原著論文
Abstract： Neogene to Quaternary igneous activity has lasted until now in the Fossa Magna region of central Japan, an island-arc junction between the Honshu arc and Izu-Ogasawara arc. Miocene-Pliocene granitoid plutons, as well as many Quaternary volcanoes, are distributed in this region. Sr isotope composition was analysed for the four granitoid plutons: Moraisan, Wada-touge, Kaikomagatake and Yakejizo, with the aim of insight into magma genesis in this region. Analytical results, in conjunction with the previous data for the Kofu granitoid complex, indicate that granitoids in the Fossa Magna region are characterized by low initial 87Sr/86Sr ratios less than 0.7055 except for the Mizugaki-Shosenkyo pluton (about 0.706) of the Kofu complex, and by the dominance of the oxidized-type rocks of high magnetic susceptibility. Quaternary volcanoes also show a similar regional variation. Almost all Quaternary volcanoes in the Fossa Magna region show low 87Sr/86Sr ratios (<0.7055), but those in the Chubu mountain area to the west of this region and the Ashio Mountains area to the east of this region show high 87Sr/86Sr ratios (>0.7055) where Cretaceous-Paleogene granitoids in the the pre-Neogene basement also show high initial 87Sr/86Sr ratios (>0.706), suggesting crustal contribution to the Neogene to Quaternary magmatism.
Key words: Kanto Mountains, Fossa Magna, granitoid pluton, Kofu, Kaikomagatake, Yakejizo, Wada-touge, Moraisan, Sr (strontium) isotope, magnetic susceptibility, Quaternary volcano, regional variation.
フォッサマグナとその周辺域に分布する
新第三紀−第四紀火成岩類の
Sr同位体組成の特徴と広域変化
1．はじめに
本州中央部のフォッサマグナ地域では，中新世から現世 まで長期にわたって火成活動が断続的に続いてきた（佐 藤，2013, 2014, 2016a; 佐藤ほか，2015b）．この活動で形成 された大小様々な花崗岩質岩体やほぼ同時期の火山岩類が 広く分布し，第四紀火山も数多い（図1, 4）．日本列島で 中新世以降の花崗岩体が広く露出するのは，西南日本外帯Sr isotope characteristics and their reginal variation for Neogene to Quaternary igneous rocks
in the Fossa Magna region, central Japan
要旨：本州弧と伊豆－小笠原弧の会合部に位置するフォッサマグナ地域では，中新世以降活発な火成活動 が続いてきた．この地域には中新世－鮮新世の花崗岩体が露出し，多数の第四紀火山が分布する．この地 域の火成活動の特徴を把握するため，茂来山・和田峠・甲斐駒ヶ岳・焼地蔵の4つの花崗岩体についてSr 同位体組成を測定し，既存のデータと合わせて，第四紀火山のSr同位体組成と比較した．その結果，甲府 花崗岩複合岩体の瑞牆－昇仙峡岩体を除く全ての花崗岩体が0.7055以下の低い87Sr/86Sr初生値を示し，その 大半が高い帯磁率で特徴づけられる酸化型に属することが判明した．第四紀火山の87Sr/86Sr比にも花崗岩 体と調和的な広域変化が見られ，フォッサマグナ地域ではほとんどの火山が0.7055以下の低い87Sr/86Sr比を 示す．これに対し，フォッサマグナの外側にあって先新第三紀基盤岩が露出する中部地方の山岳地帯や群 馬県東部の足尾山地周辺には，赤城山など0.7055を超える高い87Sr/86Sr比を示す火山が分布する．そのよう な地域では，白亜紀－古第三紀花崗岩体も0.706を超える高い87Sr/86Sr初生値を示すことが注目され，新第 三紀－第四紀火成岩類のSr同位体組成に関わる地殻の役割が示唆される． キーワード：フォッサマグナ，花崗岩体，甲府，甲斐駒ヶ岳，焼地蔵，和田峠， 茂来山，Sr（ストロンチウム）同位体，帯磁率，第四紀火山，広域変化．
S
ATOKohei
1and S
HIBATAKen
21Meteorological College, Japan Meteorological Agency: Asahi 7-4-81, Kashiwa, Chiba 277-0852, Japan 2formerly Geological Survey of Japan: Kurozasa-Izumi 2-16-18, Miyoshi, Aichi 470-0232, Japan
佐藤興平
１・柴田 賢
２１気象庁 気象大学校：〒277-0852 千葉県柏市旭町 7-4-81 ２元地質調査所：〒470-0232 愛知県みよし市黒笹いずみ 2-16-18
を除けばフォッサマグナ地域だけであることも，この地域 の特殊性を浮かび上がらせている（佐藤ほか，1992）．こ の地域は東北日本弧と伊豆－小笠原弧の火山帯の交差部に もあたり，主に太平洋プレートの沈み込みによる活発な火 成活動が続いてきたことの反映であろう．このプレート配 置とそれに起因する火成活動は，日本海拡大が終了したと される15Ma 頃（例えば，Otofuji et al., 1985）から続いて きたと推定されるが，フォッサマグナ地域の火成活動は， 中期中新世と中新世末－鮮新世初期にとくに活発化したよ うにみられ，関東山地北西縁部の火成岩類の年代学的検討 からそれぞれ「茂来山期」（15-11 Ma 頃）と「本宿期」（6-4 Ma 頃）と名付けられた（佐藤・由井，2008; 佐藤，2013, 2014, 2016a; 佐藤ほか，2015b）．このような火成活動の消 長については，他の地域も含めた包括的な形での検証と原 因の解明が望まれる興味深い今後の課題であるが，同じ フォッサマグナ地域の花崗岩体でも，化学組成や帯磁率が 変化に富むことも注目される（例えば，Sato, 1991）． このような火成活動の多様性の原因を探るため，前報で は最大の露出面積をもつ甲府岩体のSr（ストロンチウム） 同位体組成について概要を報告した（佐藤・柴田，2016）． 図１．フォッサマグナ地域の中新世－鮮新世火成岩類の分布と試料位置． 地質調査所（1992）や佐藤ほか（1992）を簡略化（佐藤，2012）．白地の部分は中新世以降の堆積物と第四紀火山岩類．火山フロントは概ね 1.5Ma 以降の第四紀火山の分布の南縁あるいは東縁を示す．関東山地－南部フォッサマグナ地域の火山フロントは，中期中新世－鮮新世には現在よ り東にあったと考えられるので，時代の判明している貫入岩体の分布の東縁を中新世－鮮新世火山フロントとした（佐藤，2004, 2005, 2009a, 2011, 2012, 2013; 佐藤・由井，2008）．貫入岩体（群）は，北から南へ，Ss：須坂，Wd：和田峠，Tz：砥沢，Mr：茂来山，Om: 大深山，Cb：秩 父，Kk：甲斐駒ヶ岳，Kf：甲府，Mt：三頭山，Tn：丹沢．三頭山岩体は岩脈状の小岩体からなり，分布範囲も径 3km 余りに過ぎないので（佐藤， 2011），位置を明示するため，やや誇張して描いてある．パイロフィライト鉱床は，Sy：信陽， Yj：余地（佐藤，2009b）．Mj は本宿カルデラ（佐 藤，2004, 2005）．Mts. は山地の略．MTL と ISTL はそれぞれ中央構造線と糸魚川－静岡構造線．中央構造線の東方延長が関東山地北縁を通ると する見方が多いが，その実像は必ずしも明確ではないので（例えば，佐藤ほか，2015a），ここには描いてない．TATL は藤野木－愛川構造線（佐 藤，2013, 2014）． Vo lca nic front Volcanic front M ioc en e-P lio ce ne vo lca nic fro nt K a n t o M t s . Mr Kk Kf Tn Cb Tz Nagano Kofu Basin Tomioka Maebashi 0 20 km IS T L Mj Yatsugatake Asama Haruna Pre-Miocene basement Miocene-Pliocene volcanic rocks Quaternary volcanoes Miocene-Pliocene plutons Nagano Basin Shirane A k a i s h i M t s . 36 N 138 E Sy Om Yj Tateshina Mt Motojuku cauldron Pyrophyllite deposits Ss Wd MT L A s h i o M t s . Gunma Akagi Mj <Plutons> Ss : Susaka Wd: Wada-touge Tz : Tozawa Mr : Moraisan Om: Oomiyama Cb : Chichibu Kk : Kaikomagatake Kf : Kofu Mt : Mitosan Tn : Tanzawa <Pyrophyllite deposits> Sy : Shinyo Yj : Yoji Sample localities TATL 83111808 83111612 84091209 85111402
今回は，その周辺域に産する主な花崗岩体として，甲斐駒ヶ
岳岩体と焼地蔵岩体（佐藤ほか，1989）・和田峠岩体（佐藤，
2012）および茂来山岩体（佐藤，2010; 佐藤・由井，2008; 佐藤・石原，2011）を選び Sr 同位体組成を測定した結果
を報告する．これらは1980 年代の後半に予察的に検討し
た結果であり，要点は報告したものの（Sato and Shibata, 1986, 1988; 佐藤・柴田，1987; Sato, 1991），その基になっ た具体的データは未公表のままになっていた．本来ならば 研究を継続して補足すべきであったが，筆頭著者（佐藤） の事情で，補充や改訂が叶わないまま長い年月が経過して しまった．ここでは未公表になっていたデータを公表して， 積年の務めを果たしたいと思う．今回は，Sr 同位体デー タの充実した第四紀火山と合わせて，フォッサマグナ地域 とその周辺域の火成岩類のSr 同位体比の広域変化に焦点 を当ててみる．近年の研究の進展も加味した総合的な考察 については次の機会に譲りたい．
2．地質の概略と Sr 同位体測定試料
関東山地周辺のフォッサマグナ地域の地質の概略とSr 同位体を測定した試料の採取地点を図1 に示した（註 1）． 1）地質の概略 南部フォッサマグナとその周辺域の地質は，（1）赤石山 地や関東山地を構成する秩父帯や四万十帯のジュラ紀－古 第三紀付加体と（2）巨摩・御坂・丹沢などの山地を構成 する前期－中期中新世の海底火山岩類を主とする地層群に 2 分される．この地域の地質構造発達史については様々な 研究がなされてきたが（例えば，松田，1989, 2007），巨摩・ 御坂・丹沢などの山地を構成する御坂層群や丹沢層群は， 現在の伊豆－小笠原弧の北方延長部と考えられ，四万十帯 のような堆積岩質地殻が伏在するとは考えにくい（Sato, 1991; 佐藤・柴田，1987, 2016; 佐藤ほか，2015b）．甲府岩 体は（註2），このような伊豆－小笠原弧北部を構成して いた火成岩質地殻と関東山地の堆積岩質地殻の双方にまた がって迸入しており（図1），この岩体の多様な岩質も貫 入した地殻の対照的な性格を反映したものと解されている （例えば，佐藤・柴田，1987, 2016）．また，甲府岩体の貫 入時期から，本州弧と伊豆－小笠原弧の接合は12Ma 以前 であって，おそらく15Ma 前後まで遡ると推定される（佐 藤ほか，2015b）． 一方，北部フォッサマグナでは，中新世の火山岩や堆積 岩からなる地層の下位に中生代の付加体や花崗岩体が伏在 するのかも知れないが，厚い堆積物に被われて実態は不明 である．群馬県とその周辺域の重力異常図にも基盤構造の 複雑さが見て取れるが（例えば，石原・佐藤，2016），群 馬県東部の足尾山地から糸魚川－静岡構造線までの間で， これら基盤の地質体が見られるのは関東山地と諏訪湖の 北方に小規模に露出する横河川変成岩体（例えば，佐藤， 2012 の図 2）だけであり，地下深部の具体的な地質情報を 把握するのは容易ではない． 2）Sr 同位体測定試料 今回の予察的検討では，北から南へと茂来山・和田峠・ 甲斐駒ヶ岳・焼地蔵の4 岩体を選び，K-Ar 年代を測定し た試料について全岩の主成分組成とSr 同位体組成を求め た．主成分組成の分析結果は，帯磁率の測定値と共に，表1 にまとめて示した． 2-1）茂来山岩体（83111612） 茂来山岩体は関東山地北西縁の秩父帯に迸入した長径 5km ほどの比較的小さい花崗岩体であるが（図 1 の Mr）， 関東山地北西部の磁気異常分布図では本宿カルデラととも に極めて明瞭な正異常を生じており（佐藤・石原，2011）， 地下での岩体の規模は小さくないことを示唆している．こ の岩体は周囲の堆積岩類に熱変成や熱水変質を与えてお り，粗粒化したチャート層が鋳造用珪石として採掘され（河 内・井上，1962），石灰岩を交代したスカルン鉱床からは 磁鉄鉱鉱石が採掘された（由井，1996）．北側に隣接する 余地のパイロフィライト鉱床も（図1 の Yj）一連の火成 活動で形成されたものであろう（佐藤，2009b, 2010; 佐藤・ 由井，2008）．この岩体と周辺の岩脈や鉱床は中期中新世 の15-10Ma 頃に形成されたとみられるが，年代の詳細に ついては別に報告したい． 茂来山岩体については詳しい地質調査が行われておらず 岩相変化の詳細は不明であるが，ここで検討した試料は， 岩体西端部に近い茂来山北西約1.8km の林道で採取された 角閃石黒雲母花崗閃緑岩で，茂来山岩体の主要岩相のひと つと見なされる．表１に全岩主成分組成を示した．黒雲母 のK-Ar 年代は 13.8Ma であった（佐藤興平，未公表資料）． この試料の帯磁率は20⊗10-3SI と高く，酸化型に属する（註 3）．なお，岩体南端部には，還元型に相当する低い帯磁率 （<0.5⊗10-3SI）を示す細粒の黒雲母花崗閃緑岩も認められ た．これら帯磁率の異なる2 つの岩相は，野外での関係は 確認されていないが，細粒相の黒雲母についても14Ma の K-Ar 年代が得られていることから（佐藤興平，未公表資 料），一連の貫入活動の産物と解される．2-2) 和田峠岩体 (83111808) 和田峠岩体は和田峠周辺の山地に散在する花崗岩質岩体 群からなる（図1 の Wd）．付近には鮮新世－更新世の火 山岩類が広く分布していて岩体相互の関係はよく分からな いが，黒雲母のK-Ar 年代から中期中新世の 12-11Ma 頃か それより少し前に迸入したと推定される（佐藤，2012）． 花崗岩質ペグマタイトの黒雲母とカリ長石について約7Ma のK-Ar 年代も得られており（柴田ほか，1976），迸入が 長期にわたっていた可能性も残る．岩体の一部が中新世の 火山岩を貫くことは確認されているが，その下位にあるか も知れない先新第三紀基盤との関係は不明である．この岩 体群は野外で帯磁率を測定した限り全て酸化型に属すると 判断された（佐藤，2012）．Shibata and Ishihara (1979) が Sr
同位体組成を報告した試料W-3 もこの岩体群の一部であ る可能性がある（註４）． ここで検討した試料は諏訪湖の南東側に露出する和田峠 岩体群最南端の茅野岩体から採取した黒雲母花崗閃緑岩で （図1），帯磁率は 27.4⊗10-3SI と高く，酸化型に属する．全 岩主成分組成を表1 に示した．この試料の黒雲母について は10.8Ma の K-Ar 年代が得られている（佐藤，2012）． 2-3) 甲斐駒ヶ岳岩体 (84091209) 甲斐駒ヶ岳岩体は赤石山地北端部の四万十帯に迸入して いるが（図1 の Kk），東縁は糸魚川－静岡構造線の断層で 絶ち切られ，断層の東側に分布する巨摩層群や桃の木層群 などの中新統との関係は不明である．佐藤ほか（1989）は， 同一岩石に含まれる閉鎖温度の異なる複数の鉱物のK-Ar 年代から冷却速度も勘案しつつ迸入時期を推定するという 手法で，この岩体の迸入時期を15Ma 頃と推定した．ここ で報告するSr 同位体組成も，鉱物年代を測定した岩石に ついて得られたものである．年代測定を主眼としたため， 採取地点が糸魚川－静岡構造線の断層からなるべく離れて おり，変形や変質の影響が認められないことを基準として 採取した多数の試料の中から厳選した．最終的に選ばれた のが，ここで報告する大武川上流の岩体中心部（図1）で 採取した新鮮な粗粒の角閃石黒雲母花崗閃緑岩で（表1）， 岩体の主岩相を代表する試料である．角閃石・黒雲母・カ リ長石のK-Ar 年代はそれぞれ 13.7Ma, 11.7Ma, 10.3 Ma で あった（佐藤ほか，1989）．この試料は帯磁率が低く還元 型に分類される．全岩主成分組成を表1 に示した． 2-4) 焼地蔵岩体（85111402） 焼地蔵岩体は甲斐駒ヶ岳岩体の南端部に付随するように 産する南北約3km 東西約 0.7km 程度の小岩体で，四万十 帯に迸入し，東縁は糸魚川－静岡構造線の断層で絶ち切ら れている．甲斐駒ヶ岳岩体との貫入関係は，野外では判然
1) Abbreviations: Bt: biotite, Hb: hornblende, Am: amphibole (hastingsite), Gd: granodiorite, Qd: quartz diorite, Tn: tonalite 2) Chemical analysis was done by A: ONUKI Hitoshi, Hirosaki University; B: Japan Analysis Center.
3) Magnetic susceptibility measured on sawed flat surface by a Kappameter KT-5. n.d.: not determined. 4) Published on Sato (2012). Others are unpublished data.
表１．Sr 同位体を測定した花崗岩の主成分化学組成と帯磁率．
Table 1. Major element composition and magnetic susceptibility of granitoid samples for Sr isotope analysis.
Sample 83111612 831118084) 84091209 85111402 85111311
Pluton Moraisan Wada-touge Kaikomagatake
Rock1) HbBtGd BtGd HbBtGd BtAmTn BtAmTn SiO2 64.48 64.59 67.73 75.69 75.65 TiO2 0.83 0.64 0.64 0.10 0.12 Al2O3 15.93 14.88 15.05 12.73 12.74 Fe2O3 1.66 2.24 1.74 0.66 0.86 FeO 3.25 3.06 2.40 1.05 1.12 MnO 0.10 0.11 0.08 0.05 0.05 MgO 2.11 2.35 1.23 0.02 0.02 CaO 4.96 4.65 4.11 0.41 0.58 Na2O 3.03 2.97 3.57 5.36 5.78 K2O 2.23 2.79 2.79 3.27 2.36 P2O5 0.20 0.14 0.19 0.01 0.01 H2O+ 1.02 1.02 0.54 0.22 0.34 H2O- 0.03 0.20 0.04 0.06 0.09 Total 99.83 99.64 100.11 99.63 99.72 Analyst 2) A B A B B κ (×10-3SI)3) 20.3 27.4 0.4 n.d. 13.8 Yakejizou
としないが，角閃石年代（13.5Ma）の類似から（佐藤ほ か，1989），両者はほぼ同時期に形成されたものとみられ る．この岩体は主に斜長石・石英・ヘスティングサイト質 角閃石からなる細粒の優白質岩で，角閃石の配列による片 状構造が認められる．K/Na 比が低い点は甲斐駒ヶ岳岩体 と異なり（表1），むしろ甲府岩体南端部の芦川岩体に似 る（佐藤ほか，1989）．なお，この試料も年代測定を主眼 としたため，岩体直下の南沢で採取した新鮮な転石を検討 対象とした．代表的な2 試料の全岩主成分組成を求め（表 1），顕微鏡観察で最も新鮮と判断された 1 試料（85111402） をK-Ar 年代の測定と Sr 同位体の測定に供した．測定に充 分な大きさの切断面が確保できた試料（85111311）につい ては帯磁率を測定し，13.8⊗10-3SI の比較的高い値を得た （註5）．
3．Sr 同位体の測定と結果
試料の測定手法は前報（佐藤・柴田，2016）と同様で， Rb と Sr の定量は蛍光 X 線分析法によった．Sr 同位体比 の測定はVG Isomass 54E を用いて実施した．この期間中 の標準試料E & A SrCO3の繰り返し測定の結果は0.70808 ∓0.00002 (1σ) であった．Sr 同位体初生値の計算方法は Shibata and Ishihara (1979) と同様である．検討した試料の全岩主成分組成と帯磁率は表1 にまとめ，Sr 同位体の測 定結果はK-Ar 年代値とともに表 2 にまとめて示した．
4．考察：Sr 同位体組成の特徴と広域変化
1）甲府岩体との比較 図2 の87Rb/86Sr- 87Sr/86Sr ダイヤグラムには，今回検討 した4 試料の測定結果をプロットし，前報（佐藤・柴田， 2016）で検討した甲府岩体のデータ範囲を併記すると共 に，Shibata and Ishihara (1979) で得られたフォッサマグナ 地域の中新世－鮮新世貫入岩体のデータも示した．茂来 山・和田峠・甲斐駒ヶ岳の3 岩体の測定結果は，徳和岩体 の中心部に産する酸化型の花崗閃緑岩あるいは芦川岩体に 似た低い87Rb/86Sr 比と87Sr/86Sr 比で特徴づけられる．焼地 蔵岩体は優白質な岩相を反映して比較的高い87Rb/86Sr 比を 示すが，この試料の角閃石について得られた13.5Ma の年 代を基に計算される87Sr/86Sr 初生値は 0.7040 となって（表 2），他の試料と同様にかなり低い．谷川岳岩体や秩父岩体 も低い87Rb/86Sr 比と87Sr/86Sr 比を示し（図 2），フォッサマ グナ地域の花崗岩体は，甲府岩体の瑞牆－昇仙峡岩体を除 いて一般に低い87Sr/86Sr 初生値で特徴づけられると言える （佐藤，2016a）．これは，中新世の花崗岩岩石区の代表的 な地域である西南日本外帯の花崗岩体と著しく異なる特徴 である．この点，甲斐駒ヶ岳岩体は西南日本外帯の花崗岩 体（柴田，1987）とほぼ同時期に四万十帯に貫入し，還元 型の花崗岩を主とする岩体であるにもかかわらず（佐藤ほ か，1989），瑞牆－昇仙峡岩体とも異なる低い87Sr/86Sr 比 を示すことが注目される（図2）． Pluton andSample No. Rock1) (wt.%)SiO2 κ
2) （×10-3SI) Type 3) Rb (ppm) (ppm)Sr 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr Initial 4) 87Sr/86Sr K-Ar age5) Source of age data6) Moraisan 83111612 Hb Bt Gd 64.48 20.3 Ox 68.8 232 0.859 0.70482 0.70465 14.3Ma (Bt) S-1 Wada-touge 83111808 Bt Gd 64.59 27.4 Ox 79.7 270 0.855 0.70406 0.70393 10.8Ma (Bt) S-2 Kaikomagatake 84091209 Hb Bt Gd 67.73 0.40 Rd 99.4 220 1.31 0.70456 0.70434 11.7Ma (Bt) S-3 Yakejizou
85111402 BtAmTn 75.69 (13.8)* Ox 65.5 320 5.93 0.70514 0.70400 13.5Ma (Am) S-3
表２．フォッサマグナ地域の茂来山・和田峠・甲斐駒ヶ岳・焼地蔵岩体の Sr 同位体組成．
Table 2. Sr isotope composition for granitoids from the Moraisan, Wada-touge, Kaikomagatake and Yakejizou plutons in the Fossa Magna region, central Japan.
Sr isotope analysis was done by K.Shibata at the Geological Survey of Japan.
1) Abbreviations: Bt: biotite; Hb: hornblende; Am: amphibole (hastingsite); Gd: granodiorite; Tn: tonalite 2) Magnetic susceptibility measured on sawed flat surface using a KT-5 magnetic susceptibility meter. * mark indicates a value for a similar rock from the same site.
3) Ox: oxidized type; Rd: reduced type
4) Initial ratios were calculated based on K-Ar mineral ages for the same samples.
5) K-Ar mineral ages for the same samples. Mineral abbreviations: Bi: biotite; Am: amphibole (hastingsite) 6) S-1: Sato.K. (unpublished); S-2: Sato (2012); S-3: Sato et al. (1989)
図3 には，帯磁率と87Sr/86Sr 初生値の関係を示し，甲府岩 体の岩体ごとのデータ範囲も示した（佐藤・柴田，2016）． ここで検討した4 岩体のうち，茂来山・和田峠・焼地蔵 の3 岩体は甲府岩体の酸化型岩体に似るが，甲斐駒ヶ岳岩 体は全体のトレンドから外れて，帯磁率が低いにも関わら ず高い87Sr/86Sr 初生値を示さない．日本の花崗岩は，一般 に帯磁率の低い還元型は帯磁率の高い酸化型に比べて高い 87Sr/86Sr 初生値を示すので（例えば，Shibata and Ishihara, 1979; 佐藤ほか，1992），甲斐駒ヶ岳岩体の試料（84091209）に ついて見出されたこの結果は興味深い．この原因は今回の データだけでは解明することができないが，類似の例が 北海道日高帯の第三紀花崗岩体（初生値：0.7039-0.7053， Shibata and Ishihara, 1979）にも見られることが注目される． 甲斐駒ヶ岳岩体を形成した花崗岩質マグマに還元的な条件 を提供しながら87Sr/86Sr 初生値を高めなかった起源物質と はどのようなものなのか，問題の解明は今後の課題として 残された（註6）． 2）広域変化：第四紀火山との比較 上述のように，フォッサマグナ地域の中新世－鮮新世貫 入岩体は一部を除き低い87Sr/86Sr 初生値で特徴づけられる ことが判明した．西南日本外帯のような高い87Sr/86Sr 初生 値が見られるのは，これまでに調べた限りでは，甲府岩体 の瑞牆－昇仙峡岩体のみであり，とくに昇仙峡付近の黒雲 母花崗岩が高い87Sr/86Sr 初生値を示す． そこで次に，データの豊富な第四紀火山と比較してみよ う．図4 には，主な中新世－鮮新世花崗岩体とともに，中 部地方から東北地方にかけた本州中部の第四紀火山の分 布をSr 同位体組成で区分して示した（Notsu, 1983; Notsu et al., 1983, 1985, 1987, 1989）．この図には，白亜紀－古第 三紀花崗岩体の87Sr/86Sr 初生値の広域変化もコンターと
ハッチで示してある（Shibata and Ishihara, 1979; 佐藤ほか， 1992）．ハッチのない地域は，白亜紀－古第三紀花崗岩体
の露出がないか，岩体が露出していても0.706 以下の低い
初生値で特徴づけられる地帯である．例えば，棚倉構造
Mizugaki-Shosenkyo Sedimentary rocks of
the Shimanto Belt near the Kofu complex
Tokuwa (Rd) Tokuwa (Ox) Ashigawa 0 1 2 3 4 5 87
Rb/
86Sr
0.7020 0.7040 0.7060 0.7080 0.7100 0.7120 87Sr/
86Sr
Reference Isochron (14Ma)
KG-598 6 7 8 9 10 Kaikomagatake Tanzawa gabbro 12Ma Moraisan Wada-touge Yakejizou 1 2 3 4
Granitoids in the Outer Zone, SW Japan
This study Granitoid (Rd) Granitoid (Ox) Shibata & Ishihara (1979) Granitoid (Ox) Gabbro-diorite (Ox) 1: Tanzawa 2: Tanigawa-dake 3: Chichibu 4: Nagato, Nagano 図２．茂来山・和田峠・甲斐駒ヶ岳および焼地蔵の各岩体の Rb-Sr 同位体組成． 表2 に示した花崗岩試料のデータを図示．黒のマークは酸化型，白抜きのマークは還元型を表す（図 3 参照）．比較のため，甲府複合岩体（本 文では「甲府岩体」と略記）の瑞牆－昇仙峡・徳和・芦川岩体の3 岩体と周囲の四万十帯の堆積岩類のデータ範囲（佐藤・柴田，2016）を示した（簡 略化のため小烏・川浦の両岩体と高萩玄武岩のデータは省略）．合わせて，西南日本外帯の中新世花崗岩体のデータ範囲とフォッサマグナ地域 の中新世－鮮新世貫入岩体（Shibata and Ishihara, 1979）のデータも示した（添付数字 1-4）．長野県長門（添付数字 4）は和田峠北東方の長門町 大門に産する石英閃緑岩で（註4），和田峠岩体群の一部である可能性がある．瑞牆－昇仙峡岩体については Rb/Sr 比の大きい KG-598（図の範 囲外）を通る14Ma のアイソクロンを，芦川岩体については 2 つの分析点を結ぶように 12Ma のアイソクロンを示してある．後者のアイソクロ ンを延長した縦軸付近に丹沢岩体の斑糲岩（添付数字1）が位置する．甲府岩体の中でも，還元型（Rd）は酸化型（Ox）に比べて高い87Sr/86Sr 比を示し，四万十帯に迸入した徳和岩体の周辺部に産する還元型（Rd）の花崗閃緑岩は中心部を構成する酸化型（Ox）の花崗閃緑岩よりいく ぶん高い87Sr/86Sr 比をもつことが注目される．茂来山や和田峠の岩体の酸化型の試料が徳和岩体の酸化型に相当する87Sr/86Sr 比を示すのに対し て，低い帯磁率から還元型に区分される甲斐駒ヶ岳岩体の試料については，徳和岩体の還元型よりも低く酸化型に相当する87Sr/86Sr 比が得られた． フォッサマグナ地域の中新世－鮮新世貫入岩体は，瑞牆－昇仙峡岩体を除いて，0.7055 を下まわる低い87Sr/86Sr 初生値で特徴づけられる．
線（TTL）より北東側には 0.706 を超えるような高い初生 値をもつ花崗岩体は知られておらず，中央構造線（MTL） の南東側には白亜紀－古第三紀花崗岩体は存在しない． この図で注目すべき第1 の点は，フォッサマグナや棚倉 構造線付近より北東側の東北地方には0.7055 を超えるよ うな高い87Sr/86Sr 比を示す火山は存在しないにもかかわら ず，糸魚川－静岡構造線より西側の中部山岳地帯の第四紀 火山は軒並み0.7055 を超える高い87Sr/86Sr 比を示すことで ある（ほとんどが>0.7060）．第 2 に注目されるのは，関 東地方のフォッサマグナ北東側にも高い87Sr/86Sr 比を示す 火山が分布することである．その筆頭は赤城火山で（図4）， 第四紀火山のなかでは最も高い87Sr/86Sr 比をもつことで知 られる（例えば，Notsu et al, 1983; 佐藤，2016b）．フォッ サマグナの東縁をどう捉えるかという問題はあるが（例え ば，佐藤，2016a; 註 1），赤城火山は足尾山地の基盤の上 に噴出しており（守屋，1968），ジュラ紀付加体や白亜紀 花崗岩体が露出する足尾山地をフォッサマグナに含めるの は不適当と思われるので，赤城火山をフォッサマグナの東 縁より東側に位置する火山と見なしても差し支えないであ ろう．図4 に示すように，赤城山とその北東側には 0.7055 を超える高い87Sr/86Sr 比を示す火山が 5 座もまとまって分 布するのである（Notsu, 1983, fig.2）． さらに注目されることは，0.7055 を超える高い87Sr/86Sr 比を示す火山は全て白亜紀－古第三紀花崗岩体の87Sr/86Sr 初生値が0.706 以上の地域に分布しており（図 4），0.7055 以下の低い87Sr/86Sr 比を示す火山のほとんどが，白亜紀－ 古第三紀花崗岩体の87Sr/86Sr 初生値が 0.706 以下であるか， フォッサマグナのように，露出の見られない地域に分布す るということである．この対応関係は，マグマが上昇貫入 する場の地殻の同位体的特徴が，花崗岩体や火山のSr 同 位体組成に反映されていることを示唆する．同じ地域で あっても，時代によって87Sr/86Sr 比が変化するというケー スもあるので（野津ほか，1987），応力場や地殻構造の変 化あるいは沈み込むプレートの影響なども考慮する必要が あるのかも知れない（例えば，Notsu et al., 1987）．また， 先新第三紀基盤が露出する関東山地の中新世－鮮新世花崗 岩体についても，全体としては87Sr/86Sr 初生値が低いもの の瑞牆－昇仙峡岩体のように高い初生値を示す例もあり， 火成岩類のSr 同位体組成と地表地質の関係はそれほど単 純ではないという見方もできよう．しかし，東北地方南部 Ashigawa 0.2 0.5 1 5 10 50 100 0.703 0.704 0.705 0.706 0.707
Initial
87Sr/
86Sr ratio
Magnetic susceptibility (x10
-3SI)
Reduced type Oxidized type
Kaikomagatake Yakejizou
Wada-touge Moraisan Mizugaki-Shosenkyo
Tokuwa (Rd) Tokuwa (Ox)
Kogarasu 図３．Sr 同位体初生値と帯磁率の関係． Sr 同位体初生値はそれぞれの試料について得られている K-Ar 年代 ( 表 2 参照 ) を用いて計算した．年代を多少変えても特に87Rb/86Sr 比の小 さい試料の初生値はほとんど変わらず，ここでの議論には影響しない．焼地蔵岩体については，Sr 同位体を測定した試料（85111402）の帯磁 率が得られなかったので，これに酷似する同一地点の試料（85111311）の帯磁率と等しいと仮定してプロットした（本文参照）．今回のデータ と比較するため，佐藤・柴田（2016）を簡略化して甲府複合岩体の瑞牆－昇仙峡・徳和・芦川・小烏の 4 岩体のデータも示した．白抜きのマー クは還元型（Reduced type），黒丸あるいは灰色の丸のマークは酸化型（Oxidized type）を表す．徳和岩体は主に酸化型（Ox）からなり，四万十 帯の堆積岩類と接する岩体周辺部に還元型（Rd）が分布する（例えば，Sato, 1991; 佐藤・柴田，2016）．
から中部地方にわたる広い範囲の火成岩類のSr 同位体組 成を概観すると，それらのSr 同位体組成の広域変化に火 成活動の時代を超えた対応関係が認められるという事実は 興味深い（図4）．この関係を検証し成因を解明することは， フォッサマグナ地域の火成活動の全体像を把握する上で重 要な課題であると思われる．
5．まとめ
フォッサマグナ地域に露出する茂来山・和田峠・甲斐駒ヶ 岳・焼地蔵の4 つの花崗岩体について Sr 同位体組成と主 成分組成および帯磁率を測定し，既存のデータと合わせて 以下のような知見を得た． 1）フォッサマグナ地域の中新世－鮮新世貫入岩体は一 部 を 除 き 低 い87Sr/86Sr 初生値 (<0.7055) で特徴づけられ る．西南日本外帯に分布する中新世花崗岩体のような高い 87Sr/86Sr 初生値 (>0.706) が見られるのは，これまでに調べ られた限りでは，甲府岩体の瑞牆－昇仙峡岩体のみである． 2）フォッサマグナ地域の第四紀火山も，東北日本主要部 と同様に87Sr/86Sr 比が 0.7055 を下まわる低い値で特徴づけ られる．これに対し，糸魚川－静岡構造線西側の中部山岳 地帯やフォッサマグナ東側の足尾山地周辺には0.7055 を 上まわる高い87Sr/86Sr 比をもつ火山が分布する． 3）高い87Sr/86Sr 比をもつ火山は白亜紀－古第三紀花崗岩 体の87Sr/86Sr 初生値が高い地域に分布する傾向が明瞭であ り，花崗岩や火山岩をつくるマグマのSr 同位体組成に影 響を与える共通の要因として地殻の同位体的特徴が考えら れる． ＜註＞ 註1）「フォッサマグナ」の範囲については，西縁を糸魚川 －静岡構造線とする見方が一般的であるが，東縁は必 ずしも明確ではない．ここでは，佐藤（2016a）と同様に， 関東山地の南側の中新統分布域を「南部フォッサマグ ナ」，関東山地の北西～北側の中新統分布域を「北部 フォッサマグナ」とする．花崗岩体の全部あるいは一 > 0.7055 < 0.7055 Quaternary volcanoes Miocene-Pliocene granitoid plutons mostly <0.7055MTL
ISTL
TTL
V
olcanic
Front
0.706 0.708 0.710 0.706 0.708 0.706 0.710 dake Wada-touge Kaikomagatake, Yakejizou Kofu Tanzawa Akagi volcano 図４．フォッサマグナとその周辺域の中新世－鮮新世 花崗岩体および第四紀火山の Sr 同位体組成の広域変 化． 花崗岩体のデータは佐藤・柴田(2016）とその引用 文献による．第四紀火山のデータはNotsu (1983) およ びNotsu et al. (1983, 1985, 1987, 1989) による．水平の 縞模様は白亜紀－古第三紀花崗岩体の87Sr/86Sr 初生値の広域変化を示す（Shibata and Ishihara, 1979; 佐藤ほ か，1992）．水平縞のない地域は，白亜紀－古第三紀 花崗岩体が分布しないか，分布していても87Sr/86Sr 初 生値が0.706 以下の地帯である．本州中部の中新世 以降の火成岩類の87Sr/86Sr 初生値は，0.7032（天城火 山）から0.7088（赤城火山）の広い範囲にわたるが， 0.7055 を超える比較的高い値は，白亜紀－古第三紀花 崗岩体のSr 同位体初生値も高い地域で得られており， フォッサマグナ地域では，甲府複合岩体の瑞牆－昇 仙峡岩体（約0.706）以外は花崗岩も火山岩も 0.7055 を下まわる低い値で特徴づけられる（佐藤・柴田， 2016）．TTL：棚倉構造線，ISTL：糸魚川－静岡構造線， MTL: 中央構造線，火山フロントの定義は図 1 と同様．
部が「フォッサマグナ」に隣接する先中新世基盤に迸 入した甲斐駒ヶ岳岩体や谷川岳岩体も含めるような場 合は，周辺域も含むという意味合いで「地域」を付け て「フォッサマグナ地域」という呼称を用いることに する．考察の項で取り上げる赤城火山の位置は微妙で あるが（図1），少なくとも火山体の東半部は足尾山 地などの中古生層を基盤としており，噴出物に基盤由 来の岩片が含まれることから（守屋，1968），ここで は「フォッサマグナ」の外側（東側）の火山とする． 註2）甲府岩体は貫入時期と岩相によって少なくとも4 つの 岩体に区分されるので（前期の瑞牆－昇仙峡岩体・徳 和岩体・芦川岩体および後期の小烏岩体; 佐藤・石原， 1983），甲府花崗岩複合岩体（Kofu granitoid complex） とも称すべきなのだが，文脈上さしつかえない限り，こ れまでの報告と同様に「甲府岩体」と略記する（佐藤・ 柴田，2016, p.113）． 註3）花崗岩類の酸化型・還元型の区分については，例えば 佐藤ほか（1992）・佐藤（2003）・Sato （2012）あるい は佐藤・柴田（2016）の註 2 などを参照されたい． 註4）Shibata and Ishihara（1979）の W-3（Nagato, Nagano）は，
長野県小県郡長門町大門の窪城の路傍で採取された石 英閃緑岩である（石原舜三，2016, 私信）． 註5）帯磁率の測定には携帯型帯磁率計 KT-5 を用いた．こ の装置で正確な値を得るためには，径6.5cm 以上の平 滑な切断面を作成する必要がある．試料85111402 で はそのような面を確保できなかったが，鏡下で微文象 構造が目立つことを除けば，全岩化学組成（表1）と 鉱物組み合わせや角閃石と共存する磁鉄鉱の産状は試 料85111311 に良く似ており，比較的高い帯磁率を示す と推定される．いずれにしても，これらの試料は転石 なので，露頭での産状や岩相の詳細を検証することが 望まれる． 註6）甲斐駒ヶ岳岩体の調査は主に 1984-1985 年に実施し た．野外で測定した帯磁率の測定データは，大半の 場所で0.5⊗10-3SI 以下の極めて低い値を示したが，一 部には1-6⊗10-3SI というような酸化型と還元型の中間 的な値も見出され，副成分鉱物として微量の磁鉄鉱 が散在することが示唆される．酸化型と還元型の境界 の帯磁率は便宜的に3⊗10-3SI 付近に設定しているが （図3），境界周辺の中間的な測定値は少ない（佐藤ほ か，1992; 佐藤，2003; Sato, 2012; 佐藤，2016a）．甲斐 駒ヶ岳岩体の帯磁率については稿を改めて報告した い．なお，この岩体のSiO2含有量（代表的な試料で 67-72wt.% 程度）を甲府岩体と比べると，瑞牆－昇仙 峡岩体（75wt.% 前後）よりも低く，むしろ徳和岩体 （60-71 wt.%）に似る． 謝辞
産総研顧問の石原舜三博士は，Shibata and Ishihara (1979) で測定した試料の産地をご教示くださった．名古屋大学名 誉教授の田中 剛博士は，原稿の査読を通じて貴重な助言 をくださった．以上の皆様に深謝します． 引用文献 地質調査所 (1992): 100 万分の 1 日本地質図 第 3 版，地質調査所． 河内洋佑・井上秀雄（1962）：長野県南佐久郡の鋳造用珪砂鉱床．岩鉱, 47: 47-57. 松田時彦（1989）：南部フォッサマグナ多重衝突説の吟味．月刊地球， 11: 522-525. 松田時彦（2007）：富士山の基盤の地質と地史．「富士火山」，山梨県 環境科学研究所，p.45-57. 守屋以智雄（1968）：赤城火山の地形及び地質．前橋営林局，65pp. Notsu, K. (1983): Strontium isotope composition in volcanic rocks from the
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