下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属
坂東晃紀・長田充弘・淺原良浩・石﨑泰男・大藤
下仁田町自然史館研究報告

茂

第8号（2023年3月）

令和４年度 下仁田ジオパーク学術奨励研究成果報告

下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属
Geochronological study of the Atokura Formation and contact igneous rocksin Shimonita-machi, Gunma Prefecture, central Japan

坂
石

東
﨑

晃
泰

紀1）・長
男4）・大

田
藤

充

弘2）・淺
茂4）

原

良

浩3）

Kohki Bando, Mitsuhiro Nagata, Yoshihiro Asahara,
Yasuo Ishizaki and Shigeru Otoh

キーワード：跡倉ナップ，跡倉層，Hf 同位体，U-Pb 年代，ジルコン
Key words : Atokura nappe, Atokura Formation, Hf isotope , U-Pb dating, zircon（1963）は，跡倉層から後期白亜紀 Cenomanian

はじめに～ Coniacian を指示する二枚貝化石を報告してい中央構造線沿いには，三波川帯構成岩類の構造る．一方，竹内・牧本（2003）は，跡倉東方細萱地

的上位に，主にペルム紀の花崗岩類，白亜紀中期域で，跡倉層を貫く石英閃緑岩脈から 112±3 Maの深成岩－変成岩複合岩体，及び後期白亜紀の前（前期白亜紀 Albian ～ Aptian に相当，Cohen et

弧海盆堆積物からなる異地性岩体が点在する（例al. 2022）の角閃石 K-Ar 年代を報告し，跡倉層のえば，武田ほか 1993；高木・柴田 2000；Takagi

下限の堆積が少なくとも 110 Ma（Albian）以前にand Arai 2003）．関東山地では，群馬県下仁田地

遡ると指摘した．また，生野ほか（2016）は，跡倉域，埼玉県金沢－神山地域，および小川－寄居地域

層から前期白亜紀 Barremian を指示するアンモナに異地性岩体の分布が知られ，これらの異地性岩体

イト化石を報告している．このように，先行研究には「跡倉ナップ」と総称される（例えば，藤本ほよる跡倉層の時代幅は Albian 末期～ Coniacian（26

か 1953；新井ほか 1963；高木ほか 2016；保科・

Myr 以上，Cohen et al. 2022）と長期にわたるた

関東山地研究グループ 2017）．

め，跡倉層の地層区分や堆積年代を再検討する必要

群 馬 県 下 仁 田 地 域 に は， 跡 倉 ナ ッ プ 構 成 要 素がある．

の 白 亜 系 跡 倉 層 が 分 布 す る（ 第1図 ）．新井ほか

地層の堆積年代を議論するうえで，砕屑性ジル

2023年1月20日受付．2023年2月17日受理．
1）富山大学大学院理工学研究科理工学専攻
Graduate School of Science and Engineering, University of Toyama, 3190 Gofuku, Toyama 930-8555, Japan(m22c1325@ems.u-toyama.ac.jp)
2）国立研究開発法人日本原子力研究開発機構 東濃地科学センター
Tono Geoscience Center, Japan Atomic Energy Agency (JAEA), Jorinji, Izumicho, Toki 509-5102, Japan3）名古屋大学大学院環境学研究科
Graduate School of Environmental Studies, Nagoya University, D2-2(510), Furocho, Chikusa-ku, Nagoya 464-8601, Japan
4）富山大学都市デザイン学系
Faculty of Sustainable Design, University of Toyama, 3190 Gofuku, Toyama 930-8555, Japan― 33 ―

坂東晃紀・長田充弘・淺原良浩・石﨑泰男・大藤

第1図

茂

下仁田地域の地質図（新井・高木 1998をもとに作成）

コンの U-Pb 年代測定が近年注目されている（例え地質概説

ば，Aoki et al. 2007；大藤ほか 2010）．下仁田地域の跡倉層では，中畑ほか（2015）が，中部砂岩泥関東山地には，北から順に領家帯，三波川帯，秩岩互層の砂岩 1 試料から砕屑性ジルコン U-Pb 年

父累帯，四万十帯が帯状に分布する．このうち，下代を報告している．また，跡倉層に貫入する石英閃仁田地域には，大北野－岩山線（藤本ほか 1953）

緑岩体およびその周辺についても，石英閃緑岩の角の北方に後期ジュラ紀の前期～白亜紀最初期の放散閃石 K-Ar 年代の報告（竹内・牧本 2003）がある

虫化石を産する（酒井ほか 1989；河合ほか 2021）

のみである．下仁田地域の跡倉層の地層区分や堆積南蛇井層，領家帯の要素と見られる花崗岩類，骨立年代を議論する上で，十分なデータはまだ得られて山凝灰岩，神農原礫岩，並びに新第三系の富岡層群

いない．

及び下仁田層が分布する（小林・新井 2002；高木

そこで，筆者らは，データが不足している跡倉層

ほか 2016）．また，従来の南蛇井層分布域の最南部

や竹内・牧本（2003）の細萱地域の石英閃緑岩体をに，上部白亜系と考えられる赤津層が分布する（河題材にジルコン同位体等の分析を行い，様々なデー

合ほか 2022）．領家帯の花崗岩類には，70.3±0.5

タを得た．本論では，その成果として跡倉層の砕屑

Ma のジルコン U-Pb 年代（佐藤ほか 2018）及び性ジルコン U-Pb 年代測定，石英閃緑岩のジルコン

0.7079の87Sr/86Sr 初生比（SrI）（柴田・高木 1989）

U-Pb 年代測定及び Hf 同位体分析，並びに石英閃をもつ平滑花崗岩（新井ほか 1966）と，94.8±0.9 Ma

緑岩の全岩化学分析結果を報告するとともに，細萱のジルコン U-Pb 年代（佐藤ほか 2018）及び0.7097

地域の石英閃緑岩体の帰属の考察も行う．

の SrI（柴田・高木 1989）をもつ千平花崗閃緑岩― 34 ―

下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属

第2図

細萱地域のルートマップ（高木ほか 1989）が含まれる．

地層である．跡倉層は砂岩泥岩互層（タービダイ

大 北 野 － 岩 山 線 南 方 に は， 跡 倉 － 金 沢 線（ 藤ト）と礫岩を主とする砕屑岩からなる（例えば，本 1935）北方に三波川帯が，南方にジュラ紀付加

武井 1992；埼玉総会中・古生界シンポジウム世話

体の北部秩父帯がそれぞれ分布する．そして，これ

人会 1995；新井ほか 2000）．小林・新井（2002）らの構造的上位に低角断層を介して跡倉ナップ（新は，跡倉層を下位から跡倉礫岩部層，大桑原砂岩部

井ほか 1963）が分布する．

層，宮室砂岩泥岩部層，中ノ萱礫岩部層，及び下下仁田地域に分布する跡倉ナップは，ペルム紀の
川井山石英閃緑岩とそれに伴うホルンフェルス（風叶屋泥岩部層に区分した．本研究は，小林・新井（2002）による跡倉層の部層区分に従う．

口層，竹内 2000），白亜紀砕屑岩類からなる跡倉新 井 ほ か（2000） は， モ ー ド 組 成 よ り， 跡 倉層，および前期白亜紀の四ッ又山石英閃緑岩で構成

層の砂岩の大半が石質アレナイトであり，Gazzi-

される（例えば，藤本ほか 1953；高木ほか 1989；

Dickinson 法 で は basement uplift を 主 と し，

新井・高木 1998；小林・新井 2002，第1図）．

dissected arc や transitional continental に点示

跡倉層は，藤本ほか（1953）が跡倉推し被せのクされるものもあることを示した．

リッペ群を構成する礫岩，礫質砂岩，砂岩，粘板

新井ほか（1963）は，Inoceramus cf. teshioensis

岩及びそれ等を貫く石英閃緑岩，これ等の圧砕岩や Acanthotrigonia cf. dilapsa，I. uwajimensis

類からなる地層群の総称として定義し，命名した

yabei などの二枚貝化石を報告し，跡倉層を上部白― 35 ―

坂東晃紀・長田充弘・淺原良浩・石﨑泰男・大藤茂

亜系に対比した．I. teshioensis は Turonian を，I.

55.27″N，138°˚49’06.33″E），細萱地域の石英閃緑uwajimensis yabei は Coniacian を そ れ ぞ れ 指 示岩より1試料（HSK-Qd：36°11′54.99″N，138°49′

する（竹内・牧本 2003）．Matsukawa and Obata

06.03″E）をそれぞれ採取した（第2図）．細萱地域（2012）は，宮室砂岩泥岩部層より Polyptychocerasの石英閃緑岩は，幅約 10-50 ㎝の岩床状岩体をな

cf. obstrictum などのアンモナイト化石を報告し，し，NW 走向，NE 傾斜の跡倉層の砂岩層中に分布

その時代を後期白亜紀 Santonian とした．また，する．本研究では，計5つの岩体を観察した（第2渡辺ほか（1990）は，寄居地域に分布する跡倉層相図）．石英閃緑岩体は一般に，NW-SE 方向での岩

当の栃谷層（前田 1954）より，siaplomoceratid

体の延びの連続性が悪い（第3図とみられる異常巻きアンモナイト化石を報告し，石英閃緑岩体は等粒状組織を呈し，跡倉層との境界

そ の 時 代 を 後 期 白 亜 紀 と し た． 一 方， 生 野 ほ か

部付近において急冷相は認められない（第4図（2016） は，Matsukawa and Obata（2012） と絵2－④）．また，周囲の跡倉層の砂岩に接触変成を同じ宮室砂岩泥岩部層の泥岩部より，前期白亜紀

受けた痕跡は肉眼で認められない．試料 HSK-Qd

Barremian 期を指示する異常巻きアンモナイト化

は，第4図に示す露頭で採取した．

口絵2－④左）．
口

石を報告している．これは，跡倉層の下限の堆積が 110 Ma（Albian）以前に遡るという竹内・牧本

跡倉層（南牧川沿い）砂岩
南牧川沿いの跡倉層砂岩は，岡田（1968）の区分に（2003）の指摘と調和的である．
中畑ほか（2015）は，宮室砂岩泥岩部層に相当す

よると石質～長石質のアレナイト及びワッケである中部砂岩泥岩互層中の砕屑性ジルコン U-Pb 年代

る．円磨度・淘汰度はともに不良である．また，鉱物を測定し，119±11 Ma の最若年代を報告した．まの定向配列は認められない．モード組成は，大桑原砂

た，砕屑性ジルコン年代が前期白亜紀，ジュラ紀，

岩部層，宮室砂岩泥岩部層ともに石英 48-65 vol.％，

ペルム紀および古原生代のグループで構成されるこ長石類 11-22 vol.％，岩片 20-34 vol.％である．石英とを見出した．そして，その年代分布の特徴から，

はその 90 vol.％以上が単結晶石英である．長石類

中部日本北部に分布するジュラ～前期白亜系海成は，斜長石が 80-95 vol.％を占め，残りがカリ長石～陸成層の手取・神通層群（Yokoyama 1895；前である．斜長石には，セリサイト化の認められるも田 1961；松川ほか 2014；Yamada and Sano 2018）のも存在する．カリ長石は，パーサイト構造を示すと同様の場所で堆積したものと推定した．各部層の正長石や，格子状双晶をなすマイクロクリンが主体

各論は，新井・高木（1998），小林・新井（2002）

である．岩片は，火山岩片や泥岩片が主体である．

を参照されたい．

まれに緑簾石，ザクロ石，及びジルコンを含む．砂岩試料 ATK-OKW の偏光顕微鏡写真を第5図 a に
示す．

岩石記載
本 研 究 で は， 跡 倉 層 の 模 式 地 で あ る 南 牧 川 沿

跡倉層（細萱地域）砂岩

い で， 大 桑 原 砂 岩 部 層 の 細 粒 砂 岩1試 料（ATK-

細萱地域の跡倉層砂岩は，岡田（1968）の区分に

OKW：36°11′
22.11″N，138°45′00.62″E） と 宮 室

よると長石質アレナイトである．石英の弱い定向配砂岩泥岩部層の砂岩2試料（ATK-MYM1：36°11′列が認められる．モード組成は，石英 31.4 vol.％，

27.22″N，138°45′02.92″E，ATK-MYM2：36°11′

長石類 54.0 vol.％，岩片 14.6 vol.％で，南牧川沿い

54.78″N，138°
45′23.99″E） の 計3試 料 を 採 取 しの跡倉層よりも長石の含有率が有意に高い．長石類

た（第1図）．いずれも，黒～暗灰色を呈する泥岩との 80 vol.％を斜長石が占め，残りがカリ長石であ互層する灰～明灰色の砂岩である．また，細萱地

る．斜長石は変質が進み，一部がセリサイトや白域の跡倉層の砂岩より1試料（ATK-HSK：36°11′

雲母に置き換わっている（第5図 b）．カリ長石は，― 36 ―

下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属

第3図

第5図

細萱地域の石英閃緑岩体の産状

第4図

試料 HSK-Qd の採取地点の露頭写真

 石試料の偏光顕微鏡写真（岩（a）：ATK-OKW（直交ポーラー），（b）：ATK-HSK（直交ポーラー），（c）：
HSK-Qd（下方ポーラー），（d）：HSK-Qd（直交ポーラー））．右下のスケールは100μ m．Qtz：石英，Pl：斜長石，Kfs：カリ長石，Hbl：ホルンブレンド，Chl：緑泥石，Ep：緑簾石，Zir：ジルコン，Ser：セリサイト，
Rf：岩片．

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坂東晃紀・長田充弘・淺原良浩・石﨑泰男・大藤茂

パーサイト構造を示す正長石や格子状双晶をなすマ出器（ChromaCL2）を用いて，CL 像（第6図）をイクロクリンからなる．岩片としては火山岩片や泥観察した．

岩片が見られる．また，しばしば緑簾石を含む．砂ジルコンの U-Pb 年代測定には，名古屋大学大学

岩試料 ATK-HSK の偏光顕微鏡写真を第5図 b に院環境学研究科設置の Nd-YAG（波長：213 nm）

示す．

レーザーシステム（New Wave Research 社製，
NWR-213）を装着した四重極型誘導結合プラズマ

細萱地域の石英閃緑岩体

質 量 分 析 装 置（ICP-MS，Agilent Technologies

主に変質の進んだ斜長石とホルンブレンドで構成

社製，Agilent 7700x）（以下 LA-ICP-MS）を用いされる．モード組成は，斜長石 49.0 vol.％，ホルンブ

た．分析条件は高地ほか（2015）に従った．分析でレンド 39.7 vol.％，
石英 6.2 vol.％，
緑泥石 3.4 vol.％は，分析条件により変動する分析値と推奨値との同などである．斜長石は大半がセリサイト化してい位体分別効果を補正するため，まず91500ジルコン

る．ホルンブレンドはひし形や長柱状など自形のも（206Pb/238U 年代＝1062.4±0.8 Ma，Wiedenbeck etのも認められ，長柱状のものはしばしば双晶をな

al. 1995）を用いて，一次標準試料の NIST SRM

す．また，鏡下でしばしば二方向の劈開が認められ610ガラス標準試料（206Pb/238U ＝0.2236）の値を規る．カリ長石はほぼ含有しない．ホルンブレンド

格化した．分析値の正確性確認のための二次標準試

は一部が緑泥石化している．石英閃緑岩試料 HSK-料として，OD-3ジルコン（206Pb/238U 年代＝32.853

Qd の偏光顕微鏡写真を第5図 c，d に示す．

±0.016 Ma，Lúkacs et al. 2015；33.0±0.1 Ma，Iwano et al. 2013）を用いた．

手

NIST SRM610ガ ラ ス 標 準 試 料 の206Pb/238U 比お法

よ び207Pb/235U 比 の2σ が5％ 以 上 の 測 定 サ イ ク ル

南牧川流域の跡倉層の砂岩3試料，細萱地域の跡

は，装置の状態が不安定でデータの再現性に問題が

倉層試料について，砕屑性ジルコン U-Pb 年代を測あるため除外した．また，Th/U 比が0.1以下の場

定した．また，細萱地域の石英閃緑岩試料の，ジル合，変成ジルコンや変成リムを照射した可能性があコン U-Pb 年代測定，ジルコン Hf 同位体分析，及る（Rubatto and Herman 2003）ため，そのデー

び蛍光 X 線分析による全岩化学分析を実施した．

タを除外した．除外されなかったデータは，それ

蛍光 X 線分析は富山大学機器分析センター設

ぞれ206Pb/238U 比，207Pb/206Pb 比，207Pb/235U 比，お置 の PHILIPS 社 製 の 波 長 分 散 型 蛍 光 X 線 装 置

よびそれらの誤差を Isoplot 4.15（Ludwig, 2012）

PW2404R を使用した．分析条件は矢嶋ほか（2001）

を用いてコンコーディア図上に投影し，誤差楕円に従った．測定に際しては，標準試料 JA-3も共に（2SD）がコンコーディア曲線にかかるものをコン測定し，参照値と整合的であることを確認した．

コーダントと判断し，コンコーダントであるもののみ，以下で議論対象とした．第7図のコンコーディ
ア図における赤円がコンコーダントなデータセット

ジルコン年代および同位体分析手法
洗浄・乾燥した岩石試料を粉砕し，#60（250μ m）を示す．これらの同位体比について鉛補正は行っての使い捨て篩を通した細粒な粉末部を，水簸，パ

いない．また，以下では206Pb/238U 年代をジルコン

ンニング，ジヨードメタンによる比重分離，ネオ

U-Pb 年代とする．

ジウム磁石による磁性分離をした後，ジルコンを

Hf 同位体分析は，日本原子力研究開発機構東濃

ハンドピックし，樹脂包埋した．次いでジルコン

地科学センター設置のエキシマレーザー（Analyte

を鏡面研磨し，福井県立恐竜博物館設置の日本電

G2）とマルチコレクター誘導結合プラズマ質量分

子株式会社（JEOL）製走査型電子顕微鏡（JSM-析 装 置（Neptune-Plus） を 組 み 合 わ せ て 実 施 しIT500HR）とカソード・ルミネッセンス（CL）検た．分析条件は Sawada et al．
（2022）に従った．

― 38 ―

下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属

第6図

 ルコンの CL（カソード・ルミネッセンス）像．白色の小円：ジルコン U-Pb 年代分析スポット（径25μm）
ジ，
灰色の大円：ジルコン Hf 同位体分析スポット（径50μm），右上のスケール：100μm，2行目の年代値：各（e）の三行目の値：εHf(t) 値をそれぞれ示す．
ジルコン粒子の206Pb/238U 年代，

た．2次標準試料として，91500と TEMORA2ジル
コンを用いた．
TDM1（Single-stage model age）は，ジルコンを晶出したマグマの起源物質の最小年代を指す．
今 日 に お け る Hf に 枯 渇 し た マ ン ト ル（DM） の176

Hf/177Hf 比（0.28325）と，176Lu/177Hf 比（0.0384）（Griffin et al. 2000）をもとに TDM1を算出した．
ま た，TDM2（Two-stage model age） は， ジ ル
コンを晶出したマグマの起源物質 DM から分離したものと仮定し，未知試料のジルコンの176Hf/177Hf
比 の 値 を DM の Hf 同 位 体 進 化 曲 線（Griffin et第7図

al. 2000）へ引き戻した値の計算により求めた．Hf

ジルコン U-Pb 年代のコンコーディア図（試料 HSK-Qd）

モデル年代の詳細は Iizuka et al．（2005）などを参照されたい．

補正法に関しては，基本的に Iizuka and Hirata

結（2005） や Iizuka et al．（2013） に 従 い， 質 量 数

果176の同重体干渉補正はβ補正を，バイアス補正にジルコン U-Pb 年代のデータを Appendix 1に，は MudTank ジルコン（Gain et al. 2019）を用い

Hf 同位体比のデータを Appendix 2に，石英閃緑― 39 ―

坂東晃紀・長田充弘・淺原良浩・石﨑泰男・大藤

第8図茂

各試料のジルコン U-Pb 年代（206Pb/238U 年代）の相対確率分布図

岩の全岩化学組成データを Appendix 3にそれぞれグラムを作成した（第8図 a）．Th/U 比は 0.16-1.04

掲載した．各試料の相対確率分布図とヒストグラムとなった．

を第8図に示す．

YSG（最も若い粒子の年代）は 110.1±4.4 Ma であり，YC2σ（最も若い年代クラスターの加重平均

ATK-OKW（大桑原砂岩部層

細粒砂岩）

値，Dickinson and Gehrels, 2009）は 114.2±1.9 Ma

本試料から抽出したジルコンより104粒子を測定
し，102点を採用した．その内，コンコーダントな（N ＝5，2σ，MSWD ＝1.3，Probability ＝0.28）となった．

81点のデータを用いて，相対確率分布図とヒスト― 40 ―

下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属

13 Ma（N ＝3，95％，MSWD ＝3.4，Probability＝0.034）となった．
HSK-Qd（細萱地域

石英閃緑岩体）全岩化学組成分析
K2O は 5.26 wt. ％ で あ り，高SiO2は 56.9 wt. ％，木・藤森（1989）で報告されている跡倉ナップ構成要（0.85-1.98 wt.％）
や，
素のペルム紀石英閃緑岩の K2O
土谷ほか（2015）で報告されている北上山地の前期白亜紀アダカイト質花崗岩類の K2O（ca. ＜4.0 wt.％）
第9図

よりも K2O に富むデータが得られた．

試料 HSK-Qd の Hf 同位体比

ジルコン U-Pb 年代，Hf 同位体分析結果
ATK-MYM1（宮室砂岩泥岩部層

細粒砂岩）

本試料から抽出したジルコンより56粒子を測定

本試料から抽出したジルコンより120粒子を測定

し，56点を採用した．その内，コンコーダントな44

し，106点を採用した．その内，コンコーダントな点のデータを用いて，相対確率分布図とヒストグ

80点のデータを用いて，相対確率分布図とヒストラムを作成した（第8図 e）．コンコーダント粒子のグラムを作成した（第8図 b）．Th/U 比は 0.11-1.85

年代は，258.5-117.1 Ma の範囲を得た．Th/U 比はとなった．

0.37-0.82 となった．YSG は，117.1±5.4 Ma となっ

YSG は，
119.6±4.6 であり，
YC2σは 123.7±2.1 Ma（N ＝4，2σ，MSWD ＝2.1，Probability ＝0.10）

た． ま た，YC2σ は 122.5±0.9 Ma（N ＝30，2σ
MSWD ＝1.08，Probability ＝0.35）であった．

となった．

また，ジルコン U-Pb 年代を測定したジルコン
17粒子にレーザーを照射し，17点の Hf 同位体分析

ATK-MYM2（宮室砂岩泥岩部層

中粒砂岩）

データを得た．うち，16粒子の前期白亜紀（136.5-

本試料から抽出したジルコンより104粒子を測定

118.5 Ma）の U-Pb 年代のジルコンのε Hf(t)（未し，89点を採用した．その内，コンコーダントな65

知試料と未分化コンドライトの176Hf/177Hf 比の差点のデータを用いて，相対確率分布図とヒストグラ異）は＋3.0－＋3.8（第9図）で，Hf モデル年代（ジムを作成した（第8図 c）．Th/U 比は 0.11-1.97 とルコンを晶出したマグマの起源物質（地殻）が，マなった．

ントルから分離した年代）は TDM1が 640-602 Ma，

YSG は，102.5±4.8 Ma であり，YC2σは 129.8±

TDM2が 951-898 Ma であった．ペルム紀（258.5 Ma）

7.5 Ma（N ＝4，95％，MSWD ＝3.5，Probabilityのジルコンのε Hf(t) は＋11.7で，Hf モデル年代＝0.015）となったは TDM1が 405 Ma，TDM2が 495 Ma であった．

ATK-HSK（細萱地域

大桑原砂岩部層

中粒砂岩）

考本試料から抽出したジルコンより112粒子を測定
し，100点を採用した．その内，コンコーダントな察

細萱地域の石英閃緑岩の形成年代と帰属50点のデータを用いて，相対確率分布図とヒスト

本研究で算出した，細萱地域の石英閃緑岩（HSK-グラムを作成した（第8図 d）．Th/U 比は 0.11-2.64

Qd）の YC2σは，122.5±0.9 Ma であった．同岩体となった．

で報告されている角閃石 K-Ar 年代は 112±3 Ma

YSG は 173.3±8.0 Ma で あ り，YC2σ は 180±である（竹内・牧本 2003）．これは，各放射年代の― 41 ―

坂東晃紀・長田充弘・淺原良浩・石﨑泰男・大藤茂

放射壊変系列の閉鎖温度の違い（ジルコン U-Pb 系

武隈帯の花崗岩類（Ishihara and Chappell 2008）

列：1000-900°C，Hodges 2005； 角 閃 石 K-Ar 系

や，土谷ほか（2015）で報告されている北上山地

列：500°C，Harrison 1981） と 前 後 関 係 に 矛 盾の前期白亜紀アダカイト質花崗岩類よりも有意にはない．ジルコン U-Pb 系の閉鎖温度がジルコン

K2O に富む結果が得られた．また，石英閃緑岩のの 晶 出 温 度（850-700℃，Harrison et al. 2007；

モ ー ド 組 成 に お い て カ リ 長 石（KAlSi3O8） を ほ

Boehnke et al. 2013）よりも高いため，ジルコン

とんど含まないにも関わらず，K2O index（K2O/

U-Pb 年代は花崗岩類の定置年代を示すと解釈され（K2O ＋ Na2O ＋ CaO ＋ MgO）×100）， 鹿 園・ 小ている（Sato et al. 2016）．そのため本論では，細川 2006）が33.35と，片田（1974）の北部北上帯Ⅳ

萱地域の石英閃緑岩体の形成年代は YC2σの 122.5

帯に相当するショショナイト質深成岩類（姫神岩±0.9 Ma 以降であると便宜的に解釈した．また，体）の K2O index（34.40-13.80，土谷・瀬川 1996）

本岩体の冷却速度は，各系列の閉鎖温度と両岩体のと調和的な値を示した．これは，斜長石の変質に

年代より最大で 76 ℃/m.y.，最小で 28 ℃ /m.y. とよって生じたセリサイト（KAl3Si8O10（OH）
2）が起推察される．

因する蓋然性が高い．

竹内・牧本（2003）は，細萱地域の石英閃緑岩体
を，岩石学的特徴や年代の類似性から四ッ又山石英細萱地域の石英閃緑岩と跡倉層との関係性

閃緑岩や阿武隈帯の火成岩類に対比している．四ッ細萱地域の石英閃緑岩は，竹内・牧本（2003）で又山石英閃緑岩のジルコン U-Pb 年代（角閃石石英は，跡倉層に貫入する岩体として扱われている．こ閃緑岩：112.7±3.7 Ma，両雲母花崗閃緑岩；113.1のことは，細萱地域の跡倉層砂岩に前期白亜紀の年±3.6 Ma，昆ほか 2018）と，細萱地域の石英閃緑

代の砕屑性ジルコンが含まれない事実と調和する．

岩体のジルコン U-Pb 年代とは誤差範囲を踏まえて一方，細萱地域の跡倉層と同一の層序と考えられても年代は一致しない．しかし，高木・藤森（1989）

いる（第1図）大桑原砂岩部層において，石英閃緑で報告されている四ッ又山石英閃緑岩のモード組

岩体のジルコン U-Pb 年代（123 Ma）よりも有意成との類似性や，普通角閃石の K-Ar 年代の類似に若い YC2σ（114.2±1.9 Ma）が得られており，性（四ッ又山石英閃緑岩の普通角閃石 K-Ar 年代：

南牧川沿いに分布する大桑原砂岩部層の堆積年代は110-105 Ma，高木ほか 1989）を踏まえると，両岩

石英閃緑岩体の形成後であると考えられる．従って体の帰属は同様であると解釈できる可能性が高い．

この石英閃緑岩体と細萱地域の跡倉層との関係が貫跡倉ナップの構成岩体である関東山地の前期白入関係である場合，跡倉層の下半部において時代間

亜紀（Aptian-Albian）花崗岩類は，年代と SrI 値

隙があることを示唆する．しかし，本研究で行った（0.705）の類似性より，阿武隈帯の花崗岩類に対比

産状や両岩体の鏡下観察では，両者の関係性を明確されてきた（柴田・高木 1989；小野 1990）．本論に判断できる証拠を得ることができなかった．今で扱った石英閃緑岩の Hf 同位体比や Hf モデル年

後，両岩体の関係性を明確に判断できる定量データ

代は，Osozawa et al.（2019）で報告されているの収集が必要であると考える．また，本研究では阿武隈帯（εHf(t) ＝＋2.8－＋8.8），北部北上帯，

扱っていない跡倉層の最上部の下叶屋泥岩部層で，

南部北上帯（εHf(t) ＝ ca. －1－＋15，ただし，日新井ほか（1963）や，Matsukawa and Obata（2012）

御子岩体の花崗閃緑岩のみ例外的な値（εHf(t) ＝が後期白亜紀に対比される化石を報告していること－30.3－＋8.1）を示す）の白亜紀花崗岩類の前期も踏まえると，跡倉層の一連の層序の中に時代間隙

白亜紀のジルコンのものと調和的であり，年代やが存在する可能性を検討する必要があり，跡倉層のSrI 値の類似性と矛盾しない．

各部層のより網羅的な堆積年代の拘束を行う必要が一方，全岩化学組成の K2O は 5.26 wt.％であり，ある．

白亜紀花崗岩類の中では相対的に K2O に乏しい阿― 42 ―

下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属

謝

藤本治義（1935）関東山地北部の地質学的研究（其の二）．

辞

地質雑，42，163-181．

本研究の実施にあたり，産業技術総合研究所の竹内圭史博士には，細萱地域の石英閃緑岩体についてご教示頂いた．下仁田町自然史館の関谷友彦氏には，野外調査や試料採取に際して，格別の便宜を図っていただいた．また，ジルコンの CL 画像撮影にあたっては，福井県立恐竜博物館の築地祐太博士と小泉早千穂氏に格別の便宜を図っていただいた．
下仁田自然学校の保科裕氏と竹村健一氏による建設的なご指摘によって，本稿は改善された．記して感謝する次第である．本研究は，下仁田ジオパーク
学術奨励金及び JSPS-RFBR 二国間交流事業（課
題番号120214804）による支援を受けた．

文

献

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― 44 ―

下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属

地質雑，95，687-700．

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（要旨）坂東晃紀・長田充弘・淺原良浩・石﨑泰男・大藤茂（2023）下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属．下仁田町自然史館研究報告，8，33-53．
下仁田町の白亜系跡倉層砂岩及び細萱地域の石英閃緑岩体のジルコン U-Pb-Hf 同位体分析並びに石英閃緑岩の全岩化学組成分析から，石英閃緑岩の形成年代及び帰属並びに両岩体の関係性を考察した．ジルコン U-Pb 年代の YC2σは，跡倉層の南牧川沿いの大桑原砂岩部層が 114.2±1.9 Ma，
宮室砂岩泥岩部層2試料が 123.7±2.1 Ma と 129.8±7.5 Ma，細萱の大桑原砂岩部層が 180±13 Ma，石英閃緑岩が 122.5±0.9 Ma となり，それぞれの堆積・貫入年代を YC2σ以降と拘束した．また，石英閃緑岩の前期白亜紀ジルコンのεHf（t）値（＋3.0－＋3.8）は，阿武隈帯や北上帯の前期白亜紀火成岩類の同値の範囲内に収まる．一方，石英閃緑岩の全岩 K2O 量（5.26 wt.％）は，阿武隈帯や北上帯の火成岩類よりも1-4ポイント高く，斜長石の変質に起因すると解釈した．細萱地域の石英閃緑岩の YC2σは周囲の大桑原砂岩部層より有意に若いが，貫入を支持する観察事実に乏しい．跡倉層の堆積年代や接触火成岩体との関係性については，より詳細な研究を行う必要がある．

― 45 ―

坂東晃紀・長田充弘・淺原良浩・石﨑泰男・大藤― 46 ―

茂下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属― 47 ―

坂東晃紀・長田充弘・淺原良浩・石﨑泰男・大藤― 48 ―

茂下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属― 49 ―

坂東晃紀・長田充弘・淺原良浩・石﨑泰男・大藤― 50 ―

茂下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属― 51 ―

坂東晃紀・長田充弘・淺原良浩・石﨑泰男・大藤― 52 ―

茂下仁田町に分布する跡倉層の年代論と接触火成岩の帰属― 53 ―