愛知県三河湾周辺に分布する領家花崗岩類の帯磁率

名古屋地学 83 号，1–9 ページ（2021 年 3 月）

Nagoya Journal of Space and Earth Sciences, no. 83, pages 1–9, 2021

愛知県三河湾周辺に分布する領家花崗岩類の帯磁率

Initial magnetic susceptibility measurements of the Ryoke granitic rocks around

Mikawa Bay, Aichi Prefecture, Japan

星 博幸*・森里真希**・西村悠里***

Hiroyuki HOSHI*, Maki MORISATO** and Yuri NISHIMURA***

* 愛知教育大学自然科学系理科教育講座（[email protected]）

** 愛知教育大学初等教育教員養成課程理科選修（卒業生）

*** 愛知教育大学中等教育教員養成課程理科専攻（卒業生）

キーワード：帯磁率（初磁化率），三河湾地域，領家帯，花崗岩類，斑れい岩，角閃岩，名古屋城 Key words: initial magnetic susceptibility, Mikawa Bay area, Ryoke belt, granitic rocks (granitoids), gabbro, am-phibolite, Nagoya Castle

1. はじめに 筆者らは名古屋城築城の実態解明に資する目的で，名 古屋城の石垣石材及びその産地に分布する岩石について 主に岩石観察と帯磁率（初磁化率）測定の手法によって 調査を進めている。名古屋城の石垣には広い意味での花 崗岩類（狭義の花崗岩，花崗閃緑岩，トーナル岩などを 含む）が多く使われており，それらの主要産地は愛知県 三河湾（図 1）の三河鳥羽・幡豆・西浦半島周辺，及び篠 島・沖島・前島・竹島などの島嶼であった（髙田, 1999; 加 藤, 2008, 2016; 石橋, 2014）。文献記録や推定石材産地（採 石丁場）の露頭・転石に刻まれた刻印などの証拠に基づ き，名古屋城の石垣構築に命ぜられた大名のそれぞれの 採石丁場が推定されているが（髙田・加藤, 2013; 市澤・ 西本, 2018），実態解明には至っていない。この問題の解 明には詳細な岩石学的調査が有効と考えられるが，岩石 薄片観察や岩石化学分析は岩石を破壊して試料を採取す る必要がある。推定採石丁場の多くでは露頭や転石から 試料採取が可能である一方，国の特別史跡に指定されて いる名古屋城では石垣石材からの試料採取は困難である。 そのため，岩石破壊を伴わない非破壊調査を行う必要が ある。その一つの方法として筆者らは帯磁率測定を採用 している。帯磁率測定が有効な手法と考えられる理由に ついては星・森里（2019）が詳しく説明している。 今回筆者らは三河湾周辺に分布する領家花崗岩類とそ れに伴われる苦鉄質岩から新たに帯磁率データを取得し たので，それらについて報告する。小論で報告するデー タは第二著者の森里及び第三著者の西村が愛知教育大学 卒業研究の一部として取得したものである。なお，三河 湾周辺での帯磁率測定の先行研究としては伊藤・星 （2011），星・太田（2012），星・森里（2019）がある。 2. 調査地の概要 今回の調査地は知多郡南知多町の篠島（図 2），西尾市 吉良町の梶島（図 3），西尾市鳥羽町田尻地区及び崎山地 区の海岸（以下，田尻・崎山海岸; 図 4），西尾市鳥羽町 の八貫山（図 4），西尾市寺部町の海岸（以下，寺部海岸; 図 5），西尾市東幡豆町の沖島及び前島（図 6），西尾市東 幡豆町の海岸及び内陸部（以下，東幡豆地域; 図 7），蒲 郡市西浦町の西浦半島（図 8）である。図 1 には帯磁率を 報告した先行研究（伊藤・星, 2011; 星・太田, 2012; 星・ 森里, 2019）の調査地も示してある。 調査地には領家帯の深成岩と変成岩が分布している（領 家研究グループ, 1972; 牧本ほか, 2004）。名古屋城石垣石 材のうち三河湾周辺が産地と考えられるものには深成岩 （特に花崗岩類）が多いため（西本・市澤, 2018; 田口ほか, 2019; 西本, 2020），今回の調査は深成岩を中心に行った。 調査地に分布する深成岩の多くは中∼粗粒で片状のト ーナル岩及び花崗閃緑岩で，石材関係者の間で「幡豆石」 と呼ばれるものである。片状構造の程度は様々である。 最近までこれらの花崗岩類は古期領家花崗岩類の神原ト ーナル岩及び天竜峡花崗閃緑岩に属するものと考えられ てきた（領家研究グループ, 1972）。しかし星・森里（2019） が概説しているように，U‒Pb 年代測定データ（Takatsuka et al., 2018a, b）が充実してきたことに伴い現在それらの 帰属が再検討されている。 花崗岩類以外の深成岩としては，斑れい岩のやや規模 の大きな岩体（乙川斑れい岩体）が八貫山とその周辺に 分布している（Asami, 1977; 浅見ほか, 1982; 沓掛, 1982, 1988, 1993）。乙川斑れい岩体は最大径約 4 km の北東-南 西にやや伸びた形体をなし，花崗岩類の貫入を受け，変 成作用を受けた形跡もある（Asami, 1977; 浅見ほか, 1982; 沓掛, 1982）。この斑れい岩体の帯磁率は伊藤・星（2011） が詳しく報告しているが，八貫山の矢穴と刻印が発見さ

図 1 調査地（図 2∼8）の位置図。岩石帯磁率に関する先行研究（伊藤・星, 2011; 星・太田, 2012; 星・森里, 2019）の調 査地も示す。ベースマップには国土地理院の電子国土基本図（URL1）を利用（図 2∼8 も同じ）。

図 3 梶島の帯磁率測定地点（×印）と測定番号。

れた地点（加藤, 2008）からは帯磁率データが報告されて いないため，今回新たにその地点の岩石の帯磁率を測定 した（表 1 の#37, #38; 本文中では#を付した数字で測定 番号を示す）。 花崗岩類分布域には苦鉄質火山岩が変成して生じたと 推定される角閃岩の小規模岩体も見られ，本研究ではそ れらのいくつかも測定対象とした（#91, #97, #140）。その 代表的なものは西浦半島先端付近にシンプルトニック岩 脈として産する角閃岩である（西浦団研グループ, 1974; 図 5 寺部海岸の帯磁率測定地点（×印）と測定番号。 図 7 東幡豆地域の帯磁率測定地点（×印）と測定番号。 図 6 沖島及び前島の帯磁率測定地点（×印）と測定番号。

鈴木・三宅, 2006）。この岩脈状岩体の帯磁率は星・太田 （2012）が報告しているが，今回再び測定した（#140）。 3. 方 法 各調査地において，矢穴や刻印の調査文献（髙田, 1999; 松下, 2006; 加藤, 2008, 2016; 石橋, 2014）を参考にしなが ら踏査・帯磁率測定を行った。帯磁率の測定方法は基本 的に伊藤・星（2011），星・太田（2012）及び星・森里（2019） と同じである。測定には携帯型帯磁率計（Explorarium 製 Kappameter KT-9）を使用した。KT-9 の特性については星・ 亀井（2003）が報告している。測定ではできるだけ平滑な 面を選び，測定誤差が小さくなるように努めた。露頭面 の凸凹の影響を最小限にするために測定はピンモード（pin mode）で行った。1 地点の地理的範囲（面積）は 1∼25 m2 程度とした。地点内で少しずつ場所を変えて 50∼60 回測 定することを原則とした（＝1 つの測定番号）。ただし小 面積のいくつかの地点では 10∼20 回の測定に限られた。 同一地点内で異なる岩相が見られる場合は岩相毎に分け て測定・集計し，別個の測定番号とした。緯度・経度の測 定にはスマートフォンの位置情報機能を使用した。緯度・ 経度測定には最大 25 m 程度の誤差があると推測される。 測定値（測定回数）は総数 6611 個である。 4. 結果と解釈 全測定値のヒストグラムを図 9 に示す。この図で帯磁 率は常用対数で示されている（例えば，測定値が 0.1 × 10−3 SIのときは−1，1 × 10−3 _{SIのときは 0，10 × 10}−3 _SIのと きは 1）。大局的に見ると，10−0.3 _{(~0.5) × 10}−3 _{SI前後にピ} ークを持つ対数正規分布に近い分布になっている。全測 定値のうち 3 × 10−3 _{SIより小さい値は約 89％，1 × 10}−3 _SI より小さい値は約 74％であった。岩石に含まれる Fe-Ti 酸 化物の種類に基づく花崗岩類の分類では，3 × 10−3 _SI（例 えば，Ishihara, 1990）または 1 × 10−3 _{SI（石渡ほか, 2011）} を境に帯磁率が高いものを磁鉄鉱系花崗岩類，低いもの をチタン鉄鉱系花崗岩類と便宜的に分類することがある。 これらの基準に従えば，今回測定した岩石の大半はチタ ン鉄鉱系花崗岩類に属することになる。領家帯の花崗岩 類はチタン鉄鉱系とされており（金谷・石原, 1973; Ishihara, 1979），今回の結果はその従来の見解と概ね整合する。 しかし，図 9 のヒストグラムは明らかに左右非対称で ある。また，101 _{× 10}−3_∼102 _{× 10}−3 _{SI付近に小さな盛り上} がりもあるように見える。さらに，最小値（#67 で得られ た 0.01 × 10−3 _{SI）と最大値（#102 で得られた 183 × 10}−3 SI）との間には 4 桁にも及ぶ差がある。これらの最小値・ 最大値はいずれも花崗岩類から得られた。同様の結果は 先行研究（伊藤・星, 2011; 星・太田, 2012; 星・森里, 2019） 図 8 西浦半島の帯磁率測定地点（×印）と測定番号。

でも認められている。星・太田（2012）と星・森里（2019） が示唆したように，一部の花崗岩類が示す異様に高い帯 磁率は変質作用による二次的な強磁性鉱物の生成が原因 である可能性が高い。ただし多くの場合，高い帯磁率を 示した花崗岩類の岩相は比較的低い帯磁率を示した花崗 岩類の岩相とほとんど変わらない。そのため，肉眼観察 では認識できない変質の影響が考えられる。 各測定番号内での測定値分布は，図 10 に示した典型例 に見られるように大きく 3 つのタイプ（I, II, III）に分類 可能である。タイプ I は明瞭な単峰的（unimodal）分布を 示し，分散が比較的小さい。全測定番号（n = 140）のう ち 111（約 79％）をタイプ I と判断した（表 1）。タイプ IIは明瞭な双峰的（bimodal）分布を示し，それぞれのモ ードの分散が比較的小さい。タイプ III は明瞭な単峰分布 あるいは双峰分布とは言えない幅広い分布を示し，全体 として分散が大きい。タイプ II と III を合わせた測定番号 数は 29（約 21％）であった。こうした 3 タイプは伊藤・ 星（2011）が報告したデータにも認められる。ここで注目 すべきは，同じ地域内の同一岩石種で比較すると，タイ プ II と III のデータの中で低い測定値がタイプ I の測定値 と類似していることである。例えば，図 10 に示した 3 つ の例はいずれも西浦半島の花崗岩類のものだが，タイプ II（#128）の低い方のモードとタイプ III（#127）の比較的 低い値はタイプ I（#134）の値に近い。この事実は，上述 のように高い帯磁率の原因を変質作用による二次的な強 磁性鉱物の生成と考えると説明できる。つまり，タイプ IIと III の岩石も変質を受ける前の（本来の）帯磁率はタ イプ I の岩石と同様であった可能性が高い。したがって， タイプ II と III の岩石については測定値の平均と分散（あ るいは標準偏差）にあまり意味がないと考えられる。 以下では，調査地ごとに帯磁率データの特徴について 概観する。 篠島の花崗岩類（#1∼#29） 各測定番号の幾何平均は 0.4 × 10−3_{∼0.6 × 10}−3 _{SIが多い。#5, #6, #9 では 1 × 10}−3 _SIよ りも高い幾何平均が得られたが，各測定番号の最小値は 他の測定番号の帯磁率と同程度である。最も高い幾何平 均を示した#9 の帯磁率分布はタイプ III に属する。 梶島の花崗岩類（#30∼#36） 測定番号数が少ないが， 幾何平均は 0.3 × 10−3_{∼0.6 × 10}−3 _{SI程度で上述の篠島と} ほぼ同じである。#35 では 1 × 10−3 _{SIよりも高い幾何平均} が得られたが，最小値は他の測定番号の帯磁率とそれほ ど変わらない。 八貫山の斑れい岩（#37, #38） 2 つの測定番号はいずれ 図 9 帯磁率の全測定値のヒストグラム。横軸は帯磁率の常 用対数。

図 10 測定番号の帯磁率分布の 3 タイプ（I, II, III）。横軸は 帯磁率の常用対数。

も高い幾何平均を示したが，いずれも帯磁率分布はタイ プ III である。八貫山を含む乙川斑れい岩体からは伊藤・ 星（2011）が多くの帯磁率データを報告している。それに よると，帯磁率は岩体内で大きな変化を示す。各測定地 点でも本研究のタイプ I, II, III のすべてがあることから， 帯磁率は露頭規模から岩体規模までの様々なスケールで 変化に富むことがわかる。 田尻・崎山海岸の花崗岩類と斑れい岩（#39∼#52） 花 崗岩類は露頭内でも地域内でも帯磁率に大きな変化が見 られた。各測定番号の最小値にも大きな違いがある。こ うした帯磁率の違いは，隣接する乙川斑れい岩体との間 で何らかの岩石鉱物学的な相互反応が起こったためかも しれない。#43 の斑れい岩の帯磁率分布はタイプ II であ り，幾何平均も最大値も八貫山の#37, #38 のデータに比べ て低い。 寺部海岸の花崗岩類（#53） 1 測定番号のみだが，帯磁 率分布はタイプ I で，幾何平均は上述の篠島や梶島のデ ータと類似している。 沖島の花崗岩類（#54∼#71） 全測定番号の幾何平均は 1 × 10−3 _{SIよりも低いが，比較的大きなばらつきを示す。} 全体的に見ると篠島や梶島の花崗岩類より帯磁率が低い ようである。幾何平均 0.1 × 10−3 _{SI前後の特に低い帯磁率} を示す測定番号の岩石は，無色鉱物含有量が比較的多い 優白色質のものである。 前島の花崗岩類（#72∼#86） 幾何平均は最小 0.22 × 10−3 SI（#86），最大 5.63 × 10−3 _{SI（#78）でばらつきが大きい。} 各測定番号の最小値にも大きなばらつきがある。 東幡豆地域の花崗岩類と角閃岩（#87∼#101） 花崗岩類 はすべての測定番号でタイプ I の帯磁率分布だが，幾何 平均は最小 0.34 × 10−3 _{SI（#99），最大 3.00 × 10}−3 _SI（#90） でばらつきがやや大きい。各測定番号の最小値にも大き なばらつきがある。角閃岩は 2 つの測定番号（#91, #97） とも幾何平均が 1 × 10−3 _{SI前後である。} 西浦半島の花崗岩類と角閃岩（#102∼#140） 花崗岩類 の幾何平均は測定番号間で大きなばらつきが見られるが， 最小値に注目すると#133 を除き 0.3 × 10−3_{∼0.6 × 10}−3 _SI 程度が多い。#102 と#133 の帯磁率は異様に高い。角閃岩 の#140 は周囲の花崗岩類と同程度の帯磁率を示した。こ の角閃岩を含む西浦半島先端部の岩石については星・太 田（2012）が帯磁率と岩石磁気学的性質について詳しく 調査している。 5. 謝 辞 株式会社 C-ファクトリーの佐藤好司氏と田口一男氏に はいくつかの調査地に同行していただき，矢穴や刻印に ついてご教示いただいた。佐藤氏には地形図と関連文献 も提供していただいた。東幡豆漁協，西三河漁協及び篠 島漁協の方々には前島，沖島，梶島，篠島での調査に協 力していただいた。本研究の一部には JSPS 科研費 （17K05680）を使用した。 6. 文献・URL

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URL1: https://maps.gsi.go.jp/ （電子国土基本図；2021 年