奈良教育大学学術リポジトリNEAR
高見山酸性火成岩 −中央構造線上に分布する S‑type花崗岩質岩−
著者 和田 穣隆, 荒木 美穂
雑誌名 奈良教育大学紀要. 自然科学
巻 46
号 2
ページ 1‑15
発行年 1997‑11‑10
その他のタイトル Takamiyama Acidic Rock −A S‑type Granitic Rock on the Median Tectonic Line, Central Kii Peninsula, Southwest Japan−
URL http://hdl.handle.net/10105/1516
高見山酸性火成岩
‑中央構造線上に分布するS‑type花南岩質岩‑
和 田 穣 隆・荒 木 美 穂*
(奈良教育大学地学教室) (平成9年4月4日受理)
Takamiyama Acidic Rock
‑A S‑type Granitic Rock on the Median Tectonic Line, Central Kii Peninsula, Southwesりapan‑
Yutaka Wada and Miho ArノlKJ
(Depaγtment of Earth Sciences. Nara University of Education, Nara 630, Japan)
(Received April 4, 1997)
Abstract
Takamiyama Acidic Rock (TAR), located on Median Tectonic Line, central Kii Peninsula, is a small (lkmXO.8km) granitic intrusion. Based on XRF chemical analyses, TAR shows lower
A1203 and CaO, higher K::0 and TiOコ, simi一ar FeO . MnO and MgO conteiltS, compared with the
average composition of Japanese granitic rocks, and shows constant Nas〔) with the SIO2 increase.
These are consistent with the chemical nature of Miocene granitic rocks appearing in the Outer Zone of Southwest Japan on the whole, In addition, the chemical ratio such as AI203/
(CaO+Na20+K2O), and microscopic textures indicate that the TAR is a S‑tvpe granitic rock, although this is not consistent with the distribution of I‑ and S‑type granitlc rocks in the zone.
This inconsistency mav be interpreted bv the magma assimilation, affected bv the locallヽ‑ irregu‑
lar distribution of the geological structure of Southwest Japan at central Kn Peninsula.
Although TAR has been regarded as a possible vent for the Muro Volcanic Rocks (MVRs) located northward from that, the mineralogical, chemical and chronological data show that MVRs were probably erupted from a vent or vents different from TAR,
は じ め に
西南日本外帯にはおよそ14Ma頃に活動したとされる酸性火成岩類が広く分布する(Fig. 1 ; 柴田, 1978).紀伊半島にはその中でも規模の大きい熊野・人峯の両酸性火成岩類が存在し,基本 的な地質学的・岩石学的研究がなされてきた(荒牧, 1965;荒牧・羽田, 1965;荒牧, 1967;
*現住所,奈良市北永井町354 ミソロスクエア202
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Fig. 1 The location of Takamiyama Acidic Rock (TAR) and the distribution of トand S‑type granitic rocks active during 17‑12Ma (modified from Takahashi et al, 1980, and Suwa et al., 1989). The boundary (broken line) between the zones I‑ and S‑type granitic rocks appear is roughly consistent with the Butsuzo Tectonic Line geologically, although the line is very irregular at Kn Peninsula. TAR is on the Median Tectonic Line and is in the zone appearing I‑type granitic rocks. However TAR shows S‑type nature chemically and microscopically.
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Kawasaki, 1980a; 1980b; 1981 ;村田, 1982; 1984;村田・吉田, 1985).中田・高橋(1979) はこれらの西南日本外帯に分布する酸性火成岩類と,より北方に位置し瀬戸内区に属する火成岩 類の全署化学組成・鉱物組成に基づき,基本的に両者が広域的・漸移的に組成変化していること を示した.
奈良・三重の県境にある高見山の東南斜面に高見山酸性火成岩が存在する(奥田, 1967ms ; 梅田ほか, 1968;梅田, 1973).その貫入年代は12.8±0.4Ma 柴田ほか, 1988)であり,明ら かに西南日本外帯酸性岩類の活動時期に属する.高見山酸性火成岩は中央構造線上,すなわち西 南日本外帯から瀬戸内区へかけての位置にある.
本研究では高見山酸性火成岩について,鉱物組成を調べ,また仝岩化学組成分析をおこなった.
高見山酸性火成岩の仝岩化学組成についてはこれまで報告がない.分析の結果,高見山酸性火成 岩はS‑type花南岩質岩(Chappell and White, 1974)であることが明らかになったので報告する.
高見山酸性火成岩がS‑typeであることは,これまでに知られてきた西南日本外帯に分布する新 第三紀花尚岩質岩の卜typeとS‑typeの分布(Takahashi etal., 1980 ;諏訪ほか, 1989)と合わ ない.このことについても議論する.また,従来より議論されてきた高見山酸性火成岩が大規模 な火砕流堆積物である室生火山岩類の噴出源である可能性(志井田ほか, 1967 ;梅田ほか, 1968 ; 梅田, 1973)について検討をおこなう.
高見山酸性火成岩
高見山酸性火成岩(Takamiyama Acidic Rock ;以後TARと略する)は高見山(標高1248.3m) の南東斜面に東西1km X南北0.8kmの規模で岩頚状に分布している(Fig. 2a).南部は三波川変 成岩類と,北部は領家花尚岩類とそれぞれ接し,それら両岩類の間を埋めるように中央構造線に 沿って分布するマイロナイトと東西両側で接している(奥田, 1967ms;梅田ほか, 1968;梅田, 1973).梅田(1973)によれば,岩体の西南部は東西走向の断層(中央構造線と推定される)によっ て切られており,この断層により酸性岩体が南の三波川帯に衝上しているとされる.また岩体中 には東西走向で直立した節理面が卓越しており,おそらくこれが原因となって風化・崩壊が著し く,特に山頂の約500m東側には標高差300mに達する大規模な崩壊地がある・
TARの貫入年代について,梅田ほか(1968)および梅田(1973)はジルコン群色法により中 新世であるが鮮新世の可能性もあるとした.その後,柴田ほか(1988)が酸性岩体中のカリ長石 をK‑Ar法によって測定し, 12.8±0.4Maの値を報告した.これは中田・高橋(1979)が述べた 17‑10Maの西南日本外帯・瀬戸内区の火成活動の時期に含まれる.
露頭において,本岩体中には三波川変成岩類・領家花尚岩類起源と考えられる径数cm一致 10cmの捕獲岩が多く含まれる(梅田ほか, 1968;梅田, 1973).また径5‑6cmに達する石英の 捕獲結晶が多く見られ,周囲は融食されたように角が取れている.
TARは‑種類の岩石からなる.肉眼的には租粒な岩相と細粒な岩欄が見られるが,鏡下では どちらの岩相も石英・カリ長石・斜長石・黒雲母の斑晶鉱物および同じ鉱物の完晶質石基からな る斑状組織をもつ.特徴的な鉱物としてはジルコン・紅柱石・電気石・針状不透明鉱物が且られ る.圧砕された組織は見られない.
石基鉱物の粒径も租粒なものと細粒なものがあるが,宕体の周縁部と中心部による差異は明瞭 でない.梅田(1973)では岩体東部にmicrographictextureを示すものが報告されている.筆者
0.5
b) Sampling points
Fig. 2 a) The geologic map around the Takamiyama Acidic Rock (modified from Umeda, 1973).
Takamiyama Acidic Rock is a volcanic neck (Okuda. 1967ms; Umeda et al., 1968; Umeda, 1973), intruded into mylonites, granitic rocks, and schists. Small arrows show the position of the Median Tectonic Line, b) The sampling points for the XRF chemical analyses, plotted
on the map "Takamiyamaつ1/25000 geographical map by Geographical Survey Institute).
Table 1 Modal compositions in volume percent (qz: quartz, Kf:: K‑feldspar, pi: plagioclase, bi:
biotite, am: altered minerals, opq: opaques, gdm groundmass).
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らの調査では岩体北東部(HI)および南西部(Fl)といった周縁に近い位置でも見られ(Fig.2b), 中心部よりも周縁部の方が早く冷却したことを示しているのかもしれない.
TARを構成している岩石種名はモード分析によって決定した.本研究では計数間隔を0.5mm, 薄片一枚あたり1000ポイントを測定した.分析結果をTablelに,またQAPダイアグラム(Le Maitre, 1989)にプロットしてFig.3に示す.前述のように,採取試料はすべて斑状組織である が,石基は完晶質で典型的な火山岩に比べ,かなり粗粒で半深成岩的組織をもつ.そこ で, QAPダイアグラムは深成岩の分類に用いられるものを使用した.そこではFig.3のように 一部quartz‑rich granitoidの領域に入るものの,大部分はgraniteの領域に入る.したがっ て, TARは半深成岩的組織に基づいて花嵐斑岩と判断できる.
分析試料および全岩化学組成分析方法
分imm引
分析に用いた試料はモード分析に用いたものと同じである. Fig.2bのように,岩体の周縁部 に近いところから5試料,比較的岩体の中心に近いところから8試料,合計13試料を採取した.
分析方法
まず,試料を鉄乳鉢で1cm人以下のサイズに砕き,ついでボールミルを用いて小麦粉サイズ の粉末にする.その粉末試料0.5gを融剤(ホウ酸リチウム;Li2B407) 5.(と混合する.この 混合試料を白金ルツボに入れ,ビードサンプラー(フジ電機NT‑2000)を用いて加熱・溶融し たあと急冷し,分析用のガラス円盤を作る.
次に,蛍光X線分析装置(リガク3270E)を用いてガラス日盤の全岩化学組成を分析する.
分析元素はSi, Ti, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, Na, K, P,分析に用いた装 酎ま神戸大学理学部地球惑星科学 教室所有のものである.
和 田 穣 隆・荒 木 美 穂
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1 0 35 65 90
Fig. 3 Modal compositions of the samples from Takamiyama Acidic Rock, plotted on the QAP dia‑
gram (Le Maitre, 1989), The field numbers on this diagram correspond to quartzolite (silexite) (la), quartz‑rich granitoid (lb), alkali feldspar granite (2), granite (3;
syenogranite, b: monzogranite), granodiorite (4). tonalite (5), alkali feldspar syenite (6), quartz alkali feldspar syenite (6 ), syenite (7), quartz syenite (7 ), monzonite (8), quartz monzonite (8 ), monzodiorite (9), quartz monzodiorite (9*), diorite (10), and quartz diorite (10 ) The data are plotted in granite field (N‑12) and quartz‑rich grani‑
toid (N‑1). Based on their porphyritic textures, the name granite porphyry is suitable for them. The original data are listed in Table 1.
分析結果および岩石学的特徴
分析結果をTable2に示す. Feは全葺をFeOとして計算LFeO"として表現した. Fig.4では Si02変化図上にプロットした.また比較のため,日本の花嵐岩類の平均分化経路(Aramakietalリ 1972のTable 2)および漸南日本外帯に分布する新第三紀花尚岩質岩の分析値を書き入れた.
TARは全体として多少ばらついてはいるものの,組成変化は一つのトレンド上にある.日本
Table 2 Bulk rock compositions in weight percent. Total Fe content is calculated and expressed as FeO*
Si02 TiO2 AI203 FeO MnO MgO CaO Na20 K2O P205 total Al 73.66 0.22 13.09
Bl 68.21 0.63 14.22 C1 69.65 0.69 13.89 C2 66.47 1.00 14.91 D1 69. 70 0.44 13.82 E1 69.66 0.58 13.97 F1 67.37 0.75 13.58 G1 67.07 0.86 14.29 G2 77.46 0.19 11.20 G3 62.28 1.05 14.34 G4 69.47 0.53 13.75 G5 63.65 0.78 14.44 HI 67.94 0.41 14.19
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の花南岩類の平均分化経路と比較すると, A1203・CaOが低く, K20・Ti02は高い.
FeO*・MnO・MgOはほとんど同じである. Na20は平均分化経路ではSi02の増加に伴い増加す る傾向があるのに対し, TARは一定ないしわずかに減少する傾向がある.またSi02のレンジは 広いが分析値の多くは66‑70wt.< に集中する.以上のような全岩化学組成の特徴は,西南日本 外帯に産する新第三紀の花尚岩質岩の特徴(中田・高橋, 1979;佐藤・石原, 1983 によく一致 する(Fig.4).
また西南日本外帯の花南岩質岩の特徴としてはK20/Na20比およびFeO*/CaO比がともに高 いことがある(大庭, 1966). Fig.5にはそれらの比をそれぞれ縦軸・横軸にとってTARおよび 西南日本外帯花尚岩質岩のデータをプロットした.この図からTARもやはりK20/Na20比・
FeO"/CaO比がともに高く,明らかに外帯花両署質岩としての特徴をもつことがわかる.注目 すべき点として, FeO"/CaO比がK20/Na20比に対してかなり高い値を示すものがある.
Chappell and White (1974)は花尚岩質岩を化学的性質に基づいて卜type花尚岩質岩(火成岩 類に成因的関係が大きいと考えられるもの)とS‑type花尚書質岩(堆積岩(物)に成因的関係が 大きいと考えられるもの)に分類している.一般に, I‑typeは比較的Naに富み, Na20はfelsic な岩石で3.2wt.S 以上, maficな岩石で2.2wt.'J以上含む. A1203/(Na20十K20+CaO) (モル 比XI.1であり,ノルム透輝石もしくは1%以下のコランダムを含んでいる. Si02は変化に富 み, felsic‑maficまで多岐にわたる. S‑typeは比較的Naが少なく, Na20はK20を約5wt.< 含 む岩石で3.2wt.< 以下, K20を約2^¥..S 含む岩石では2.2wt.%以下である. A1203/(Na20+
K20+CaO)比は1.1より大きく,ノルムコランダムを1%以上含んでおり,比較的Si02に富む.
さらに記載岩石学的にはS‑typeはホルンブレンドや磁鉄鉱,ホルンブレンドを含む塩基性の包 有物を含まない.その代わりに変泥質岩(metapelite)を含む.そして董青石・珪縁石・紅柱石・
ザクロ石といったaluminoussilicateを含むことで特徴づけられる(Whiteetal., 1976).以上の 特徴のうち,最近ではA1203/(Na20+K2O+CaO)比の値について統計的にI‑typeとS‑typeの境 界は約1.05とされる(Takahashietal., 1980 ;諏訪ほか, 1989).さらに卜typeとS‑typeの区別
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Fig. 4 SiCK. variation diagrams. The data from Takamiyama Acidic
Al.O.s aild CaO, higher KコO and TiO:;, and similar FeO , MnO
Takamiyama Acidic Rock Outer Zone, SW Japan
Average compositions of Japanese granitic rocks Rock (white circles) shows lower
and MgO contents, compared with the average composition of Japanese granitic rocks (broken lines; Aramaki et al., 1972). NajO is
constant in spite of SiOコcontent. These chemical characters are consistent with the data from the
Outer Zone, Southwest Japan (black circles). The data of the Outer Zone are from Kumano (Aramaki, 1965; Oba. 1963上Omine (Kawasaki. 1980; Murata, 1982; Shiida et al., 1989), Omogo (Oba. 1963). IshizLichi (Horikoshi. 1960; Yoshida et al., 1993), Uwajima (Oba. 1963), Ashizuri (Oba. 1963), Kashiwajima (Ob礼1963). Okinoshima (Oba, 1963), Obira (Oba, 1963), Okueyama (Nozawa and Takahashi. 1960; Oba ct al, 1977). Ichifusayama (Oba, 1963), Shibisan (Oba, 1963), Shimokoshikiiima (Oba, 1963). Satsuma (Yamamoto et al.. 1970主Takakumayama (Oba.
1963), Osumi (Oba. 1963; Kawanoetat., 1966), and Yakushima (Oba, 1963).
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o TakamiyamaAcidic Rock Outer Zone, SW Japan
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FeOlCaO ratio
Fig. 5 FeO /CaO versus K20/Na20 diagram, Takamiyama Acidic Rock (white circles) has high FeO /CaO ratios, and this is the same as the granitic rocks from the Outer Zone, South‑
west Japan (black circles) (Oba, 1966). The source of data from the Outer Zone is the same as Fig. 4.
はACFダイアグラム(モル比;A‑Al203‑Na20‑K2O; C‑CaO;F‑FeO+MgO) (White and Chappell, 1977)や, Fe203/(FeO+Fe203)比(White et al., 1976 ; Hine et al., 1978), K/(Na+K) (原子比)・CaO/(A十C十F)によってできる(Takahashietalリ1980)が,これらのパラメータ を複数組み合わせて判断すべきと考えられる.
以上の基準に基づくとTARは全岩化学組成ではSi02が変化に富みトtypeであることを支持 するように見える.しかしながら, Si02が増加してもNa20はChappellandWhite (1974)に あるようには増加せず,むしろ一定もしくは減少する. Al2Os/(Na20十K20十CaO)比は1.1 (Chappelland White, 1974)あるいは1.05 (Takahashi etal., 1980 ;諏訪ほか, 1989)より大多 数のデータが高い僻であり, K/(Na+K)比は多くのデータで0.4 (Takahashietal., 1980)を越 える(Table3).さらに記載岩石学的には紅柱石は見られるがホルンブレンドは見られない.こ れらのことは, TARが全体としてS‑typeとしての特徴を基本的にもっていることを示している.
その一方で.やはり全てのTARのデータがS‑typeであることを支持するのではなく,一部に I‑type的なデータ(A1203/(Na20十K20+CaO)<l.l, K/(Na+K)<0.4)が存在する. TARが 位置するのは顕家wと三波川ffiの間であり,捕獲岩としてそれらから由来していると思われるも
のがあり,これらの化学的影響があると考えられる.領家帯の花尚岩類はI‑type的な特徴をも つ(Takahashi et al., 1980).三波川帯の変成岩類については,高見l=付近では四国地域におけ るように地質構造としては連続しておらず,砂岩・泥岩を主体とする堆積岩からなる四万十帯が
10 和 田 穣 隆・荒 木 美 穂
Table 3 K20/Na20, FeO*/CaO, Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) (molar; A/CNK), and K/(Na+K) (atomic) rations, calculated from bulk rock compositions listed in Table 2. Most of data shows that A/CNK and K/(Na+K) ratios are higher than about 1.05 and 0.4, respectively, indicating that Takamiyama Acidic Rock is S‑type.
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露出しており(竹内・大和大峯研究グループ, 1984),また高見山南東部に見られる三波川変成o
岩類は,筆者らの観察では泥質片岩を主体としている.これらのことから, TARをつくったマ グマは領家・三波川・四万十の各帯に属する岩石を溶かし込みながら貫入したため, S‑typeを 主体としながらもI‑typeの特徴ももった可能性が考えられる.
西南日本外帯花尚岩質岩における卜typeとS‑typeの分布と高見山酸性火成岩 西南日本外帯におけるI‑type・S‑type花崩岩質岩の分布(Fig. 1)は,南海トラフ側にS‑type, 中央構造線よりに卜typeが存在するとされる(中田・高橋, 1979;Takahashietal., 1980;諏 訪ほか, 1989).紀伊半島でも大峯酸性岩類の南部でS‑type,北部で卜typeが出現する(村田, 1982).そしてS‑typeとI‑typeの境界は地質学的には仏像構造線に一致するとされる(村田, 1984;諏訪ほか, 1989).ところがS‑typeの特徴を強くもつTARはこのような西南日本外帯に おける花尚岩質岩の広域的分布パターンと合わない.
西南日本外帯に産する花尚宕質岩の成因としては大きく二つの考え方がある.
村田(1984)および村田・吉田(1985)は鉱物組み合わせ・主要元素組成・微量元素組成に基 づき,紀伊半島では地下約20kmの地殻構成物質が南北方向に不均質であり,そのためにそれら が"舟接"部分溶融して生じる花尚岩質マグマは南北方向に帯状配列するとした.彼らは,仏像 構造線の北側では地殻構成物質はCa角閃石および斜長石を主要構成鉱物とする中性火成岩(花 尚閃緑岩一閃緑岩質)もしくはそれ起源の中性変成岩(角閃岩)であり,南側では黒雲母およ び正長石を多く含む堆積岩(泥質およびア‑コース質)もしくはそれ起源の変成岩であるとして rai
これに対して,高橋(1980)・Nakada (1983)はS‑typeでもトtypeでもともに苦鉄質マグマ
起源の物質を含むという観察事実などに基づき,もともとは苦鉄質であるマグマが地殻内を上昇 する際に反応する物質すなわち地殻構成物質が異なり,そのため異なる性質のマグマが生成され, 地殻構成物質の分布にしたがった帯状配列をしているとした.
いずれのモデルも基本的に地殻構成物質が異なるため,それに依存してマグマ組成が変化する とする.そこで紀伊半島における地殻構成物質の分布を示唆する岩石の分布つまり地質構造を見 てみると,二つの重要な事実があげられる.まず,紀伊半島中央部では仏像構造線は水平に近い スラストであり(大和大峯研究グループ, 1981),秩父帯は四万十帯の構造的上位にある.ついで, 高見山の西側では三波川帯が欠如しており(竹内・大和大峯研究グループ, 1984),秩父帯でな
く四万十帯が分布している.これらのことは,紀伊半島中央部では四国などとは異なり西南日本 外帯の帯状配列が乱れていることを示しており,高見山付近の地下には四万十帯を構成する物質 が分布していることが示唆される.すなわち,先のいずれのモデルにせよ, TARのもつS‑type 的な特徴は地殻構成物質の分布が紀伊半島中央部で乱れていることを反映している可能性が高い.
室生火山岩類と高見山酸性火成岩
室生火山岩類は明瞭に溶結構造を示す(志井田ほか, 1960)大規模な火砕流堆積物である.噴 出源としては,その分布域にカルデラ状構造が認められないこと,火砕流堆積物基底面の高度分 布が南高北低で,かつ南部で層厚が厚いことなどからTARがその候補として考えられてきた(志 井田ほか, 1967).またジルコン群色法によって推定されるTARの貫入時期(中新世)が,川井・
広岡(1966)による室生火山岩類中のカリ長石の絶対年代(13.1Ma)と一致することもその根 拠であった.
室生火山岩類の構成鉱物は石英・斜長石・黒雲母・紫蘇輝石を主成分とし,普通輝石・燐灰 石・ジルコン・磁鉄鉱も含まれ,マトリックスは以上の鉱物とガラスからなり(志井田ほか,1960), またザクロ石も見られる(沢井・佐藤, 1989).志井田ほか(1960)は化学組成債も報告している.
それによるとSi02は71‑74wt.'iの間に入り(分析数4),非常に狭いレンジを示している.
志井田ほか(1960)では火砕流堆積物としての本質物(軽石・軽石レンズ)を区別した分析が なされたという記載はない.一般に火砕流堆積物は流走中に異質なものを多く取り込んでいく.
したがって,志井田ほか(1960)の分析データは必ずしも給源マグマの特徴を示していない可能 性が高い.したがって,単純にはできないものの,あえて比較すると,構成鉱物ではTARには 室生火山岩類に含まれる紫蘇輝石・普通輝石・ザクロ石といったものは見られない.全岩化学組 成は, TARでは室生火山岩類の狭いレンジに対しSi02は ‑78v/t..c,という広いレンジを示す.
TARと室生火山岩類の形成年代に関しては,最近の測定結果によると, TARは12.S±
0.4Ma カリ長石のK‑Ar法による;柴田ほか, 1988),室生火山岩類は14.44士0.16Ma 黒雲 母のK‑Ar法による;宇都ほか, 1996)であり,一致しない.
以上のことから, TARは室生火山岩類の給源ではない可能性が非常に高い.
ま と め
本論では高見山酸性火成岩の全岩化学組成を報告し,その化学的特徴は西南日本外帯に分布す る花尚岩質岩に一致することを示した.また高見山酸性火成岩は,丙南日本外帯において南海ト
12 和 田 穣 隆・荒 木 美 穂
ラフ側に分布するとされるS‑type花尚岩質岩としての性格をもち,このことが紀伊半島での地 質構造の乱れを反映している可能性がある.構成鉱物・全署化学組成の特徴および貫入年代から 判断すると,高見山酸性火成岩はその北方に分布する室生火山岩類の給源とは考えられない.
謝 辞
本研究を進める過程で,本学地学教室の西田史朗教授,平賀章三助教授,学生の方々には議論 していただいた.神戸大学理学部地球惑星科学教室の前川寛和助教授・鎌田桂子助教授には分析 装置の使用をお許しいただき御指導いただいた.本学地学教室卒業生の山本俊哉氏には参考文献
の収集において御助力いただいた.以上の方々に心から厚く御礼申し上げる.
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¥E 和 田 穣 隆・荒 木 美 穂
ran 昌sヨ
Al :高見山山頂から東北東へ続く尾根からやや南の斜面.標高1120m.
石英(0.6‑2.7mm)カリ長石(1.5mm)斜長石(1.2mm程度)の斑晶と,同じ鉱物の石基よりなる.
石基の結晶度は高く租粒な岩相を示す.斑晶のカリ長石の多くがカールスバド双晶をしめす).石基部分の 石英は0.1mm程度の角の取れたコロコロとした形(融食形)を示す.斑晶の石英・カリ長石は共に半白形を 示し,融食されている.有色鉱物・不透明鉱物はほとんど見られない.
Bl :高見山登山道の途中からやや西へはずれた地点.標高990m.
石英(0.7‑2.7mm)カリ長石(1.2‑2.2mm)斜長石(1.5mm程度)と少量の黒雲母の斑晶,および, 同じ鉱物の石基よりなる.石基部分の鉱物はかなり細粒である.斑晶の石英は敵食形を示す,カリ長石・斜 長石のほとんどが変質鉱物によって置き換えられている.黒雲母も変質している.黒雲母に伴って不透明鉱 物が晶出していることが多い.
Cl :高見山東方の大崩落崖から続く沢沿い.標高750m.
石英(1.0‑2.5mm)カリ長石(1.2mm程度) ・斜長石(1.0‑2.0mm)と少量の黒雲母の斑晶,および同 じ鉱物の石基よりなる.石基の結晶度は高く粗粒な岩相を示す.不透明鉱物も少量であるが見られる.斑晶 の石英は半白形を示すが,融食されている.他の試料に比べ斜長石が比較的多く,集斑状になっているもの
も見られる.黒雲母は変質している.
C2 :C1に同じ.
2‑5mmほどの黒色で球形の包有物と思われるものが顕著に見られる.鏡下での観察では,石英(0.7mm 程度) ・カリ長石(lmm程度)とごく少量の斜長石・黒雲母の斑晶,および同じ鉱物の石基からなる.石基 の結晶度は低く細粒な岩相を示す.斑晶の石英は融食されている.黒雲母は変質している.
Dl :高見山山頂から約1.2km東の沢沿い.標高670m.
肉眼の観察ではC1と同じ岩相を示す.鏡下の観察では,石英(0.7‑2.5mm)カリ長石(1.0‑2.Omnl) ・ 斜良石(0.7‑1.5mm)と少量の黒雲母の斑晶,および同じ鉱物の石基よりなる.斑晶の石英は融食されて いる.斜長石は集斑状になっており半日形を示す.黒雲母は変質している.不透明鉱物はほとんど見られな い.
El :高見山山頂東方の大崩落崖の東縁沿い.標高950m.
肉眼の観察では, C1と同じ岩相を示す.鏡下の観察では,石英(1.0‑2.0mm)カリ長石1.0‑1.7mm) 斜良石(1.0mm程度)と少量の黒雲母の斑晶,および同じ鉱物の石基よりなる.カリ長石,斜長石の斑晶は 半日形を示すが,その多くはネットワーク状の消光を示し,また変質している.石英は融食されている.黒 雲母は変質している.不透明鉱物がわずかに見られる.
Fl :高見峠北東約250mの高見山斜面沿い.標高860m.
試料C2と同じ岩相を示し, C2に特徴的に見られた黒色で球形の包有物と思われるものがまれに見られる.
鏡下の観察では,石英(0.4‑0.7mm)カリ長石(0.5‑1.8mm)斜長石(0.7‑1.5mm)と少量の黒雲母 の斑晶,および同じ鉱物の石基よりなる.斑晶の石英は融食されている.カリ長石,斜長石は変質鉱物によっ て置き換えられているものも多く,また共に半白形を示す,黒雲母は変質している. Micrographictexture が見られる.
Gl :高見峠北米約380mの高見山山頂から派生する沢沿い.標高870m.
0.5から1.0mm程度の石英・カリ長石,少量の斜長石・黒雲母の斑晶と,同じ鉱物の石基よりなる.石基
の結晶度は低く細粒な岩相を示す.斑晶の石英・カリ長石は不定形でアプライトのような多形粒状組織を示 す.黒雲母は変質している.不透明鉱物は全く見られない.
G2:Glと同じ沢沿い.標高850m.
C2で見られた黒色で球形の包有物と思われるものがまれに見られる.鏡下の観察では,石英(1.0‑
2.2mm)カリ長石(1.0mm程度) ・斜長石(1.0mm程度)と少量の黒雲母の斑晶,および同じ鉱物の石基 よりなる.石英は融食されている.黒雲母は変質している.
C3:Glと同じ沢沿い.標高840m.
石英(0.5mm程度) ・カリ長石(1.0mm程度) ・長柱状の斜長石(0.5‑1.0mm)と少量の黒雲母,不透明 鉱物の斑晶,および同じ鉱物の石基よりなる.石基の結晶度は低く細粒な岩相を示す.ミルメカイト構造が 顕著に見られる.黒雲母は変質している.
G4:G3に同じ.
石英(0.5‑1.5mm)カリ長石(0.5‑1.5mm)と少量の斜長石(0.5‑1.5mm)黒雲母(0.5mm程度) の斑晶,および同じ鉱物の石基よりなる.石基の結晶度は高く粗粒な岩相を示す.カリ長石・斜長石の斑晶 はネットワーク状の消光を示すものも多い.石英は融食されている.黒雲母は変質している.
G5:Glと同じ沢沿い.標高830m.
石英(0.3mm程度) ・カリ長石(0.5mm程度)と少量の斜長石・黒雲母の斑晶,および同じ鉱物の石基よ りなる.石基の結晶度は低くかなり細粒な岩相を示す.斑晶はどれも不定形を示す.黒雲母は変質している.
Hl :高見山山頂から東北東へ約880mの旧砂防工事用道路沿い.標高900m.
石英(0.8‑2.5mm)カリ長石(1.0‑2.2mm)斜良石(0.5‑1.5mm)の斑晶,および同じ鉱物の石基 よりなる.石基の結晶度は高く粗粒な岩相を示す.斑晶の石英は融食されている.カリ長石・斜長石の多く は変質鉱物によって置き換えられている.黒雲母・不透明鉱物はほとんど見られない. Micrographic texture が見られる.
