地球環境研究，Vol.19（2017）

栃木県宇都宮市北部に分布する中期中新世大谷層流紋岩の主成分 ・ 微量成分組成
清

水

隆

一＊

川

野

良

信＊＊

キーワード：宇都宮、中期中新世、大谷層流紋岩、主成分組成、微量成分組成

Ⅰ．はじめにで行われていなかった。近年、清水（2016）は茗荷沢層と風見山田層の火山岩類を対象に岩石学的、地球化学的東北日本弧南端部に位置する栃木県宇都宮市北部には特徴を報告し、両層火山岩類の成因について議論してい前期～中期中新世の火山岩類が分布している（第１図；

るが、大谷層流紋岩を対象とした岩石化学的検討は行っ

高橋 ・ 吉川，2008）。この地域の中新統については詳細なていない。本論では大谷層流紋岩の岩石学的特徴を明ら

地質、層序学および年代学的研究が行われ、火山岩類はかにするため、全岩化学主成分、微量成分分析を行った

下位より茗荷沢層および風見山田層と、大谷層の３つにのでその結果について報告する。

大別されている（吉川ら，2010）。吉川ら（2010）によれ
ば、下位の茗荷沢層および風見山田層は陸上溶岩の噴出を主体とする玄武岩からデイサイト質のマグマ活動に由Ⅱ．大谷層の地質来し、対照的に上位の大谷層は、デイサイトから流紋岩

宇都宮地域は16－13Ma の火山フロントより約80－

質マグマの水中火山活動により形成された火砕岩が卓越

100km 西に位置している（第１図 ⒜；Ohki et al., 1993）。

し、溶岩は比較的少ない。また、大谷層と下位層の間は

大谷層は主にデイサイトから流紋岩質の火山礫凝灰岩 ・

砂岩 ・ 泥岩互層やタービダイト層を挟む不整合で、ある

凝灰岩、凝灰質砂岩 ・ シルト岩、そして溶岩および貫入程度の時間間隙を有する可能性が指摘されている（高橋 ・岩からなる（吉川ら，2010）。吉川ら（2010）によれば、

吉川，2008；吉川ら，2010）。茗荷沢層および風見山田層

火砕岩類は上方細粒化する一連の堆積ユニットをなし、の安山岩溶岩については14.8－16.6Ma、大谷層の流紋岩

基底部は石質岩塊の明瞭な正級化構造が見られ、下位の溶岩は14.2Ma の全岩 K-Ar 年代がそれぞれ報告されてお地層を削り込んで堆積している。また、堆積ユニット下り（吉川，1998；吉川ら，2001）、さらに大谷層の凝灰岩

部は塊状の凝灰角礫岩 ・ 火山礫凝灰岩で一般に軽石に富～凝灰質砂岩からは海棲貝化石や魚類化石の産出が知らみ、稀に armored lapilli や block を含んでおり、軽石はれている（太田，1949；中村，1948；中村ら，1981）。そ

逆級化構造を示す場合があること、そして堆積ユニットのため、宇都宮地域では14－15Ma を境に海進があった

上部は火山礫凝灰岩 ・ 凝灰岩が成層構造をなすことから、と考えられている（吉川，1998）。

火砕岩類に見られる堆積ユニットは、水中火砕流堆積物

一方、前期～中期中新世、東北日本弧～北海道では日本海拡大（Otofuji et al., 1985）に伴う玄武岩質マグマと、またはそれを起源とする火山砕屑タービダイトである（吉川，1998；吉川ら，2010）。

それに関連した珪長質マグマの活動が起きており、宇都溶岩は褐色を帯びた淡灰色を呈するものを主とし、他宮地域の火山岩類もこの日本海拡大との関連が示唆されに淡紫灰色、および青灰色を呈するものもある。これらる。そのため、宇都宮地域火山岩類の成因を明らかにすは赤褐色から褐色の変質部分が認められることが多く、ることは、日本海拡大前後における中新世マグマ活動の変質部分は岩石に点在する場合や帯状の模様として見ら変遷を検討する上で有効である。宇都宮地域火山岩類のれることがある。ただし、そのような変質部分がほとん

地球化学に関するデータは高橋（1989）や入江（1957）

ど認められない場合もあり、それらは乳白色や白色の極による主成分組成はあるものの、それらを除けばほとん

めて優白質な岩石である。また、溶岩は一般に露出が悪ど報告されておらず、マグマ成因についての議論は今ま＊		 立正大学地球環境科学研究科＊＊
立正大学地球環境科学部

く、小規模かつ塊状に産する場合がほとんどであり、直

1

(a)
Japan
Sea

Tochigi
Pref.

Utsunomiya area0

middle Mioce(Ohki et al., 19ne V. F.
93)

栃木県宇都宮市北部に分布する中期中新世大谷層流紋岩の主成分・微量成分組成（清水・川野）

(b)

Kin

ug

Oya-1512031206
Oya-14Oya-16
Mt. Torami

Pacific
Ocean

100 km

Mt. Moto
Oya-20Oya-19Oya-18Quaternary sediments

11053102

11053101

Oya-23
Mt. TakadateOya-21

Sampling point

Neogene sediments
Kazamiyamada
volcanic rocks
Myogazawa
volcanic rocks
第１図

Mt. Haguro
Oya-2
Oya-1
Oya-3
Oya-4

aw
aR
.
Oya-7
Oya-6
Oya-5
Oya-12
Oya-11
Oya-13Oya-10
Oya-9

Oya-17

LegendOya rhyolite

Oya-8

Oya-22

Mt. Hanzo
Oya-24

Basement rocks
Rhyolitic
welded tuff
Granitic rocks

Mt. Kasamatsu

0

1

2

3 km

Fault

 調査地域の位置図と東北日本における中期中新世の火山フロント（Ohkiｅｔ ａˡ．,１₉₉３）.⒝宇都宮地域の地⒜質図（髙橋 ･ 吉川 ,２00８）
および試料採取位置

径１～５mm 程度の空隙が点在しているものもある。高に達する結晶も確認できる。アルバイト式双晶が顕著で

橋 ・ 吉川（2008）は、羽黒山に産する流紋岩溶岩の古地あり、累帯構造を呈するものも多い（第２図Ｇ，Ｈ）。ま

磁気極性が正帯磁であると報告している。

た、長径1.5mm 程度の結晶が黒雲母を包有していることもあり、さらに長径1.0－2.0mm 程度の結晶が集斑晶をな

Ⅲ．岩石記載している場合もある。カリ長石斑晶は半自形から自形で、卓状に近いが角が丸いものが多い。粒径は1.0－3.0mm 程

大谷層流紋岩について、羽黒山10試料、高舘山２試料、度であるが、最大長径が4.0mm に達するものもある。稀本山、寅巳山および半蔵山各１試料の計15試料の薄片をに、長径１－３mm 程度の結晶が、斜長石や黒雲母を包作成し、偏光顕微鏡によって鏡下観察を行った。各岩石有することもある。羽黒山の流紋岩にのみ認められる黒の顕微鏡写真を第２図に示すと共に、野外 ・ 鏡下観察の雲母斑晶は、自形から半自形の針状や、短冊状、または結果を以下に述べる。大谷層流紋岩は複数の場所に点在短柱状を呈し（第２図Ａ，Ｂ）、数は少ないが卓状のものして産するが、構成鉱物や組織は類似している。ただし、も出現する。粒径は長径0.1－1.4mm 程度であり、稀にジ

羽黒山にのみ石英、斜長石、カリ長石斑晶に加え、細粒ルコンを含むか、あるいは伴う場合がある。また、結晶の黒雲母斑晶（第２図Ａ，Ｂ）を含む黒雲母流紋岩が分の一部あるいは全体が緑泥石に置換されていることもあ布するが、総じて大谷層流紋岩は、石英、斜長石、カリる。Fe-Ti 酸化鉱物斑晶は、自形から半自形で卓状を呈長石、Fe-Ti 酸化鉱物斑晶を含む流紋岩である。石英斑する。長径は0.1－0.5mm 程度のものが多いが（第２図

晶は半自形から他形を呈し、融食したアメーバ状のもの

Ｉ，Ｊ）、稀に最大長径1.0mm のものが産する。また、や、卓状に近いが角が丸いものがある（第２図Ｃ，Ｄ，石英や斜長石に包有される場合がある。

Ｅ，Ｆ）。粒径0.2－3.0mm のものが多いが、稀に最大粒

石基は半晶質で、失透したガラスと極めて細粒な黒雲

径が5.0mm に達するものも産する。結晶は鏡下では清涼母からなり、稀に少量の Fe-Ti 酸化鉱物とジルコンが含であり波動消光は認められない。また、粒径１－３mm

まれる。また、二次鉱物として緑泥石と沸石が認められほどの石英が、斜長石やカリ長石、黒雲母を包有している。ガラスは石基の大部分を占め、斑晶の粒間を充填しる場合がある。斜長石斑晶は自形の卓状～長柱状を呈し、て産する。また、脈状の亀裂やパッチ状の空隙が多くみ

長径は0.3－2.0mm の場合が多い。しかし最大長径3.8mm

られ、それを充填して沸石が発達することもある。黒雲2

地球環境研究，Vol.19（2017）

微量成分分析を実施した。岩石は、可能な限り新鮮な部
分を岩石カッターで切り出した後、鉄乳鉢で粉砕し、メ
ノウ製のボールミルで細粉化を行い、最終的にメノウ乳鉢で極粉化した。粉末試料は900℃で１時間以上の強熱処理を行い、融剤（四ホウ酸リチウム）と希釈率１：２で混合し、ガラスビードを作成した。主成分、微量成分元
素分析は、川野（2010）に基づき立正大学地球環境科学
部環境システム学科設置の蛍光Ｘ線分析装置（XRF；リガク社製 ZSX Primus Ⅱ）を用いて行った。ただし、分析条件を改善し、理論マトリックス補正計算は de Jongh
モデルを用い、Loss on ignition（L.O.I.）を含む補正計算（山田，2010）を加えている。測定した元素は、Si、Ti、
Al、Fe、Mn、Mg、Ca、Na、K、P の主成分と、Ba、Cr、Cu、Nb、Ni、Pb、Rb、Sr、V、Y、Zr に Co、Ga、Th、Zn を加えた微量成分の合計25元素である。
２ ．分析結果
前述のように、大谷層流紋岩は複数の地域に離れて分布している。ここでは、分布域を羽黒山、高舘山、本山、
寅巳山および半蔵山の５つに分け、それぞれの化学的特徴について検討する。第３図には主成分元素ハーカー図を示した。各地域の流紋岩の SiO2量は、羽黒山では76～
82wt％、高舘山や本山では74～82wt％、寅巳山では77～
81wt％、半蔵山では１試料しかないが81wt％であることが示される。羽黒山の流紋岩は、他地域の流紋岩と比較すると TiO2、FeO*、MgO に乏しく、Al2O3、CaO、Na2O、
K2O の組成領域は狭く限られている。MnO と P2O5は含第 ２ 図 大谷層流紋岩の顕微鏡写真
羽黒山の流紋岩（11053111 オープンニコル🄐とクロスニ
コル🄑），高舘山の流紋岩（12080808  オープンニコル🄒とクロスニコル🄓），本山の流紋岩（12031210  オープンニコル🄔とクロスニコル🄕），半蔵山の流紋岩（12080908G 
オープンニコル🄖とクロスニコル🄗），寅巳山の流紋岩（12031207 オープンニコル🄘とクロスニコル🄙）

有量が乏しく、SiO2の増減に伴う明瞭な変化傾向は認められない。高舘山の流紋岩は、CaO に富み、K2O に乏しい特徴を有し、寅巳山のそれは、TiO2、MgO に富み、Na2O に乏しい性質を示している。本山の流紋岩は、TiO2に富み、Na2O に乏しく寅巳山のものと類似した特徴を有している。半蔵山の１試料は、TiO2、CaO、Na2O、P2O5に富み、MgO と K2O に乏しい特徴が見られる。

母は針状を呈し、長径は0.01mm 以下である。Fe-Ti 酸化

SiO2－A.S.I.（aluminum saturation index）図および鉱物は自形の卓状で、長径は0.01mm 未満から0.05mm 程

SiO2－FeO*/MgO 図を第４図に示す。流紋岩はいずれも度である。ジルコンは自形の短冊状を呈し、長径0.01－

A.S.I. が1.0を越えており、パーアルミナスな性質を示す。

0.02mm である。緑泥石は他形で、粒径0.01－0.1mm 程度

特に寅巳山の流紋岩が最も高い A.S.I. を示し、本山、高のものが集片状をなしている。

舘山の順に流紋岩の A.S.I. は低くなる。SiO2の増加に伴い、寅巳山の流紋岩は A.S.I. が減少し、本山の岩石は SiO2

Ⅳ．全岩化学分析
１ ．分析方法および試料作成方法
大谷層流紋岩24試料について、全岩化学主成分およびの増加によって一旦 A.S.I. が高くなり、その後低くなる。
羽黒山流紋岩の A.S.I. は分散が著しく、1.0から1.6まで変化する。SiO2－FeO*/MgO 図では、羽黒山の流紋岩が最も高い FeO*/MgO 比を示し、SiO2の増加に伴い減少する3栃木県宇都宮市北部に分布する中期中新世大谷層流紋岩の主成分・微量成分組成（清水・川野）

Mt. Haguro

0.4

Mt. Takadate

TiO2

0.04

0.2

Mt. Hanzo

Mt. Moto

MnO

6
●

4

●

0.02

(wt%)

0.00
1.2

Al2O3

14

0.4

4

10
3.0

0.0
2.0

0
0.08

FeO*
●

1.0
0.0

72

76

●

CaO

1.0

●

K 2O

8

12

2.0

Na2O

0
12

MgO

0.8

Mt. Torami

2

●●

0.0
16

●

P2O5

0.04

●

80

84

0.0
72

76

80

84

0.00
72

76

80

84

SiO2 (wt%)
第３図

Mt. Haguro

1.8
1.6

大谷層流紋岩の SiO 2 に対する主成分組成変化図

Mt. Takadate

Mt. Moto

16

A.S.I.

●

1.4

●
●

4

1.0

第４図

Mt. Torami

8

1.2
0.8
72

●

FeO*/MgO

12●

Mt. Hanzo

76

80

SiO2 (wt%)

84

0
72

76

80

SiO2 (wt%)

84

大谷層流紋岩の SiO 2 に対する A.S.I.（aluminum saturation index）と FeO*/MgO 変化図

傾向が見られる。それに対して、高舘山と本山の流紋岩

Cu、Nb、Y に乏しく、Zn や Zr に富む傾向がある。半の FeO*/MgO 比は SiO2の増加とともに増大する傾向を

蔵山の岩石は Cr、Cu、Ni、Zn、Zr に富み、Ba と Rb に示す。寅巳山の FeO*/MgO 比は最も低く、SiO2が増加し乏しい特徴を示す。

ても大きな変化は認められない。

第６図に各地域の流紋岩の Rb に対する Rb/Ba、Rb/

SiO2‒微量成分元素変化図を第５図に示した。羽黒山のSr、Rb/Zr の関係を示した。液相濃集元素の比はこれら

流紋岩は、SiO2 の増加に伴い、Cr、Cu、Ni は増加し、の元素を含む鉱物のスムーズな分別を表しており、滑ら

Ba、Nb、Th、Y、Ga は減少する傾向が認められ、Co、かに変化する場合はマグマ内での分化が比較的穏やかに

V は分散し、Pb、Rb、Sr、Zn、Zr には明瞭な増減は認進行したことを意味している。Rb－Rb/Ba 図では、半蔵

められない。高舘山の流紋岩は、Rb に乏しく、Cu や山の流紋岩から高舘山、羽黒山、本山のそれにかけて緩Sr、Zn、Zr に富む傾向がある。いずれの元素も SiO2のやかに右上がりの変化傾向がみられる。ただし、寅巳山増加に伴い、微減する変化傾向が認められる。本山のその岩石だけは Rb/Ba が大きく、この変化傾向の上方に外れは、Ba、Zn、Zr に富み、Cr や Cu では比較的乏しい。

れる。Rb－Rb/Sr 図では、Rb の増加に伴い Rb/Sr 比が他の地域の流紋岩と比較すると分散が著しく、SiO2の増急増する滑らかな変化傾向を示すが、羽黒山の流紋岩と加による変化傾向は明瞭ではない。寅巳山の流紋岩は本山、寅巳山の一部の岩石は、この変化傾向からさらに

4

地球環境研究，Vol.19（2017）

Mt. Haguro

2000

30

Ba

1500
500

(ppm)

0
4

Co

3
2

5
40

12
8

200

30
20

4
0

72

76

80

84

100
0
200

Ni

6
●
●●

100

0
300

0
8
●

15

0
16

Nb

4

150
100

2

50

0

0

72

76

80

84

0
300

V

76

80

Zr

200
100

0
60

Sr

Zn

50

Th

10

Rb

72

Mt. Torami

150

10

0
16
8

40

●

20

20

4

Cr

Pb

10

1

12

Mt. Hanzo

Mt. Moto

60

Cu

20

1000

Mt. Takadate

Y

40

0
20
16

20

12

0

8

84

72

76

80

84

Ga
72

76

80

84

SiO2 (wt%)
第５図0.6

大谷層流紋岩の微量成分組成変化図

Mt. Haguro

Rb/Ba

Mt. Takadate

0.4
0.2

●

6.0

察

Mt. Moto

既に述べたように大谷層流紋岩は、SiO2が80wt％を超

Mt. Hanzo

える岩石を複数含んでいる。今まで大谷層の流紋岩溶岩

Mt. Torami

を対象とした化学分析値は報告されておらず、これらの岩石の値について真偽は確認できない。分析に際しては

0.0
8.0

Ⅵ．考

可能な限り、変質部や沸石を含む部分を取り除いてはい

Rb/Sr

るが、アルカリ元素の溶脱によって見かけ上 SiO2が増加している可能性を否定しきれない。よって、以下の議論

4.0

では主として SiO2 が80wt％以下の羽黒山、高舘山、本2.0

山、寅巳山に産する流紋岩を中心に行うこととする。
まず、流紋岩など酸性岩は塩基性岩からの結晶分化作

0.0

用によって形成された可能性が考えられる。先に述べた

3.0

ように、本地域には大谷層流紋岩活動以前に茗荷沢層おRb/Zr

よび風見山田層の火山岩類が活動している（高橋 ・ 吉川，

2.0

2008；吉川ら，2010）。前者は安山岩を主体とし、後者は
1.0
0.0

Rb ppm
0

第６図

50

100

150

200

250

 谷層流紋岩の Rb に対する Rb/Ba，Rb/Sr，
大
Rb/Zr 変化図

玄武岩、安山岩、デイサイトから構成される（清水，2016）。これらの火山岩類はある程度の時間間隙が認められるものの大谷層と同地域に分布しており、年代値も極めて近い。そこで、これらの火山岩類について Rb に対する Y と Zr の変化図（第７図）において検討を行った。
もし、大谷層流紋岩が茗荷沢層や風見山田層を形成した

上方に外れて点示される。Rb－Rb/Zr 図でも Rb の増加

マグマから分化した結果形成されたのであれば、Rb の増に伴い連続的な変化を示すが、やはり羽黒山の流紋岩と加に伴い、Y や Zr も滑らかに変化することが期待され本山、寅巳山の一部の岩石は上方に若干分散する傾向がる。図に明らかなように、Rb が50から100ppm の間で認められる。

は、茗荷沢層よりも風見山田層で Y や Zr に富む特徴が
5栃木県宇都宮市北部に分布する中期中新世大谷層流紋岩の主成分・微量成分組成（清水・川野）

Mt. Haguro
80

60

Mt. Hanzo

Mt. Moto

Mt. Torami●

250

Kazamiyamada
volcanic rocks
Myogazawa
volcanic rocks

70

Kazamiyamada
volcanic rocks
Myogazawa
volcanic rocks

200

50

Zr ppmY ppm

Mt. Takadate

40
30
20

150
100
50

10
0

第７図

Rb

0
0

50

100

150

Rb ppm

200

250

0

50

100

150

Rb ppm200

250

大谷層流紋岩の Rb に対する Y と Zr 変化図．茗荷沢層と風見山田層のデータは清水（2016）に基づく
200
100

Utsunomiya
graniteRock/N-MORB

10
1

Mt. Haguro

10

Mt. Takadate
Mt. Hanzo

0.1

0.01

0.01

200
100

Utsunomiya
granite

10
1

200
100

Utsunomiya
granite101

Mt. Moto

0.1

第８図

Utsunomiya
granite

1

0.1

0.01

200
100

Sr

K

Rb Ba Th Nb

Mt. Torami

0.1
P

Zr

Ti

Y

0.01

Sr

K

Rb Ba Th Nb

P

Zr

Ti

Y

大谷層流紋岩のスパイダーグラム．宇都宮花崗岩のデータは西川ら（2015）に基づく認められる。茗荷沢層火山岩類と大谷層流紋岩について

らの鉱物は含まれておらず（清水，2016）、分化によって比較すると、Rb は前者から後者に向けて明らかに増加す

Y や Zr が減少する可能性は否定される。これらの事実

るが、Y と Zr はほぼ同程度の含有量を示しており、分は、茗荷沢層や風見山田層を形成したマグマからの結晶化による連続的な変化が生じているとは言い難い。一方分化作用では大谷層流紋岩が形成されないことを意味しで、風見山田層火山岩類は Rb の増加に伴い Y と Zr がている。

増大する明瞭な変化傾向が認められるが、大谷層流紋岩

次に、羽黒山、高舘山、本山、寅巳山の４地域に分布はこの傾向の下方に点字されている。これが分化によるする流紋岩について相互に比較 ・ 検討を行う。これら４ものだと仮定するなら、風見山田層火山岩類を形成した地域の中で、羽黒山に産する流紋岩は他の３地域に分布マグマから、Y を主成分とするモナザイトや、Zr を主成する岩石と大きく岩石学的特徴が異なっている。まず、分とするジルコンなどの鉱物が効果的に分別されなけれ鏡下観察において、黒雲母斑晶を有する流紋岩は羽黒山

ばならない。しかしながら、風見山田層火山岩類にこれにしか産出が確認されていない。また、TiO2や MgO、Sr

6

地球環境研究，Vol.19（2017）に乏しく、高 FeO*/MgO 比によって特徴付けられ、他地

宮花崗岩の化学的特徴を比較するためにスパイダーグラ域の流紋岩と明らかに異なった化学組成の変化傾向を示

ムを第８図に示す。SiO2量に違いがあるものの大谷層流している（第３，４，５図）。さらに、Rb に対する Rb/

紋岩は、いずれの岩石も Sr、K、Rb などの LIL 元素に

Sr、Rb/Zr 図（第６図）では、通常、単一のマグマ起源

富み、Nb、P、Zr などの HFS 元素では凹凸を伴うパターであれば、Rb の増加に伴い、これらの比も滑らかに増加ンが顕著である。羽黒山に産する流紋岩は、Ba と P、Ti

することが期待されるが、羽黒山の流紋岩が他の３地域に負の異常が認められ、特に Ti の負異常は他地域の流紋の岩石の変化傾向に比べて明瞭に上方に離れてプロット岩に比べて著しい。寅巳山の流紋岩は Ba、P、Ti の負異されている。これらの事実は、大谷層流紋岩の中でも、常が顕著に認められるが、高舘山や本山の岩石は P や Ti

羽黒山に産する流紋岩と他地域の岩石とでは起源が異なっに負の異常が認められるものの、Ba の負異常は羽黒山やている可能性を示唆している。

寅巳山のそれよりも小さい。宇都宮花崗岩と比較した場

A.S.I. の違いに注目すると、羽黒山の流紋岩は寅巳山、合、羽黒山、本山、寅巳山の流紋岩は LIL 元素では同程

本山、高舘山３地域の岩石が示す A.S.I. の組成領域と同度であるが、HFS 元素では宇都宮花崗岩よりも濃度が低程度の値を示している（第４図）。これら３地域の中で最いパターンを示している。高舘山の流紋岩は宇都宮花崗も高い値を示すのは寅巳山の岩石であり、本山、高舘山

岩と類似したパターンを有する。これらのことは、大谷の順に値は減少する。この変化を地理的分布に照らして層流紋岩が宇都宮花崗岩の部分融解によって生じたもの

みると、最も西側の寅巳山の流紋岩が最も高い A.S.I. をか、宇都宮花崗岩の起源物質と同じものを起源とする可有し、次いですぐ東に分布する本山の流紋岩が中間的な能性を示唆している。しかしながら、宇都宮花崗岩を部

A.S.I. を、最も東側の高舘山の流紋岩が最も低い A.S.I. を分的にでも融解した結果生じたのであれば、花崗岩が地それぞれ有している。このように３地域の流紋岩には東殻内を上昇する間に変形を被り波動消光を有するようにから西に向かってよりアルミナスになる変化傾向が認めなった石英が大谷層流紋岩にも含まれていることが期待られる。それに対して、羽黒山の流紋岩はこの変化傾向

されるが、前述のように大谷層流紋岩中の石英は清涼でとは一致しておらず、広い A.S.I. の変化幅を示している。

波動消光は認められない。ただし、宇都宮花崗岩を完全

この点からも羽黒山の流紋岩が他の３地域の岩石と起源に融解し、生じたマグマから石英が改めて晶出したことが異なっていることが暗示される。

も否定できない。よって、大谷層流紋岩が宇都宮花崗岩

さて、先に述べたように大谷層流紋岩は全てパーアル

もしくはその起源物質からもたらされた可能性について

ミナスな化学組成を有する。一般に、A.S.I. の増加は、

は、Sr、Nd 同位体組成を明らかにした上で検討する必Al2O3に富む堆積岩との反応や、分化によって残ったマグ要があるだろう。

マ中に Al2O3が濃集していったことを意味している。大谷層流紋岩の Al2O3は SiO2の増加に伴い減少する傾向が明瞭であることから（第３図）、分化によってマグマ中にⅦ．まとめ

Al2O3が濃集したとは考えがたい。一方、SiO2が70wt％を

栃木県宇都宮市北部には中期中新世に活動した大谷層越えるマグマでは温度が低下していたと推定されるため、流紋岩が分布しており、羽黒山、高舘山、本山、半蔵山、

Al2O3に富む堆積岩との大規模な反応は困難であろう。こ寅巳山周辺にそれぞれ分布している。羽黒山に産する流

れらの点から、４地域に点在する大谷層流紋岩の A.S.I. は紋岩のみ黒雲母斑晶を有しているが、他の３地域の岩石

起源物質の性質を反映していると考えることができる。

には含まれていない。また、羽黒山の流紋岩は TiO2 や

なお、羽黒山の流紋岩の A.S.I. が1.0から1.6まで変化する

MgO、Sr に乏しく、高 FeO*/MgO 比によって特徴付け

理由としては Al に富む黒雲母斑晶の存在に依るものとられ、他地域の流紋岩と明らかに異なった岩石化学的特推定される。

徴を有している。同地域に分布し、僅かに古い活動時期

大谷層流紋岩の起源物質がパーアルミナスな物質であを有する茗荷沢層 ・ 風見山田層火山岩類から結晶分化作ると仮定した場合、一般には上部地殻を構成する物質が用によって大谷層流紋岩が形成されるか検討を行ったが、想定される。本調査地域には白亜紀に活動したと考えら

Y や Zr の挙動からこの可能性は否定される。一方、大れる宇都宮花崗岩が分布している（第１図，西川ら，

谷層流紋岩の A.S.I. が高いことから上部地殻物質の関与2015）。そこで、宇都宮花崗岩の融解によって大谷層流紋が推定される。同地域に産する宇都宮花崗岩もしくはそ岩が形成され得るかを検討する。各地域の流紋岩と宇都の起源物質からもたらされた可能性については、今後、
7

栃木県宇都宮市北部に分布する中期中新世大谷層流紋岩の主成分・微量成分組成（清水・川野）

同位体分析を含めた詳細な検討が必要である。

北部に分布する花崗岩質岩の岩石学的研究．地球環境研究，
17，27-34．

謝辞本研究を進めるに当たり、全岩化学分析において立正大学地球環境科学部環境システム学科の蛍光Ｘ線分析装
置（ZSX Primus Ⅱ）を用いた。機器の導入および保守 ・Ohki, J., Watanabe, N., Shuto, K. and Itaya, T.（1993）: Shifting of the volcanic fronts during Early to Late Miocene in
the Northeast Japan arc. Island Arc, 2, 87-93.
太田茁司（1949）：大谷石の研究―石材としての性質について．地質雑，55，85-89．

管理に関しては環境システム学科関係者各位に日頃より

Otofuji, Y., Matsuda, T. and Nohda, S.（1985）: Paleomagnetic

ご協力いただいている。また、本学地球環境科学部の清evidence for the Miocene counter-clockwise rotation of

水Northeast Japan - rifting process of the Japan arc. Earth

洋教授（当時）には日頃から議論を行っていただき

様々なご助言を賜った。火山岩試料の採取に際しては、
宇都宮大学の中村洋一名誉教授から貴重なご教示をいた
だいた。さらに、匿名の査読者からは本論の改善に資す
る貴重なご助言を賜った。以上の方々に厚くお礼申し上げます。

Planet. Sci. Lett., 75, 267-277.
清水隆一（2016）：栃木県宇都宮市北部に分布する茗荷沢層および風見山田層火山岩類の岩石学的研究．岩石鉱物科学，
45，138-152．
高橋正樹（1989）：マグマ活動からみたフォッサマグナ地域の18～12 Ma 期のテクトニクス．月刊地球，11，544-551．
高橋雅紀，吉川敏之（2008）：日本地方地質誌

引用文献
入江敏勝（1957）：宇都宮市大谷地区の地球化学的研究．宇都宮大学学芸学部研究論集，no.7，43-61．
川野良信（2010）：蛍光Ｘ線分析装置による珪酸塩岩石および堆積物の定量化学分析．地球環境研究，12，85-97．
中村久由（1948）：栃木県大谷緑色凝灰岩層の貝化石．地質雑，54，129．
中村洋一，松居誠一郎，鈴木陽雄（1981）：宇都宮市大谷付近の地質．宇都宮大教育学紀要，31，105-116．
西川晃太郎，清水隆一，川野良信（2015）：栃木県，宇都宮市

8

関東地方「宇都宮地域」．朝倉書店，234-241．
山田康治郎（2010）：鉱石 ・ 岩石分析等で有効なガラスビード法を用いた蛍光Ｘ線分析法．リガクジャーナル，41，24-32．
吉川敏之（1998）：栃木県宇都宮地域に分布する新第三系の地質と層序．地質雑，104，346-356．
吉川敏之，高橋雅紀，岡田利典（2001）：足尾山地東縁部に分布する中新世火山岩の K-Ar 年代．地質雑，107，41-45．
吉川敏之，山元孝広，中江訓（2010）：宇都宮地域の地質．

地域地質研究報告（５万分の１地質図幅），産総研地質調査
総合センター，79p．

地球環境研究，Vol.19（2017）

Major and trace elements of rhyolites of middle Miocene Oya Formation, northern Utsunomiya, Tochigi Prefecture, central JapanSHIMIZU Ryuichi ＊ and KAWANO Yoshinobu ＊＊＊Graduate School of Geo-environmental Science, Rissho University＊＊
Faculty of Geo-environmental Science, Rissho University

Abstract:
Middle Miocene Oya rhyolites are distributed in Utsunomiya area, Tochigi Prefecture, central Japan. The rhyolites are divided into five rock groups: Mts. Haguro, Takadate, Moto, Hanzo and Torami based on outcropped areas.
Rhyolites in Mt. Haguro have biotite phenocrysts, whereas those in other groups have no the phenocrysts. The former is characterized by low TiO2, MgO and Sr contents, and has high FeO*/MgO ratio. It is suggested that rhyolites in Mt. Haguro have different origin from other rhyolites.
It is considered the possibility that the Oya rhyolites were derived from source magma of Kazamiyamada and/or
Myogazawa volcanic rocks by crystallization differentiation. However, this possibility is denied from behaviors of Y
and Zr. On the other hand, Oya rhyolites have high A.S.I.（aluminum saturation index）, suggesting that the rhyolites may be derived from the upper crustal material such as Utsunomiya granite. This idea has to be inspected by
an isotope analysis.
Key words: Utsunomiya, middle Miocene, Oya rhyolite, major elements, minor elements

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