むかわ町穂別博物館研究報告第 32 号（2017 年 3 月）43—58 頁

The Bulletin of the Hobetsu Museum, no.32 (Mar., 2017), p. 43–58

北海道穂別富内地域の上部白亜系函淵層（蝦夷層群）に見られる海緑石
Glauconite from the Upper Cretaceous Hakobuchi Formation (YezoGroup) in Tomiuchi area, Hobetsu, Hokkaido, northern Japan楠橋

直 Nao Kusuhashi

愛媛大学大学院理工学研究科，愛媛県松山市文京町 2-5
Graduate School of Science & Engineering, Ehime University, 2-5 Bunkyo-cho, Matsuyama, Ehime 790-8577 (Email: nkusu@
sci.ehime-u.ac.jp)

西村

智弘 Tomohiro Nishimura

むかわ町穂別博物館，北海道勇払郡むかわ町穂別 80-6
Hobetsu Museum, 80-6 Hobetsu, Mukawa Town, Hokkaido 054-0211

大藤弘明 Hiroaki Ohfuji

愛媛大学地球深部ダイナミクス研究センター，愛媛県松山市文京町 2-5
Geodynamics Research Center, Ehime University, 2-5 Bunkyo-cho, Matsuyama, Ehime 790-8577

皆川

鉄雄 Tetsuo Minakawa

愛媛大学大学院理工学研究科，愛媛県松山市文京町 2-5
愛媛大学ミュージアム，愛媛県松山市文京町 3
Graduate School of Science & Engineering, Ehime University, 2-5 Bunkyo-cho, Matsuyama, Ehime 790-8577
Ehime University Museum, 3 Bunkyo-cho, Matsuyama, Ehime 790-8577

齊藤

哲 Satoshi Saito

愛媛大学大学院理工学研究科，愛媛県松山市文京町 2-5
Graduate School of Science & Engineering, Ehime University, 2-5 Bunkyo-cho, Matsuyama, Ehime 790-8577

前田晴良 Haruyoshi Maeda
九州大学総合研究博物館，福岡県福岡市東区箱崎 6-10-1
The Kyushu University Museum, Hakozaki 6-10-1, Higashi-ku, Fukuoka 812-8581

Abstract“Glauconite”-bearing beds have been reported from various areas/horizons of the Cretaceous Yezo Group in
Hokkaido and Sakhalin. Despite its significance especially in sedimentology, “glauconite” within most of these beds has
not identified mineralogically, but the term is usually used as a field name of green minerals. In this study, the authors
mineralogically examined green grains within a “glauconite-bearing sandstone bed” in the Upper Cretaceous Hakobuchi
Formation (Yezo Group), Tomiuchi (Hetonai) area, Hobetsu, Hokkaido. Results of analyses by means of X-ray
diffraction, scanning electron microscope-energy dispersive X-ray spectrometry, and electron probe microanalyzerwavelength dispersive X-ray spectrometry, as well as field, polarized microscopic, and scanning electron microscopic
observations demonstrate that the green grains are true glauconite.
Keywords: Cretaceous, glauconite, Hakobuchi Formation, Tomiuchi (Hetonai) area, Yezo Group(2016 年 11 月 24 日受付 , Recieved 24 November 2016）

I はじめに的縁辺部の水深 60 m から 550 m に多く見られるとしている ) において，堆積速度が遅い条件下で海緑石は緑色の雲母族の粘土鉱物で，比較的主に形成されると考えられており ( 例えば , Odin

浅い海 ( 例えば，Odin and Fullagar, 1988 は非活動

and Matter, 1981; Odin and Fullagar, 1988; Amorosi,©2017 By the Hobetsu Museum

43

楠橋

直ほか

1997)，地層中にもしばしば密集した状態で産出

穂別富内 ( 図 1b 周辺 ) から北西へ約 7 km の中穂することが知られている ( 例えば , 三木 , 1986)．

別 ( 現在のキウス ) までの間のいずれかの産地か

その形成条件や産状から，海緑石はコンデンス

ら得た含海緑石砂岩について偏光顕微鏡下で観察セクションを認定する一つの証拠とされる (Baum

し，海緑石であると述べているが，それ以上の分

and Vail, 1988; Loutit et al., 1988; Vail et al., 1991;

析はおこなっていない．そのため彼らの記載したKitamura, 1998; Amorosi and Centineo, 2000)． そ の海緑石が本当に海緑石であるかどうかはわかってため，海緑石は堆積学的に重要な鉱物である．

いなかった．

サハリンから北海道に分布する前弧海盆堆積物

本 研 究 で は 富 内 地 域 の Loc. H20 (Matsumoto,である白亜系蝦夷層群 (Okada, 1983; Takashima et1942) ( 図 1b) の緑色砂岩を試料として用いた．こal., 2004; Shigeta and Maeda, 2005) ( 図 1a) には，北の緑色砂岩は本地域函淵層の IVb 部層最下部を西太平洋における白亜紀中期～末の多種多様な情構成し，IVa 部層最上部の夾炭層の直上に位置す

報が残されており，多くの岩相層序学的・生層序る．同砂岩は中粒から極細粒砂サイズの砕屑粒子学的研究が進められてきた．蝦夷層群は浅海からからなり淘汰は良くない．Loc. H20 では 2 枚の正

沖合いの珪質砕屑物から主に構成され，各地から級化する緑色砂岩層が重なっており，下位の緑色“ 海緑石 ” が報告されてきた．これまでに “ 海緑砂岩層の最上部には，Skolitos isp. のような生痕が石 ” の報告された地域としては例えば，サハリン

多数見られる．この層の直上には粒径 2 cm ほど

内淵地域 (Yazykova, 2004)，築別地域 ( 守屋・平の円礫や 10 cm 前後の長さの木片がまばらに見ら野 , 2001)，古丹別地域 ( 辻野 , 2009)，小平地域 ( 対れる薄いラグ堆積物を挟んで上位の緑色砂岩層が馬ほか , 1958)，奈井江地域 (Futakami, 1986)，美重なっている．緑色粒子は 1 m 数十 cm 厚の 2 枚

唄地域 ( 清水ほか , 1953; 前田 , 1986)，幾春別地域の緑色砂岩層中全体にほぼ均質に分布する．これ( 松野ほか , 1964)，万字地域 (Obata and Futakami,

らの緑色砂岩層の上位には暗灰色砂質泥岩層が重1977)，大夕張地域 ( 長尾ほか , 1954; Hirano et al.,

なるが，この砂質泥岩層へは粒度・色ともにやや

1977)，穂別地域 ( 大立目 , 1941)，日高地域 ( 小畠

漸移的に変化する．本研究に用いた試料は Loc.

ほか , 1973; 高橋・鈴木 , 1986) などがある．

H20 の上位の緑色砂岩層の上部から採取した ( 図しかしながら，蝦夷層群産の “ 海緑石 ” につい1c)．穂別地域の函淵層 IVb 部層からは，最下部てはいくつかの鏡下観察がおこなわれたのみで，マーストリヒチアン階の示準化石であるアンモノ

ほとんどすべての記載は野外での観察にとどまっ

イ ド Nostoceras hetonaiense Matsumoto, 1977 お よている．堆積岩中に含まれ得る緑色の粘土鉱物はび Pachydiscus japonicus Matsumoto, 1947 が産出し海緑石だけに限らず，海緑石であることを確実にているので，本研究で対象とした緑色砂岩層も最同定するためには，本来肉眼観察や鏡下観察だけ

下部マーストリヒチアン階のものであると推定さでは不十分である．そのため，蝦夷層群で記載される．緑色砂岩層の 5 m 上位からはアンモノイれてきた “ 海緑石 ” には，実際には海緑石とは異ド の Anagaudryceras compressum が 産 出 し て い る

なる緑色粒子がまぎれている可能性も否定できな(Shigeta and Nishimura, 2014)．

い．本研究ではこうした問題点を解決する一つの試料に含まれる緑色粒子の同定には，肉眼観察

例として，穂別地域の函淵層において同一層準におよび偏光顕微鏡観察，電界放射型走査型電子顕広く分布する含海緑石砂岩層中の緑色粒子につい

微鏡 (field emission scanning electron microscope; FE-て，その産状観察と鉱物学的分析をおこなった．

SEM) 観察と，X 線回折 (X-ray diffraction; XRD) 装
置，走査型電子顕微鏡 - エネルギー分散型 X 線分

II 試料と方法

光 器 (scanning electron microscope-energy dispersive
X-ray spectrometry; SEM-EDS; 以後 EDS)，および研究の対象としたのは，穂別地域の蝦夷層群函電子プローブマイクロアナライザー - 波長分散型

淵層の IVb 部層 (Matsumoto, 1942) 最下部の層厚 3X 線分光器 (electron probe microanalyzer-wavelength

m 内外の緑色砂岩である．同砂岩は大立目 (1941)

dispersive X-ray spectrometry; EPMA-WDS;

が “ 上部函淵層群 ” “ 下部砂質頁岩層 ” の最下部

WDS) を 用 い た 分 析 を お こ な っ た．FE-SEM 観に存在する層厚 2–3 m の含海緑石砂岩として記載

察には愛媛大学地球深部ダイナミクスセンターしたものである．Uwatoko and Ohtatsume (1933) は(GRC) の JSM-7000F (JEOL) を使用し，試料破断

44

以 後

穂別函淵層産海緑石

145°E

(c)

45°N

N

Hokkaido
Hobetsu
TomiuchiYezo Group
0(b)

Yezo Group
Hakobuchi F. Kashima F.
IVa
wa
ka r
u
M ive
R
IVb

100 kmTomiuchi(Hetonai)

Stratigraphy

Campanian
Maastrichtian
Hakobuchi FormationIVaIVb(a) 140°E

Ammonoid:Anagaudryceras
compressum(HMG-1626)
sampling

5m

0
m.s.

loc. H20

LegendIVc-dH(5 obekm tsu)s.s. congl.

conglomerate
sandstone
0

500 m

glauconite
sandstone

sandy
mudstonecoal

図 1. 含海緑石砂岩試料の産地． (a) 北海道における蝦夷層群の分布．(b) 富内 ( ＝辺富内 ) 地域周辺の地質と含海緑石
砂岩試料の産地 (Loc. H20)．産地番号は Matsumoto (1942) と同じ．(c) Loc. H20 の柱状図．
Fig. 1. Locality of the glauconite sandstone sample. (a) Distribution of the Yezo Group in Hokkaido, northern Japan. (b)Geological map and the sampling locality (Loc. H20) in the Tomiuchi (= Hetonai) area. (c) Stratigraphic column of the loc. H20.

面をオスミウム蒸着 ( 厚さ 5 nm) したのち，緑色

置されている SEM，JSM-6510LV (JEOL) と EDS，粒子の微細組織を観察した．XRD 分析は，GRC

X-MAX 50 (Oxford Instruments) を使用し，EDS 付に設置されている微小部 XRD 装置 RAPID II ( リ属のソフトフェア INCA 4.15 でデータを定量した．

ガク ) を使用して，試料から取り出した緑色粒子

分析には鏡面研磨後に炭素蒸着した試料薄片を用について不定方位でおこなった．分析には CuKα

いた．分析は薄片中の 3 つの緑色粒子 ( 粒子 1，2，3;

線源 ( 波長 = 1.5418 Å) と 0.1 mm コリメーターを

図 2) についておこない，それぞれ粒子の中心に近用 い，40 kV，30 mA の 条 件 で 1 時 間 露 光 し た．

い部分 ( 以下コア ) と周縁部 ( 以下リム ) で ( 図 2)，

検出には湾曲型イメージングプレートを用い，得10 μm × 10 μm 程度の面分析と点分析を，15 kV，られた二次元回折パターンをソフトウェア 2DP

0.8 nA でおこなった．また粒子 1 については線分( リガク ) で積分して一次元パターン (2θ vs 回折析と元素マッピングもおこなった．粒子の分析前強度 ) に変換した．一次元パターンのベースライにカリ長石，エンスタタイト，単斜輝石の標準試

ン ( バックグラウンド ) の除去には，フリーソフ料を分析し，分析値が推奨値と調和的であること

トウェアの Fityk を使用した．

を確認している．WDS 分析には愛媛大学理学部

EDS 分析には，愛媛大学理学部地球科学科に設

地球科学科に設置されている JXA-8800 (JEOL) を
45

楠橋

直ほか

使用し，ZAF 補正をおこなって定量した．組成による測定を複数回おこなった．その結果，雲母が既知の標準試料としては，ルチル (Ti)，コラン類に特徴的な回折パターンが得られた．主要回

ダム (Al)，赤鉄鉱 (Fe)，ペリクレース (Mg)，珪灰

折ピークのほとんどは雲母鉱物として指数付け可石 (Ca, Si)，ヒスイ輝石 (Na)，正長石 (K) を用い能である ( 図 5a; 回折パターンにはカオリナイト

た．試料の分析前に曹長石の標準試料を分析し，に同定される 7 Å のピークも認められた )．したナトリウムの分析精度を確認した．試料分析にはがって，これらの緑色粒子は続成作用の初期過程

SEM-EDS 分析に使用したものと同じ薄片を使い，で生じるベルチェリンやオーディナイトといった粒子 1 のコアとリム各 2 点ずつと粒子 3 のリム 2

蛇紋石 - カオリン族の鉱物ではなく，雲母族の鉱点について点分析をおこなった ( 図 2)．すべての物であると言える．しかしながら 001 の底面反射

点分析は 15 kV，5.0 nA の条件で，各元素についは 11.4 Å であり，10 Å 付近の回折を示す純雲母て Kα1 波長の強度データを用いて 10 秒間ずつ測類に比べて明らかに大きな値であることから，本定した．

鉱物は少量のスメクタイトと混合層を形成している可能性が高いと推定される．さらに 060 の d 値
III 結果と考察

は 1.515 Å であり，本鉱物は 2 八面体型の構造をとっていると考えられる ( 例えば，須藤 , 1974, 図

砂岩試料は緑色粒子を多数含み，全体として緑6-12)．回折パターンをより詳しく ( 回折角 26° か

色がかって見える．緑色粒子は試料のほぼ全体に

ら 30° 付近を ) 見てみると，ピーク分布は白雲母見られるが，完全に均質に見られるわけではなく，や黒雲母のものとは位置が異なっており，一方で比較的まばらな部分と比較的密集して見られる部

セラドナイト，イライトや海緑石とはピーク位置分とがある．

(26.5° 付近の 2 本のピークは 002，003 に，29° 付

試料の薄片を偏光顕微鏡下で観察すると，薄片

近のピークは 112 の指数に対応 ) が概ね一致して中にはオープンニコルで黄緑からやや青みがかっいる ( 図 5b)．したがって，XRD 分析の結果，緑た緑色を呈する粒子が多く見られる ( 図 2)．その色粒子の構成鉱物は雲母族の中でもセラドナイト

頻度から考えて，肉眼で見られた緑色粒子の少かイライト，海緑石の可能性が高いと言える．まなくとも大部分は，これらの粒子であると思われた，060 の d 値は Buckley et al. (1978) によって示る．FE-SEM 観察，および X 線回折測定も同様のされた海緑石の範囲内に入っている．

緑色粒子についておこなった．粒子の断面は様々

EDS による粒子の各分析点の分析値 ( 表 1) は，な形状をしていて，きれいな球状あるいは楕円体

トータルが 90% 前後とあまり高くない．珪素を状ではないが，一般に角は丸い．断面の周縁は凹

50 wt% (SiO2) ほど含むほか，鉄を比較的多く含み，凸をもつものが多く，粒子には外側から内側へと次いでアルミニウムとカリウム，そしてマグネシ

伸びる微細なひびが見られることが多い．クロス

ウム，カルシウム，チタンが少量見られた．またニコル下の観察では，粒子は微細鉱物の集合体で分析点によってはごく微量のナトリウムが検出さあることがわかる．これらの鉱物はオープンニコ

れた．なお，今回の分析では各粒子の分析点につルで黄緑色からやや青みがかった緑色の多色性をいて点分析・面分析をそれぞれ 1 回ずつしかおこ示す ( 図 2)．以上の産状，鉱物の特徴は海緑石になっていないが，各分析間で珪素 (SiO2) やマグネ

一般に見られるとされる特徴 ( 例えば , 都城・久シウム (MgO) の量はほぼ一定しており，また他の城 , 1972; Odin and Matter, 1981; 黒田・諏訪 , 1983;

元素についてもそれほど大きな違いは見られない

Adams et al., 1984; Deer et al., 1992) と一致する．緑ことから，分析の誤差は以下の議論に影響を与え色粒子が微細な板状～葉片上の鉱物の集合体であるほど大きくないと考えて良いだろう．鉄 (FeO;

ることは，FE-SEM 観察によっても確認できた ( 図

全ての鉄は FeO として検出している ) やアルミニ3, 4)．そこでは微細な層状の鉱物が密集している

ウム (Al2O3) はいずれの粒子でもコアとリムとで様子が見られた．個々の緑色粒子におけるこれら

明らかに値が異なるが，後述する EDS によるマッの鉱物の成長方向 ( 中心から外側へ向かってか，

ピング分析や線分析，および WDS 分析でも同様

その反対か ) までは，はっきりとはわからなかっの結果が得られているので，この値の違いは分析た．

誤差によるものというよりも，むしろ本質的な量

次に，この緑色粒子について微小部 XRD 装置
46の違いを示していると考えられる．

穂別函淵層産海緑石
(a)

(b)

r

r

c

Grain 2Grain 3crcGrain 1(a) オープンニコル．
(b) クロスニコル．
図 2.Loc. H20 産試料の薄片写真．
粒子 1, 2, 3 は SEM-EDS 分析をおこなった粒子，
c ( コア ), r ( リム ) はそれぞれの粒子の分析点．矢印は他の砕屑粒子の外形に沿うような形状を示す粒子を示す．スケー
ルバーは 1 mm．
Fig. 2. Photomicrographs of a thin section of the sample from the loc. H20 in (a) plane polarized light and (b) crossed polarized
light. Grains 1, 2, and 3 were analyzed by SEM-EDS; analyzed points in each grain are indicated by c (core) and r (rim) initials.
The arrows indicate grains each of which has concave margin being just along a neighboring clastic grain. The scale bar equals 1mm.

分析値に見られる元素組成から考えて，緑色粒= 2 として Fe2+/Fe3+ 比を見積もり，各元素の原子子の構成鉱物は，層間カチオンが主に一価のカ

数 atoms per formula unit (a.p.f.u.) を算出した ( 表 2)．

リウムであり，雲母族鉱物の中でも純雲母 (true

四面体・八面体・層間への元素の分配は Ireland etmicas) あるいは層間欠損型雲母 (interlayer-deficiental. (1983) を参考に，すべての珪素にアルミニウム

micas) のいずれかということになる (Rieder et al.,を加えて四面体の原子数を 4 とし，残りのアルミ

1998; 上原 , 1999)．層間欠損型雲母だとすると，ニウムと鉄 ( 二価・三価 )，マグネシウム，チタナトリウムをほとんど含まないことと鉄を多く含ンを八面体構成元素と，そしてナトリウム，カリ

むことから，海緑石に分類される可能性が高い

ウム，カルシウムを層間カチオンと考えた．

(Rieder et al., 1998)．そこで Rieder et al. (1998) の3+

2+

いずれの測定点においても八面体サイトのカチ

海 緑 石 の 一 般 化 学 式 K0.8R 1.33R 0.67 □ (Al0.13Si3.87)

オン数は 2.5 未満であり，この結果からも，本鉱O10(OH)2 に従い，総カチオン数 6.8，O = 10，OH

物が海緑石を含む 2 八面体型の雲母族のもので
47

楠橋

直ほか

(a)

(b)

(c)
(b)

(c)

図 3. (a) 試料の光学顕微鏡写真と (b, c) 海緑石の SEM 写真．(a) の矢印は (b, c) の緑色粒子を示す．スケールバーは (a)500 μm，(b) 50 μm，(c) 5 μm．
Fig. 3. (a) A micrograph of the sample, and (b, c) SEM micrographs of a glauconite grain in the sample indicated by the arrow in (a).
The scale bars equal (a) 500 μm, (b) 50 μm, and (c) 5 μm.
48

穂別函淵層産海緑石

図 4. 海緑石砂岩試料中の空隙に花弁状の集合体をなす海緑石の SEM 写真 ( 図 3 の写真とは別の粒子 )．スケールバー
は 5 μm．
Fig. 4. A SEM micrograph of glauconite crystals forming a flower-like aggregate in a pore of the sample. The scale bar equals 5μm.

あることがわかる (Rieder et al., 1998)．また，Al/
3+

2+

2+

3+

天然カリ長石中のカリウム濃度が低い ( つまり校(Al+Fe )，R /(R + R ) をそれぞれ算出すると，正に用いるピーク強度が他元素の校正の場合に比粒子 1 と 2 のコア ( 面・点 ) の値はいずれも Al/

較してやや低い ) ことに由来している可能性があ

3+

2+

2+

3+

(Al+Fe ) ≤ 0.5，0.15 ≤ R /(R + R ) ≤ 0.40 であり，り，EDS ではカリウムの量を過小評価している

Rieder et al. (1998) の海緑石の組成範囲に入る．一のではないかと思われる．したがって，カリウム

方ですべての粒子のリム，および粒子 3 のコアでの量については WDS の結果のほうが信頼できる

3+

は，相対的にアルミニウムに富み，Al/(Al+Fe ) >かもしれない．いずれにしても EDS の結果同様，

0.5 となって，海緑石の範囲に入らない．しかし

少なくとも粒子 1 のコアについては (WDS 分析で

2+

2+

3+

ながら，いずれの分析値でも R /(R + R ) > 0.25は粒子 1 のリムの点 2 も ) 海緑石の組成範囲であであり，イライトの組成範囲からも大きく外れるり，またいずれの分析点の鉱物も純雲母とは考え(Rieder et al., 1998)．

られない．

純雲母である可能性も考えて，カチオン数を 7.0
2+

3+以上のことから，少なくとも粒子 1 と 2 のコアとして Fe /Fe 比を見積もり，各元素の a.p.f.u. をについては，分析点の鉱物は海緑石であると言え算出したが ( 表 3)，粒子 1 と 2 のコア以外では，

る．上では EDS 分析結果に対して，総カチオン

鉄の量が足りず，鉄をすべて二価で考えても，総数 6.8 として，Fe2+/Fe3+ 比を見積もったが，これカチオン数は 7.0 に届かなかった．したがってこは本来層間カチオン数が 0.8 という仮定である．

れらの分析点の鉱物は純雲母ではないだろう．ましかしながらこのときの粒子 1 と 2 のコアの層間た粒子 1 と 2 のコアでは総カチオン数は 7.0 にでカチオン数はいずれも 0.7 程度であり，0.8 に達きるものの，そのときの層間カチオン数はいずれしていない ( 表 3)．海緑石の層間カチオン数範囲

も 0.80 未満であり，これらの分析点の鉱物もまた，

は 0.6 以上 0.85 未満と定義されているから (Rieder

層間カチオン数が 0.85 以上 (Rieder et al., 1998) のet al., 1998)，総カチオン数は 6.6 から 6.85 の範囲

純雲母とは考えられない．

内であれば良い．そこで総カチオン数を 6.7 とし

粒子 1 のコア・リムに関しては，WDS によるて Fe2+/Fe3+ 比を見積もってみたところ，層間カチ

点分析もおこなったが，それらの結果は EDS で

オン数はやはり 0.7 程度であり ( 表 3)，こちらの得られた結果と調和的であった ( 表 4)．カリウム方が仮定と調和的であるから，より実際と近いのの量が EDS と比べて若干高めに出ているが，こかもしれない．この場合でも，粒子 1 と 2 のコア

れは EDS 分析の際に濃度校正に用いた標準試料，の組成は海緑石の範囲内 (Al/(Al+Fe3+) ≤ 0.5，0.15
49楠橋

022, 003

225
136

261
263

135
243

0

002

224

151

005, 133

221
041
133

112

112
Kln

111
Kln

100

260

132, 201

001

300
200

Intensity (cps)331, 060

020

400

130, 131, 200

(a)

直ほか

10

20

30

40

50

60

70

80

2θ (degree)(b)
Muscovite
Biotite200

Celadonite

Intensity (cps)Illite100

Glauconite

26

27

28

29

40

30

2θ (degree)

図 5. 試料破断面における緑色粒子より得られた X 線回折パターン (CuKα 線源 )．(a) 2θ = 5 ～ 85° の範囲．(b) 26 ～30° 部分の拡大．黒三角は代表的な雲母族鉱物のピーク位置．矢印の位置にピークが見られるのは，セラドナイト，
イライトと海緑石．バックグラウンドの消去にはソフトウェア Fityk を使用した．
Fig. 5. X-ray diffraction patterns obtained from a green grain in the sample using CuKα radiation. (a) 2θ = 5–85°. (b) A
magnification of the range between 26–30°. Filled triangles indicate the positions of peaks for representative mica group minerals.
The observed peak positions indicated by arrows can be indexed with celadonite, illite, or glauconite. The background noise wasremoved by the software Fityk.

≤ R2+/(R2+ + R3+) ≤ 0.35; Rieder et al., 1998) である．

て，緑色粒子の構成鉱物は全体として海緑石ある

また総カチオン数 6.7 で見積もった場合は，粒子

いはそれと組成的に非常に近い鉱物であり，層間1 のリム ( 面分析のみ ) と粒子 2 のリムの値もま

カチオンの欠損が一般化学式で与えられている欠た海緑石の組成範囲に入り，それ以外でも粒子 3

損 0.2 よりもやや多いのではないかと考えられる．

のリムを除けばアルミニウムの量が若干多いもの

この結果は XRD 分析で明らかになったスメクタの，海緑石の組成範囲に非常に近くなる．したがっイトとの混合層形成の可能性を支持している．な50

穂別函淵層産海緑石

表 1. 粒子 1, 2, 3 の EDS 定量分析値 (wt%)．鉄はすべて FeO として計算している．各粒子および分析点については図
2b 参照．各分析点について面分析 (Area) と点分析 (Point) をおこなっている．
Table 1. SEM-EDS quantification data (wt%) of the grains 1, 2, and 3, where all iron was calculated as divalent. The analyzed
grains and points are indicated in Fig. 2b. Both area and point analyses were carried out for each analyzed point.
Grain 1
Core
SiO2
TiO2
Al2O3
FeOtotal
MgO
CaO
Na2O
K2O
Total

Grain 2Rim

Core

Grain 3
Rim

Core

Rim

Area

Point

Area

Point

Area

Point

Area

Point

Area

Point

Area

Point

49.76
0.14
8.37
18.75
2.81
0.54
0.10
7.01
87.49

52.65
0.31
8.16
21.85
2.86
0.48
0.03
7.38
93.71

49.77
0.43
10.67
15.71
2.81
0.74
−
6.48
86.61

52.58
0.46
11.41
15.72
3.07
0.73
−
6.43
90.41

50.27
0.34
8.65
18.73
2.97
0.60
0.06
6.87
88.49

50.57
0.23
9.02
20.51
2.96
0.60
0.03
7.09
91.01

49.48
0.21
10.57
16.13
2.91
0.78
0.05
6.52
86.66

51.11
0.31
10.68
16.92
3.05
0.75
−
6.35
89.16

51.72
0.44
10.54
15.39
3.01
0.61
0.03
6.88
88.62

52.56
0.42
11.09
15.68
3.00
0.76
−
6.99
90.50

51.24
0.32
12.37
13.49
2.86
0.88
−
5.96
87.11

53.92
0.48
13.01
13.38
2.98
0.60
0.05
6.41
90.84

表 2. 表 1 のデータに基づき総カチオン数 6.8，O = 10，OH = 2 として見積もった FeO，Fe2O3，および H2O の量 (wt%)と各元素の原子数 (a.p.f.u.)．(1) カチオン数合計，(2) AlVI/(AlVI+Fe3+)，(3) R2+/(R2+ + R3+)．
Table 2. FeO, Fe2O3, and H2O contents (wt%) estimated from the data shown in Table 1 assuming the total cations = 6.8, O = 10,
and OH = 2, and atoms per formula unit (a.p.f.u.) for each element with (1) the sum of the cations, (2) AlVI/(AlVI+Fe3+), and (3)R2+/(R2+ + R3+).

お，WDS の分析では層間カチオン数が，EDS 分

ジに概ね相当する．このことは薄片で観察された析の結果よりも若干多くなっているが，それでも断面の形状や X 線回折分析の結果とも調和的で総カチオン数 6.8 として Fe2+/Fe3+ 比を見積もったある．上述のように薄片で見られる海緑石断面の際の層間カチオン数はやはり 0.8 未満である ( 表

外形は凹凸をもつものが多く，これも evolved ス

4)．

テージ ( あるいはステージ 3) の海緑石のもの ( 例

海緑石はさまざまな物質を原料として形成され

えば , Odin and Matter, 1981; Odin and Dodson, 1982;

ることが知られており，その成熟度が増すほどカ

Odin and Fullagar, 1988; Obasi et al., 2011, fig. 4c) にリウムに富むようになることが知られている ( 例近い．また，上述のように X 線回折パターンでは，

えば , Odin and Matter, 1981)．本試料の海緑石には001 底面反射のピークは 11.4 Å 付近に見られ，10

カリウムは K2O で 6 ~ 8 wt% 程度含まれ ( 表 1, 4,

Å よりもやや大きな値をもつことから，スメクタ5)，これは Odin and Matter (1981) の evolved ステー

イトと混合層を形成していると推定される．海緑
51

楠橋

直ほか

表 3. 表 1 のデータに基づき総カチオン数 7.0 および 6.7 (O = 10，OH = 2) として見積もった FeO，Fe2O3，および H2Oの量 (wt%) と各元素の原子数 (a.p.f.u.)．(1) から (3) については表 2 に同じ．
Table 3. FeO, Fe2O3, and H2O contents (wt%) estimated from the data shown in Table 1 assuming the total cations = 7.0 and 6.7 (O= 10 and OH = 2 in the both cases), and a.p.f.u. for each element. See Table 2 for (1), (2), and (3).

石については，スメクタイトとの混合層形成が報両方の反射は 003 よりも弱いもののピークとして告されており ( 例えば , Hower, 1961; Cimbálníková,

明瞭に見えていて，やや成熟しつつある海緑石の1970; Odin and Matter, 1981; Odin and Fullagar,

ものと同程度のようである．

1988)，海緑石化が進み，スメクタイト成分が減

本試料に含まれる海緑石は，異地性の砕屑粒子

少するとともに 001 の底面反射は 14 Å から 10 Åとして含まれているのではなく，自生的に形成さへと徐々に移動することが知られている ( 例えば ,れた可能性が高い．海緑石が現地性か異地性かをOdin and Letolle, 1980; Odin and Matter, 1981; Odin

判断する基準については様々な議論がされている

and Dodson, 1982; Odin and Fullagar, 1988)．また彼が ( 例 え ば , Fischer, 1990; McCracken et al., 1996;—

らは海緑石化の程度が進むと，112 および 112 のAmorosi, 1997; Huggett and Gale, 1997; Longuépée

反射が強くなることを示しているが，本試料ではand Cousineau, 2006)，粒径が他の砕屑粒子の粒度52穂別函淵層産海緑石

表 4. 粒子 1 のコアとリムおよび粒子 3 リムの WDS 定量分析値 (wt%; 鉄はすべて FeO として計算 ) と，総カチオン数 6.8
および 7.0 (O = 10，OH = 2) として見積もった FeO，Fe2O3,H2O の量 (wt%) および各元素の原子数 (a.p.f.u.)．粒子および分析点については図 2b 参照．(1) から (3) については表 2 に同じ．
Table 4. EPMA-WDS quantification data (wt%) of the core and rim of the grain 1 and the rim of the grain 3, where all iron was
calculated as divalent, FeO, Fe2O3, and H2O contents (wt%) assuming the total cations = 6.8 and 7.0 (O = 10 and OH = 2), anda.p.f.u. for each element. The grains and analyzed points are indicated in Fig. 2b. See Table 2 for (1), (2), and (3).

分布と無関係であること，粒子にひびが入ってい試料中には，しばしば空隙部においても海緑石がること，
あるいは地層中に一様に分布している ( た花弁状に析出している例が見られ ( 図 4)，これもだし生痕中には密集する ) こと，といったあたり

また試料中の海緑石が続成段階での自生鉱物であが，現地性であることを示す根拠とされることがる可能性を強く示唆する．

多い．今回の Loc. H20 の試料の場合，海緑石が粒子 1 と 2 のリム，および粒子 3 のコアおよび完全に均質に分布しているわけではないが，若干

リムでアルミニウムの量が相対的に多いのは，海の粗密はあるものの，層全体で見ればほぼ一様に緑石が二次的に変質しているからだと考えられ分布していると言って良く，斜交葉理等を形成しる．コアよりもリムのほうがアルミニウムに富むているわけでもない．本試料に含まれる海緑石のという傾向は，粒子 1 に関するマッピング分析お

粒径は一般に他の砕屑粒子と同程度のようである

よび線分析によっても確認できた ( 図 6, 表 5)．一が，その外形は凹凸が多く，砕屑粒子として運搬

方で鉄についてはコアの方がリムよりも富む．海されたようには見えない．また粒子にはひびが多緑石において，アルミニウムと鉄との間に強いく見られ，これらのひびが初生的なものであれば，負の相関 ( 図 6e) があることについては，これま

やはり現地性であることを示唆すると思われる．

でにも良く知られていて ( 例えば , Foster, 1969;

また海緑石粒子の中には，他の砕屑粒子の外形にBuckley et al., 1978; Berg-Madsen, 1983; Ireland et al.,

沿うような形状を示すものも見られ ( 例えば , 図

1983; Dasgupta et al., 1990; Huggett and Gale, 1997;

1b の矢印 )，この点も堆積物中で自生的に形成さLonguépée and Cousineau, 2006)，それは八面体サれた可能性の高いことを示している．さらに，本イトにおいてアルミニウムと三価の鉄が置換す
53

楠橋

直ほか

表 5. 粒子 1 の EDS 線分析結果 (wt%; 鉄はすべて FeO として計算 ) と総カチオン数 6.8，O = 10，OH = 2 としたときの FeO，Fe2O3，および H2O の量 (wt%)．
Table 5. SEM-EDS line analysis data (wt%; all iron was calculated as divalent) of the grain 1 with FeO, Fe2O3, and H2O contents(wt%) assuming the total cations = 6.8, O = 10, and OH = 2.
1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

SiO2
TiO2
Al2O3
FeOtotal
MgO
CaO
Na2O
K2O

47.07
0.21
10.29
15.90
2.65
0.72
0.02
6.14

49.33
0.26
9.41
18.61
2.90
0.62
0.05
6.61

49.12
0.36
8.42
19.64
2.82
0.44
0.06
7.10

48.41
0.21
7.83
20.01
2.57
0.49
0.03
6.93

47.95
0.38
8.72
20.25
2.80
0.42
0.11
6.57

49.57
0.19
8.02
20.32
2.77
0.52
0.14
7.11

50.47
0.23
8.29
19.65
2.96
0.47
0.01
7.13

50.09
0.20
8.08
20.52
2.94
0.43
0.08
7.34

49.86
0.21
8.27
19.86
2.70
0.46
0.04
7.54

50.75
0.21
8.11
21.03
2.93
0.50
−
7.02

51.25
0.13
8.50
20.15
2.87
0.52
0.09
7.33

50.68
0.20
8.49
20.73
2.68
0.43
0.04
7.18

Fe2O3
FeO
H2O
Total

8.76
8.02
3.76
87.64

12.21
7.62
3.96
92.97

14.80
6.32
3.95
93.39

14.59
6.89
3.87
91.81

15.12
6.65
3.91
92.62

15.78
6.12
3.98
94.20

13.71
7.31
4.01
94.59

16.32
5.83
4.03
95.34

15.70
5.73
3.99
94.51

14.78
7.73
4.05
96.08

14.85
6.79
4.08
96.41

14.69
7.51
4.05
95.95

13

14

15

16

17

18

19

20

Mean

SD

Max

Min

SiO2
TiO2
Al2O3
FeOtotal
MgO
CaO
Na2O
K2O

50.31
0.24
8.53
20.61
2.88
0.52
0.15
7.06

50.48
0.30
8.44
20.19
2.72
0.49
0.03
7.22

52.54
0.41
10.70
16.58
3.19
0.59
0.12
7.21

51.74
0.17
9.96
18.67
2.97
0.47
0.06
7.07

51.88
0.35
10.79
17.33
3.03
0.70
0.02
6.81

51.05
0.37
11.23
14.98
2.87
0.73
0.04
6.84

51.49
0.50
11.32
15.59
3.00
0.77
0.03
6.56

54.27
0.38
12.51
16.31
3.10
0.83
0.13
6.77

50.42
0.28
9.30
18.85
2.87
0.56
0.06
6.98

1.64
0.10
1.38
1.97
0.16
0.13
0.05
0.33

54.27
0.50
12.51
21.03
3.19
0.83
0.15
7.54

47.07
0.13
7.83
14.98
2.57
0.42
0.00
6.14

Fe2O3
FeO
H2O
Total

15.71
6.47
4.05
95.93

14.35
7.28
4.03
95.34

9.86
7.71
4.15
96.48

11.83
8.03
4.11
96.41

9.35
8.92
4.12
95.96

7.00
8.68
4.01
92.82

6.60
9.66
4.06
93.98

7.01
10.00
4.29
99.29

12.65
7.46
4.02

3.32
1.19
0.11

16.32
10.00
4.29

6.60
5.73
3.76

るからだと解釈されている ( 例えば , Ireland et al.,の点で Rieder et al. (1998) の定義には矛盾が生じ

1983; Longuépée and Cousineau, 2006)．Ireland etてしまっているが，もしも所謂スコーライトの組

al. (1983) はアルミニウムに富む “ 海緑石 ” を報

成 ( 高アルミニウム側 ) まで海緑石の組成範囲内

告し，続成作用の変質によるものと結論していに含まれると考える ( 定義を見直す ) のであれば，る．Longuépée and Cousineau (2006) もまた変質に今回分析したすべての粒子は海緑石と呼んで良い

よってアルミニウムに富むようになることを述ことになる．

べている ( 変質以外の要因を考えている例として粒子 1 の線分析結果からはさらに，カルシウム

は , Owens and Sohl, 1973; Berg-Madsen, 1983 等 をとアルミニウムとの間に正の相関が見られたが参照 )．粒子 3 でリムだけでなくコアまで変質が( 図 6f)，その理由については解決できていない．

進んでいるのは，粒子 3 が他よりも小さな粒子

変質に伴い八面体サイトにアルミニウムが増え三だったからか，あるいは実際には粒子のリム部分

価の鉄が減少する際に，サイトの一部を二価の鉄の断面を見ているからであろう．なお，粒子 3 のが同径置換し，それによって生じる電荷の不足を，リムについては，海緑石として最少の総カチオ

層間に 2 価のカルシウムイオンを取り込むことでン数 6.6 で見積もっても，アルミニウムが過多で補っているのかもしれない．実際，リム部ではカ

3+

Al/(Al+Fe ) > 0.5 となり，海緑石の組成範囲にはリウム量がわずかに減少し，それとともにカルシ入らず (WDS 分析の粒子 3 リム点 1 も同じ結果でウムが増加するようではある ( 図 6g)．あるいは，あったが，点 2 は辛うじて海緑石の組成範囲に入変質の際に粒子の外側ほどより高濃度にカルシウるらしい ; 表 4)，もはや海緑石とは呼べないくら

ムが供給されただけなのかもしれない．

いまで変質したものだと思われる．なお，Rieder

今回分析した海緑石と，これまでに各地の蝦夷et al. (1998) が海緑石のシノニムとしている所謂ス

層群 ( サハリン地域，小平地域，羽幌地域など沖

コーライト (skolite) はアルミニウムを Al2O3 で 18

合相と美唄地域や幾春別地域など浅海相のチュー

3+

wt% ほど含んでいて，Al/(Al+Fe ) も 0.74 と高く

ロニアン階～カンパニアン階 ) で記載されてきた(Smulikowski, 1936)，Rieder et al. (1998) の 定 義 し“ 海緑石 ” を予察的に比較してみると，これまでた海緑石の組成範囲からは完全に外れている．こに記載されてきた蝦夷層群産“海緑石”の多くは，

54

穂別函淵層産海緑石
(a)

(b)

(c)

20
1

1
20

Low

5

10

15

Rim

Core

20.0

Line

18.0

FeOtotal (wt%)

22.0

(e)

16.0

0.8
0.6

1.0

10.0
8.0
6.0

0.4

18.0
16.0
14.0

1

High

14.0

CaO

CaO
1.2 wt%14.0 wt%
Al2O3

FeOtotal

Al2O3

12.0

20.0

22.0 wt%
FeOtotal(d)r = −0.93

20

8.0

Analyzed points

10.0

12.0

14.0

Al2O3 (wt%)

(f)

(g)
Rim

8.0

Core

Line

Core

Rim

6.0

7.0

K2O (wt%)

0.6

CaO (wt%)

0.8

Line

0.4

r = 0.83
8.0

10.0

12.0

r = −0.72
14.0

0.4

0.6

0.8

CaO (wt%)

Al2O3 (wt%)

図 6. 粒子 1 の EDS 線分析および元素マッピング分析結果．(a) 反射電子像と線分析の分析点 ( 計 20 点 )．(b) アル
ミニウムおよび (c) 鉄の元素マップ．(d) 線分析の各分析点における Al2O3，FeO，CaO 含有量 (wt%)．但し鉄はすべて
FeO として計算している．(e) Al2O3 と FeO，(f) Al2O3 と CaO，および (g) CaO と K2O の散布図．線分析の結果 (Line;
表 4) に加えて粒子 1 から 3 のコア (Core)・リム (Rim) に関する分析値 ( 表 1) も併せてプロットしている．
Fig. 6. Results of the SEM-EDS line analysis and elemental maps obtained from the grain 1. (a) A backscattered electroncomposition (BEC) image, and elemental maps of (b) aluminum and (c) iron. The scanned line consists of in total 20 points, as
shown in the BEC image. (d) FeO, Al2O3, and CaO contents (wt%) at each analyzed point, where iron was calculated as divalent.
(e) Scatter plots of Al2O3 vs FeO, (f) Al2O3 vs CaO, and (g) CaO vs K2O of the line analysis data (Line; Table 4) and core and rim
data of the grains 1 to 3 (Table 1).

より明るい緑色を呈し，また砕屑粒子のように角粒子が緑色に変質したものである可能性が考えらが取れていたり，逆に非常に角張っているなどサれる (Maeda et al., 2010, p. 62–63, fig. 7D, E)．こうイズや形がまちまちである．加えて，粒子に明瞭した問題点を一つ一つ解決していくことによっな発泡構造 (bubble-wall texture) が見られるものがて，蝦夷層群の堆積学的な理解がさらに深化する存在することから，これらの多くは軽石など火山と期待される．
55楠橋

謝辞
分析に用いた薄片は赤松博美氏 ( 愛媛大学 ) に
作 成 し て い た だ き，FE-SEM 観 察 お よ び 微 小 部
XRD 分析では内山直美氏（愛媛大学）に，SEMEDS 分析では東海葉月氏・末岡裕理氏 ( 愛媛大学 )に，EMP-WDS 分析では川嵜智佑氏 ( 愛媛大学 )にそれぞれご助力いただいた．文献収集には伊藤廣慧氏 ( 京都大学 ) と荒谷忠氏 ( 応用地質株式

会社 ) にご協力いただいた．地質調査時には田中
源吾氏 ( 熊本大学 ) から有益な助言をいただいた．
記して感謝の意を表する．
文献
Adams, A. E., MacKenzie, W. S., and Guilford, C., 1984,
Atlas of Sedimentary Rocks under the Microscope.
Longman Scientific & Technical, Harlow, 104 p.
Amorosi, A., 1997, Detecting compositional, spatial, andtemporal attributes of glaucony: a tool for provenanceresearch. Sedimentary Geology, 109, 135–153.
Amorosi, A. and Centineo, M. C., 2000, Anatomy of acondensed section: the Lower Cenomanian glauconyrich deposits of Cap Blanc-Nez (Boulonnais, northern
France). In Glenn, C. R., Prévôt-Lucas, L. andLucas, J., eds., Marine authigenesis: from global to
microbial, Society of Economic Paleontologists andMineralogists Special Publication, no. 66, 405–413.
Baum G. R. and Vail, P. R., 1988, Sequence stratigraphy
concepts applied to Paleogene outcrops, Gulf andAtlantic basins. In Wilgus, C. K., Hastings, B. S.,
Kendall, C. G. St. C., Posamentier, H. W., Ross, C.
A. and Van Wagoner, J. C., eds., Sea-Level Changes:
An Integrated Approach, Society of Economic
Paleontologists and Mineralogists Special Publication,
no. 42, 309–328.
Berg-Madsen, V., 1983, High-almina glaucony from theMiddle Cambrian of Öland and Bornholm, southern
Baltoscandia. Journal of Sedimentary Petrology, 53,
875–893.
Buckley, H. A., Bevan, J. C., Brown, K. M. and Johnson,
L. R., 1978, Glauconite and celadonite: two separate
mineral species. Mineralogical Magazine, 42, 373–
382.
Cimbálníková, A., 1970, Index of refraction and density ofglauconites. Časopis pro mineralogii a geologii, 15,335–346.
Dasgupta, S., Chaudhuri, A. K. and Fukuoka, M., 1990,
Compositional characteristics of glauconitic alterationsof K-feldspar from India and their implications.
Journal of Sedimentary Petrology, 60, 277–281.
Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J., 1992, An
Introduction to the Rock-Forming Minerals, 2nd ed.
Longman Scientific & Technical, Harlow, 696p.
Fischer, H., 1990, Glauconite formation: discussion of
the terms authigenic, perigenic, allogenic, and metaallogenic. Eclogae Geologicae Helvetiae, 83, 1–6.
56

直ほか

Foster, M. D., 1969, Studies of celadonite and glauconite.
United States Geological Survey Professional Paper
614-F, F1–F17.
Futakami, M., 1986, Stratigraphy and paleontology of theCretaceous in the Ishikari Province, central Hokkaido.
Part 2. Stratigraphy of the Cretaceous in the northernareas. Bulletin of the National Science Museum, Tokyo,
Series C, Geology and Paleontology, 12, 91–120.
Hirano, H., Matsumoto, T. and Tanabe, K., 1977, MidCretaceous stratigraphy of the Oyubari area, central
Hokkaido. Palaeontological Society of Japan Special
Paper, 21, 1–10.
Hower, J., 1961, Some factors concerning the nature andorigin of glauconite. American Mineralogist, 46, 313–
334.
Huggett, J. M. and Gale, A. S., 1997, Petrology andpalaeoenvironmental significance of glaucony in the
Eocene succession at Whitecliff Bay, Hampshire
Basin, UK. Journal of the Geological Society, London,
154, 897–912.
Ireland, B. J., Curtis, C. D., and Whiteman, J. A., 1983,
Compositional variation within some glauconites andillites and implications for their stability and origins.
Sedimentology, 30, 769–786.
Kitamura, A., 1998, Glaucony and carbonate grains as
indicators of the condensed section: Omma Formation,
Japan. Sedimentary Geology, 122, 151–163.
黒田吉益・諏訪兼位 , 1983, 偏光顕微鏡と岩石鉱物 , 第2 版 . 共立出版 , 東京 , 343p.
Longuépée, H. and Cousineau, P. A., 2006, Constraints
on the genesis of ferrian illite and aluminum-richglauconite: potential impact on sedimentology andisotopic studies. Canadian Mineralogist, 44, 967–980.
Loutit, T. S., Hardenbol, J., Vail, P. R. and Baum, G.
R., 1988, Condensed sections: the key to age
determination and correlation of continental margin
sequences. In Wilgus, C. K., Hastings, B. S.,
Kendall, C. G. St. C., Posamentier, H. W., Ross, C.
A., Van Wagoner, J. C., eds., Sea-Level Changes:
An Integrated Approach, Society of Economic
Paleontologists and Mineralogists Special Publication,
no. 42, 183–213.
前田晴良 , 1986, 北海道美唄地域の上部白亜系層序と化石群 . 地質学雑誌 , 92, 135–153.
Maeda, H., Kumagae, T., Matsuoka, H. and Yamazaki, Y.,
2010, Taphonomy of large Canadoceras (ammonoid)shells in the Upper Cretaceous Series in South
Sakhalin, Russia. Paleontological Research, 14, 56–
68.
Matsumoto[=Matumoto], T., 1942, Fundamentals in the
Cretaceous stratigraphy of Japan, Part 1. Memoirs of
the Faculty of Science, Kyushu Imperial University,
Series D, 1, 130–280.
Matsumoto, T., 1947, A note on the Japanese Pachydiscidae.
Science Reports of the Faculty of Science, Kyushu
University, Geology, 2, 34–46. (in Japanese)
Matsumoto, T., 1977, Some heteromorph ammonites fromthe Cretaceous of Hokkaido. Memoirs of the Facultyof Science, Kyushu University, Series D, Geology, 23,
303–366.
松野久也・田中啓策・水野篤行・石田正夫 , 1964, 5 万分の 1 地質図幅「岩見沢」および説明書 . 北海道
開発庁 , 札幌 , 168 p.

穂別函淵層産海緑石

McCracken, S. R., Compton, J. and Hicks, K., 1996,
Sequence-stratigraphic significance of glaucony-richlithofacies at site 903. In Mountain, G. S., Miller, K.
G., Blum, P., Poag, C. W., and Twichell, D. C., eds.,
Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific
Results, Ocean Drilling Program, College Station,
Texas, 171–184.
三木 孝 , 1986, 地質学的にみた海緑石 ― 九州夾炭第
三系の例 ―. 鉱物学雑誌 , 17, 1–8.
都城秋穂・久城育夫 , 1972, 岩石学 I: 偏光顕微鏡と造岩鉱物 . 共立出版 , 東京 , 219 p.
守屋和佳・平野弘道 , 2001, 北海道築別地域の白亜系層序 . 地質学雑誌 , 107, 199–214.
長尾捨一・小山内煕・酒匂純俊 , 1954, 5 万分の 1 地質
図幅「大夕張」および同説明書 ( 札幌－第 24 号 ).
北海道開発庁 , 札幌 , 121p．
Obasi, C. C., Terry, D. O., Jr., Myer, G. H. and Grandstaff,
D. E., 2011, Glauconite composition and morphology,
shocked quartz, and the origin of the Cretaceous(?)
main fossiliferous layer (MFL) in Southern New
Jersey, U.S.A. Journal of Sedimentary Research, 81,
479–494.
Obata, I. and Futakami, M., 1977, The Cretaceous sequenceof the Manji dome, Hokkaido. PalaeontologicalSociety of Japan Special Paper, 21, 23–30.
小畠郁夫・前原俊春・津田博二 , 1973, 北海道日高町
周辺の白亜系 . 国立科学博物館専報 , 6, 131–145.
Odin, G. S. and Dodson, M. H., 1982, Zero isotopic ageof glauconies. In Odin, G. S., ed., Numerical Datingin Stratigraphy, John Wiley and Sons, Chichester,
277–306.
Odin, G. S. and Fullagar, P. D., 1988, Geologicalsignificance of the glaucony facies. In Odin, G. S.,
ed., Green Marine Clays: Oolitic Ironstone Facies,
Verdine Facies, Glaucony Facies and CeladoniteBearing Facies―A Comparative Study, Elsevier,
Amsterdam, 295–332.
Odin, G. S. and Letolle, R., 1980, Glauconitization andphosphatization environments: a tentative comparison.
In Bentor, Y. K., ed., Marine Phosphorites―
Geochemistry, Occurrence, Genesis, Society of
Economic Paleontologists and Mineralogists Special
Publication, no. 29, 227–237.
Odin, G. S. and Matter, A., 1981, De glauconiarum origine.
Sedimentology, 28, 611–641.
Okada, H., 1983, Collision orogenesis and sedimentationin Hokkaido, Japan. In Hashimoto, M. and Ueda,
S., eds., Accretion Tectonics in the Circum-PacificRegions, Terra Scientific Publishing, Tokyo, 91–105.
大立目謙一郎 , 1941, 石狩炭田南部の推被衝上構造の新事實に就て . 矢部教授還暦記念会編 , 矢部教授
還暦記念論文集第二巻 , 矢部教授還暦記念會 , 仙
台 , 73–988.
Owens, J. P. and Sohl, N. F., 1973, Glauconite from New

Jersey-Maryland coastal plain; their K-Ar ages andapplication in stratigraphic studies. Geological Societyof America Bulletin, 84, 2811–2838.
Rieder, M., Cavazzini, G., D’yakonov, Y. S., FrankKamenetskii, V. A., Gottardi, G., Guggenheim, S.,
Koval, P. V., Müller, G., Neiva, A. M. R., Radoslovich,
E. W., Robert, J.-L., Sassi, F. P., Takeda, H., Weiss, Z.
and Wones, D. R., 1998, Nomenclature of the micas.
Canadian Mineralogist, 36, 905–912.
Shigeta, Y. and Maeda, H., 2005, Yezo Group researchin Sakhalin—a historical review. In Shigeta, Y.
and Maeda, H., eds., The Cretaceous System in the
Makarov area, southern Sakhalin, Russian Far East,
National Science Museum Monographs, 31, 1–24.
Shigeta, Y. and Nishimura, T, 2014, A new species ofAnagaudryceras (Ammonoidea, Gaudryceratidae)
from the lowest Maastrichtian of Hokkaido, Japan.
Paleontological Research, 18, 176—185.
清水 勇・田中啓策・今泉功 , 1953, 5 万分の 1 地質図
幅「上芦別」および説明書 . 北海道開発庁 , 札幌 ,78 p.
Smulikowski, K., 1936, Skolite, un nouveau minéral dugroupe de glauconie. Archiwum Mineralogiczne, 12,
144–180.
須藤俊男 , 1974, 粘土鉱物学 . 岩波書店 , 東京 , 498 p.
高橋功二・鈴木守 , 1986, 5 万分の 1 地質図幅「日高」および同説明書 ( 札幌－第 34 号 ). 北海道地下資源調査所 , 札幌 , 44p.
Takashima, R., Kawabe, F., Nishi, H., Moriya, K., Wani,
R. and Ando, H., 2004, Geology and stratigraphyof forearc basin sediments in Hokkaido, Japan:
Cretaceous environmental events on the northwest
Pacific margin. Cretaceous Research, 25, 365–390.
対馬坤六・田中啓策・松野久也・山口昇一 , 1958, 5 万分の 1 地質図幅「達布」および同説明書 ( 旭川－
第 38 号 ). 地質調査所 , 川崎 , 66 + 8p.
辻野泰之 , 2009, 北海道古丹別地域に分布する上部白亜系蝦夷層群函淵層 . 地質学雑誌 , 115, 122–129.
上原誠一郎 , 1999, 雲母の命名 ― 黒雲母は系列名 ―.
鉱物学雑誌 , 28, 83–86.
Uwatoko, K. and Ohtatsume, K, 1933, The Upper
Cretaceous oil bearing sedimentary rocks of
Hokkaido, Japan. Journal of Faculity of Science,
Hokkaido Imperial University, Series IV, 2, 133–161.
Vail, P. R., Audemard, F., Bowman, S. A., Eisner, P. N. andPerez-Curz, C., 1991, The stratigraphic signatures oftectonics, eustasy and sedimentology — an overview.
In Einsele, G., Ricken, W. and Seilacher, A., eds.,
Cycles and Events in Stratigraphy. Springer, Berlin,
617–659.
Yazykova, E., 2004, Ammonite biozonation and Litho-/chronostratigraphy of the Cretaceous in Sakhalin
and Adjacent territories of Far East Russia. Acta
Geologica Polonica, 54, 273–312.

57

楠橋

楠橋

直・西村

智弘・大藤

弘明・皆川

直ほか

鉄雄・齊藤

哲・前田

晴良，2017．北海道穂別富内地域の上部白亜系函淵層 ( 蝦夷層群 ) に見られる海緑石．むかわ町穂別博物館研究報告，32，43—58.
Nao Kusuhashi, Tomohiro Nishimura, Hiroaki Ohfuji, Tetsuo Minakawa, Satoshi Saito, and Haruyoshi Maeda, 2017.
Glauconite from the Upper Cretaceous Hakobuchi Formation (Yezo Group) in Tomiuchi area, Hobetsu, Hokkaido,
northern Japan, The Bulletin of the Hobetsu Museum, 32, 43–58.
（要旨）白亜系蝦夷層群には含 “海緑石” 層が多数報告されている．しかしながら，海緑石の存在は特に堆積学的に重要であるにもかかわらず，それらの “海緑石” の多くは鉱物学的に海緑石であることが確認されているわけではなく，いわゆるフィールドネームのようにそう呼ばれているにすぎない場合がほとんどである．本研究では北海道穂別地域の上部白亜系函淵層に見られる “含海緑石砂岩層” の緑色粒子について
鉱物学的検討をおこなった．野外観察，偏光顕微鏡・電子顕微鏡観察と X 線回折装置，走査型電子顕微鏡- エネルギー分散型 X 線分光器，および電子プローブマイクロアナライザー - 波長分散型 X 線分光器による分析の結果，これらの緑色粒子が海緑石であることが確認された．

58