧変成岩の年代 Monie(inChopin,1987)はパイロｰプ･コｰス石･ 白雲母片岩と藍晶石エク団シャイトから分離したフェン シャイトの岳0Ar/sgAr'測定を行い105Maを得た.Pa･ quetteeta1.(1989)はジルコンのU-Pb法で121Ma を,Rb-Sr法の全岩フェンジャイトアインク厚ソで96 Maの値を得た.U-Pb法の年代は,700-750℃に達し た変成作用のために,Pb同位体がその時期に開放系に なったためと考えた. ChopinandMonie(1984)はペソニソ帯基盤岩類の他 の岩体で石英エクロジャイト相のフェンシャイトの40Ar /39Ar測定を行い,110Maのp1ateau年代を,Lepon-tine期に再結晶の進んだ石英片岩のフェンシャイトから は同じ方法で37Maのp1ateau年代を得ている.以上 のことから,ペソニソ帯基盤岩類の高圧ならびに超高月三 変成作用は120-95Maの問にクライマックスに達し,そ の後直ちに上昇冷却したと考えられる. 西アルプスのSesia帯の石英エクロジャイトが形成さ れた最高温度時が120-90Ma,350℃程度に冷却した時代 が80-60Maと推定されている(Hurfordand亘mziker, 1985;Oberhans1ieta1.,1985).超高圧変成作用の最高温 時はSesia帯の高圧変成作用と概ね同じ時代と見なせる が,上昇時期が早かったのかもしれ改い. 6.岨超高圧変成岩のテクトニクス DoraMairaの超高圧変成岩の特徴は,多様な原岩に 超高圧鉱物が出現し,それらが一つのナップを形成して いる点にある.超高圧変成岩ナップは石英エクロジャイ ト相ナップと構造接触関係にあり,それらは主に東西性 の等斜摺曲の軸を共有している.摺曲に伴いよく変形し た岩石では緑色片岩相の再結晶が進行しているので,こ の変形時期はアルプス変動後期のLepontine期と考えら れる.超高圧変成岩ナップはアルプス高圧変成作用の初 期にすでに上昇(120-100Ma)に転じ,その途中で石英 エクロジャイト相ナップと一体化したのだろう.この運 動は,地殻物質の沈み込みと高圧変成作用,その後のナ ップ単位での上昇開始,変成度の異なるナップの合体, Lepontine期の低圧変成作用の重複,地表への上昇とい うアルプス変動の枠組で説明できる.アルプスの超高圧 変成岩は周囲の母岩と全く無関係な構造岩塊がテクトニ ックに貫入したものではたい. 7｡まとめ Chopin(1984)やSmith(1984)による超高圧変成岩 の発見は,変成岩研究者に大きな衝撃を与えた.それは 地殻物質が地下100㎞にまで潜り込んだという事もさる ことたカミら,何故超高圧変成鉱物を保持したまま地表に 戻ってきたかの問題を提議した.彼らの発見以来,これ までに世界の4地域から確実た超高圧変成作用の証拠が 発見された.これらの地域では,コｰス石やダイヤモン ドのようだ典型的た高圧鉱物以外に,藍晶石エクロジャ イト(600℃以上),A1に富んだスフェｰソ,Nyboeiteた 地質ニュｰス446号

超高圧変成岩 一15一 とを産出する点が共通している(第1表).ドイツ東部の バリスカン造山帯のErzgebrige山脈でもコｰス石仮像 の存在が知られていたが,エクロジャイトはやはり650℃ 以上で形成されていた(Schmadickeeta1.,1991).藍晶 石エク目シャイトを産する地域では,超高圧変成作用の 可能性を再検討する必要がある. 第1表にまとめた超高圧変成岩は大陸衝突カミ起こった 場所に出現している.しかし,アルプスでヨｰロッパ大 陸とアフリカ(あるいはアドリア)大陸が衝突を開始したの は漸新世であり,超高圧変成岩は白亜紀の沈み込みに関 連して形成されたと考えられている(例えばP1att,1987; Po1inoeta1.,1990).Eng1andandThompson(1984)や ThompsonandEng1and(1984)は大陸衝突に伴う地殻 の厚化で,低温高圧変成岩を形成するモデルを提案して いるが,彼らのモデルはアルプスの高圧変成岩の形成に は適用できない.彼らのモデルのもう一つの重要た点 は,高圧変成岩カミ上昇する課程で,地温勾配の回復にと もたう加熱を被ることである.そのために,多くの高圧 変成岩は低圧たいし中正の鉱物組み合わせに再結晶する と説明された.彼らのモデルはノルウェｰの様に,高圧 変成岩が中正･低圧の片麻岩中に分布する地域の説明に 適している.Jamtve北(1987)は彼らのモデルと整合的 な右廻りのP-T-t史を示す例をノルウェｰで見づけて いる(第4図のE).しかし,ノルウェｰでも高圧変成岩 の形成は大陸衝突に先立つ沈み込みによって形成された という考えもある(CuthbertandCarswe11.1990).現在 の地殻の厚さは概ね30-60㎞である.一般に楯状地で 30-40㎞,現在の衝突帯であるチベット高原で60-70㎞ である.また地殻の厚さは海岸に近づくと薄くたること が多い(都城,1979).ノルウェｰ･ソ連･中国の超高圧 変成岩地域では,現在の地理から楯状地同士の衝突が想 定できる.これらの楯状地の厚さカミ前記の程度であるた らぱ,大陸衝突による単純た地殻厚化で,地殻物質を地 下100kmまで持ち込むのは難しい.これらの地域でも, 地殻物質を上部マントルまで押し込んだのは,大陸衝突 に先立つ沈み込みたのであろう. 比重の欠きた超高圧変成岩を地表に持ち上げるプロセ スについてはまだよくわからたい.アルプスやノルウェ ｰでは超高圧変成岩や高圧変成岩はナップとして上昇し てきたと考えられている.アルプスの超高圧変成岩ナッ プは小さなものであるが,ノルウェｰでは超高圧変成岩 60㎞を越える範囲に分布し,中国やソ連の超高圧変成 岩はノルウェｰよりさらに広い範囲に出現する.これら 片麻岩地域のテクトニクスを理解するために,地質構造 の解明が待ち遠しい.それは,エクロジャイトの現地性 一異地性問題に決定打を与える近道でもある. 1991年10月号 謝辞:京都大学理学部地鉱教室の坂野昇平教授･Simon Wa11is博士と金沢大学理学部地学教室の石渡明博士に は原稿について有益な助言･討論をしていただいた. 文献Bryhni,I.andSturt,且A.(1985):Ca1edonidesofsouth-睥癩剥慴猨献潮敏来渭慮摩捨慮牴 測牴㌩敲業 studiesontheg1aucophanestability.A血er.Jour. ㈸㍁ 獷 楴慮散楴敦慣 de丘nitionsandc1assi丘｡ation.EditedbyD.A.Caswe11. ㌮慣歩攬潮摯 測慮数潰杲 略獣晴坥楲慮 someconsequences二Contrib.Minera1.Petro1.,86, 測敲獵浥浯楮 敗流汰業楣慴楯景畢捴楯湯 楮牡潮摯測㈱ ㌭ 測潮倮略杮楯 捨楴搭楮本敍潮副漱楣慮搴ぁ㌹獵慳慧敦 潮楢楮敲整㌸㌹ 潭杮潮刮慮 獵敲慴整楳浩 楮牧楮楮敲 Petro1.,33,353-374･ Compagnoni,R.andHiraji血a,T(1991):Geo1ogyand晴獣獣慣潭數卯畴 Dora-Mairamass並,westemA1ps.Terraabstracts, Cuthbert,S.J.andCarswe11,D.A.(1990):For血ation andexhumationofmedium-te㎜peratureec1ogitesin 慮摩癩潮楴慣歳 楴批獷㈰慣歩攬潮摯渮 Droop,G.T.R.,Lombardo,B.andPognante,皿(1990):. 慴楯摩物瑩潮潦散楴敦慣獲歳 楮獷㈲㈵慣歩潮摯渮楴慣歳摩 楳 敲業 studyofthee廿ectofCaupongarnet-c1inopyroxene 䙥来湧楢物潮楢楮敲整 ㌭㈲ Enami,M.andZang,Q､(1988):Magnesianstaurolite ingarnet･corundumrocksandec1ogitefromthe 湧楳楣琬楡湧獵楮捥浥 楮敲 Enami,M.andZang,Q.(1990):Quartzpseudo血｡rphs aftercoesiteinec1ogitesfromShandongproマince, eastChina.Amer.Min.,75,381-386･

一16一 平島崇男 England,P.C.and.Thompson,A.B1(1984)1Pressure･敲慴瑩浥敧楯浥浯 互eattransferduringtheeマ｡1utionofregionof thickenedcontinenta1crust.Jour.Petro1.,25,894-928｡ 且enry,C.,Chopin,C.andMichard,A.(1991):Metamor-phicandstructura1evo1utionofacoesite･bearing 楴畴浄牡睥敲牡 慢牡捴楲業愬吮獨楷慴潮本慮本刮湮漬 慮摎潺慫愬吮 潭湧 散楴瑄潮楮捥楮慧湯牴慳楡湧獵㌮ Hirajima,T.,Zhang,R.,Li,J.andCong,B｡(1992): 健漱晴楴楮来楴 Donghaiarea,JiangsuProvince,easternChina.Min･ 慧漱慮搬吮桷慴敲慣瑩癩瑩楮 来牡瑩潮潦獵歹慮楴楴晴 Tauemwindow,Austria.Jour.Geo1ogy,87,1-27･ Ho11and,T.J.B.(1979b):Experi㎜enta1determinationof thereactionparagonite=jadeite+kyaI〕ite+H20and 楮潮㈰㌭卩㈰慰楣慴楯潤楣景瑯 瑯散楴慮捨楳瑳潮楢楮敲整 68,293-301･ Hu㎡ord,A.J.andHunziker,J.C.(1985):A1pinecoo1ing 潮散楴慮 楯牡捫捥捨睥楴種楮敲 Petrogr,Mitt､,60,181-213. 獨楷慴潮本慧潦楴散楴慮摧楳慮本刮吮慮摎楳 fromShandongandJiangsuProvince,China.Abst･ Ann.MeetingofGeo1.Soc.Japan,Toyama.p･480･湊慰慮 Jamtマeit,B.(1987):Metamorphicevo1utionofthe 歳浤慨散楴散潭數睡礬慮 浥捴潮楣業楣慴楯潮楢楮敲整 湮礬湮礬畩楢物畭 boundarybetweengraphiteanddia皿｡nd.Jour. ㈴ 慳琬整潭漬楮漬晶敲票潮楴楣 捫浴獣獣慣數牡牡 慳昬楡流㌴整楣 Krogh,E.J.(1977):EvidenceofPrecambriancontinent･楮瑣漱楳楯睡特㈶ Krogh,E.J.(1982):Metamorphiceマ｡1utionofNorwegian country-rockeclogites,asdeducedfrom皿inera1 inc1usionsandcompositiona1zoningingamets･ 楴㌰㌲ 楮敲慮本 業楮 慮敲潺睡敲慮 畴桃歳慴攬㌱ 極刮愬慮本慮本奡湧 楣晥慴潦整散瑯 工ne1angeinnorthernJiangsu-southernShandong潮慮楴楣湮 楮捨楮 都城秋穂(1979):岩波講座地球科学16,世界の地質,岩波書店･敲刮穩步爬瑩湯却敲測 W.B､(1985):Geochemistry,geochrono1ogyandpe-tro工｡gyofMonteMucrone:anexamp1eofEo-散楴慴楯湯敲浩慮杲慮楴楮 慮睥 0kay,A.I.,Xu,S.andSengor,A.M.C.(1989)二Coesite fromtheDabieShanec1ogites,centra1China.肋7. /励プ.1吻麦舳"1.,1,595-598･整琬健慴測偲 穩潮卲慮来桲潮漱晨瑯 癥特獵浥慣楣捫浴坥 temA1ps.Contrib.Minera1.Petro1.,101,280-289･ 刮慮瑯測 捩晥畳慮 a1ka1iamphibo1es.Min.Mag.,33.1097-1109･ P1att,J,P.(1987):Dyna血icsoforogenicwedgesand up1iftofhigh-pressure㎜etamorphicrocks.Bu11.浥〳〵㌮ 楮漬刮 散瑯 敲楯物慣捲整楯特 捥景牴捥来潦 Soc.9eo1.France,N.S.,156,343-367･ Schmadicke,E.,0krusch,M.andSch㎜idt,W.(1991): Quartzpseudomorphs㎡tercoesiteinec1ogitesfrom 潮楡来牧浥来瑩潮 捥献牲慣瑳 Sエnith,D.C.(1984):Coesiteinc1inopyroxeneinthe Ca1edonidesanditsi㎜p1icationsforgeodynamics:㌱ Smith,D.C.(1988):Areviewofthepecu1iarmineralo馴 ｡fthe“Norwegiancoesite-ec1ogiteprovince",with 捲浩湯慮數捨楣楣来浩慮摧敢楢楯杲慰 敲㈰浩楴慮 楴慣歳敲癩敲 偵楳楴栬慰測 楮 却牡畭歹慮楴散汯灯搬敲牡剥 捨 Smith,D.C.,Yang,J.,Oberti,R.andPrevide･Massara,楴普祢楴牡浩 theJianchangec1ogitepodinthe“ChineseSu-Lu coesiteeclogiteprovince"co血paredwiththenybo･慮楴楮杌楳整散楴数潤楮 “Norwegiancoesite-ec1ogiteprovince".Abstractof整楮湂湧 地質ニュｰス446号

超高圧変成岩 一17一 卯整歩慮 Shatsky,y.S｡(1986):.Ec1ogitesfromvarioustypes 潦浥浯潭數楮敕卓剡 潢晴楲楮献㌴㌶浥 Sobolev,N.Y.andShatsky,V.S.(1990):Dia㎜ondin-畳楯楮条浥瑳潭浥浯捲歳 environmentfordiamondfor㎜ation.Nat1ユre,343,742 Sobo1ev,NlV.,Shatsky,Y.S.andVavi1ov.,]〉[.A.(1991):畳楯浩捲潤楡浯慮楮杭楮敲 楮条整穩潮整楣捫 KokchetavMassif,USSR.TerraAbstracts,3,83･ Tagiri,M.andBakirov,A.,(1990):Quartzpseudo血｡rph楮条浥瑦条整捨楴 獣湯牴渭慮牧卓刮偲 Japan.Academy,西6,135-139. 周潭潮慮湧慮搬倮敲慴楲楮晥瑩浥楮牴慴楯湧浩牡敧楯浥浯 慳慧楮浥浯捲歳健漱礬 ㈵㈹条楴栬副特 捨楳祢牡楮散潮 浩捲潰慮楳潦慳敲晳潤楣捩捴 a1ka1i･amphibo1esfromtheNybδec1ogitepod,Nor-way.Bu11.Minera1.,104,400-412､ 奩潮倮牡牡獣潴瑩来漱略慳晣物慮楮慶 慢湯攬㈹ 坡湧楮本央楯甬漱慮刮 Ernst,W.G.andS.Mar岬arna,S.(1991):P-Tpath ofcoesite･bearingeclogitesfromtheDabieMoun-楮捥景牲敧楯由獵 血etamophicterraneincentra1China.TerraAbst-牡捴坡湧楮本央楯甬測測楡湧 W.,Xia,M.andS.Maruyama,S.(1990):Fie1do㏄ur-慮整桵捥牡晥楴潭慢楴㈵ ㌱ 坡湧楮来楯甬楴敦浴敍慯楮捥 ra1China.Geo1o馴.17,1085-1088. 奡湧摩楴栬楴散楴慮獨慮瑯甬敲湃癩敦浥 andtherecognitionoftheChinese“Su-Lucoesite-ec1ogitepro∀ince",TerraAbstracts,1,26｡慫慯 楣捫献 U1trahighpressuremetamor一 <受付:1991年5月27日> 1991年10月号