火山 第 48 巻 (2003)
第 6 号 461ῌ470 頁

論 説

広帯域 MT 法による紀伊半島の中新世珪長質火成岩体の深部構造
梅 田 浩 司῍῎上原大二郎῍῎小 川 康 雄῍῍῎工 藤

健῍῎角 田 地 文῍ῑ2003 年 5 月 12 日受付ῌ 2003 年 10 月 21 日受理ῒDeep Structure of the Miocene Igneous Complex in the Kii Peninsula, Southwest
Japan, Inferred from Wide-band Magnetotelluric Soundings
Koji UB:96῍, Daijiro U:=6G6῍, Yasuo O<6L6῍῍,Takeshi KJ9D῍ and Chifumi K6@JI6῍
Miocene igneous complexes in the Outer Zone of Southwest Japan intruded into the Shimanto accretionary
prism of Cretaceous to Tertiary age, in association with tectonic events such as the opening of the Japan Sea andbeginning of the subduction of the Shikoku Basin beneath the southwest Japan arc. A wide-band magnetotelluric
survey was carried out in order to image the deep structure of the Kumano Acidic Rocks and the Omine Granitic
Rocks which are large igneous complexes of Middle Miocene age in the Kii peninsula. The electrical resistivity
structure of the area down to 30 km was estimated from the two dimensional inversion for the TM mode data. The
electrical resistivity structure comprises a resistive layer of about 5 km thickness in the uppermost part of crust, a
conductive layer at depths of 8ῌ15 km beneath the Cretaceous sedimentary terrane, and a highly resistive bodyextended to the depth of about 20 km beneath the Miocene igneous complexes. Location and geometry of thehighly resistive body are likely to indicate that the Kumano Acidic Rocks and the Omine Granitic Rocks areconnected together in deeper subsurface. K-Ar and FT ages, geochemical compositions and other geophysicaldata support that the resistive body is composed of several fossil magma reservoirs in relation to the Kumano
Acidic Rocks and the Omine Granitic Rocks.
Key words: wide-band magnetotelluric survey, Kii peninsula, Kumano Acidic Rocks, Omine Granitic Rocks,
fossil magma reservoir

1. は じ め に

計回りの回転ῌ 四国海盆の沈み込みといったテクトニッ

西南日本外帯には外帯酸性岩類 (Shibata, 1962) と称

クなイベントとほぼ同時期に生じたと考えられている

される中期中新世に活動した珪長質の火成岩体が広く分ῑ例えばῌ 高橋ῌ 1980; Shinjoe, 1997ῒ῍

布する῍ またῌ その背弧側には高マグネシウム安山岩を紀伊半島にはῌ 主に先新第三系の四万十累層群および含む瀬戸内火山岩類 ῑMorimoto et al.ῌ 1957; 中田῎高

新第三系の熊野層群等が広く分布しῌ それらを基盤とし

橋ῌ 1979ῒ が産する῍ これらの火成活動はῌ 中期中新世て熊野酸性火成岩類 ῑ荒牧῎羽田ῌ 1965ῒῌ 大峯花崗岩類の日本海の拡大およびそれに伴う西南日本ブロックの時
῍ ῔509ῌ5102 土岐市泉町定林寺 959ῌ31
核燃料サイクル開発機構東濃地科学センタ῏Tono Geoscience Center, Japan Nuclear Cycle
Development Institute, Toki 509ῌ5102, Japan.
῍῍ ῔152ῌ8550 東京都目黒区大岡山 2ῌ12ῌ1
東京工業大学火山流体研究センタ῏Volcanic Fluid Research Center, Tokyo Institute ofTechnology, Meguro-ku, Tokyo 152ῌ8550, Japan.
Corresponding author: Koji Umeda
e-mail: umeda@tono.jnc.go.jp

ῑKawasaki, 1980; 村田ῌ 1982; 志井田῎他ῌ 1989ῒ などῌ

あわせて数百 km3 を超える外帯酸性岩類が存在する῍ 両
岩体は近接しῌ 北北東ῌ南南西方向に平行に伸長した分布を示す῍ またῌ 両岩体の活動時期はともに 14ῐ15 Maと推定されていること ῑ角井῎他ῌ 1998; Sumii and Shinjoe, 2003ῒῌ チタン鉄鉱系列の花崗岩に属すること ῑ諏訪῎他ῌ 1989ῒ などῌ 多くの共通点を有しておりῌ 両岩
体は成因的にも密接に関係していると考えられる῍
一方ῌ これらの火成岩体の深部構造を明らかにすることはῌ 西南日本外帯の火成活動やテクトニクスの解明に梅田浩司῎上原大二郎῎小川康雄῎工藤 健῎角田地文

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重要な制約条件を与える῍ 花崗岩類を主体とした火成岩

野カルデラの形成に伴う円錐型の岩床と考えられている体の深部構造はῌ 主に反射法地震探査などによる地震波(Miura, 1999).

速度構造から推定されておりῌ 上ῑ中部地殻のバソリス

大峯花崗岩類はῌ 普通角閃石花崗岩ῑ花崗閃緑岩からの広がりや厚さなどに関する情報が得られている ῒ例えなる洞川῎白倉岩体ῌ 優白色花崗岩からなる川迫ῌ 旭῎

ばῌ Lynn et al., 1981; Mortimer et al., 2002ΐ῍ これに対し

天狗山῎白谷岩体ῌ 花崗斑岩および石英斑岩からなる片

どろがわ

こう せ

かた

ごう

てῌ MT 法観測などによる比抵抗構造から深成岩体の構川ῌ椋呂岩体に区分される ῒ村田ῌ 1982ΐ῍ これらはῌ 北

造に関する情報が得られた例は少なくῌ 深成岩体の一部部では四万十累層群および秩父累帯の一部を南部では熊であったり ῒ例えばῌ 飯尾῎他ῌ 2000ΐῌ 地表において露野層群を貫いている῍ 大峯花崗岩類は大峯山脈に沿って出が確認されていない潜在深成岩体である場合 ῒ例え

分布しῌ 大峯花崗岩類による接触変成帯がこれらの露出

ばῌ Mitsuhata et al., 2001ΐ が多い῍

地域の外縁部を包括してῌ 南北に長く連続していること

本研究ではῌ 熊野酸性火成岩類ῌ 大峯花崗岩類などのからῌ 大峯山脈の地下には延長 45 km 以上にも達する一珪長質火成岩体の深部構造を把握するためῌ 紀伊半島南連の花崗岩体が伏在しているものと推定されている ῒ志部を横断する広帯域 MT 法観測および 2 次元比抵抗構

井田῎他ῌ 1989ΐ῍ なおῌ 熊野酸性火成岩類と大峯花崗岩

造解析を行うとともにῌ 岩体の年代値ῌ 化学組成なども類の関係を直接示す露頭がないことからῌ 両者の前後関併せて中新世の珪長質火成活動についての検討を行っ係は不明である῍た῍

紀伊半島最南端の潮岬 ῎ 大島にも中新世の火成岩類
ῒ潮岬火成複合岩体῏ 三宅ῌ 1981ΐ が存在するがῌ これら

2. 地 質 概 説

は岩石種と化学組成の特徴から外帯酸性岩類とは区別さ調査地域である紀伊半島南部はῌ 西南日本外帯の四万れている ῒ三宅ῌ 1981ΐ῍ 潮岬複合岩体はῌ ソレアイト質

十帯に位置しῌ 下位より白亜系ῑ下部中新統の四万十累のはんれい岩῎玄武岩ῌ 流紋岩質の溶岩῎凝灰岩からな

層群ῌ 下ῑ中部中新統の熊野層群ῌ 田辺層群および中期

る῍ このうちῌ 層序的に下位の流紋岩が熊野層群と指交

中新世の火成岩類からなる῍ 四万十累層群は日高川帯を関係にあることからῌ 本岩体は前期中新世末期頃に活動構成する白亜系の日高川層群ῌ 音無川帯を構成する始新を開始したものと推定されている ῒ久富῎三宅ῌ 1981ΐ῍

む ろ

統の音無川層群および牟婁帯を構成する始新統ῑ下部中

またῌ 最近行われたフィッション῎トラック年代測定で新統の牟婁層群からなりῌ これらは断層によって境されはῌ 約 13ῑ15 Ma の値が得られている ῒ星῎他ῌ 2003ΐ῍

る῍ 四万十累層群は付加体または前弧海盆堆積物からなりῌ 地層は著しい変形を受けている ῒ平ῌ 1981ΐ῍ 熊野層

3. 広帯域 MT 法調査

群は積算層厚が 4,000 m に及ぶ海成の前弧海盆堆積物で大地の比抵抗は岩石の種類ῌ 風化や変質ῌ 空隙率ῌ 含ありῌ 四万十累層群を傾斜不整合で覆う ῒ久富ῌ 1981ΐ῍

水率ῌ 温度などに依存しているためῌ 比抵抗構造から深またῌ 半島南西部の田辺層群はῌ 四万十累層群を傾斜不部の地質構造を推定することができる῍ MT 法 (magne-

整合で覆いῌ 小規模の高マグネシウム安山岩岩脈によっ

totelluric method) は太陽風によって発生する地磁気脈動て貫かれている ῒ三宅῎他ῌ 1985ΐ῍

ῒ主に 1 Hz 以下ΐ や雷放電から発生する空電 ῒ1 Hz 以

中期中新世の火成岩類は外帯酸性岩類に属する熊野酸上ΐ などの自然界に存在する電磁場信号を測定する電磁性火成岩類および大峯花崗岩類である῍ 熊野酸性火成岩探査法でありῌ 地表下数十 km までの比抵抗構造を求め類はῌ 熊野層群を不整合で覆いῌ 場所によっては熊野層ることができるほとんど唯一の手法である῍ 電磁波が大群中に貫入する῍ 下位より神ノ木流紋岩ῌ 流紋岩質凝灰地に浸透するときῌ 周波数が低いほど減衰が小さくῌ 地

岩および花崗斑岩に区分される῍ またῌ 主岩相である花下深部までエネルギῐが達する῍ したがってῌ 高周波帯

崗斑岩は南岩体と北岩体に大別される῍ 熊野酸性火成岩域で得られるデῐタは地下浅部ῌ 低周波帯域のそれは地

類はῌ 流紋岩質の溶岩῎火砕流の噴出に伴いマグマ溜り

下深部の比抵抗構造を反映している῍ 広帯域 MT 法ではの天井部が崩壊しῌ 大量の珪長質マグマの流出により南1 つの測点で幅広い周波数帯域を測定することによりῌ

北二つの溶岩湖が形成されῌ これが比較的短時間に冷却

比抵抗電気探査のように電極間隔を広げることなく地下固結し花崗斑岩を形成したと考えられた ῒ荒牧ῌ 1965ΐ῍

浅部から深部までの情報を得ることができることが特長

またῌ 最近では荒牧 (1965) のいわゆる漏斗型ではなくῌである῍

ピストンシリンダῐ型カルデラが形成されたことも指摘

紀伊半島の大規模な測線を配した広帯域 MT 法調査されている (Miura, 1999)῍ 南岩体の南縁から約 10ῑ20はῌ 主に半島下へのフィリピン海プレῐトの沈み込み構km 南側にはῌ 半弧状の貫入岩体があるがῌ これらは熊造を明らかにすることを目的としてῌ プレῐトの沈み込広帯域 MT 法による紀伊半島の中新世珪長質火成岩体の深部構造

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Fig. 1. Simpliﬁed geological map of the Kii peninsula made from Tokuoka et al. (1981) and Yoshimatsu et al.
(1999). MT sites are indicated by the black dots (ΐ).

みに対応する北西ῌ南東方向の測線で行われている ῑ例

域的なノイズの除去を行った後ῌ 観測デ῏タの一定長ごえばῌ Fujita et al., 1997ῒ῍ 本研究では熊野酸性火成岩類ῌ

とに coherency を基にした見掛比抵抗曲線および位相曲

大峯花崗岩類などの深部構造を把握することを目的とす

線のチェックを行いῌ SN 比の高い良質なデ῏タの選択るためῌ これらの火成岩体の構造 ῑ岩体の伸長方向ῒ とを行った ῑ例えばῌ 藤縄῎他ῌ 1998; Ogawa et al., 2002; 上

直交する東西方向に測線を配置した῍ またῌ 火成岩体近原῎他ῌ 2003ῒ῍ これらの解析によりῌ インピ῏ダンステ

傍 ῑ観測点 S109ῐ112ῒ では約 5 km の間隔でῌ その周辺

ンソルῌ 見掛比抵抗ῌ 位相ῌ ティッパ῏ストライクῌῑ観測点 S107ῐ109ῒ では約 10 km 間隔で 9 つの観測点

ティッパ῏マグニチュ῏ドῌ スキュ῏ネスなどの比抵抗を設置した (Fig. 1). このうちῌ 観測点 S107ῐ112 の 6 地構造に関するパラメ῏タを算定した῍点については 2001 年 11 月ῐ12 月にῌ 観測点 S201ῐ203の 3 地点についてはῌ 2002 年 11 月に観測を行った῍ 観

4. 比抵抗構造

測は Phoenix 社の MTU-5 システムを用いてῌ 電場῎磁

4ῌ1 構造パラメῌタ

場 5 成分 ῑテンソルῒ の時系列を測定しῌ フ῏リエ変換

地下の比抵抗構造が深度方向にのみ変化する 1 次元構によって 384 Hzῐ0.00055 Hz の 40 周波数の電磁場スペ造の場合にはῌ インピ῏ダンスはῌ 方向に依存しないス

クトルを求めた῍ 観測に際してはῌ 低周波数帯におけるカラ῏量となるがῌ 実際には多次元構造であるためインデ῏タの品質を高めるためῌ 人工ノイズが小さいと考え

ピ῏ダンスも異方性を示す῍ デ῏タ解析に先立ってῌ 構られる夜間に 5 日間の測定を行った῍ またῌ 地域的なノ造の次元について検討することが肝要である (Ogawa,

イズを軽減するためのリモ῏トリファレンス処理

2002)῍ まずῌ 構造の 2 次元性について検討するためῌ そ(Gamble et al., 1979) を行うためῌ リファレンス観測点

れぞれの観測点および周波数ごとに Groom and Bailey

を紀伊半島から南西に約 500 km 離れた鹿児島県大口市(1989) によるテンソル分解を行った῍ さらにῌ 推定されに設置しῌ 観測を行った῍ なおῌ 両観測点の時刻の同期

た 2 次元走向がまとまった傾向を示すかどうか検討するは GPS により行った῍ためῌ 周波数ごとに推定された走向のヒストグラムを作

周波数解析ではῌ リモ῏トリファレンス処理により地成した῍ Fig. 2 はすべての観測点における主軸方向の分

梅田浩司῎上原大二郎῎小川康雄῎工藤 健῎角田地文

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Fig. 2. Rose diagrams of impedance strikes estimated by the Groom-Bailey tensor decompositions. Note that thep/2 ambiguities are also included in each diagram.

Fig. 3. Distribution of real components of induction vectors at the frequencies 96 Hz and 0.28 Hz.

布をῌ 100ῐ10 Hz, 10ῐ1 Hz, 1ῐ0.1 Hz, 0.1ῐ0.01 Hz,

数でありῌ 地表浅所の構造に影響されにくいのでῌ 深部

0.01ῐ0.001 Hz の 5 つの周波数帯域ごとにロ῏ズダイア

構造の不均質性を検討するのに優れている῍ インダク

グラムで示したものである῍ なおῌ 推定された走向にはションベクトルはῌ 地磁気変換関数をベクトル表示した

90ῑ の不定性があるので不定性について考慮して表示しものでῌ その実部はより比抵抗の低い方向に向きῌ 比抵てある῍ これによると 1 Hz 以上の走向はῌ ばらつきがあ

抗コントラストが強いほどῌ その大きさが大きくなる῍

るもののῌ 1 Hz 以下では南北方向あるいは東西方向に

Fig. 3 に 96 Hz, 0.28 Hz に対するインダクションベクト

卓越しῌ 特に 1ῐ0.01 Hz では主軸の方向が良くまとルの実部を示す῍ なおῌ 各観測点の見掛比抵抗の平均はまっている῍
地磁気変換関数はῌ 鉛直磁場と水平磁場の間の変換関

500 Wm 程度でありῌ 96 Hz, 0.28 Hz に対応する表皮深度は約 1 km と約 20 km と考えられる῍ 96 Hz におけるイ

Fig. 4. Two-dimensional resistivity model for the TM mode based on the inversion method by Ogawa and Uchida(1996). Hypocenters of microearthquakes for the period from January 1995 to December 2002 (determinedby ERI, University of Tokyo) are projected, which are represented by the white dots (ῒ).
Fig. 5. The observed and the calculated MT responses for each site. The calculated apparent resistivity and phaseare derived from the best-ﬁt two dimensional model (Fig. 4).
Fig. 6. The 2 to 100 km band-passed Bouguer anomaly map over the Kii peninsula (after Kakuta et al., 2002). A
linear trend is also subtracted from the gravity anomaly distribution.

広帯域 MT 法による紀伊半島の中新世珪長質火成岩体の深部構造

Fig. 4.

Fig. 5.

Fig. 6.

465

梅田浩司 上原大二郎 小川康雄 工藤 健 角田地文

466

ンダクションベクトルは 方向性に乏しく絶対値も小さ抗層であるかは不明である Fujita et al. (1997) は この

いのに対し インピダンスの主軸のまとまりが良い

極めて低い比抵抗層の原因について 変成した頁岩に含0.28 Hz では絶対値も大きくなり 観測点 S110, 202 を境

まれる炭素や鉄鉱物などの特有な物質 (Stanley, 1989) のに東側の観測点では東南東方向に 西側の観測点では存在を指摘しているが もう一つの可能性として Hynd-

西西北西方向を示す
これらのことから この地域の深部の比抵抗構造は

man (1988) による 400 等温度面モデルが考えられる

このモデルによると プレト上面で脱水反応によって大局的には南北走向と考えられ 火成岩体の分布から推放出された水は 400500 の温度を示す深度まで上昇定される構造と調和的であると同時に 大峯山脈付近のし 岩石との加水反応や鉱物の晶出によって不透水層を地下深部には ほぼ南北走向の高比抵抗体が存在すると形成する いったん 不透水層が形成されれば 上昇す推定できる

る水は不透水層下にトラップされるが 一般に 岩石中4ῌ2

2 次元解析

の含水率が大きいほど比抵抗値は小さくなるため

2 次元解析は 水平一方向には比抵抗構造が変化せず

400500 の等温線に沿って低比抵抗層が形成される

無限に連続するという仮定の下で 観測されたインピと考えられている 紀伊半島では高い地殻熱流量が観測

ダンスを最も良く説明する比抵抗モデルを求めるものでされており 半島南部では 80100 mWm2 にも及ぶある ここでは Ogawa and Uchida (1996) のアルゴリズ

古川 他 1997 岩石の熱伝導率は 岩石種によってムを用い 地下 30 km までの比抵抗構造を求めた 地下

異なるものの 仮に四万十累層群の岩石の熱伝導率を深部の構造に対応するインピダンスの主軸とインダク

3.0 Wm1K1 新エネルギ

ションベクトルの方向を参照し 東西方向 測線方向

1993 とすると 地温勾配は約 30 Kkm1 となる この産業技術開発機構

の電場とそれに直交する磁場から得られるインピダン

地温勾配を低比抵抗層の深度まで外挿した場合 低比抵スを TM モドと定義した なお 観測点 S112 の東側

抗層付近の深度は 400 以上に達することから この低

約 5 km には熊野灘 S107 の西側約 10 km には紀伊水道

比抵抗層を Hyndman (1988) のモデルによって説明するが広がっており 少なからず海の影響を受けている可能

こともできる なお 地殻内の温度が脆性ῌ塑性遷移領域

性があることから モデル化に際してはこれらの領域を超えると岩石のせん断破壊は延性的な挙動を示すと考両端 を 0.3 Wm に固定して解析を行った

えられるが 低比抵抗層の下位においても地震の発生が2 次元解析によって得られた比抵抗モデルを Fig. 4 に認められる (Fig. 4) これらは 脱水反応によって放出示す なお この比抵抗モデルによる各観測点での見掛された自由水によって有効圧力が減少し 岩石の強度が比抵抗と位相の計算値と観測値との比較を Fig. 5 に示低下するだけではなく 地殻下部の一部が脆性化したこ

す これによると地下 5 km 以浅には ほぼ水平方向にとによるものと考えられる 例えば 大中 2003

100 Wm 以上の高比抵抗層が広く存在する また 高比抵

大峯山脈からその東側の地下 20 km 付近までに存在

抗層の下位の地下 815 km にかけて顕著な低比抵抗層

する高比抵抗体は 上記の低比抵抗層および四万十累層(110 Wm) が認められる これらと非調和的に観測点 S

群 熊野層群と考えられる比抵抗層を下部から押し広げ

110, 202, 111 の地下 20 km 付近までには やや西側に傾るように地下 23 km 付近まで連続している この高比く大規模な高比抵抗体 1,000 Wm 以上 が存在する 地

抵抗体は大峯花崗岩類および熊野カルデラの西側の直下

下 25 km 以深については 観測点 S109 の東側にかけてに位置する 一方 Fujita et al. (1997) の北西ῌ南東方向

100 Wm 以下のやや低い比抵抗値を示す

の解析断面においても 御坊ῌ萩構造線以南において地下 120 km に数十 km 以上の広がりを有する 1,000 Wm

5. 考

察

以上の高比抵抗体が確認されている これらの比抵抗値

比抵抗構造によると大局的には 地下 5 km 以浅ははともに 1,000 Wm 以上であること 高比抵抗体の基底

100 Wm 以上の高比抵抗層によって構成されており こ

深度が調和的であることから 両者は同一のものである

れらは四万十累層群 熊野層群に相当すると考えられ可能性が高い その場合 大峯山脈からその東側の地下る 高比抵抗層の下位の地下 815 km には 10 Wm 以下には 数十 km 以上の広がりを有する高比抵抗体が存在の低比抵抗層の広がりが水平からやや西傾斜で存在すすることが考えられる この高比抵抗体についてる 一方 Fujita et al. (1997) は紀伊半島中部の北西ῌ南

Fujita et al. (1997) は ユラシアプレトに衝突 付加

東方向の解析断面の御坊ῌ萩構造線以北において 地下 5された大陸的性格を有する地質体 いわゆる黒潮古陸km 付近に低比抵抗層を確認している これらの比抵抗

Harata et al., 1978 である可能性を指摘している しか

値はともに 10 Wm 以下であるが 両者が連続した低比抵しながら 今回の解析によると深部の比抵抗構造が熊野広帯域 MT 法による紀伊半島の中新世珪長質火成岩体の深部構造467

酸性火成岩類と大峯花崗岩類の分布と調和的な南北走向

熊野酸性火成岩類および中ῐ南部大峯花崗岩類はῌ とであることῌ 東西方向の広がりが地表で認められる両岩

もに白雲母ῌ ざくろ石などを含みパ῏アルミナスな全岩体の分布と整合的であることなどからῌ この高比抵抗体

化学組成 ῑモル Al2O3/(CaOΐNa2OΐK2O) 比がともにはῌ これらの珪長質火成岩体に関連する伏在した深成岩

1.1 以上ῒ を有する S タイプ花崗岩質の岩体である῍ ま体に相当するものと推定できる῍ またῌ 両岩体に対応すたῌ 西南日本外帯花崗岩の特徴である FeO/CaO 比ῌ

る独立した複数の高比抵抗体は存在せずῌ むしろ両岩体

K2O/Na2O 比もともに 1 以上である ῑ村田ῌ 1982ῒ῍ 希土は地下深部では一つの巨大な高比抵抗体に収斂している類元素のパタ῏ンについてはῌ 両者とも軽希土に富み重ようにみえる῍ つまりῌ 比抵抗構造によると熊野酸性火

希土はフラットでῌ 比較的大きな負の Eu 異常を有する成岩類と大峯花崗岩類はῌ 地下の深成岩体 ῑバソリスῒῑ新正῎他ῌ 2001; 新正῎他ῌ 2002ῒ῍ これらのマグマの化と連結する一つのユニットである可能性がある῍

学組成の類似性はῌ 熊野酸性火成岩類と大峯花崗岩類

貫入年代の同時性ῌ

はῌ 伏在する深成岩体に連続する一つのユニットである

熊野酸性火成岩類の形成年代についてはῌ Shibata and

可能性を指示する῍

Nozawa (1968) による黒雲母 K-Ar 年代ῌ 田上 (1982),

またῌ 村田 (1984) は花崗岩 (Qz-Ab-Or) 系の最低溶融

Hasebe et al. (1993) によるフィッション῎トラック年代

点組成などから中ῐ南部大峯花崗岩類はῌ 5 kb ῑ地下約などが報告されている῍ 最近ῌ 角井῎他 (1998) はῌ 神ノ

20 kmῒ῎740῔ の条件で泥質堆積岩の部分溶融によって

木流紋岩ῌ 主岩相である花崗斑岩ῌ 南部の円錐形岩床に生じたマグマの一部 ῑ分化したメンバ῏ῒ が 0.5ῐ1 kb

ついてῌ 黒雲母 K-Ar 年代の測定を実施するとともにῌῑ地下約 2ῐ4 kmῒ の深さまで上昇して定置したことを活動年代の再検討を行った῍ それによるとῌ 熊野酸性火示唆している῍ 一方ῌ 比抵抗モデルから推定した高比抵

成岩類は中期中新世の 14.2ῐ14.4 Ma 頃に形成されῌ 噴

抗体はῌ 地下 2ῐ3 km 付近から地下 20 km まで連続して出活動は数十万年以内といった極めて短い時間内に完了いる῍ ここでῌ 部分溶融域から定置深度までの空間が一したことが判明している῍連の活動によって上昇したマグマに充填されているとす

大峯花崗岩類についてはῌ Itaya et al. (1982) により角閃石および黒雲母の K-Ar 年代測定が行われておりῌ 角
閃石で 12.1ῐ14.2 Ma, 黒雲母で 11.6ῐ15.6 Ma の値を得

ればῌ この高比抵抗体の広がりを説明することができる῍
その他の地球物理デ῍タῌている῍ またῌ Sumii and Shinjoe (2003) は大峯花崗岩類

比抵抗デ῏タとともにῌ 地震や重力などの地球物理の 6 つの岩体から 13.4ῐ15.4 Ma の黒雲母 K-Ar 年代を

デ῏タはῌ 深部構造を推定する際の重要な情報となる῍

報告した῍ 黒雲母の K-Ar 年代で比較する限りῌ 熊野酸

Fig. 4 にはῌ 紀伊半島で 1995ῐ2002 年に発生した震源の性火成岩類と大峯花崗岩類の形成年代はῌ 誤差の範囲で分布 ῑ東京大学地震研究所地震地殻変動観測センタ῏の一致しておりῌ 紀伊半島中ῐ東部において 14 Ma 頃に大デ῏タを使用ῒ が比抵抗構造とともに示されている῍ な

規模な珪長質火成活動が集中的に生じたことを示していおῌ 震源の分布はῌ 比抵抗断面から南北各 10 km の範囲

る῍ この結果はῌ 熊野酸性火成岩類と大峯花崗岩類が成で発生したものを断面図に投影したものである῍ これに因に共通性がある一連の活動であった可能性を支持す

よるとῌ 高比抵抗体内では地震がほとんど発生していなる῍

いことからῌ 高比抵抗体を構成する物質は空隙率 ῑ含水

化学組成の類似性ῌ

率ῒ が小さいことに加えてῌ せん断強度が大きいと推定

大峯花崗岩類はῌ 鉱物組合わせῌ 全岩化学組成からできる ῑ例えばῌ 菊地῎他ῌ 1984; 桑原ῌ 1984ῒ῍ またῌChappell and White (1974) の I タイプ花崗岩と S タイプ

この高比抵抗体はῌ 高い地震波速度 (6.8 km/s) の領域と花崗岩に区分されῌ 仏像構造線以北の洞川῎白倉岩体がも整合する (Fujita et al., 1997). 一般にῌ 花崗岩類などのI タイプῌ 以南の川迫῎旭῎天狗山῎白谷῎片川ῐ椋呂

結晶質岩はῌ 堆積岩に比べて弾性波速度やせん断強度が岩体が S タイプであることが明らかにされている ῑ村

大きくῌ 空隙率が小さい ῑ例えばῌ 日本材料学会編ῌ

田ῌ 1982ῒ῍ またῌ 鉱物化学組成ῌ 微量化学組成などからῌ

1993ῒ῍ これらのことからῌ 大峯山脈からその東側の下に大峯花崗岩類は起源物質の異なる二種類のマグマによっ存在する高比抵抗体が地下深所で固結した深成岩体と考て生じたことが示唆されている ῑ村田ῌ 1984; 村田῎吉

えればῌ 地震の発生しないことや地震波高速域であるこ田ῌ 1985ῒ῍ そのためῌ 以下では熊野酸性火成岩類に隣接とが説明できる῍する中ῐ南部の S タイプ花崗岩の岩体 ῑ川迫῎旭῎天狗角田῎他 (2002) はῌ 紀伊半島南部の上部地殻の密度

山῎白谷῎片川ῐ椋呂岩体ῒ と熊野酸性火成岩類の化学の不均質性を議論するためῌ 西南日本重力研究グル῏プ

組成からみた類似性について議論する῍(Shichi and Yamamoto, 2001) などの重力デ῏タから短波

468

梅田浩司῎上原大二郎῎小川康雄῎工藤 健῎角田地文

長重力異常分布 ΐ波長 2ῒ100 km 成分῔ の解析を行って成岩体と考えられῌ その分布や岩相の違いは新第三紀以いる (Fig. 6). これによるとῌ 大峯花崗岩類の東西には岩降の地殻変動や冷却῎固結した環境の違いなどを反映し体の分布に沿うような南北に伸長する正の重力異常が認ている可能性がある῍

められるがῌ これらは高比抵抗体の分布とも整合的である῍ またῌ 大峯花崗岩類付近よりῌ むしろその両側の正謝の重力異常が認められるがῌ これらは岩体の貫入῎上昇

本研究を進めるにあたりῌ 東京大学の鍵山恒臣氏には辞に伴う東西の引張応力場によって生じた小規模のリフト

大所高所からのご指導を賜った῍ またῌ 東北大学の吉田の可能性も考えられる῍

武義氏ῌ 信州大学の三宅康幸氏には粗稿を読んでいただ

以上のことからῌ 熊野酸性火成岩類と中ῒ南部の大峯くとともにῌ 貴重なご意見を賜った῍ 東京経済大学の新花崗岩類はῌ 成因に共通性がある一連の火成活動によっ

正裕尚氏および他一名の匿名の査読者ῌ 編集委員で京都て生じた産物でありῌ 熊野酸性火成岩類は地表部に噴出

大学の大倉敬宏氏にはῌ 原稿の不備な点についてご指摘した溶岩῎凝灰岩およびカルデラ内の比較的浅所で固結いただくとともにῌ 建設的なご意見を賜った῍ なおῌ 現

した花崗斑岩ῌ 大峯花崗岩類はより深所で固結した花崗地調査にあたってはῌ 住鉱コンサルタントの棚瀬充史

斑岩῎花崗岩に相当する῍ 紀伊半島中央部にはῌ 高野῍護

氏ῌ 千葉昭彦氏ῌ 武田祐啓氏および三重῎和歌山῎奈良

摩壇山地῎大峯山脈῎大台ケ原山地が連なりῌ 新第三紀

県ῌ 関係市町村のほかῌ 観測点の地権者の方ῐには多大以降の隆起運動に伴う北東῍南西方向の隆起準平原面がなご協力をいただいた῍ 以上の方ῐにῌ 厚く謝意を表す

形成されている῍ 大峯花崗岩類はῌ この隆起帯 ΐ大峯山る῍脈῔ に位置しておりῌ 地下深所で固結した花崗岩類が中期中新世以降の傾動した隆起運動によって地表に露出したものと考えられる῍
一方ῌ 中央構造線の北方の奈良と三重の県境にはῌ 両岩体と同時期に活動した室生火砕流堆積物が存在する῍
室生火砕流堆積物はῌ 東西 28 km, 南北 15 km の範囲に分布しῌ 現存する体積は 100 km3 を超える ΐ西岡῎他ῌ
1998῔ がῌ その給源については明らかにされていない῍

近年ῌ 放射年代ῌ 古磁気方位ῌ 全岩化学組成などの特徴
からこの火砕流堆積物はῌ 奈良県東部の石仏凝灰岩ῌ 二
上層群の玉手山凝灰岩とともにῌ 熊野酸性火成岩類を給源とする広域テフラであることが指摘されている ΐ岩
野῎他ῌ 2000; 星῎他ῌ 2002; 新正῎他ῌ 2002῔῍ このような大規模火砕流を伴う火山活動ではῌ 地殻浅所に巨大なマグマ溜まりを形成することが指摘されている ΐ例えばῌ Lipman, 1997῔῍ 今回明らかにされた高比抵抗体ῌ す
なわち伏在深成岩体の規模は数百 km3 にも及ぶことからもῌ 室生火砕流堆積物などの大規模珪長質火砕流はῌ
紀伊半島中ῒ南部を給源とした活動であった可能性を支持する῍
6. ま と め

紀伊半島南部を東西に横断する広帯域 MT 法観測により比抵抗構造を推定した結果ῌ 大峯山脈からその東側の地下 20 km 付近までにはῌ 大規模な高比抵抗体が存在しῌ 熊野酸性火成岩類および中ῒ南部の大峯花崗岩類に連続していると考えられる῍ またῌ 貫入年代の同一性ῌ
マグマの化学組成の類似性などからῌ 両岩体は成因に共通性がある一連の火成活動によって形成された珪長質火

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