地球環境研究，Vol.25（2023）

足尾山地，足利深成岩体の岩石学的研究
川

野

良

信＊

籾

山

遥

玲＊＊

キーワード：足利深成岩体，花崗閃緑岩，主成分元素，微量成分元素，希土類成分元素

Ⅰ．はじめに所に独立して貫入しており，相互関係は不明である．そこで本研究では，足尾山地南部に分布する半径およそ

足 尾 山 地 に は， 足 尾 山 地 花 崗 岩 類 と よ ば れ る 酸 性

１km ほどの足利岩体を対象に，野外・鏡下観察，主成火成岩類が広く分布している（矢内，1972；川野ほか，

分元素，微量成分元素及び希土類成分元素の測定を行い，1999）．足尾山地花崗岩類の岩石学的研究は植田（1956）

沢入型花崗岩類相互の関係について検討し，さらに足利や河田（1966），矢内（1972，1973a，1973b），川野（2009，

岩体の成因について考察する．

2011），川野・小林（2022）によって行われており，各岩体の岩石化学的特徴や活動時期，成因的関連性が検討されている．このうち，矢内（1972）は足尾山地花崗岩

Ⅱ．地質概略類を，松木岩体，茨倉岩体，平滝岩体からなる松木型花

足尾山地の地質概略図を第１図に示した．足尾山地の崗岩類，沢入岩体，足利深成岩体（以下，足利岩体と基盤岩類である足尾層群の中・古生層は主に粘板岩や略），鹿ノ入岩体からなる沢入型花崗岩類，そして中禅

チャート，砂岩，泥岩，石灰岩などから構成される（矢寺岩体，皇海岩体，古峯ヶ原岩体などからなる中禅寺

内，2008）．足尾山地のチャートには石炭紀～ペルム紀型酸性岩類の３つに大別した．また，矢内（1973a）やのフズリナやウミウリが含まれていることから古生界と植田（1956）は足尾山地花崗岩類の主成分元素組成を明されていたが，珪質泥岩から三畳紀のコノドントなどのらかにし，その化学的特徴について言及している．一化石（林，1963；小池，1979）やジュラ紀の放散虫の化方，川野ほか（1999）は，沢入岩体，古峯ヶ原岩体，鹿石（指田ほか，1982；荒川，1986）が広く出現すること

ノ入岩体の全岩化学組成および Sr・Nd 同位体比を測定が明らかになり，現在では堆積年代は主に三畳紀～ジュ

し，それらの起源物質について考察した．さらに，川野ラ紀であり，古生界はオリストリスと考えられている（2009）は松木岩体の全岩化学組成，Sr・Nd 同位体組成（Aono, 1985）．さらに，基盤岩類と花崗岩類との境界におよび Rb-Sr 全岩アイソクロン年代を報告し，岩体の成は，貫入の影響により，数百 m ～数 km の幅にわたり接因について議論している．加えて，川野（2011）は沢入

触変成作用を受けてホルンフェルスが形成されている岩体の Sr 同位体初生値の累帯構造について，全岩化学（矢内，2008）．

組成に基づき検討し，川野・小林（2022）は古峯ヶ原岩足利岩体周辺の地質図を第２図に示す．足利岩体は足体の主成分元素組成及び微量成分元素組成を明らかにし，

利市北方に位置し，長径1.2km，短径１km ほどの，北成因の異なる２つのマグマの逐次貫入によって形成され

東－南西方向に延びた楕円形を呈して分布する（矢内，た可能性を指摘した．

1972）．同じ沢入型花崗岩類である沢入岩体や鹿ノ入岩

このように，沢入型花崗岩類に属する沢入岩体の岩石

体からは南方に10数 km 離れており（第１図），足尾山地

学的研究は行われているものの（川野ほか，1999；川野，南部に孤立して分布する（矢内，1972）．前述の中生界

2011），足利岩体については１試料の主成分元素組成が足尾層群の泥岩やチャートは，岩体の貫入に伴い 100～

報告されているのみで（矢内，1973a），詳細な岩石学的200m にわたり明瞭な接触変成作用を被っている（矢内，

研究は行われていない．また，足利岩体，沢入岩体，鹿1973a）．岩体は中粒で灰白色～灰色を呈する花崗閃緑岩

ノ入岩体は類似した岩相を呈するため沢入型花崗岩類とで（矢内，1973a），沢入型花崗岩類に分類される（矢内，

一括されているが（矢内，1972），それぞれが離れた場

1972）．

＊＊＊

立正大学地球環境科学部
立正大学地球環境科学部卒業生
23足尾山地，足利深成岩体の岩石学的研究（川野・籾山）

第１図

第２図

足尾山地の地質概略図（矢内，1972を簡略化）

足利岩体周辺の地質概略図（伊藤・中村，2021を一部修正）
地図中の５桁の数値は試料番号を表す．

24

地球環境研究，Vol.25（2023）

足尾山地に分布する花崗岩類は，黒雲母による K-Ar

Ⅲ−２．鏡下観察

年代が求められており，松木岩体が119 Ma，沢入岩体

花崗岩質岩は，完晶質で等粒状，中粒〜粗粒の岩相をが88 Ma，89 Ma および93 Ma，足利岩体が89 Ma，茨呈し，主要構成鉱物として斜長石，石英，カリ長石，黒倉岩体が86 Ma，中禅寺岩体が68 Ma, 皇海岩体が60 Ma，雲母，白雲母を，副成分鉱物として不透明鉱物を含んで

古峯ヶ原岩体が54 Ma，深沢岩体が45 Ma と報告されている．また絹雲母，緑泥石，方解石を二次鉱物として含おり（Shibata and Miller, 1963；河野・植田，1966；矢んでいる．斜長石は自形の卓状や拍子木状であり，長内，1972 ；Sudo et al., 1998），白亜紀から古第三紀に径は最大3.5 mm に達する．また，斜長石の内部に絹雲活動したものと考えられている（矢内，1972；1973a；

母が形成されている場合がある．特徴として累帯構造や

1973b）．その後，Uto et al.（1997）が沢入岩体から92

アルバイト式双晶を示すものもある．石英は他形のア

Ma の黒雲母 Ar-Ar 年代を，野村（1999）が皇海岩体かメーバ状であり，長径は0.6～3.8 mm である．また，波ら52.3 Ma の全岩 K-Ar 年代を報告している．また，川動消光を呈するものもあり，包有物としてカリ長石を取野（2009）は松木岩体の全岩 Rb-Sr アイソクロン年代をり込んでいる場合もある．カリ長石は半自形の卓状であ125 Ma と報告した．なお，本研究で取り扱う年代値にり，長径0.2～0.8 mm を主とし，最大で1.3 mm に達する．

ついて，1977年以前に報告されたものは，Steiger andパーサイト構造が顕著で，黒雲母を取り込んでいる場合

Jäger（1977）の壊変定数を用いて再計算を行った．

もある（図３C，D）．黒雲母は長径0.1～2.5 mm で，淡褐色～褐色を呈し，半自形の拍子木状や他形の破片状を

Ⅲ．野外および鏡下観察示す．また，緑泥石に変質している場合や不透明鉱物を含んでいる場合がある．白雲母は自形の針状であり，長

足利岩体は全体的に風化が進行し，花崗岩類の露頭は径0.1～0.8 mm を呈する．干渉色が著しい．不透明鉱物

ほとんど認められない．しかし，岩体北部域では角礫状は半自形～他形の卓状であり，長径は0.1～0.5 mm を主の現地性岩塊が多数分布していることから，本研究ではとし，最大で1.0 mm に達する（図３E，F）．主に黒雲

北部域を中心に試料採取を行った．採取試料は，花崗岩母に伴って産することが多い．方解石は自形の卓状であ質岩６試料と含有される暗色包有物２試料の計８試料でる．長径の最大は0.8 mm である．

ある．

暗色包有物は完晶質で等粒状細粒の岩相を呈し，斜長石，石英，黒雲母，カリ長石，白雲母を主要構成鉱物とⅢ−１．野外観察して，不透明鉱物を副成分鉱物として，方解石と絹雲母

花崗岩質岩は，長径およそ1.5〜1.7 m の角礫状の岩塊

を二次鉱物としてそれぞれ含んでいる．斜長石は自形のとして産出するが（図３A），場所によっては，直径お卓状であり，長径は0.7 mm 程度である．累帯構造が顕よそ3.0 m を超える転石も認められる．岩石は，淡灰著にみられ，内部に絹雲母を生じている．黒雲母を包有色〜灰褐色で中粒〜粗粒を呈し，表面から内部にかけてしている場合もある．石英は他形のアメーバ状のものや1.0 cm 程，淡黄色に変質する場合もある．部分的に有色

他の鉱物間を充填するように産するものがあり，長径は鉱物の濃集したクロットがみられるが，比較的均一な岩0.5～1.1 mm である．波動消光を呈するものや，斜長石石である．また，明瞭な境界を伴う暗色包有物（図３B）や黒雲母を包有している場合がある．黒雲母は半自形

や，岩石の表面に黄鉄鉱の晶出が認められた．

の拍子木状や他形の破片状を呈し，長径は0.3～0.7 mm

暗色包有物は，直径およそ1.0 m の淡灰色〜灰白色，を主とし，最大の長径は1.8 mm である．多色性が強く，中粒を呈するトーナル岩である．採取した岩石の大きさ

淡褐色～褐色を示す．カリ長石は半自形の卓状であり，は直径およそ30 cm であり，表面から内部にかけて1.5 ～

長径は0.6 mm 以下である．他の鉱物の粒間に産出する．

2.0 cm 程，淡黄色に変質しているものの，内部は暗黒色，

白雲母は針状の自形を呈し，長径は0.4 mm 以下である．

細粒を呈している．暗色包有物の形は角があり，花崗岩

干渉色が強く，黒雲母に伴って産することが多い．不透質岩との境界部は明瞭である．また，花崗岩質岩と暗色

明鉱物は半自形～他形の卓状であり，長径は0.5 mm 以

包有物の両者を切る石英脈の発達も認められる（図３B）．

下である．また，黒雲母を伴って産することが多い（図３G，H）．方解石は半自形～他形の卓状であり，長径は0.2～0.6 mm を主とし，長径の最大は1.3 mm である．

25

足尾山地，足利深成岩体の岩石学的研究（川野・籾山）

第３図

産状および偏光顕微鏡写真

A；花崗岩質岩（32705）の産状，B；暗色包有物（32706）の産状，C；花崗岩質岩（32705）のクロスニコル，D；
花崗岩質岩（32705）のオープンニコル，E；花崗岩質岩（32702）のクロスニコル，F；花崗岩質岩（32702）のオー
プンニコル，G；暗色包有物（32706）のクロスニコル，H；暗色包有物（32706）のオープンニコル．GD；花崗閃緑岩，DI；暗色包有物，Qz；石英，Pl；斜長石，Kf；カリ長石，Bt；黒雲母，Mus；白雲母．

26

地球環境研究，Vol.25（2023）

Ⅲ−３．モード分析

件を改善し，理論マトリックス補正計算は de Jongh モ

全８試料についてポイントカウンターによって999～

デルを用い，Loss on ignition（L.O.I.）を含む補正計算

1029点をカウントし，モード組成を求めた．結果を石英（山田，2010）を施した．測定した元素は，Si，Ti，Al，－カリ長石－斜長石三角図（第４図）に示した．花崗岩

Fe，Mn，Mg，Ca，Na，K，P の主成分と，As，Ba，C，質岩のうち，32701，32703，32705，32708は花崗閃緑岩

Co，Cr，Cu，Ga，F，Nb，Ni，Pb，Rb，S，Sr，Th，の領域に，32702と32704は花崗岩の領域にそれぞれプ

V，Y，Zn，Zr の微量成分の合計29元素である．希土類

ロットされ，花崗閃緑岩から花崗岩に向かい，連続的に成分元素分析は立正大学地球環境科学部環境システム

左上がりに組成が変化する傾向が認められる．一方，暗学 科 設 置 の ICP-MS（PerkinElmer 社 製 NexION2000と色包有物である32706と32707は共にトーナル岩の領域に

Nd-YAG レーザーアブレーションシステム（New Wave

プロットされ，前者が斜長石に富み，石英に乏しい特徴

Research 社製 UP-213Nd）を連結した LA-ICP-MS を用がある．

いて測定した．分析手法は川野・清水（2017）に準じ，
XRF で求めた Y を内標準元素として測定元素の補正を

Ⅳ．全岩化学分析行った．測定した希土類成分元素は La から Lu までのランタノイド及び Hf，Ta，U の計17元素である．

Ⅳ - １．分析方法および試料作成方法
採取された８試料について，全岩主成分・微量成分元

Ⅳ－２．分析結果

素および希土類成分元素の分析を実施した．岩石は，岩第１表に全岩主成分・微量成分元素の分析結果を示

石カッターで切り出した後，鉄乳鉢で粗く粉砕し，メ

し，第５図に SiO2に対する主成分元素組成を示す．矢内

ノウ製のボールミルで細粉化を行い，最終的にメノウ（1972）は足尾山地に分布する深成岩類を活動時期と岩乳鉢で極粉化した．二次的に生じた方解石の影響を取

相から松木型花崗岩類，沢入型花崗岩類，中禅寺型酸性り除くため，粉末試料を希塩酸で洗浄し，その後900℃

岩類の３つに区分した．本研究の対象である足利岩体で２時間以上の強熱処理を行い，融剤（四ホウ酸リチ

は矢内（1972）による区分のうち沢入型花崗岩類に属ウム）と希釈率を１：２で混合し，ガラスビードを作成

し，他に沢入岩体，鹿ノ入岩体も含まれている．そこで，した．また，粉末試料を110℃の電気炉で２時間乾燥さ

図には比較のために鹿ノ入岩体（伊藤，2012MS；鈴木，

せた後，錠剤成型圧縮機で25 MPa の圧力を２分30秒か

2015MS）と沢入岩体（川野，2011）の分析結果も示す．

けてペレットに成形した．主成分・微量成分元素分析

花 崗 岩 質 岩 は69～71 wt% の 比 較 的 狭 い 範 囲 の SiO2をは，川野（2010）に基づき立正大学地球環境科学部環境示し，SiO2の増加に伴い，TiO2，MnO，Al2O3，Fe2O3，

システム学科設置の蛍光 X 線分析装置（XRF；リガク

CaO，P2O5は１試料（32701）を除き減少傾向を示す．

社製 ZSX Primus Ⅱ）を用いて行った．ただし，分析条

Na2O は分散し，MgO と K2O は同程度の濃度を示しているため明瞭な変化傾向が認められない．一方，暗色包
有物は66～67 wt% の狭い範囲の SiO2を示し，花崗岩質岩よりも SiO2に乏しい．SiO2の増加に伴い TiO2，Fe2O3，
MnO，MgO，K2O は減少傾向にあるが，Al2O3，CaO，
Na2O，P2O5は増加傾向が認められる．鹿ノ入岩体や沢入岩体と比較した場合，花崗岩質岩は両岩体の領域と重複 す る も の の，Fe2O3，MnO，MgO，Na2O，P2O5は 鹿ノ入岩体と同じ領域に点示されるものが多い．暗色包有
物は TiO2，Fe2O3は鹿ノ入岩体の領域近くに示されるが，多くの元素では両岩体と異なる領域に点示される．
第６図に SiO2に対する A.S.I.（アルミナ飽和度；Al2O3/（CaO+Na2O+K2O）モル比）を示した．比較のために，

第４図 モード石英−斜長石−カリ長石三角図（Streckeisen, 1976）

鹿ノ入岩体（伊藤，2012MS；鈴木，2015MS）と沢入岩

図中の２桁の数値は試料番号の下２桁を表す．

2006）の値も示している．この図では，A.S.I. が1.0以下

体（川野，2011）および足尾帯堆積岩（Kawano et al.,27

足尾山地，足利深成岩体の岩石学的研究（川野・籾山）

第１表
Sample No.
SiO2（wt%）
TiO2
Al2O3
Fe2O3
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
Total
As（ppm）
Ba
C
Co
Cr
Cu
F
Ga
Nb
Ni
Pb
Rb
S
Sr
Th
V
Y
Zn
Zr
A.S.I.

32701
70.38
0.32
15.73
3.39
0.06
0.94
2.13
3.33
3.39
0.02
99.69
6
632
407
2.6
3.9
23.6
405
16.7
6.5
5.1
10.4
109
36
343
12.8
35.2
9.1
53.2
128
1.208

蛍光 X 線分析法による全岩主成分元素および微量成分元素組成
32702
70.55
0.28
15.93
3.11
0.07
0.81
2.47
3.54
3.44
0.02
100.22
5
631
136
2.5
3.6
3.7
428
16.4
6.6
5.2
12.7
111
729
337
7.3
29.8
9.9
52.2
130
1.136

花崗岩質岩
32703
32704
70.68
71.09
0.31
0.30
15.68
15.65
3.22
3.27
0.07
0.07
0.87
0.90
2.56
2.30
3.34
3.38
3.40
3.33
0.01
0.01
100.15100.29
5
4
634
597
1045
7352
3.1
2.9
1.4
3.5
7.8
10.5
396
413
17.2
16.6
7.4
6.8
4.7
5.0
11.6
11.5
115
108
514
1802
341
333
15.8
10.2
31.7
34
10.5
9.2
48.7
48.8
133
117
1.134
1.174

32705
71.79
0.29
15.40
3.08
0.05
0.84
1.32
3.74
3.19
0.09
99.79
3
570
2719
2.2
3.5
85.4
629
15.4
6.6
5.1
10.7
117
1879
232
12.8
33.1
11
43.2
151
1.282

32708
69.70
0.33
16.25
3.50
0.08
0.93
2.72
3.53
3.20
0.03
100.26
5
687
1399
2.8
3.8
4.1
393
17.1
7.5
4.9
11.6
106
1605
380
6.1
34.4
9.5
49.6
153
1.145

暗色包有物
32706
32707
66.10
67.04
0.59
0.51
16.34
16.46
6.04
5.27
0.13
0.12
1.98
1.68
2.81
3.23
3.44
3.58
2.23
1.85
0.03
0.04
99.70
99.78
4
5
494
441
1491
1078
5.3
5
17.5
8.5
25.0
24.9
590
409
19.8
18.9
11.6
9.7
7.6
5.5
7.1
9.9
132
107
1983
32
365
405
15.1
9.8
75.1
63.8
14.9
13.1
92.2
81.9
140
148
1.241
1.196

全鉄を Fe2O3として表示している．A.S.I. ；aluminum saturation index．

第５図

SiO2に対する主成分元素の相関図

鹿ノ入岩体のデータは伊藤（2012MS）および鈴木（2015MS）から，沢入岩体のデータは川野（2011）からそれぞれ引用．
28

地球環境研究，Vol.25（2023）を示すものはメタアルミナス，1.0以上を示すものはパー
アルミナスの性質をもつとされている（Shand，1947）．
花崗岩質岩や暗色包有物の A.S.I. は1.1～1.3を示し，いず
れもパーアルミナスな特徴を有する．また，花崗岩質岩
は SiO2の増加に伴い A.S.I. が増加する特徴が認められるが，暗色包有物は SiO2の増加に伴い A.S.I. は減少傾向にある．鹿ノ入岩体や沢入岩体と比較した場合，鹿ノ入岩
体の A.S.I. は0.9～1.1を示し，メタアルミナスとパーアル
ミナスの両方の性格をあわせもっており，沢入岩体のA.S.I. は1.0～1.1を示し，パーアルミナスな性質を有しており，足利岩体とは異なる領域を占めている．また，足第６図

SiO2に対する A.S.I. の相関図（Shand, 1947）

A.S.I. ；aluminum saturation index，鹿ノ入岩体のデー
タは伊藤（2012MS）および鈴木（2015MS）から，沢入岩体のデータは川野（2011）から，足尾帯堆積岩はKawano et al.（2006）からそれぞれ引用．

尾帯堆積岩と比較した場合，花崗岩質岩や暗色包有物ともに A.S.I. の低い領域に点示される．
第７図に SiO2に対する微量成分元素組成を示す．この
図にも比較のために，鹿ノ入岩体（伊藤，2012MS；鈴木，2015MS）と沢入岩体（川野，2011）の分析結果も示している．花崗岩質岩の Ba，Co，Ga，Sr，Zn は SiO2

第７図

SiO2に対する微量成分元素の相関図

鹿ノ入岩体のデータは伊藤（2012MS）および鈴木（2015MS）から，沢入岩体のデータは川野（2011）からそれぞれ引用．

29

足尾山地，足利深成岩体の岩石学的研究（川野・籾山）の増加に伴い減少傾向を示すが，Cu，Rb，Th，Y，Zr

ない．２試料しか分析していないが，両者は狭い組成範は SiO2の増加に従い増加傾向にある．Nb，Ni，Pb，V

囲で一致したパターンを有する．

は明瞭な変化傾向は認められない．一方，暗色包有物はSiO2の増加に伴い Ba，Co，Cr，Ga，Nb，Ni，Rb，Th，
V，Y，Zn は 減 少 傾 向 に あ る が，Pb，Sr，Zr は SiO2の増加に伴い増加傾向にある．また，Cu は同程度の濃度

Ⅴ．考察
V －１．沢入型花崗岩類間の比較を示しているため変化傾向は認められない．また，Ba

まず，岩相の類似性から従来同じ沢入型花崗岩類に区と Pb は花崗岩質岩の方が暗色包有物より富む特徴があ分されている鹿ノ入岩体，沢入岩体と足利岩体の比較をり，Th と Zr は暗色包有物と花崗岩質岩が同程度の濃度行う．これらの３岩体はいずれも足尾帯堆積岩に貫入を示し，他の元素は暗色包有物の方が富む．鹿ノ入岩体

し，接触変成作用を与えている（矢内，1972）．すなわ

や沢入岩体と比較した場合，花崗岩質岩は両岩体の領

ち，いずれの岩体も異地性ではなく，現在露出する場所

域と重複するものの，Ba，Co，Cr，Nb，Pb，Th，V，に貫入してきたものであろう．鹿ノ入岩体からは年代値

Zn は鹿ノ入岩体の領域と重複する領域に点示される試が報告されていないが，足利岩体からは89 Ma の黒雲母料が多い．Rb や Y は両岩体よりも明らかに乏しく，Sr

K-Ar 年代，沢入岩体からは88 Ma，89 Ma および93 Ma

は明瞭に富む特徴が認められる．暗色包有物は Nb，Rb，の 黒 雲 母 K-Ar 年 代（Shibata and Miller, 1963； 河 野・Th で鹿ノ入岩体の領域近傍に点示されるが，多くの元植田，1966；矢内，1972 ；Sudo et al., 1998）が報告さ

素では両岩体と異なる領域に点示される．

れていることから，足利岩体と沢入岩体の貫入はほぼ同

第２表に全岩の希土類成分元素の分析結果を示し，第じ時期であったと推定される．

８図に，C1コンドライト（Anders and Grevesse, 1989）

そ れ ぞ れ の 岩 体 を 構 成 す る 岩 石 は， 足 利 岩 体 が 花で規格化した足利岩体の希土類成分元素パターンを示す．

崗 閃 緑 岩 及 び 花 崗 岩， 鹿 ノ 入 岩 体 が 花 崗 閃 緑 岩（ 伊花崗岩質岩では軽希土類（La から Sm）において組成幅

藤，2012MS），沢入岩体は花崗閃緑岩及び花崗岩（川が認められるものの，重希土類（Gd から Lu）では組成

野，2011）となっており，花崗閃緑岩を含む点で共通性

幅が狭くなっている．特に Tm から Lu にかけてやや増が認められる．しかし，それぞれの岩体の有色鉱物組み

加する共通の特徴が認められる．Eu は32705が顕著な負合わせをみてみると，足利岩体は黒雲母と白雲母（第３異常を示すが，他の試料は正異常を示すものや，ほとん

図 C，D，E，F），沢入岩体は黒雲母のみ（川野，2011），

ど異常が見られない場合もある．暗色包有物は花崗岩質

鹿ノ入岩体は黒雲母と普通角閃石となっており（川野ほ

岩とほぼ同じパターンを示すが，Eu の異常は認められか，1999），共通性は認められない．一般に普通角閃石

第２表
Sample No.
La（ppm）
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
U

30

32701
56.07
104
11.54
37.5
5.03
1.31
2.85
0.38
1.58
0.25
0.71
0.11
0.87
0.17
5.94
1.49
2.26

32702
27.00
50.0
5.61
18.7
2.71
1.20
1.93
0.28
1.41
0.26
0.88
0.14
1.08
0.21
5.71
1.43
2.22

LA-ICP-MS 分析法による希土類成分元素組成
花崗岩質岩
32703
32704
64.59
38.21
117
70.8
12.97
7.90
41.4
25.7
5.39
3.53
1.19
1.21
3.18
2.25
0.43
0.30
1.72
1.33
0.28
0.24
0.84
0.77
0.13
0.11
0.93
0.91
0.18
0.18
5.14
5.18
1.41
1.74
2.07
2.35

32705
42.69
80.5
9.16
30.1
4.57
0.83
2.87
0.41
1.82
0.29
0.92
0.13
0.99
0.18
5.47
1.26
2.06

32708
18.53
34.7
4.04
13.6
2.39
1.26
1.77
0.26
1.28
0.24
0.76
0.12
1.05
0.21
6.50
1.38
1.88

暗色包有物
32706
32707
31.91
37.02
56.0
65.7
6.45
7.52
21.6
25.0
3.62
3.90
0.93
1.01
2.78
2.72
0.45
0.44
2.38
2.19
0.41
0.37
1.26
1.14
0.19
0.16
1.35
1.18
0.25
0.22
4.72
4.70
1.67
1.24
2.26
1.43

地球環境研究，Vol.25（2023）

第８図

希土類成分元素パターン図

C1コンドライトの値は Anders and Grevesse（1989）から引用．
は Ca に富む鉱物で，メタアルミナスなマグマから晶出
し，白雲母は Al や K に富む鉱物で，パーアルミナスなマグマから晶出することが知られている（高橋，1999）．
Chappell and White（1974）は前者を I-type 花崗岩，後者を S-type 花崗岩として分類し，S-type 花崗岩は堆積物の影響を強く受けて形成されたと考えられている（高橋，1999）．すなわち，足利岩体と鹿ノ入岩体では，有色鉱物組み合わせの違いから，同一のマグマから形成された可能性はかなり低いと考えられる．
第５図の主成分元素の変化傾向をみると，沢入型花崗岩類の SiO2含有量は重複しており，ひとつのマグマが結晶分化作用によって，化学的性質を変化させつつ，３つの岩体をそれぞれ形成したとは考えられない．そこ

第９図

分化指数に対する全炭素図

高月山岩体，大隅岩体，屋久島岩体のデータはIshihara and Terashima（1989）から引用．

で，個々の岩体を形成したマグマは独立して存在していたとして，各岩体の化学的特徴を検討する．足利岩体はⅤ−２．西南日本外帯に分布する S-type 花崗岩との比較

鹿ノ入岩体や沢入岩体と化学的特徴が類似するものの，足利岩体はパーアルミナスなマグマから形成された可Fe2O3，MnO，MgO，Na2O，P2O5は鹿ノ入岩体と共通能性が考えられることから，S-type 花崗岩が多く分布しの変化傾向を示している．また，第７図の微量成分元素ている西南日本外帯の花崗岩類と比較し，足利岩体を形の 変 化 傾 向 で は，Ba，Co，Cr，Nb，Pb，Th，V，Zn

成したマグマについて検討を行う．

において，足利岩体と鹿ノ入岩体の類似性が認められる．

第９図に分化指数－全炭素図を示した．この図には

ただし，足利岩体は他の２岩体よりも Sr に富み，MgO

比較のために西南日本外帯の S-type 花崗岩の代表であや Co，Nb，Rb，Y に乏しく，異なった化学的性質も有る高月山岩体，大隅岩体，屋久島岩体（Ishihara and

している．

Terashima, 1989）の値も示している．図をみると，西

また，A.S.I. と SiO2の関係（第６図）をみると，足利

南日本外帯の S タイプ花崗岩に比して足利岩体は全炭素

岩体は鹿ノ入岩体，沢入岩体よりも A.S.I. が相対的に高濃度が極めて高いことが明らかである．足尾層群は主とく，前述のように足利岩体にのみ，白雲母が含まれていして泥質堆積岩から構成されており（矢内，2008），一ることと調和的である．つまり，足利岩体はパーアルミ

般に泥質堆積岩には有機物が大量に含まれていると考え

ナスなマグマから形成されたことを示唆している．

られるため（高橋，1999），足利岩体の全炭素濃度が高いことは，泥質堆積岩との反応が西南日本外帯の S タイ
プ花崗岩よりも大きかったことを示唆している．
31

足尾山地，足利深成岩体の岩石学的研究（川野・籾山）第10図スパイダーグラム

MORB の値は Pearce（1983）から引用．
Ⅴ−３．足利岩体の成因
足利岩体の成因を考察するために，第10図に MORB
で規格化したスパイダーグラムを示した．花崗岩質

パーアルミナスな性質をもつマグマへと変化する．その後，結晶分化作用の進行に伴い，黒雲母などの有色鉱物に加え白雲母が晶出したと考えられる．

岩は LIL 元素に富み，HFS 元素に乏しいパターンを示す．
特に LIL 元素は Rb が最も高い値を示し，Ba，K，Sr の順に値が減少していく．HFS 元素は Nb が最も高い値

Ⅵ．まとめを 示 し，Zr，Ti，Y，P の 順 に 値 が 減 少 し て い る． 特

本研究では，足尾山地に露出する沢入型花崗岩類に属に Zr は P や Ti，Y に比べ突出している．ただし，試料する足利岩体の岩石学的研究を行った．足利岩体は，中32705は P の含有量が多く，他の試料の３倍ほどになっ粒の花崗岩，花崗閃緑岩から構成され，トーナル岩質のているが，含有量そのものが0.1 wt% 以下となっており，

暗色包有物を含有する．足利岩体の花崗岩質岩や暗色包その変位が試料本来の特徴を示しているか定かではな

有物の A.S.I. は1.1～1.3であり，共にパーアルミナスな特い．暗色包有物は，花崗岩質岩と同様に，LIL 元素に富徴を示している．沢入型花崗岩類に属する鹿ノ入岩体

み，HFS 元素に乏しい特徴を示している．P の含有量はや沢入岩体と比較した場合，足利岩体は白雲母を含有し，やや多いが，これは暗色包有物が相対的に SiO2に乏しい

高い A.S.I. の値を有することで特徴付けられる．含まれことを反映していると考えられる．全体を通してみると，る有色鉱物の種類および全岩化学分析の結果より，沢入

足利岩体は LIL 元素に富み，HFS 元素に乏しいことか

岩体，鹿ノ入岩体を形成したマグマと，足利岩体を生成

ら，島弧的火成岩類の特徴を示している（Pearce et al.，

したマグマはそれぞれ異なると推定される．S-type 花崗

1984）
．

岩の代表である西南日本外帯の高月山岩体，大隅岩体，

先に述べたように，足利岩体は，沢入岩体と活動時期

屋久島岩体と足利岩体の分化指数―全炭素を比較すると，が重なるものの，有色鉱物組み合わせや化学的特徴には

足利岩体は全炭素濃度が極めて高く，足尾層群の主体で類似性が認められないことから，異なる起源を有するとある泥質堆積岩（矢内，2008）との反応が顕著であった推定される．また，足利岩体は鹿ノ入岩体と化学的特徴と推定される．また，足利岩体が島弧的火成岩類の特徴は類似するが，含有する有色鉱物組み合わせや A.S.I. のを示していることから，島弧下においてマントルの部分

値が異なり，同じマグマから形成されたとは考えがたい．

溶融によって生じたマグマが，泥質堆積岩と反応し，白つまり，岩石学的検討によれば，足利岩体は鹿ノ入岩体

雲母を晶出するようなパーアルミナスな特徴を有するにや沢入岩体とは別のマグマから形成されたと推定される．

至ったと考えられる．

これまで述べてきた足利岩体の岩石学的特徴から，形成過程を次のように推定できる．まず，島弧下における謝辞

海洋地殻の沈み込みに伴う脱水分解作用によって，マン

本研究は筆者の一人（籾山）が行った卒業研究の内容

トルの部分溶融が起こり，マグマが発生する．発生したを発展させたものである．当時，本学地球環境科学部環

マグマは周囲よりも密度が小さいため上昇を始め，その境システム学科に所属されていた清水健太さん，小谷野

過程で足尾層群の泥質堆積岩（矢内，2008）と反応し瑞希さんには，野外調査および試料採取の際にご協力

32地球環境研究，Vol.25（2023）

いただいた．なお，本研究に用いた蛍光 X 線分析装置（XRF）およびレーザーアブレーション誘導結合質量分
析装置（LA-ICP-MS）は立正大学地球環境科学部環境システム学科の実験実習費によって購入された教育機器である．環境システム学科関係者各位には機器の導入および保守管理に関して日頃よりご協力頂いている．最後に，匿名の査読者には本論の改善に有益な多数のコメントを賜った．以上の方々に厚く感謝申し上げる．

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足尾山地，足利深成岩体の岩石学的研究（川野・籾山）
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Petrology of the Ashikaga plutonic body,
Ashio Mountains, central JapanKAWANO Yoshinobu ＊ and MOMIYAMA Sumire ＊＊Faculty of Geo-Environmental Science, Rissho University
Graduates of Faculty of Geo-Environmental Science, Rissho University＊＊＊

Abstract：
Petrological study of the Ashikaga plutonic body, which belongs to the Sori Granitoids exposed in the Ashio
Mountains, was performed. The plutonic body is composed of medium-grained granite and granodiorite, andcontains tonalitic dark inclusions. Aluminum saturation index（A.S.I.）of the granitic rocks and dark inclusionsof the Ashikaga body is 1.1 to 1.3, both of which show peraluminous characteristics. Compared with the Sori andKanoiri bodies, which belong to the Sori Granitoids, the Ashikaga body contains muscovite and is characterized byhigher A.S.I.（> 1.1）
. Based on the mafic mineral assemblage and the results of whole-rock chemistry, the Ashikaga
body is presumed to have originated from a different magma than the Sori and Kanoiri bodies. The Ashikaga bodyhas a high carbon content, suggesting that the source magma reacted with the pelitic sedimentary rocks of the
Ashio Group. Source magma of the Ashikaga body exhibits characteristics of arc type igneous rocks, and it can beconsidered that generated by partial melting of the mantle below the arc. It is thought that the magma reactedwith the pelitic sedimentary rocks and had peraluminous characteristics such as crystallizing muscovite.
Key words： Ashikaga body, granitic rock, muscovite, geochemistry, carbon content

34