オフィオライ トかんらん岩の成因

地 学 雑 誌 98-3(1989)
オ フ ィオ ライ トか ん らん岩 の成 因
荒
Origin
井
章
司*
of Ophiolitic
Shoji
Peridotites
ARAI
Abstract
Origin
of spinel peridotites
of upper mantle derivation,
especially that of ophiolitic
peridotites, is discussed mainly on the basis of compositional relationship between olivine
(Fo content) and chromian spinel (Cr/(Cr+Al) atomic ratio=Cr* ratio). Spinel peridotites
are distributed in a relatively narrow band, the olivine-spinel mantle array, on the Fo-Cr*
plane. The olivine-spinel mantle array (=OSMA) may by a trend for residual peridotites
and have a fertile tip at Fo87, Cr*=0.08 and a refractory tip at Fo93, Cr*=0.95.Lherzolite
is distributed in a fertile part of the OSMA (Cr*<0.6)
and harzburgite, in a refractory part
(Cr*>0.4).
In a subsolidus stage, the Fo-Cr* relation in spinel peridotites
by temperature variation but is severely altered by a metasomatic process.
Mantle peridotites
is notaltered
from know tectonic settings are summarized as follows;
lherzolite
with Cr* of 0.6-0.1 (mostly 0.4-0.2) from the ocean floor, lherzolite with Cr*<0.4(mostly
around 0.1) from the oceanic hot spot, harzburgite-lherzolite
island arc or the marginal
0.8-0.4 from the fore-arc area.
with Cr* less than 0.2.
Olivine
and chromian
nearly primary magmas.
Subcontinental
spinel are also early precipitating
Variation
peridotite,
with Cr* of
upper mantle is mostly made up by lherzolite
phases from primary
of the Cr* ratio of chromian spinel monitored
Fo content of coexisting olivine makes a "fractionation
cumulative
with Cr* of 0.6-0.1 from the
basin (Japan island arcs), and harzburgite-lherzolite
on the Fo-Cr* plane.
The
which always contains chromian spinel, is directly correlated
with
its parental magma on the Fo-Cr* plane.
line"
or
by the
The residual peridotite for each magma suite could
be estimated by extrapolating a fractionation line back to the OSMA as follows; lherzo
lite with Cr*<0.6 (mostly 0.6 to 0.4) for MORB, lherzolite with Cr*<0.5 (mostly 0.5 to
0.2) for alkali basalts, harzburgite
0.7 for high-magnesia
lherzolite
for boninites, harzburgite with Cr* of 0.9-
andesites or high-magnesia,
with Cr*<0.7
intraplate tholeiites.
with Cr*>0.9
for arc subalkalic basalts,
The genetical consanguinity
high-silica
harzburgite
arc tholeiites,
harzburgite-
with Cr* of ca.
0.7 for
between residual peridotites and cumulate
or volcanic rocks within an ophiolite complex could be examined in terms of the Fo-Cr*
relationship.
*金
沢 大 学 理 学 部 地 学 教 室Department
of
Earth
―45―
Sciences
, Kanazawa
University
232
荒
井
章
司
I. は じ め に
典 型的 な オ フ ィオ ライ ト複 合 岩体 の最 下 部 は,か ん らん岩 が 占 めて お り,一 般 にマ ン トル相 で あ る と解
釈 され て い る(COLEMAN
1977の 総 括 を見 よ)。 ま た,造 山帯 ま たは 変 成 帯 に は,直 接 的 に オ フ ィオ ラ イ
トの メ ンバ ー で あ る こ とを示 さな い,さ
ま ざ まな か ん らん岩 体 も貫 入 して い る。 これ らの 岩体 の ほ とん ど
す べ て が,い わ ゆ る 固体 貫 入 岩体 で あ り,ア ル プ ス型(ア ル パ イ ン ・タ イ プ)か ん らん 岩 体 と総 称 され て
い る 。これ らの岩 石 は,変 質(特 に 蛇紋 岩 化)ま た は 変形 に よ り,一 般 に 火成 岩 とは程 遠 いみ か け を呈 して
い る こ とも あ って,そ の火 成 岩 的性 質 は十 分 に解 明 され て い な い。
この論 文 で は,か ん らん 岩 中 の残 留 初 生 鉱 物 の化 学 組 成 か ら,そ の火 成 岩 的性 質,特
マ か ら形 成 され た か を探 る試 み を行 う。 これ が成 功 す れ ば,火
活 動 した環 境(テ
に どの よ うな マ グ
山岩 の 化 学 組成 の特 徴 か ら,そ の マ グマ の
ク トニ ック ・セ ッテ ィ ン グ)が 推 定 され る の と同 様 に,か ん らん 岩 そ の もの か ら,そ れ
が 由来 した マ ン トル の 置 かれ て いた 環 境(テ
ク トニ ック ・セ ッテ ィン グ)が 読 み 取 れ る こ とに な り,各 方
面 に対 して益 す る と ころ が大 き いで あ ろ う。 な お,本 稿 で は,ア ル プ ス型 か ん らん 岩 と して 最 も重 要 な ス
ピネ ル か ん らん岩 の み を扱 う。 多 くの重 要 な マ グマ は,ス
れ て い る(例 えば,TATSUMI
et al.
ピネ ル かん らん 岩 の 領 域 で形 成(リ
リー ス)さ
1983)。
II. か ん らん 岩 の初 生 鉱 物 の サ ブ ソ リダス で の 二 次 的な 組 成 変 化
まず,変
かん らん 岩 の大 部 分 は,本 稿 の よ うな 目的 に は使 え な い 。特 に,蛇 紋 岩 の脱 水 分解 に よ っ て生
じた 変 か ん らん岩 で は,ク
ロム ス ピネ ル が か ろ う じて 残 留 して い る こ とが あ る が,か
初 生 的 な もの か ら著 し く変化 して い る こ とが あ る(ARAI
て も,高 温 でH2Oに
and HIRAI
ん らん石 の組 成 は,
1975)。 ま た,い わ ゆ る 変 か ん らん岩 で は な く
富 む 流 体 が作 用 した形 跡 の あ る かん らん 岩(例 え ば,流 体 包有 物 の レ リッ ク(ARAI
1985, HIRAI
and ARAI
1987)に 富 む かん らん 石 を含 む場 合)で は か ん らん石,ク
ネ ル の組 成 が 変化 して い る可 能性 が あ るの で(DUNGAN
and AVELALLEMAN
1977)注
ロム ス ピ
意 を要 す る で あ
ろ う。
か ん らん石 は,単
(OBATA
斜 輝 石,ク
et al.1974,EvANs
ロ ム ス ピネル との低 温 で のMg-Fe交
and FROST
1975)。 した が って,ク
トの か ん らん石 はサ ブ ソ リダ スで,そ れ ぞれFoに
乏 し くま たFoに
換 反 応 で そ の組 成 を 大 き く変 え る
リノパ イ ロ ク シナ イ トや ク ロ ミ タイ
富 む よ うに な る(ARAI
1980)。 か
ん らん 岩 は か ん らん石 に富 ん で い る た め,単 斜 輝 石 や ク ロム ス ピネ ル の ご く近 傍 以 外 の か ん らん石 は,高
温(ソ
リダ ス)時 の 組 成(Fo値)を
原 子 比(以 下,単 にMg比
て よい 。 また,当 然
保 って い る と して よ い(ARAI
と呼 ぶ)も,か
ん らん 石 のFo値
1980)。 斜 方輝 石 のMg/(Mg+Fe2+)
と同様 に,高 温 時 の値 を保 持 して い る と考 え
か ん らん岩 中 の単 斜 輝 石 や,ク ロ ム ス ピネ ル のMg比
は,ソ リダ ス時 の値 か ら大 き
く変化 す る 。
輝 石 類 のCa,AI,Cr含
OBATA
有 量 は平 衡 温 度 に著 し く依 存 して い る(例 え ば,BoYD
1976)。 ク ロ ムス ピネ ル のCr/(Cr+Al)原
子 比(以 下,単 にCr比
余 り変 化 しな い こ とが明 らか に され て い る(OZAWA
1986,ARAI
量 は,温 度 に よ り大 き く変 化 し,あ る種 の か ん らん岩 で は,ソ
(GREEN
and
RINGWOOD
and ScHAIRER
と呼 ぶ)は,サ
1988)。 た だ し,ク
1964,
ブ ソ リダ ス で
ロム ス ヒ。
ネルの
リダ ス近 くで 消失 して しま う可 能性 もあ る
1967)。 以 上 よ り,か ん らん石 のFo値
とク ロム ス ピネル のCr比
は ソ リダ
ス時 の 組 成 を保 持 して い る と考 え,こ れ らの値 に注 目 して 議 論 を進 め る こ と とす る 。 か ん らん石 とク ロム
ス ピネ ル は,超 マ フ ィ ッ ク岩 類 に き わ めて 普 遍 的 に 出現 す る の み な らず,マ
ン トル起 源 の 未 分 化(に 近 い)
マ グ マか らの初 期 晶 出物 と して も普 遍 的 で あ り,両 者 を比 較 す る上 に お い て も,大 変 便 利 で あ る。
III. か ん らん 石-ス
上 部 マ ン トル 起源 の か ん らん岩(か
ピネル マン トル 列
ん らん 石+斜 方 輝 石 ±単 斜 輝 石+ク
―46―
ロ ム ス ピネ ル;レ ー ル ゾ ライ ト
オ フ ィオ ライ トかん らん 岩 の成 因
ま た は ハ ル ツ バ ー ガ イ ト)
(A)
の か ん ら ん 石 のFo値
とク
ロ ム ス ピ ネ ル のCr比
をプ
ロ ッ トす る と,比
233
(B)
較的狭 い
帯 状 の 領 域 を 占 め る(ARAI
1987,第1図)。
この 領域
をARAI(1987)に
従 い,
かん らん 石 一 ス ピネル マ ン
トル 列(olivine-spinel
ntle array)(以
と略 す)と
ma-
下,OSMA
呼ぶ 。 こ こ で注
目 す べ き こ と は1)ア
ル カ
リ玄 武 岩 な ど の 捕 獲 岩 と し
て 産 す る も の と,ア
ル プス
型 か ん ら ん 岩 で は,分
偏 り こ そ あ れ,ほ
布の
ぼ同一の
第1図 ト レ ン ド を 示 す こ と,2)
OSMAのCr比0.6以
下の 部分 はほ
ぼ レ ー ル ゾ ラ イ トに よ っ て
占 め ら れ る 。 す な わ ち,
OSMAに
お い て,レ
ール
ゾ ラ イ トか らハ ル ツ バ ー ガ
イ トへ の 変 化 は 比 較 的 シ ャ
ー プ で あ る 。 こ こ で,レ
ル ゾ ラ イ ト,ハ
ー
ル ツバ ー ガ
イ トの 境 界 は 普 通 採 用 さ れ て い るIUGSの
比0.1に
と ク ロム ス
関係
も の(単
斜 輝 石5体
積%)で
は な く,単
斜 輝 石/全
輝石体積
置 く(ARAI,1984)。
か ん ら ん 岩 が マ ン トル 交 代 作 用 を 受 け た 場 合,OSMAか
い る(ARAI
1987,GoTo
成 さ れ た 場 合 も,Alス
and
ま た,サ
らFoに
お け る 位 置 とモ ー ド組 成 に は,き
1988MS)。OSMAのFo,Crに
も報 告 さ れ て い る が,(代
らCr比
物が形
に富 む 方 向 にず れ る こ
表 的 な 例 と して,WILKINSON
and
の 端 は,ほ
BINNS
富 む マ グ マ な ど に 汚 染 さ れ た も の で あ る(ARAI
で あ る よ う に 見 え る(第1図)。
し た が っ て,リ
度 をfertileな
でFO=87以
ロム ス
輝 石 体 積 比 が 単 調 に 増 加 す る(TAKA-
の 端 は 不 明 で あ る 。 非 常 にFoに
述 べ られ て い る よ う に,OSMA内
Fo=87-88,Cr比=0.08程
ピネ ル 以 外 のA1-Cr鉱
わ め て 良 い 相 関 が あ る 。 す な わ ち,ク
富 む(refractoryな)方
乏 し い(fertile)方
ら ん 岩 が,Feに
乏 し い 方 向 に ず れ る こ と が 知 られ て
ブ ソ リ ダ ス で,ス
が 減 少 す る に つ れ て 全 輝 石 量 お よ び 単 斜 輝 石/全
で あ る が,Fo,Crに
ARAI(1987)に
1987)。
1988MS)。
か ん ら ん 岩 のOSMAに
ピネ ル のCr比
ARAI
ピ ネ ル 成 分 が 選 択 的 に 消 費 さ れ る た め,OSMAか
とが あ る(TAKAHASHI
HASHI
子 比)の
Fig. 1 Relationships between the Fo content of olivine and the
Cr/(Cr+Al)
atomic ratio of chromian spinel (=Cr ratio)
in mantle-derived peridotites
The narrow region where the mantle peridotites are
distributed is called the "olivine-spinel
mantle array
(=OSMA)"
(ARAI 1987). Open circle, harzburgite.
Closed circle, lherzolite. The boundary between harzburgite and lherzolite is placed at the volume ratio of clinopyroxene/total pyeoxenes=0.1.
(A) Xenolithic peridotites in alkali basalts except for Japanese ones. (B) Alpine-type peridotites.
の 部 分 は ほ ぼ ハ ル ッバ ー ガ
イ ト,0.5以
マ ン トル 起 源 の か ん ら ん 岩 の か ん ら ん 石 のFo値
ピ ネ ル のCr比(Cr/(Cr+Al)原
上
ぼFo=93.5,Cr比=0.95
乏 し い(80前
1977),そ
1987,GOTO
後)か
ん らん 岩
れ らの一 部 は通 常 の か ん
and
ARAI
1987)。
下 の マ ン トル か ん ら ん 岩 は き わ め て ま れ
ソ ス フ ェ ァ 内 の 主 要 な か ん ら ん 岩 に 関 し て は,OSMAは
端 と す る と し て よ い(ARAI
―47―
1987)。
こ の付 近 の か ん らん 岩 の
荒
234
井
章
司
全 岩化 学 組 成 は,パ イ ロライ トの組 成 とほ ぼ一 致 す る(ARAI
1987)。
OSMA内
の か ん らん岩 の化 学組 成(Fo値,Cr比)お
モ ー ド組 成 の変 化 よ り,OSMAは
よび
溶 り残 りかん らん 岩 の トレ
ン ドを表 す 可 能 性 が示 唆 され る 。 す な わ ち,Fo=88,Cr比=
0.08付 近 の か ん らん岩 か ら,さ ま ざま な程 度 に マ グマ を取 り去
る と,溶 け残 りかん らん 岩 はOSMAをFo値,Cr比
に 富
む方 向 に た どるで あ ろ う。 この こ とは,JAQUES
(1980)の
実験 結 果 か らも 支 持 さ れ る。 彼 らは,Tinaquillo
(ヴ ェ ネ ズ エ ラ)の
レー ル ゾ ライ ト(ほ ぼパ イ ロ ライ トの 全 岩
組成 を 持 つ)か ら,40%の
第2図
Tinaquilloレ
ール ゾ ライ
ト を 部 分 融 解 した 時 の 溶
け残 りか ん らん石 と ク ロ
ム ス ピネ ル の 組 成 変 化
(JAQUES
1980の
Fig. 2
and
GREEN
結 果 を プ ロ ッ ト)
Pressure-dependent compositional
trajectories
of residual olivine and
chromian spinel in partial melting run products from a Tinaquillo
lherzolite (JAQUES and
GREEN 1980)
Arrows indicate the
directions of increase of
the degree of partial
melting.
and GREEN
か ん らん石 を除 い た も の を無 水 で5
か ら15kbの
圧 力 下 で部 分 融 解 した 。 彼 らの 公 表 し た溶 け残 り
物 質 のFo値
とCr比
を第2図 に 示 す 。 彼 らの 実 験 はOSMA
を み ご とに再 現 して い る と言 っ て よ い 。 こ の よ うに,溶 け残 り
か ん らん岩 の トレン ドはOSMAと
一 致 す る 。 た だ し,い まの
と ころ,溶 け残 りか ん らん岩 の トレン ドは,OSMAと
分 条 件 に過 ぎ な い と しか 言 え な い 。OBATA
(1987)は,有
and
して 十
NAGAHARA
名 な北 海 道,日 高 帯 の 幌 満 か ん らん岩 類 は,溶
け残 りか ん らん岩 と メル トが さ ま ざま な割 合 で混 合 され た も の
で あ る と した。一 方,最 近 のTAKAHASHI
(1988MS)の
に よれ ば,幌 満 か ん らん 岩類 の一 部(Cr比,0.7-0.1の
バ ー ガ イ トー レー ル ゾ ライ ト)は,極
研究
ハル ツ
め て 美 し くOSMAに
収 ま って しま うか らで あ る 。
わ れ われ は,も と よ り任 意 の 場所 の 上部 マ ン トル か ん らん岩
を入 手 す る こ と はで きな い わ け で あ る が,火 山 岩 の 捕 獲 岩 も し
くは ア ル プ ス型 岩 体 と して 得 られ る マ ン トル か ん らん岩 は,十
分,最 上部 マ ン トル を代 表 して い る と し よ う。 言 い 換 え る と,
ス ピネ ル か ん らん岩 の安 定 領域 で生 ず る あ らゆ る種 類 の マ グマ
の溶 け残 り物 質 を,わ れ わ れ は手 に入 れ る こ とが で き る と仮 定
し よ う。
IV. 既 知 の セ ッテ ィン グ に 由来 す る マン トル か ん ら ん岩
さて,一
般 に オ フ ィオ ライ トか ん らん岩 を 含 む ア ル プ ス型 か ん らん岩 は,そ
れ が 由来 した テ ク トニ ッ
ク ・セ ッテ ィ ン グが 不 明 で あ る(少 な くと も論 議 の対 象 に な る こ とが多 い)。そ れ らの 由来 を議 論 す るた め
に は,出 所 の 明瞭 な マ ン トル かん らん 岩 の性 質 を,整 理 し理 解 して お く必 要 が あ る。
海 洋 底 を構 成 す るか ん らん岩 の性 質 は,オ
フ ィオ ライ トか ん らん岩 の 由来 を検 討 す る うえ で,特
で あ る。 海 洋 底 の か ん らん 岩 は 今 ま で の と ころ,主
と して大 西 洋,イ
0.6-0.1の 間 に収 ま るが,特 に0.4-0.2程 度 の もの が 多 い(DlcK
に重 要
ン ド洋 か ら得 られ て い る。Cr比
and BuLLEN
は
1984)。 した が っ て ,ほ と
ん どの も のが レー ル ゾ ライ トで あ る(第3図)。
ハ ワ イ,タ
ヒチな どの 海 洋 ホ ッ ト ・ス ポ ッ ト下 の マ ン トル かん らん 岩 は,強
岩 と して得 られ る(SEN
Cr比0.1前
1987,TRACY
1980)。 お しな べ て,Cr比0.4以
後 の もの が 圧 倒 的 に 多 い(第3図)。
―48―
ア ル カ リ ・マ グマ 中 の 捕 獲
下 の レール ゾ ライ トで あ る が,
オ フ ィ オ ラ イ トか ん ら ん 岩 の 成 因
島弧 域 の マ ン トル か ん らん岩 で あ る可 能 性
235
B)
A)
の 高 い もの として,日 本 列 島 に お いて 得 られ
る捕 獲岩 が あ る。 た だ し,そ れ らの多 くは,
日本 海 沿 岸 域 で得 られ るた め,典 型 的 な 島弧
の マ ン トル物 質 で あ るか ど うか 問題 で あ る。
日本 列 島 の マ ン トル かん らん 岩 のCr比
少 数 の 例 外 を除 いて,0.6-0.1の
る(第3図)。
は,
範 囲 に収 ま
多 くが レール ゾ ライ ト で あ る
が,Cr比0.4以
上 の もの に は,ハ ル ツバ ー ガ
イ トも含 まれ る 。 た だ し,日 本 列 島 の マ ン ト
ルか ん らん岩(特
に 目潟,黒 瀬 の もの)は,
全 体 に,OSMAのFoに
乏 し い部 分 に プ ロ
ッ トされ る(第3図)。
これ が,島
D)
C)
弧マ ン ト
ル かん らん岩 の一 般 的 な特 徴 で あ るか ど うか
は,デ ー タ不 足 の た め不 明 で あ る。 最 近,
OZAWA
(1988)に
よ って,島
弧 の マ ン トル
か ん らん 岩 で あ る とされ た宮 守 オ フ ィオ ラ イ
トのハ ル ツバ ー ガ イ トー レー ル ゾ ライ トは,
同一Cr比
で比 べ て,日 本 列 島の もの よ りFo
値 に富 ん で い る(す な わ ち,通 常 のOSMA
内 に収 ま る)(第3図)。
マ リア ナ海 溝 や トン ガ海 溝 の 陸側 斜面 で ド
レッ ジ され た か ん らん 岩 類 は,前
弧 域 の 上
部 マ ン トル 物 質 で あ ろ う(BLOOMER
HAWKINS
1983, BLOOMER
and
and
第3図 FISHER
ら ん 岩 の か ん ら ん 石(Fo値),ク
ネ ル(Cr比)の
1987)。 ハ ル ツバ ー ガイ ト か ら レール ゾ ライ
トで,Cr比
Fig. 3
は0.8か ら0.4で あ る(第3図)。
ア ル カ リ玄武 岩 中 の 捕獲 岩 と して得 られ る
か ん らん岩 の多 くは,大 陸 地 域 の上 部 マ ン ト
ル 物 質 で あ ろ う。 ハ ル ツバ ー ガ イ トも少 量 存
在 す る が,多
くの もの は レール ゾラ イ ト(Cr
比0.2以 下 の もの が70%近
くを 占 め る)で あ
る(第1図)。
V. 初 生 マ グ マか ら晶 出す る か ん ら ん
石,ク
ロム ス ピネ ル の 組 成
か ん らん 石,ク
か ん らん岩(=溶
ロム ス ピネ ル は,マ
ン トル
ロム ス ピ
組成関係
Upper mantle peridotites from known
tectonic settings in terms of the Fo-Cr
relationship.
The OSMA is shown by the region
between broken lines. (A) Present-day
ocean floors (the Indian and the Atlantic
Oceans). (B) Oceanic hot spots (Hawaii
and Tahiti).
(C) Japan island arcs.
(D) Fore-arc regions (arc-side slopes
of the Tonga and the Mariana Trenches). Dotted lines with arrowheads in
the OSMA indicate the ranges of peridotites deduced from reported Cr ratios.
け残 りか ん らん 岩)の み な らず,上 部 マ ン トル で形成 され る マ グ マ か ら の 初 期 晶 出物
(ほぼ リキ ダ ス鉱 物)と
して も きわ めて 普 遍 的 で あ る 。 あ る マ グ マの 一 連 の分 化 物 を丹 念 に追 う と,マ
マ の分 化 に伴 う ク ロム ス ピネ ル の組 成(特 にCr比)の
る か ん らん 石 のFo値
化 を,Fo値-Cr比
既 知 の セ ッ テ ィ ン グ に 由 来 す マ ン トル か ら
変化 を知 る こ とが で き る 。 分 化 の 程 度 は,共 存 す
に よ って知 る 。 こ の よ うに して 得 られ た,マ
図 上 に 記 した もの を,"分
グマ の分 化 に伴 うFo値,Cr比
化 曲線"と 呼 ぼ う(第4図)。
―49―
グ
分化 曲線 は,火
の変
山岩,集 積
236
荒
第4図 マ グ マ の 分 化 に 伴 う,か
井
章
司
ん らん
石 とク ロム ス ピネ ル の組 成 変 化
("分 別 曲 線")
Fig. 4
岩 に つ い て得 られ るが,い
て,出 発 点 が高Crの
5
A possible
some
た は そ のFoに
of
magmas
within
乏 しい 近 傍)よ
場 合 は,右
1988)
assignment
primary
peridotites
MA
ず れ の場 合 もOSMA(ま
す な わ ち,ク ロ ムス ピネ ル のCr比
OSMA内
に お け る,溶
け
残 り か ん ら ん 岩 と初 生 マ グ
マ の 対 応(ARAI
Fig.
場 合 は,や や 右 下 が りの,低Crの
い の で あ る。 た だ し,ク
(例 え ば,ARAI
第5図
Fo-Cr ratio variation trends
("fractionation
lines")
in
volcanic rocks during magmatic differentiation
Note that the fractionation
lines, inclining upwards or
downwards when the starting
point is low-Cr or high-Cr
respectively, are traceable back
to the OSMA.
to
the OS-
り派 出 す る 。 そ し
上 が りの傾 向 が あ る(第4図)。
は,予 想 に反 して,マ グマ の 分化 と と もに,単 調 減 少 す る とは限 らな
ロ ム ス ピネ ル のFe3+/(Cr+Al+Fe3+)比
and TAKAHASHI
とTi含
有量 は ほぼ 単調 に 増加す る
1987)。
VI. 溶 け 残 りか ん らん 岩 の 推 定
分 化 曲線 の 出 発 点 の,OSMA内
にお け る位 置 の違 い は,そ れ らを も た ら した初 生 マ グ マ の溶 け残 りか
ん らん 岩 の 違 いに 由来 す る もの と考 え られ る。な ぜ な らば,溶 け残 りか ん らん 岩 か ら分離 した マ グマ か ら,
た だ ち に晶 出 した か ん らん石,ク
ロム ス ピネル は,溶
い る はず であ るか らで あ る。 た だ し,マ
グマ が,溶
け残 りか ん らん 岩 の 同 じ鉱 物 と同 様 の組 成 を有 して
け残 りか ん らん 岩 か ら分 離 され た 位 置 よ りか な り浅所
でか ん らん 石,ク ロム ス ピネ ル を 晶 出 した場 合,そ れ らの組 成,特 に ク ロ ム ス ピネ ル のCr比
は,溶 け残 り
かん らん 岩 の もの とは か な り異 な る可 能性 もあ る 。 こ の 点 は実 験 岩 石 学 的 に 解 決 す る必 要 が あ る。 分 化 曲
線 をOSMAま
で逆 にた ど り,各 種 の マ グマ の溶 け残 りか ん らん 岩 を 推 定 して み る。 結 果 を 第5図 に 示
す 。 なお,DICK
and BULLEN(1984)も,同
い るが,彼 らは,Cr比
様 な 目的 で,火 山 岩 中の ク ロ ム ス ピネ ル のCr比
の 変 化 を共 存 す るか ん らん 石 のFo値
か で あ る。ア ル カ リ玄武 岩 はCr比0.5以
下(特 に0.5-0.2)の
―50―
を検 討 して
で モ ニ ター して お らず,そ の 結 論 は よ り不確
レー ル ゾ ライ トを,MORBはCr比0.6以
下
オ フ ィ オ ライ トかん らん 岩 の成 因
(特 に0.6-0.4)の
主 と し て レ ー ル ゾ ラ イ トを 溶 け 残 り か ん らん 岩 と す る 。 前 弧 域 を含 め た 島 弧 で 生 じ うる
マ グ マ の 溶 け 残 り か ん ら ん 岩 は,き
わ め て 変 化 に 富 む 。 ボ ニ ナ イ トはCr比0.9以
高 マ グ ネ シ ア 安 山 岩 や 高 マ グ ネ シ ア ・高 シ リ カ 玄 武 岩(例
ア=ニ
ュ ー ギ ニ ア の マ ナ ム 火 山 の も の)で
ル カ リ玄 武 岩 で は,Cr比0.7以
に,第
237
え ばJOHNSON
は,Cr比0.9-0.7の
上 の ハ イ ツバ ー ガ イ ト,
et al.(1985)の
ハ ル ツ バ ー ガ イ トを,一
報 告 したパ プ
般 的 な 島弧 の非 ア
下 の ハ ル ツ バ ー ガ イ トー レ ー ル ゾ ラ イ トを 溶 け 残 りか ん ら ん 岩 とす る 。 特
四 紀 東 北 日本 弧 の フ ロ ン ト沿 い の ソ レ ア イ トの 溶 け 残 りか ん ら ん 岩 は,Cr比0.4以
イ トと 推 定 され る の が 注 目 さ れ る 。DICK
Cr比0.4以
and
BULLEN(1984)は,島
上 の ハ ル ツ バ ー ガ イ トで あ る と して い る 。 ハ ワ イ(海
地 玄 武 岩)な
はTiに
ど の プ レ ー ト内 ソ レ ア イ トは,Cr比0.7前
富 む)を
後 の ハ ル ツ バ ー ガ イ ト(た
よ う な),縁
海(あ
る い は 背 弧 海 盆)お
ー タ が 不 十 分 な た め 不 明 で あ る 。 た だ し,緑
り,MORBの
あ り(DICK
た め,溶
洋 ホ ッ ト ・ス ポ ッ ト)や
デ カ ン高 原(台
だ し,ク
ロム ス ピネル
溶 け 残 り か ん ら ん 岩 と す る だ ろ う。
陸 上 の リ フ ト帯(Afarの
岩 は,デ
下 の レール ゾ ラ
弧 マ グ マ の 溶 け 残 りか ん ら ん 岩 は,
も の と そ う 変 わ ら な い(DICK
and
BULLEN
and
1984),MORBの
よ び 海 台 の 玄 海 岩 の 溶 け 残 り か ん らん
海 玄 武 岩 の ク ロ ム ス ピ ネ ル のCr比
BULLEN
1984)。
も の よ り明 ら か に 高 い 。 こ れ ら の 場 合,分
け 残 り か ん ら ん 岩 は 特 定 で き な い 。 し か し,緑
海 台 玄 武 岩 の 場 合 は ハ ル ツ バ ー ガ イ トを,溶
は0.6-0.3で
海 台 玄 武 岩 で は,同
あ
比 は0.8-0.5で
別 曲線 が不 明 な
海 玄 武 岩 は 単 斜 輝 石 に 乏 し い レ ー ル ゾ ラ イ トを,
け 残 り か ん らん 岩 と す る 可 能 性 が 高 い 。
VII. オ フ ィ オ ラ イ トか ん ら ん 岩 の 成 因
オ フ ィオ ライ ト岩 体 基 底 部 をな す か ん らん岩 体 を含 む,ア
MA内
でCr値0.95-0.08の
し て い る(第1図)。
こ れ は,か
が ほ と ん ど レー ル ゾ ラ イ ト(特
値90前 後 の も の)で
TEX(1969)に
る 。 一 つ は,い
ず,主
ん らん岩 捕獲 岩
にCr比0.1,Fo
あ る の と対 照 的 で あ る 。 ア ル
プ ス型 か ん らん 岩 体 をJACKSON
(1972),DEN
ル プ ス型 か ん らん 岩 体 の か ん らん 岩 は,OS-
間 に ほ ぼ一 様 に分 布
and
THAYER
従 い,二
分 して み
わ ゆ る オ フ ィ オ ラ イ ト層 序 を 示 さ
と して レ ー ル ゾ ラ イ トよ り な る 岩 体 を な す
も の で,レ
ー ル ゾ ラ イ ト ・サ ブ タ イ プ ま た は ル ー
ト ・ゾ ー ン と総 称 さ れ る も の で あ る 。 他 は,し
ば
し ば オ フ ィ オ ラ イ ト複 合 岩 体 の 基 底 部 を な し,ハ
ル ツ バ ー ガ イ ト ・サ ブ タ イ プ ま た は 狭 義 の オ フ ィ
オ ラ イ ト型 と呼 ば れ る も の で あ る 。 た だ し,こ
分 類 は,厳
密 で は な く,あ
あ る 。 以 前 か ら,前
and
第6図 くま で便 宜 的 な もの で
JACKSON
ゾ ー ン か ん らん 岩 は,お
1972)。
お む ねCr比0.5以
レ ー ル ゾ ラ イ トで あ る(第6図)。
図 に 幌 満 岩 体 の デ ー タ を 加 え る と,ル
ン か ん ら ん 岩 類 に は,Cr比0.7の
Fig. 6
ー ト ・ゾ ー
後 の も の(例
え ば,
―51―
ん ら ん 岩"の
白 丸:ハ
ル ツ バ ー ガ イ ド;黒
ー ル ゾ ラ イ ト。
下 の,
ハ ル ツバ ー ガイ
た はハ ル ツバ ー
か
ん ら ん石 の ク ロム ス ピネ ル の組 成 関 係
ルー ト・
トま で 含 ま れ る こ と に な る 。 ル ー ト ・ゾ ー ン か ん
らん 岩 の う ち,Cr比0.1前
イ ト ・サ ブ タ イ プ)か
え
し か し,第6
"オ フ ィ オ ラ イ ト(ま
ガ イ ト ・サ ブ タ イ プ)か ん ら ん 岩"と
"ル ー ト ・ ゾ ー ン(ま た は レ ー ル ゾ ラ
者 の も の は 大 陸 下 の マ ン トル
後 者 は 海 洋 下 の マ ン トル と解 釈 さ れ て き た(例
ば,NICOLAS
の
丸:レ
Olivine-spinel compositional relationships in ophiolitic (or harzburgite
subtype) and root-zone (or lherzolite
subtype) peridotites
Symbols are the same as those in
Fig. 1.
238
荒
AlpsのBalmuccia,Baldissero岩
井
章
体 の も の)は,種
司
々 の 記 載 岩 石 学 的 性 質 の 上 で ア ル カ リ玄 武 岩 中 の 捕 獲
岩 と して 得 ら れ る か ん らん 岩 と き わ め て 類 似 し て お り(ARAI1988),NICOLAS
の 解 釈 と調 和 的 で あ る 。 オ フ ィ オ ラ イ ト型 か ん ら ん 岩 は,Cr比0.2以
イ トよ りな る(第6図)。OSMA内
でCr比0.95ま
and
JACKSON
(1972)
上 の レ ー ル ゾ ラ イ トー ハ ル ツ バ ー ガ
で ほ ぼ 一 様 に 分 布 し て い る が,Cr比0.5前
後 の,ハ
ル
ツ バ ー ガ イ トに 近 い レ ー ル ゾ ラ イ トが 最 も 普 通 で あ る 。
さ て,第6図
を 第3,5図
と対 比 す れ ば,ア
ル プ ス型 か ん らん 岩 類 の 成 因 が 概 観 で き る 。例 え ば,Cr比
0.6以 上 の ハ ル ツ バ ー ガ イ トを 含 む よ う な か ん ら ん 岩 体 は,MORBの
図),通
常 の 海 洋 底 の 上 部 マ ン トル(第3図)で
refractoryな
ハ ル ツ バ ー ガ イ トを 含 む 岩 体(例
ア ・オ フ ィ オ ラ イ ト(ENGLAND
and
え ば,幌
DAVIES
溝 陸 側 斜 面)で
KINS
1983,BLOOMER
and
FISHER
け 残 りか ん らん 岩(残
留 岩,refractory
な わ ち,溶
オ フ ィ オ ラ イ ト(ENGLAND
ん 岩 体(オ
and
DAVIES
(DUNCAN
and
井1988)。
1987,荒
井1988)。
1985)で
1980)で
は,溶
ル ツ バ ー ガ イ ト(ま
たは
様 の 関 係 が 示 唆 され る 。 有
部 熔 岩)は,ほ
の 出 発 点 はFo値=92-93,Cr比=0.7-0.8付
ぼ同 一
近 である
く0.6の ハ ル ツ バ ー ガ イ トー レ ー ル ゾ ラ イ トで あ る
積 岩,噴
洋 底 の か ん らん 岩(す
出 岩 は,Fo値-Cr比
か ら見
マ グ ネ シ ア ・高 シ リ カ 玄 武 岩)
な わ ちMORBの
溶 け 残 り)的
ル ー ドス ・オ フ ィ オ ラ イ トの 溶 け 残 りか ん ら ん 岩 と集 積 岩,噴
であ
出 岩 は,
レ ゴ ン の キ ャ ニ オ ン マ ウ ン テ ン ・オ フ ィ オ ラ イ ト(HIMMELBERG
も 同 様 の こ と が い え る(荒
け 残 り か ん ら ん 岩 はCr比0.7以
ム ス ピ ネ ル のCr比
が 一 致 し,同
た は 高 マ グ ネ シ ア 安 山 岩,高
け 残 り か ん らん 岩 は,海
し た が っ て,ト
も,ハ
トル ー ドス で は,集
ニ ナ イ ト(ま
成 因 的 に 無 関 係 で あ る 。 ア メ リ カ,オ
LONEY
有 し,そ
な
夜 久 野 オ フ ィ オ ラ イ ト(ISHIWA-
積 岩 お よ び 噴 出 岩 の 一 部(上
け 残 りか ん ら ん 岩 は,Cr比
源 で は な く,ボ
起 源 で あ る 。 一 方,溶
and
1981)や
ダ ナ イ トで,Fo値,Cr比
に 関 す る)を
GREEN
て もMORB起
し成
因 的 つ な が りが 予 想 さ れ る 。 三 郡 ・山 口 帯 の 諸 か ん ら
名 な キ プ ロ ス の トル ー ドス ・オ フ ィ オ ラ イ トで は,集
る(荒
溶 け 残 り か ん ら ん 岩 と 集 積 岩 が,も
が 等 し くな る はず で あ る。東 部 ∼北 部 パ プ アの
1973,JAQUES
が 一 致 し,成
単 斜 輝 石 に 乏 し い レ ー ル ゾ ラ イ ト)と
一 方,溶
積 岩(cumulate),
稿 で 多 用 し て い るFo値-Cr
フ ィ オ ラ イ トの 一 部 で は な く独 立 し た 岩 体)(ARAI1980)で
(荒 井1988)。
HAW-
り残 りか ん ら ん 岩 と平 衡 に あ っ た マ グ マ か ら 集 積 岩 が 形 成 され た)の
は 両 者 のFo値,Cr比
の 分 別 曲 線(Fo値,Cr比
and
residue,restite),集
井1988)。
り残 りか ん ら ん 岩 と 最 初 期 集 積 岩 のFo値,Cr比
1985)で
マ グ ネ シ ア 安 山 岩,高
弧 ま た は 島 弧 の マ ン トル 物 質 で あ ろ う 。 実 際,前
ん ら ん 石 と ク ロ ム ス ピネ ル を 含 む 各 種 の 火 成 岩 よ りな り,本
因 的 に 関 係 が あ る(す
TARI
ニ ナ イ ト,高
パ プ
1987)。
比 図 を 使 っ て そ の 成 因 を 考 察 す る の に 適 して い る(荒
ら ば,溶
ど)は,ボ
わ めて
1985)や
は そ の よ うな ハ ル ツバ ー ガ イ トが 得 られ て い る(第3図:BLOOMER
オ フ ィ オ ラ イ トは,溶
噴 出 岩 な ど,か
上 の,き
加 内 オ フ ィ オ ラ イ ト(ISHIZUKA
1973)な
マ グ ネ シ ア ・高 シ リ カ 武 武 岩 マ グ マ の み と共 存 で き,前
弧(海
溶 け 残 り物 質 で は あ り え ず(第5
は な い こ と が わ か る 。 特 に,Cr比0.8以
も0.4-0.6でMORB的
井1988).北
海 道 の 幌 加 内 オ フ ィ オ ラ イ ト(ISHIZUKA
上 で あ る の に 対 し て,噴
で あ る)(ISHIZUKA
イ トの 噴 出 岩 の 溶 け 残 りか ん ら ん 岩 は,同
1981)。
出 岩 はMORB的
し た が っ て,幌
で あ る(ク
ロ
加 内 オ フ ィオ ラ
オ フ ィ オ ラ イ トの ハ ル ツ バ ー ガ イ トで は あ り え な い こ と に な
る。
か ん ら ん 石 のFo値
と ク ロ ム ス ピネ ル のCr比
の 組 成 等 を 組 み 合 わ せ れ ば,さ
本 稿 の 内 容 に 関 し て 高 橋 栄 一(東
会 を 通 じ て,い
の ほ か に,ク
ロ ム ス ピ ネ ル のTi,Fe3+含
有 量,単
斜輝石
氏 を 初 め と す る 多 く の 人 々 に は,種
々 の機
らに詳 細 な議 論 が 可 能 とな ろ う。
工 大),小
沢 一 仁(東
ろい ろ議 論 を して い た だ い た。
―52―
大)両
オ フ ィ オ ラ イ トか ん ら ん 岩 の 成 因
239
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