積丹半島沼前岬の塩基性貫入岩体
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(2) 北海道教育大学紀要（自然科学編）第67巻 第₂号 Journal of Hokkaido University of Education（Natural Sciences）Vol. 67, No.2. 平 成 29 年 ₂ 月 February, 2017. 積丹半島沼前岬の塩基性貫入岩体 廣瀬 遥・岡村 聡 北海道教育大学札幌校地学教室. Mafic Intrusion from Cape Nonamai, Shakotan Peninsula, Hokkaido, North Japan HIROSE Haruka and OKAMURA Satoshi Department of Geology, Sapporo Campus, Hokkaido University of Education, Sapporo, 002-8502. ABSTRACT Late Miocene doleritic intrusion from Cape Nonamai, Shakotan Peninsula is discussed from a petrological point of view. The intrusion consists of Massive Zone, Layered Zone and Middle Zone. The Massive Zone samples have primitive basalts that are characterized by their high MgO, Ni and Cr contents and low FeO＊/MgO, which can be produced by partial melting of the ultramafic rocks in the wedge mantle. The appearance of banded structures is remarkable in doleritic rocks of the Layered Zone. Based on lithological and geochemical descriptions of rocks in the Layered Zone, melanocratic to leucocratic dolerites were generated by fractional crystallization from the mafic magma. The mixing between the Massive Zone basaltic magma and the Layered Zone leucocratic magma can explain all the lithological and geochemical characteristics of the Middle Zone. The Zr/Nb ratio of the Cape Nonamai intrusion indicates that the rocks of all zones were derived from a common source material through partial melting of the upper mantle. The Cape Nonamai intrusion is inferred to have formed in the following magmatic events, 1) first stage (formation of the Layered Zone); intrusion of basaltic magma into the mudstone of the Onenai Formation, and melanocratic to leucocratic dolerites were generated during subsequent cooling contraction and crystallization of magma, and banded structures were formed throughout the body, 2) second stage (formation of the Massive Zone); intrusion of a new high temperature basaltic magma into the low temperature leucocratic magma of the Layered Zone. During the second stage, the magma mixing between the Massive Zone and Layered Zone produced intermediate rocks of the Middle Zone.. 23.
(3) 廣瀬 遥・岡村 聡. １．はじめに 半深成岩であるドレライトは，玄武岩とはんれ い岩の中間型の粒度を示す塩基性岩であり，岩脈 や周囲の地層に調和的に貫入するシル状岩体を作 る。ドレライトは玄武岩質マグマが比較的ゆっく り冷却して形成されることから，岩体内部での多 様な岩種を形成する結晶分化作用を観察すること ができる。結晶分化作用とは，マグマの結晶作用 によって結晶がマグマから取り去られる（分別作 用）ことにより，もとの化学組成と異なるマグマ を形成する作用を指す。ドレライト岩体は，東北 日本では新第三紀中新世の地層によく発達してお り，その代表的な研究例は，山形県の青沢，温海， 新潟県の佐渡島などである1），2）。北海道において も礼文島のスコトン岬貫入岩体が結晶分化作用の 研究例としてあげられる3）。ところで火成岩の多. Fig. 1．Map of the Shakotan Peninsula showing the location of study area. Topographic map is from the Geospatial Information Authority of Japan (GSI), Ministry of Land, Infrastructure, Transport and Tourism, Japan.. 様性を生み出す要因は，結晶分化作用のほかに， 地殻物質の部分溶融やマグマ混合があり，近年の. なく急峻な山地が広がる。本地域周辺の地質は，. 研究では，島弧における安山岩を主体とする火成. 下位から古宇川層，尾根内層および余別層からな. 岩の成因として，結晶分化作用は一般的ではない. り中新世中期～鮮新世の堆積岩・火山岩類の岩相. 4）. という指摘がある 。本論では，この指摘を踏ま. を示す5）。塩基性火成岩が貫入する尾根内層は，. え，積丹半島の沼前岬の塩基性貫入岩体を例にし. 下位より，黒色泥岩部層，角閃石安山岩部層，硬. て， 様々な岩種を形成する要因について検討した。. 質頁岩部層および火山砕屑岩部層に区分され，沼. その結果，本岩体では，玄武岩質マグマから種々. 前岬周辺は概ねNW-SE～NNW-SSE方向の走向. の鉱物種の分別作用が生じていること，さらには. で，北東側に5～25°傾斜する6）。積丹半島の尾根. マグマ混合過程も読み取ることができることが明. 内 層 の 安 山 岩 か ら は，3.8，7.6，11.2 Maの 全 岩. らかになった。. K-Ar年代値が得られており7），後期中新世－鮮. 本研究は，筆者の一人（廣瀬）の修士論文の成. 新世の活動年代を示す。沼前岬の塩基性火成岩は，. 果の一部をまとめたものである。野外調査にあ. 尾根内層下部の黒色泥岩部層にシル状に貫入し，. たっては，本学札幌校地学教室の学部大学院の皆. 全岩K-Ar年代は11.7 Ma8）の後期中新世を示す。. 様のご協力を頂いた。以上の方々に深く感謝の意. 本報告では，この塩基性貫入岩体を沼前岬貫入岩. を表する。. 体と呼ぶ。本貫入岩体の北側には，幅約１km，. のなまい. 奥行き1.5km，比髙約200mの北西に開いた馬蹄形. ２．沼前岬周辺の地形・地質概説 本調査地域は，積丹半島北西端の神威岬から南 約５kmに位置する沼前岬にあたり（Fig. 1），急 崖をなす海食崖と海食台の海岸地形に新第三系が 分布する。沼前岬の内陸部は，平野部はほとんど. 24. 滑落崖からなる大規模な沼前地すべりがあり，尾 根内層の種々の部層が複数のすべり面や移動体を なす複合型の地すべりタイプとされている6）。.
(4) 積丹半島沼前岬の塩基性貫入岩体. ３．沼前岬貫入岩体の産状および岩質 ３－１ 産状と岩帯区分 沼 前 岬 貫 入 岩 体 は， 海 岸 線 に 沿 っ て 南 北 約 1.3km，東西約800mの範囲に分布する。後期中新 世の尾根内層泥岩の層理に沿って貫入するシル状 岩体で，NW-SE～E-W方向の走向，NE～E側に 10～18°傾斜する（Fig. 2）。厚さは80mを超え下 限不明である。岩体の内部構造は，層状帯と塊状 帯に区分され，塊状帯の各所に小規模な優白質細 脈が見られる。下部の層状帯は，南西側の海岸線 に沿って分布し，約10m層厚の露出が確認できる が，下方は海底下に没しており下限不明である。 半深成岩の暗灰色優黒質層と淡灰色優白質層が繰 り返す層状構造をなし，弱い柱状節理が発達する。. Fig. 2．Geological map of the Cape Nonamai.. 優黒質層と優白質層の層厚はそれぞれ2.0～3.0m. 1, 2; Onenai Formation (1; andesite, 2; mudstone), 3 - 5; Cape Nonamai intrusion (3; Massive Zone, 4; Middle Zone, 5; Layered Zone). The inset shows location of the outcrop composed of three zones of the Cape Nonamai intrusion.. と0.2～1.5mであり，優黒質層が厚い傾向がある。 上部の塊状帯は，節理に乏しい塊状の産状を示し， 細粒な半深成岩～火山岩からなる。最大層厚は 30mであり，最上部では尾根内層黒色泥岩との貫 入境界が確認できる。層状帯と塊状帯の接触部は， 明瞭な境界線は認められず，後述するように，両 帯が漸移的に変化する最大層厚８mの中間帯が存 在する（Fig. 3）。 ３－２ 各岩帯の岩質 塊状帯は，オフィティック組織を示す完晶質ド レライトと斑状組織を示す玄武岩からなり，構成 鉱物は斜長石，単斜輝石，かんらん石，不透明鉱 物である。本岩帯はかんらん石を主要造岩鉱物と し，層状帯よりも単斜輝石に富む傾向がある。ド レライトは，斜長石（モード53.6～55.9 vol.％， 以下同様） ，単斜輝石（17.1～19.9 vol.％），かん らん石（7.4～8.7 vol.％），不透明鉱物（2.1～4.1 vol.％）からなるかんらん石－単斜輝石ドレライ トである。玄武岩は，斜長石（49.8 vol.％），単斜 輝石（0.3 vol.％），かんらん石（16.1 vol.％）の 斑晶鉱物からなる単斜輝石含有かんらん石玄武岩 である。不透明鉱物は，ドレライトと玄武岩の両 者とも磁鉄鉱とチタン鉄鉱からなる。塊状帯のか. Fig. 3．Massive, Middle and Layered Zones of the Cape Nonamai intrusion. Height of outcrop is about 50 m.. 25.
(5) 廣瀬 遥・岡村 聡. んらん石はすべて緑泥石やスメクタイトに置換さ. ティカル社製MagiX）を用い，分析方法は宮本・. れている。斜長石は一部アルバイト化する。結晶. 岡村9）にしたがった。なお，主成分元素について. 粒間はしばしばスメクタイト化し，まれに黒雲母. は，無水100％に換算して検討した。. が生成している。 層状帯は，サブオフィティック組織を示す粗粒. ４－２ 全岩化学組成の特徴. 完晶質ドレライトからなり，主要構成鉱物は斜長. 塊状帯はSiO2=49.3-53.8 wt%の玄武岩から玄武. 石，単斜輝石，不透明鉱物である。斜長石（51.2. 岩質安山岩組成を示し，層状帯はSiO2=51.5-61.3. ～74.6 vol.％）は，自形～半自形の柱状～針状の. wt%の玄武岩質安山岩から安山岩の組成である。. 形態を示し，長柱状結晶として長径が0.5cmを超. 層状帯のうち優黒質層は優白質層よりSiO2に乏し. える場合がある。単斜輝石（1.5～11.5 vol.％）は，. い傾向がある。中間帯はSiO2=51.7-59.5 wt%の玄. 自形～半自形の柱状結晶で，長柱状を呈する場合. 武岩から安山岩組成であり，層状帯と塊状帯にま. は最大長径2.5cmに達する巨晶が見られる。単斜. たがる組成を示す。優白質細脈はSiO2=61.9-62.1. 輝石の一部は緑泥石やスメクタイトに置換され，. wt%の安山岩組成を示す。塊状帯は低FeO＊/MgO. 巨晶では全て粘土鉱物に置換されることが多い。. 比（～0.72）を示し，Mg, Cr, Niに富む傾向があ. 結晶粒間はしばしばスメクタイト化している。単. る（MgO～10.1wt%, Cr～306ppm, Ni～123ppm） 。. 斜輝石は優黒質岩で9.2～11.5 vol.％，優白質岩で. Le Maitre10）のTAS図では，塊状帯の一部は粗面. 1.6～5.1 vol.％であり，優黒質岩の方が富む傾向. 玄武岩～玄武岩質粗面安山岩にプロットされるが. があり，優白質岩は斜長石結晶が卓越する。不透. （Fig. 4a），これらの岩石は岩石記載の特徴から，. 明鉱物（2.4～6.9 vol.％）は，チタノマグネタイ. 変質作用によるアルカリ元素の移動に起因した可. トからなり骸晶状の形態を示すものが多いが，一. 能性が高く，本地域の火成岩類は非アルカリ岩系. 部は針状結晶である。. 列に属し，Kuno11）のhigh alumina basalt系列火. 中間帯は，斜長石（59.4～70.9 vol.％），単斜輝. 成岩と見なされる（Fig. 4a）。Miyashiro12）の分. 石（4.1～16.4 vol.％） ，かんらん石（0～6.3 vol.％） ，. 類では，カルクアルカリ系列の領域にプロットさ. 不透明鉱物（1.3～3.6 vol.％）を構成鉱物とし，. れる（Fig. 4b）。. サブオフィティック組織～オフィティック組織を. 沼前岬貫入岩体の火成岩について，MgOに対. 示す完晶質なかんらん石－単斜輝石ドレライトで. する各種主成分・微量成分元素の変化図にプロッ. ある。かんらん石はすべて緑泥石やスメクタイト. トすると，層状帯と塊状帯は異なる組成トレンド. に置換されている。単斜輝石の一部は緑泥石やス. を示す（Figs. 5, 6）。すなわち，塊状帯は，MgO. メクタイトに置換され，結晶粒間はしばしばスメ. の減少にともないSiO2, TiO2, Al2O3, CaO, P2O5,. クタイト化している。中間帯最下部の層状帯に近. Zr, Nb, Sr, Baはやや増加し，FeO＊, Cr, Niは減少. 接する部分は，かんらん石を含まない単斜輝石ド. する。このうちCrとNiは急激な減少傾向を示す。. レライトである。不透明鉱物は磁鉄鉱とチタン鉄. 一 方， 層 状 帯 は，MgOの 減 少 に と も な いSiO2,. 鉱からなる。. P2O5, Zr, Nbが塊状帯より急激な増加トレンドを 示し，Al2O3とCaOは減少する。層状帯のTiO2と. ４．全岩化学組成. FeO＊は，ばらつきは大きいが，MgO=5 wt%前 後まで急増し，その後減少する傾向がある。層状. ４－１ 分析方法. 帯のCrとNiは，塊状帯より低含有量であり，減. 沼前岬貫入岩体から採取した試料の主成分・微. 少トレンドを示す。中間帯はいずれの元素も層状. 量成分元素の分析を行った（Table 1）。分析は北. 帯と類似の組成トレンドを示す。. 海道教育大学札幌校の蛍光Ｘ線分析装置（パナリ. 26.
(6) 積丹半島沼前岬の塩基性貫入岩体. Table 1．Major and trace-element analyses of representative igneous rocks of the Cape Nonamai intrusion. Sample No.. 110-a1. 110-a2. 110-a3. 110-a4. 110-a5. 110-a6. 110-a7. 110-a8. 110-a9. 110-a10. 026-j. 026-h. 026-f. 026-1. 026-3. 026-4. Rock Type. LB. LB. LW. LB. LB. LB. LW. LB. LB. LW. Md. Md. Md. Md. Md. Md 55.59. Major element /wt% SiO2. 54.39. 55.29. 60.26. 54.81. 55.71. 56.89. 58.18. 55.70. 56.24. 57.99. 58.07. 57.16. 56.85. 57.63. 57.83. TiO2. 1.45. 1.67. 1.40. 1.55. 1.81. 1.64. 1.62. 1.93. 2.05. 1.66. 1.57. 1.85. 1.61. 1.63. 1.68. 1.32. Al2O3. 17.54. 16.79. 15.76. 17.80. 16.52. 16.44. 15.47. 15.94. 15.40. 15.65. 16.15. 15.83. 16.42. 16.01. 16.30. 17.31. FeO＊. 8.25. 9.30. 8.14. 8.66. 9.78. 8.61. 9.29. 10.58. 10.57. 9.35. 8.71. 9.48. 9.38. 9.36. 8.74. 8.87. MnO. 0.20. 0.23. 0.17. 0.20. 0.28. 0.19. 0.22. 0.24. 0.26. 0.23. 0.18. 0.17. 0.16. 0.16. 0.17. 0.17. MgO. 6.05. 5.47. 4.20. 5.66. 5.62. 5.29. 5.00. 5.43. 5.14. 4.99. 4.92. 4.85. 5.15. 4.55. 4.78. 5.65. CaO. 6.55. 5.47. 4.22. 6.26. 5.10. 5.38. 4.06. 4.60. 4.50. 4.34. 4.66. 4.56. 4.71. 4.27. 4.66. 6.05. Na2O. 4.37. 4.01. 5.06. 4.29. 4.40. 4.78. 3.89. 4.70. 3.81. 5.06. 4.97. 3.83. 3.98. 4.12. 4.95. 3.80 0.92. K2O. 0.91. 1.42. 0.37. 0.49. 0.41. 0.35. 1.88. 0.37. 1.63. 0.42. 0.39. 1.90. 1.31. 1.89. 0.54. P2O5. 0.30. 0.35. 0.43. 0.28. 0.37. 0.44. 0.41. 0.51. 0.41. 0.31. 0.40. 0.38. 0.44. 0.39. 0.34. 0.33. Total. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. L.O.I. 1.84. 1.61. 1.45. 1.55. 1.66. 1.57. 1.72. 2.08. 1.62. 1.49. 1.96. 2.03. 2.22. 1.75. 1.61. 1.61 399.7. Trace element /ppm Ba. 227.0. 440.2. 331.0. 239.1. 301.7. 288.9. 621.9. 285.5. 508.6. 320.9. 315.0. 583.6. 397.8. 590.1. 320.0. Cr. 7.6. 2.1. 0.5. 2.5. 3.3. 2.1. 4.1. 5.5. 3.8. 5.8. 4.7. 4.2. 5.4. 5.0. 4.8. 5.7. Nb. 15.6. 21.6. 27.3. 19.2. 20.1. 23.9. 22.4. 26.1. 23.8. 24.1. 24.5. 22.9. 24.2. 23.4. 22.7. 21.0. Ni. 16.6. 7.8. 7.6. 10.2. 6.2. 6.2. 7.6. 8.9. 6.8. 7.6. 6.2. 6.1. 7.9. 7.2. 6.0. 13.8. Rb. 18.7. 28.7. 8.6. 11.1. 8.3. 4.6. 38.0. 6.0. 32.9. 7.6. 4.8. 34.8. 28.7. 35.8. 8.8. 19.8. Sr. 308.9. 306.2. 318.5. 350.2. 331.4. 328.8. 260.5. 284.7. 260.3. 292.2. 334.1. 269.2. 288.9. 267.7. 307.2. 330.6. V. 333.0. 368.9. 252.0. 359.6. 383.0. 311.8. 355.0. 371.9. 428.9. 398.5. 273.0. 394.7. 349.4. 309.3. 289.5. 268.7. Y. 28.1. 35.5. 39.7. 30.1. 35.0. 39.9. 41.6. 38.2. 41.5. 37.3. 36.6. 36.2. 38.3. 35.6. 39.9. 31.3. Zr. 96.4. 114.2. 166.6. 106.8. 124.2. 131.9. 150.8. 134.3. 138.0. 148.2. 144.1. 137.4. 131.7. 144.6. 140.0. 117.1. Sample No.. 026-c. 026-b. 026-7. 026-9. 026-11. 026-14. 026-15. 026-17. 026-19. 026-20. 026-25. 026-27. 026-29. 034. Rock Type. Md. Md. Md. Md. Ms. Ms. Ms. Ms. Ms. Ms. Ms. Ms. Ms. Ms. 0710-b' 101-jvein Av. Av 61.95. Major element /wt% SiO2. 53.51. 52.97. 51.99. 51.68. 51.56. 51.59. 50.31. 51.57. 51.00. 51.31. 51.53. 51.50. 51.98. 49.28. 62.05. TiO2. 1.21. 1.16. 0.86. 0.82. 0.74. 0.88. 1.10. 0.81. 1.00. 0.99. 1.05. 0.96. 1.02. 1.13. 1.38. 1.64. Al2O3. 18.91. 19.02. 18.98. 19.75. 19.64. 19.80. 18.94. 18.60. 17.57. 19.10. 17.70. 17.56. 17.56. 17.59. 17.55. 15.31. FeO＊. 7.60. 7.59. 6.57. 6.98. 6.49. 6.58. 7.14. 6.87. 7.89. 6.82. 7.64. 7.68. 7.11. 8.33. 5.56. 7.17. MnO. 0.13. 0.15. 0.14. 0.13. 0.13. 0.13. 0.18. 0.14. 0.15. 0.14. 0.16. 0.14. 0.14. 0.17. 0.14. 0.12. MgO. 6.18. 6.32. 7.03. 8.24. 7.49. 6.70. 7.13. 9.12. 9.32. 7.41. 8.46. 8.71. 8.59. 9.99. 2.05. 1.98. CaO. 7.57. 8.44. 10.37. 7.50. 9.47. 9.70. 11.39. 8.26. 7.51. 6.64. 8.08. 7.70. 7.71. 8.12. 3.55. 4.61. Na2O. 3.80. 3.43. 3.04. 3.11. 3.10. 3.35. 2.78. 3.45. 3.92. 5.84. 3.22. 4.72. 4.79. 4.62. 6.79. 4.82 1.89. K2O. 0.82. 0.65. 0.82. 1.60. 1.20. 1.06. 0.85. 0.98. 1.46. 1.47. 1.92. 0.80. 0.88. 0.58. 0.53. P2O5. 0.27. 0.28. 0.19. 0.19. 0.19. 0.21. 0.18. 0.19. 0.19. 0.29. 0.23. 0.21. 0.21. 0.20. 0.40. 0.50. Total. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. 100.0. L.O.I. 2.16. 1.87. 1.59. 2.97. 2.22. 1.73. 1.28. 1.69. 3.51. 4.16. 2.38. 3.70. 3.44. 4.75. 1.05. 0.60 740.6. Trace element /ppm Ba. 255.0. 225.9. 193.9. 233.7. 185.2. 209.0. 229.3. 206.7. 198.6. 233.4. 285.7. 216.6. 238.6. 180.6. 468.4. Cr. 12.1. 16.9. 68.0. 75.5. 180.1. 141.9. 177.5. 306.5. 270.1. 166.4. 222.6. 262.5. 262.9. 267.7. 1.8. 2.1. Nb. 17.2. 16.8. 8.6. 9.1. 9.0. 11.8. 12.1. 12.6. 12.0. 11.9. 12.6. 10.2. 14.5. 17.0. 36.3. 30.1. Ni. 21.8. 23.9. 40.3. 41.1. 54.2. 53.2. 62.8. 94.2. 108.0. 68.2. 84.9. 109.2. 99.8. 99.7. 4.3. 6.9. Rb. 16.4. 14.6. 19.1. 34.5. 27.1. 25.5. 17.3. 22.1. 30.9. 36.6. 44.5. 16.4. 17.4. 13.2. 7.1. 37.3. Sr. 339.3. 343.4. 313.2. 253.6. 288.6. 322.5. 320.3. 260.4. 243.2. 231.3. 283.2. 280.9. 254.5. 394.3. 337.3. 270.2. V. 278.3. 280.7. 250.3. 210.4. 188.2. 225.4. 327.5. 221.6. 253.9. 263.9. 257.0. 253.3. 275.8. 294.0. 126.8. 239.7. Y. 23.9. 23.1. 19.6. 16.5. 18.6. 19.2. 18.9. 21.8. 18.6. 22.4. 19.8. 18.6. 24.2. 19.1. 49.0. 46.1. Zr. 89.6. 86.6. 65.0. 64.6. 63.6. 73.8. 63.6. 68.1. 67.3. 72.8. 71.5. 68.7. 72.6. 68.1. 197.5. 172.1. LB: melanocratic rock in the Layered Zone. LW: leucocratic rock in the Layered Zone. Md: dolerite in the Middle Zone. Ms: basalt-dolerite in the Massive Zone. Av: luecocratic vein.. 27.
(7) 廣瀬 遥・岡村 聡. Fig. 4．⒜ SiO2 vs. total alkali10), ⒝ FeO＊/MgO vs. SiO212) and ⒞ Zr vs. Nb for the Cape Nonamai intrusion. Fields of AOB (alkali olivine basalts), HAB (high alumina basalts) and TH (low alkali tholeiites) are from Kuno11), TH (tholeiitic) and CA (calcalkaline) from Miyashiro12). N-MORB and E-MORB from Sun and McDonough15).. 28.
(8) 積丹半島沼前岬の塩基性貫入岩体. Fig. 5．MgO vs. SiO2, Al2O3, total Fe as FeO＊, CaO, TiO2 and P2O5 for the Cape Nonamai intrusion. Symbols as in Fig. 4.. 29.
(9) 廣瀬 遥・岡村 聡. Fig. 6．MgO vs. Cr, Ni, Zr, Nb, Sr and Ba for the Cape Nonamai intrusion. Symbols as in Fig. 4.. 30.
(10) 積丹半島沼前岬の塩基性貫入岩体. 学組成，ならびに全岩化学組成の特徴から，それ. ５．考 察. ぞれの分別結晶作用を検討した。なお，構成鉱物. ５－１ 沼前岬貫入岩体のマグマの起源. の化学組成は，北海道教育大学札幌校のエネル. 沼前岬貫入岩体の各岩帯の構成鉱物と化学組成. ギー分散型X線分析装置 （Oxford社製Link ISIS300）. の変化は，それぞれのマグマの起源物質や結晶作. を用いて行い，補正はZAF法によった。. 用に関与する鉱物種の違いを反映している可能性. 塊 状 帯 の 火 成 岩 は，SiO2が49.3 wt%か ら53.8. がある。まず，塊状帯のドレライト～玄武岩は，. wt%へ増加する間に，MgOは減少するが，それ. ＊. 低FeO /MgO比（＜1）を示し，CrとNiに富むこ. にともないCrとNiが急減し，Al2O3とCaOはやや. とから，上部マントルのかんらん岩の部分溶融に. 増加する。これらの組成トレンドは，塊状帯の構. よって作られたマグマ由来であることがわかる。. 成鉱物の特徴から，かんらん石の分別作用が効果. ＊. 一方，層状帯と中間帯のドレライトは，高FeO /. 的だったことを示唆し，斜長石の分別作用はな. MgO比を示す分化した安山岩組成を主体とする。. かったか，あったとしても効果的でなかったと見. そこでこれらの岩帯の成因関係を明らかにするた. られる。. めに，結晶作用や部分溶融過程において液相に濃. 層 状 帯 に つ い て は，SiO2が51.5 wt%か ら61.3. 集しやすい元素であるZrとNbの挙動を検討した。. wt%へ増加する間に，MgO，Al2O3，CaOはいず. これらの元素は，水に溶解しにくく，変質作用や. れ も 減 少 す る。 一 方，TiO2とFeO＊は，MgO=5. 変成作用など二次的作用で移動しにくい電荷の高. wt%前後まで増加し，その後減少する。これらの. い元素 （High Field Strength Element; HFS元素）. 組成トレンドと構成鉱物の特徴から，層状帯は，. である。ZrとNbに関する玄武岩質マグマと結晶. 単斜輝石と斜長石の分別作用が生じており，結晶. 間の分配係数はいずれも小さいので，Zr/Nb比は. 作用の末期には，Fe-Ti酸化物の分別が関与して. 玄武岩質マグマの分別結晶作用や上部マントルの. いたと考えられる。層状帯のドレライトは，優黒. 13）. 。この. 質層と優白質層が重なる水平な層状構造が少なく. ことが本地域の火成岩において成立すると仮定す. とも５回繰り返す（Figs. 3, 7）。それらの鉱物組. ると，Nb - Zr変化図で明らかなように，本地域. 成・全岩化学組成と高度の関係から，各層の優黒. の火成岩は，塊状帯，層状帯および中間帯のいず. 質 層 か ら 優 白 質 層 へ の 変 化 は，SiO2とZrの 増. れもが類似のZr/Nb比を示し（～6; Fig. 4c），同. 加，MgOとCaOの減少をともなっており，単斜. 一起源物質，すなわち同一組成の上部マントルに. 輝石のモード組成は減少することから，単斜輝石. 由来したことを意味している。ちなみに，沼前岬. の晶出・分離を主とする分別結晶作用が効果的に. 貫入岩体のZr/Nb比は，東北日本弧の第四紀火山. 生じたと考えられる。すなわちマグマだまり内で. 岩が示すN-MORB（Nタイプ中央海嶺玄武岩）. の重力流によって単斜輝石が沈降して集まった沈. 部分溶融過程ではほとんど変化しない. 14）. に類似の高Zr/Nb比（～32. ）とは明瞭に異なり，. 15）. E-MORB（～9. ）や海洋島玄武岩（～6. 15）. ）に. 類似の特徴である。. 積岩（優黒質層）ができる層状貫入岩体と見なす ことができる。さらにSiO2とZrの増加傾向を詳し く見ると，岩体の下部から上に向かい規則的に沈 積岩のSiO2とZrが増加するのに対し，最上部の沈. ５－２ 各岩帯の組成変化の要因. 積岩のSiO2とZrは，岩体下部の沈積岩と類似の低. 沼前岬貫入岩体の岩石学的検討から，各岩帯の. 濃度を示す（Fig. 7）。このことは，マグマだまり. 組成変化の要因は，塊状帯を構成する上部マント. において温度低下とともに周期的沈降を繰り返し. ル起源の未分化な玄武岩質マグマから，種々の分. たが，層状帯最上部の結晶集積層への新たな高温. 別結晶作用によってもたらされたと考えられる。. マグマの層状貫入が起こったことを示唆する。. 以下に，各岩帯の主要構成鉱物のモード組成と化. 中間帯の全岩化学組成は，塊状帯と層状帯を結. 31.
(11) 廣瀬 遥・岡村 聡. Fig. 7．Change in the chemical and mineralogical composition of the Cape Nonamai intrusion with stratigraphy resp. height. Pl; plagioclase, Cpx; clinopyroxene, Ol; olivine.. ぶ漸移的な組成変化を示す（Fig. 7）。Fig. 8は， 中間帯の斜長石と単斜輝石の化学組成について，. ６．まとめ. 塊状帯下部の未分化な塩基性岩（Fig. 7のａ）か. 積丹半島沼前岬貫入岩体について野外観察と岩. ら層状帯最上部の分化した優白質岩（Fig. 7のｅ）. 石記載的特徴から，以下のことが明らかになった。. までの組成を比較したものである。これらの化学. １．本岩体は，層状帯，中間帯，塊状帯の３つの. 組成のヒストグラムの比較から，層状帯最上部が. 岩帯に区分される。. 低An%斜長石，低Mg#単斜輝石を示し，中間帯. ２．各岩帯の火成岩類は，全岩化学組成の特徴か. の下部は，直下の層状帯最上部と類似するが，上. ら，同一の起源物質に由来し，異なる分別結晶. に向かって高An%斜長石，高Mg#単斜輝石に変. 作用によって作られた。. 化し， 上位の塊状帯の組成と類似するようになる。. ３．本岩体下部の層状帯は，マグマだまり内での. 斜長石と単斜輝石の核部の化学組成の最頻値に注. 重力流によって沈積岩ができる層状貫入岩体で. 目すると，層状帯最上部，中間帯，塊状帯にかけ. あり，温度低下とともに単斜輝石が周期的に沈. て斜長石と単斜輝石の晶出温度が徐々に高くなっ. 降を繰り返した。. たことが読み取れる。以上から，より高温で未分. ４．本岩体上部の塊状帯は，低FeO＊/MgO比，. 化なマグマ（塊状帯）が，低温で分化したマグマ. 高Cr・Ni含有量を示すことから，上部マント. （層状帯の優白質層）と混合した結果，両マグマ. ルかんらん岩の部分溶融によって作られ，かん. の漸移的な濃度勾配を示すマグマ（中間帯）が形. らん石の分別作用が効果的に起こった。. 成されたと考えられる。. ５．本岩体火成岩は低Zr/Nb比を示し，東北日本 弧第四紀火山岩に代表される島弧火山岩とは異 なり，E-MORBや海洋島玄武岩に類似のマグ. 32.
(12) 積丹半島沼前岬の塩基性貫入岩体. Fig. 8．An % in plagioclase and Mg# (100＊Mg/(Mg+Fe)) in clinopyroxene for the igneous rocks from the Middle Zone of the Cape Nonamai intrusion. Sample numbers as in Fig. 7.. マ組成で特徴づけられる。 ６．本岩体の形成過程は，１）やや分化した層状 帯マグマが尾根内層中にシル状に貫入し，温度 低下にともなって単斜輝石が周期的に沈降を繰 り返した。２）層状帯上部のより分化した結晶. 引用文献 １）久城育夫，荒牧重雄，青木謙一郎，日本の火成岩． 岩波書店，206p.（1989） ２）高橋正樹，石渡 明，フィールドジオロジー９，火 成作用．共立出版，202p.（2012）. 集積層に対し，新たな高温マグマの層状貫入が. ３）平原由香，周藤賢治，北海道礼文島，ドレライト質. 生じた。３）その後，より高温で未分化な塊状. スコトン岬貫入岩体の内部構造と形成過程．地質学雑. 帯マグマが，低温で分化した層状帯マグマの上. 誌，109，442-458（2003）. 部に注入した結果，マグマ混合によって中間帯 マグマが形成された。. ４）高橋正樹，初等中等地学教育における火成岩分類法 の問題点．理科教室，12，32-37（2010） ５）山岸宏光，石井正之，５万分の１地質図幅説明書（余 別・積丹岬） ，北海道立地下資源調査所，49p.（1979） ６）田近 淳，岡村俊邦，大規模地すべり地形の発達：. 33.
(13) 廣瀬 遥・岡村 聡. 積丹半島沼前地すべりの例．日本地すべり学会誌， 47，84-90（2010） ７）広瀬 亘，岩崎深雪，中川光弘，北海道中央部～西 部の新第三紀火成活動の変遷：K-Ar年代，火山活動様 式および全岩化学組成から見た東北日本弧北端の島弧 火成活動の変遷．地質学雑誌，106，120-135（2000） ８）通商産業省資源エネルギー庁，昭和59年度広域調査 報告書 積丹地域，156p.（1985） ９）宮本佳彦，岡村 聡，蛍光Ｘ線分析法による地質試 料の主成分及び微量成分元素の高精度分析．北海道教 育大学紀要，自然科学編，54，49-59（2003） 10）R. W. Le Maitre ed., Igneous Rocks. A classification and glossary of terms. Recommendations of the International Union of Geological Science Subcommission on the systematics of igneous rocks, Cambridge University Press, 236p.（2002） 11）H. Kuno, Differentiation of basalt magmas. In H. H. Hess and A. Poldervaart eds., Basalts: The Poldervaart Treatise on Rocks of Basaltic Composition. Wiley Interscience, New York, 623-688（1968） 12）A. Miyashiro, Volcanic rock series in island arcs and active continental margins, American Journal of Science, 274, 321-355（1974） 13）J. A. Pearce and M. J. Norry, Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contrib. Mineral. Petrol., 69, 33-47（1979） 14）T. Shibata and E. Nakamura, Across-arc variations of isotope and trace element compositions from Quaternary basaltic volcanic rocks in northeastern Japan: Implications for interaction between subducted oceanic slab and mantle wedge: Journal of Geophysical Research, 102, 8051-8064（1997） 15）S. S. Sun and W. F. McDonough, Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes, in A. D. Saunders and M. J. Norry, eds., Magmatism in the ocean basins: Geological Society London Special Publication, 42, 313-345（1989）. （廣瀬 遥 札幌市立稲積小学校教諭） （岡村 聡 札幌校教授） . 34.
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