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一 般 地 質 第 １ １ 話 – 67 – 学 （大 藤） 変 成 岩 と 変 成 帯 あるにも関わらず，ある線を境に片側では特定の鉱物Ａ 変成岩と変成帯 （例えば緑泥石）が見られ，反対側では鉱物Ａが見られず 岩石が生成時と異なる温度・圧力条件下におかれると， 代わりに鉱物Ｂ（例えばザクロ石）が見られるということ 岩石全体の化学組成は一定のままでも，構成鉱物の組合せ がある．この様に，変成岩分布域を，特徴的な鉱物により がその温度・圧力で安定なものへと変化する．また，構成 幾つかの帯（この場合 zone）に分けることを変成 分帯 鉱物の配列のしかた（組織という）が変化する．この過程 （zonal mapping）という．第 11.1 図には，変成岩研究の古 が変成作用（metamorphism）であり，この過程で生成した 典的フィールドである，スコットランド高地バロウ型変成 岩石が変成岩（metamorphic rocks）である．一方，岩石全 帯での変成分帯の例を示した． 体の化学 組成が大 きく変 化した場 合，それは変 質 作 用 （metasomatism, alteration）と呼ばれ，変成作用とは区別さ 累進変成作用 れる．第 11.3 図に，３種のアルミノ・ケイ酸塩鉱物（紅 造岩鉱物の高温・高圧下での化学反応は， （比較的単純 柱石，藍晶石，珪線石：いずれも，組成は Al2SiO 5）の温 な系のみだが）実験的にかなり良くわかっている．多くの 度‐圧力座標内での安定領域 －同じ化学組成でも，温度‐ 広域変成帯を変成分帯すると，変成作用の温度（のピー 圧力条件によって安定な鉱物がどのように変わるか－ を ク）条件が，一方向に徐々に上昇していることがわかって 示した（この様な図を，相図という）．この図は，変成作 いる．この様に，温度の上昇に伴って起こる変成作用を， 用の実体を端的に示している． 累進変成作用（progressive metamorphism）または昇温変成 変成岩 には，広域にわ たって 帯状に 分布し ， 変 成 帯 （metamorphic belt）を形成するものがある．この手の変成 岩を，広域変成岩（regional metamorphic rocks）と呼ぶ．ま た一方で，貫入火成岩体の周囲には，岩体の熱により接触 変成岩（contact metamorphic rocks）が生じた接触変成帯 （contact aureole）が見られることがある． 変成岩の形成温度・圧力条件 作用（prograde metamorphism）という．累進変成地域の高 温側に向かって，ある変成鉱物が初めて出現する線（多く の場合変成分帯の境界）を，その変成鉱物のアイソグラッ ド（isograd）と呼ぶ． 変成相と変成相系列 マフィックな岩石は，化学組成は比較的一定であるが， 変成作用の（温度ピーク時の）温度・圧力条件により敏感 実験鉱物・岩石学の成果により，主要な変成鉱物あるい に鉱物組成を変える．２種のマフィック岩が大変違う鉱物 は変成鉱物組合せの安定物理条件（温度・圧力条件）は判 組成を示すときには，それらを作った変成作用の温度・圧 明している．また，それらと，野外地質学による変成帯の 力が違っていたと考える．マフィック岩のある一定の鉱物 構成および構造の研究成果とを総合することで，各変成帯 組成は，温度－圧力平面内でのある範囲で安定であると考 の形成された場も，わかるようになってきている． えられる．この様に，マフィックな変成岩の鉱物組成から 決められた，温度・圧力条件の範囲でできる変成岩の状態 変成分帯 を，一つの変成相と呼ぶ．マフィック岩に伴って産する他 変成作用を受けた地域では，全岩化学組成はほぼ同じで 第 11.1 図 鉱物組成の累進的変化の例 種の岩石も，マフィック岩と同じ変成相に属すると考える 変成岩研究の古典的な フィールド， スコットランド高地のバロウ型変成帯の例 第 11.2 図 主な変成相の，推定温度・圧力範囲 – 68 – 第 11 話 変 （この考えには，実は問題がある）．よく用いられる変成相 は，第 11.2 図の 10 種類である． 変成岩の温度・圧力条件のほどを，変成度（metamorphic 成 岩 と 変 成 帯 片理（schistosity） ・片状組織（schistose texture） ：変成岩中 の板状（雲母類など），柱状，または針状（角閃石の仲 間など）の鉱物が，お互いに平行に配列して作る組織． grade）という．最も低いのが沸石相（zeolite facies：第 11.2 流動によって鉱物が回転したり，結晶成長速度に主応力 図 に は 載 っ て い な い ）， 高 い の が グ ラ ニ ュ ラ イ ト 相 軸の方位に依存した異方性が生じたりした時に形成する （granulite facies）である．グラニュライト相では，フェル と考えられている． 線構造（lineation）：片理面上に見える線状の構造． 縞状組織（banding） ：鉱物組成または構造の違う薄層（ま たはレンズ状体）が重なってできたような平行組織．一 般に，片理（結晶粒子の定向配列）を伴う． 片麻状組織（gneissosity） ：縞状組織は顕著だが，片理を伴 わない組織．成因的には，色々なもの（原岩の層理，変 形による伸長性の縞模様，脈の定向的な注入，応力下で の定向性を持った分子の移動？）を含むとみられる． シックな岩石は部分融解を始める． 累進変成帯は，固有の変成相系列（metamorphic facies series）をもつ．いうなれば，変成度の低い変成相から高 い変成相への，変成相の配列順序である．この変成相系列 は，そのまま変成作用時の地中の温度・圧力勾配を表わす と仮定することが多い（第 11.3 図） （この仮定には，実は 問題がある）．第 11.3 図において，傾斜の緩やかな直線で 示されるのが，低圧力／温度比の変成相系列である．この 変成相系列を特徴づけるアルミノ・ケイ酸塩鉱物から，紅 柱石－珪線石系列と呼ばれることもある．同様に，中圧力 ／温度比の変成相系列は，藍晶石－珪線石系列と呼ばれる ことがある． 変成岩の岩型 ホルンフェルス（hornfels） ：片理や縞状組織をもたない， 無方向性の変成岩で，斑状変晶をもつことも多い．接触 日本の三波川変成帯（後述）の変成岩は，一般に高圧型 変成作用でできるのが普通． 変成岩と呼ばれるが，これは高圧力／温度比の変成相系列 スレート（slate） ：一般に細粒な泥質の弱変成岩で，層理 をもつ累進変成帯であるという意味である．日本の高圧変 面を明瞭に切る片理（スレート劈開 (slaty cleavage) と呼 成帯は，場所により多少異なるが，ぶどう石－パンペリー ばれることが多い）をもつもの．粘板岩（clay slate）は， 石相→緑色片岩相→藍閃石片岩相→緑れん石角閃岩相→エ クロジャイト相からなる．また，高温型変成帯と呼ばれる 飛騨変成帯や領家変成帯は，同様に，低圧力／温度比の変 成相系列をもつ累進変成帯である．飛騨変成帯の変成相 は，最大グラニュライト相におよぶ． 変成岩の組織と岩型 変成岩は，地表よりも高温・高圧の場で形成される．そ スレートの一種． 千枚岩（phyllite）：スレートと同程度～やや高い変成度を 持った泥質岩で，層理面に平行に割れやすいもの． （結晶）片岩（(crystalline) schist）：片理の良く発達した変 成岩．日本では，高圧力／温度比の変成相系列の変成岩 に用いられることが多い（例：三波川結晶片岩類）． 片麻岩（gneiss） ：比較的高温でできた，片麻状組織を呈す る変成岩． の様な場では，一般に地表よりも分子の拡散や結晶の延性 圧力‐温度‐時間経路 流動（次回に話します）が起こりやすいため，変成岩は特 有の組織をもつことが多い． 昇温変成作用の過程では，既存の鉱物の多くが変成鉱物 に置き換わってしまう．しかし，温度の下降に伴う後退変 変成岩の組織 斑状変晶（porphyroblast） ：変成作用でできる，斑状の大き な結晶． 第 11.4 図 礫質片岩の露頭写真 変成作用の起こるような高温・ 高圧下では， 岩石が塑性変形しやすくなる． 上図の礫岩中の礫 第 11.3 図 累進変成帯での， 変成相系列と温度勾配 も，塑性変形により，画面横方向に伸長している． 一 第 11.5 図 縞状組織をもつ変成岩 般 地 質 – 69 – 学 （大 藤） 下左図の様な花崗岩類を原岩とする，変成岩（下右）．片理を伴う縞状組織をもつ．片理は，上図に 示されたように，最大圧縮主応力軸（ 1）に垂直に生ずる場合と，剪断すべり面に平行に生ずる場合との両者がある． 成作用時には，昇温変成時の鉱物の一部が残されることが 徐々に温度は下降（isobaric cooling）する．この場合，変 ある．この様な鉱物を用いて，その岩石が蒙った温度・圧 成帯は反時計回りの時間的温度‐圧力経路をたどる．始生 力条件の歴史を知ることができる場合がある．圧力‐温度 代（今から 40–25 億年前）の大陸地殻をなすグラニュライ 座標上に，上記の条件変化を示した図を，圧力‐温度‐時 ト帯の多くは，このタイプの変成帯である． 間経路（P–T–t path）と呼ぶ（第 11.6 図）．変成帯が急激 日本の変成帯 に隆起した場合，圧力は急激に下がるが温度は急激に下が らず，断熱上昇に近いことが起こる．この場合，変成帯は 第 11.7 図に日本の主要な広域変成帯を，３つのタイプ 時計回りの時間的温度‐圧力経路をたどる．日本の代表的 に分けて示した．代表的なものの変成年代は，概ね以下の 変成帯や，衝突変成帯の多くは，このタイプの変成帯であ 様である：阿武隈（120 Ma），飛騨－隠岐（330 Ma，240 る．一方，変成作用の元となった大規模な熱源が徐々に遠 Ma），日高（50–40 Ma），神居古潭（100 Ma），領家（100– ざかったり消滅したりした場合，圧力は変わらないまま 80 Ma），三波川（100–70 Ma），三郡（440 Ma，230 Ma， 180 Ma）． 日本の広域変成帯は，低圧力／温度比型の変成帯と，高 圧力／温度比型の変成帯とが対の変成帯（paired metamorphic belts）をなしていることで世界的に有名である．確か に，飛騨－隠岐（低圧力／温度比型）と三郡（高圧力／温 度比型），領家（低圧力／温度比型）と三波川（高圧力／ 温度比型）等は，分布からも変成年代からも，対の変成帯 と呼ぶにふさわしいかも知れない．一般に，低圧力／温度 比型の変成帯は地温勾配の高い火山弧下で，高圧力／温度 比型の変成帯は地温勾配の低い大洋プレートの沈み込み帯 深部でそれぞれ形成されたと漠然と考えられている．ま た，中圧力／温度比型の変成帯は，厚い地殻を持つ大陸の 第 11.6 図 変成岩類の時間的温度－圧力経路 変成岩類が急激に 衝突帯でできると考える人もいる．富山県の宇奈月には， 上昇して冷却が遅れると， 時計回りの経路が形成される． また， 日本では珍しい，中圧力／温度比型変成帯が知られてい 変成の場が徐々に冷却すると， 反時計回りの経路が形成される． る． – 70 – 第 11.7 図 第 日本の主要な広域変成帯 11 話 変 成 岩 と 変 成 帯 飛騨帯（高温型）と三郡帯（高圧型），および領家帯（高温型）と三波川帯（高圧型）という，ほ ぼ同時期に形成された性質の異なる変成帯の対が， 注目されている． 一 第 11.8 図 般 地 質 学 （大 藤） ベーズン・アンド・レーンジ区の変成コア・コンプレックス – 71 – ホィップル山地変成コア・コンプレックスの地質平面図（上 図） と地質断面図 （下図）． 地下深部で形成された変成岩類を中核として， その周囲に正断層群で断たれた非変成の地層が分布するの が，変成コア・コンプレックスの特徴である．図の地域では，下盤プレートのマイロナイト類（来週勉強する用語）を中核として，正 断層に断たれた第三紀 （漸進世～鮮新世） の非変成堆積岩類および火山岩類が分布している． 世界には，ダイヤモンドを産するような超高圧変成帯も ることも，同様に困難である．近年，一般に考えられてい 存在する．また，大隕石孔の周辺には，石英の超高圧相で る変成帯の上昇機構は，(1) 伸長場における上昇モデルと あるコーサイトやスティショバイトの報告もある．隕石の (2) 沈み込みプレート境界に沿った絞り出しモデルとの２ 衝突に伴い，局所的な超高圧変成作用が起こる場合がある つに大別される． ことを示している． 伸長場での上昇モデル 変成帯の上昇 伸長場における上昇モデルとは，地殻（or リソスフェ 地下深所の高温・高圧条件下で形成された変成岩類の上 アー）上層部が伸長により薄化することに伴い，アイソス 昇機構は，未だに議論の対象である．かつては，短縮場で タシーを保つために地殻下層部が相対的に上昇するという の衝上運動により地下深所のものが地表へ上昇するという ものである． 考えが主流であった．しかし，アイソスタシー（isostasy） 地殻（またはリソスフェア）は，海水中に浮かぶ氷山の に逆らって地下深所のものを上昇させる（＝位置エネル ようにマントル（またはアセノスフェア）の上にのってい ギーを与える）には，大変な仕事量を要する．傾斜方向の る．密度の大きいマントルの上に，密度の小さい地殻が 運動成分をもつ横すべり断層運動のみで変成岩を上昇させ のっており，全体として圧力の均衡がとれていると考えら – 72 – 第 11 話 変 成 岩 と 変 成 帯 た．ところが，今から約10,000年前頃に氷河が比較的急に 融けてなくなったため，氷河の荷重がなくなり，再びアイ ソスタシーが成り立つように地殻が隆起している．隆起の 速度は，10,000 年に 300 m ほどだという．同様な隆起は， 何らかの原因で地殻が薄くなる場所でも起こる． 合衆国西部のベーズン・アンド・レーンジ区（Basin and Range Province；第 11.8 図）は，文字通り山脈と山間盆地 が平行に繰り返す地区で，高い地殻熱流量やマントルの低 地震波速度が観測される．ここの地形を作る原因となって いるのは，大陸地殻の伸長・薄化をもたらした平行な正断 層群で，その変位により山脈と盆地が繰り返す（第 11.8・ 9 図）．薄化した大陸地殻の中核部には，地下深所の岩石 が顔を出している．この様に，非変成岩から成る地帯の中 核部に露出する変成岩類を，変成コア・コンプレックス （metamorphic core complex）と呼ぶ． 沈み込み帯の付加楔状体（accretionary wedge）中や横す べり断層（断層については，次回勉強します…）沿いでも， 伸長場が生じて地下深所の岩石が上昇すれば変成帯は上昇 しうる．日本では，中央構造線という横すべり断層を境 第11.9 図 伸長場における変成コア・コンプレックスの形成過程 マイロナイト帯およびそこから派生する正断層群の活動により 地殻の中～上部が伸長・薄化する．地殻が薄化すると，単位面 積当たりの地殻の荷重が軽くなるため， アイソスタシーで断層 下盤プレートの地下深所の変成岩類が隆起してくる． に，領家変成帯と三波川変成帯が接している．両変成帯の 上昇に，中央構造線の横すべり運動が関与した可能性は大 きい． 絞り出し（wedge extrusion）モデル 絞り出しモデルとは，沈み込み帯深所の変成岩類が沈み れている．氷山で例えたように，高い山脈では一般に地殻 込むプレートに沿って斜めに飛び出してくるとするモデル が厚く（≒氷山の根が深い），大洋底など低い地形の部分 である．このモデルは，世界の高圧変成帯の多くが，上盤 では地殻が薄い（≒氷山の根が浅い）．このような圧力の を正断層，下盤を逆断層によって画されるとする見解に基 均衡を，アイソスタシーと呼ぶ． づいており，海嶺，海台，大陸地殻など軽い物質の沈み込 氷河時代に厚い氷床で覆われていた地域では，このアイ みが上昇の要因であると考えるものである（第 11.10 図）． ソスタシーの実体を知ることができる．スカンジナビア半 このモデルは，最近脚光を浴びているが，高圧変成帯の上 島，グリーンランド，北米大陸北部などは，氷河時代に厚 盤・下盤の断層がともに観察できる例はほとんどないた い氷に覆われ，その状態でアイソスタシーが成り立ってい め，その正しさは十分検証されていない． 高圧変成岩類 中 浮揚 央 海嶺 の 性沈 み込 み 第 11.10 図 高圧変成帯の絞り出しモデル 高温で密度が比較的小さい中央海嶺の浮揚性沈み込み （buoyant ridge subduction） に伴い， 高圧変成岩類が沈み込み帯沿いに上昇するというモデル． 日本の三波川変成帯などで提唱される． 密度の小さな中央海嶺から上向きの “浮力” が作用すれば， 高圧変成岩類が上昇しそうだということは理解できる．