琵琶湖博物館研究調査報告第 33 号

田上ペグマタイト編集：中野聰志・里口保文

滋賀県立琵琶湖博物館
2021 年 3 月

The Tanakami pegmatite
Editors: Satoshi Nakano and Yasufumi Satoguchi
Research Report of the Lake Biwa Museum, no. 33
Published by Lake Biwa Museum
1091 Oroshimo, Kusatsu
Shiga 525-0001, Japan
phone: +81-77-568-4811
fax: +81-77-568-4850(c) Lake Biwa Museum, 2021
All right reserved
Printed in Japan by
表紙写真：笹間ヶ岳中腹尾根での花崗岩トア（岩塔）（中野 , 2013 での使用写真）．トア根元部には花崗岩の層状構造が見える。トア左後方に堂山が見える。本地点では、ペグマタイト、MME、球状花崗岩が観察される。（中野聰志（2013）京都東南部地域の地質，第 4 章 白亜紀深成岩類，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，22-54．）

琵博研報2021 No.33

序

言

田上山とは、大津市南部の田上地区から大石地区にかけて連なる山々の総称であり、山肌が露出した一大禿山の景観から湖南アルプスとも呼称される。ほぼ全域が花崗岩を主体としており、縦横に走るペグマ
タイト岩脈中に見られる晶洞中に発達する鉱物結晶の宝庫である。特に田上のトパーズは、明治時代にその価値に気がついた外国人が地元民を動員してかき集め、明治年間に数百キロを持ち出したこともあって、海外の自然史系の博物館に展示されており国際的にも有名である。いまでも田上山は日本における三大ペ
グマタイト産地の一つであり、田上ペグマタイトは、研究者はもとより一般の鉱物収集家の間でも垂涎の的となっている。隣の京都市に生まれ育った小職としても、鉱物に興味を持った少年時代から憧れの地で、実際に中学・高校生の頃は電車とバスを乗り継いでよく鉱物採集に訪れたものである。なかなか晶洞を開けるには至らず、道端や河原に転がっている煙水晶やトパーズのかけらを拾うのがメインだったが、大いに楽しませてもらった。麓の天神川沿いに建つ田上鉱物博物館にも何度か訪館させていただき、ペグマタ
イトの学習をさせていただくとともに目の保養もさせていただいた。最近は田上山から足が遠のいてはいるが、どれもが懐かしい想い出である。
日本においては、花崗岩の研究に比較して、それに伴うペグマタイトに関する研究は乏しい。産出鉱物の各論的な研究が中心となっていて、特にフィールド記載に根ざした岩石学的な研究が著しく乏しいという現状であった。本書は、その現状を踏まえて、とにかく田上山のペグマタイトの露頭記載を丁寧に遂行して、それに鉱物研究や田上鉱物標本の紹介などを組み合わせた内容の報告書となっている。長年の研究成果が詰まったもので、おそらくは田上ペグマタイトに関する最初の総合的・系統的な研究報告書であるといっても過言ではなかろう。滋賀県の関係者のみならず新進気鋭の若手研究者や博物館関係者らも寄稿されており、多様な内容を含んでいる。第 1 章を執筆された白勢氏の総説などは、ペグマタイトは平衡分化作用によって生じた熱水の徐冷条件下のゆっくりした成長であるといった従来からの成因論に加えて、メルトからの生成を含めた急冷条件下での非平衡急速成長の産物であるとの最近の成因論までを紹介する
ことを基調にしたもので、そのまま岩石学の教科書にしても良いような優れた解説となっている。それを筆頭にした内容は、“石好きの”読者を飽きさせることはなかろう。まさに小職が中学・高校生から初学者の頃に出会いたかった解説書である。
本書は、滋賀県内外の多くの方々の長期間にわたる研究調査の成果を基礎に、「ペグマタイト研究会」
における調査・学習により企画が検討され、最終的に琵琶湖博物館での活動（中野特別研究員 = 編集者）
を通してできたものである。このような報告書として多くの成果をまとめられた方々の努力に心から敬意を表し、今後本書を一つのステップとして田上ペグマタイトの研究がさらに発展することを願っている。

2020 年 10 月 1 日
京都大学大学院理学研究科地球惑星科学専攻
地質学鉱物学分野 主任教授

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下林典正

田上ペグマタイト
目次1）序言・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・下林典正

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岩石としてのペグマタイト
2）ペグマタイト概論・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・白勢洋平
53）田上ペグマタイトの産状・・・・・・・・・・・・・・・・・・ ・中野聰志・西村貞浩・
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多賀 優・花田遙平・
澤田一彦・横井（西村）彰子
4）田上花崗岩体・金勝地域のペグマタイト・・・・・・・・・・・・福井龍幸
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ペグマタイト鉱物・関連鉱物の研究・紹介
5）田上ペグマタイト産水晶のカソードルミネッセンス観察・・・・・大井修吾・松本義弘
6）田上ペグマタイト帯状構造における黒雲母の組成変化・・・・・・花田遙平
7）田上ペグマタイト長石の色と微細組織・・・・・・・・・・・・・中野聰志8）野洲・苗木花崗岩体ペグマタイトの文象組織・・・・・・・・・・牧野州明・高橋 康・
水野 樹・高橋龍平
9）田上ペグマタイトに産する電気石の産状および記録・・・・・・・高谷真樹
10）田上ペグマタイト産繊維状電気石・・・・・・・・・・・・・・・白勢洋平
11）田上ペグマタイトの電気石・・・・・・・・・・・・・・・・・・福井龍幸
12）田上ペグマタイト産トパーズ発見・記載の歴史・・・・・・・・・多賀 優
13）田上ペグマタイト産トパーズの色変化・・・・・・・・・・・・・中野聰志14）田上ペグマタイト産傘状ジルコン・・・・・・・・・・・・・・・中野聰志15）田上ペグマタイト産ウラン・トリウム含有鉱物・・・・・・・・・中野聰志16）田上花崗岩体に産する球顆花崗岩・・・・・・・・・・・・・・・高阪一慧・大井修吾
17）田上花崗岩体の接触変成作用による菫青石・・・・・・・・・・・原 俊介・大井修吾

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田上ペグマタイトとその鉱物標本
18）田上ペグマタイト：鉱物研究への自然の手引き・・・・・・・・・大西政之
19）苗木地方と田上地方：共通点の多いペグマタイト産地・・・・・・大林達生
20）明治期の鉱物コレクションに見られる田上ペグマタイト鉱物・・・白勢洋平
21）琵琶湖博物観所蔵の田上ペグマタイト鉱物・・・・・ ・・・・・・里口保文

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22）あとがき（編集後記）・・・・・・・・・・・・・・ ・・・・・・・中野聰志

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ペグマタイト概論
Introduction to pegmatite mineralogy and petrology
白勢

洋平 1

Yohei Shirose1

ペグマタイトとは研究者や鉱物好きを魅了する岩石の一つに「ペグマタイト」という岩石がある。巨大な水晶や長石の結晶が花崗岩の中から顔を出している様子を想像してほしい。ペグマタイトは、深成岩中に発達する周囲よりも大きな自形または半自形の結晶が発達する岩石の名前である。この岩石は古く
は「巨晶花崗岩」と呼ばれていたように、主に花図１ 花崗岩中のペグマタイト

崗岩組成の岩石に伴われることが多い。本著においてもペグマタイトという言葉は花崗岩ペグマタ
イトのことを指し示すこととする（図１・図２）。
なぜペグマタイトが多くの研究者や鉱物好きを魅了してやまないのかを考えたときに、特徴や成因とも深く関連する二つの要素が挙げられる。それは、「ペグマタイトの構造・組織」と「希元素の濃集」である。

図２ ペグマタイト岩脈

図３ ペグマタイト鉱物 (a) トパズと石英 （煙水晶）、 (b) 褐簾石、 (c) 正長石、 (d) トパズ、 (e) 鉄礬柘榴石、 (f) チンワルド雲母 ・ 京都大学総合博物館所蔵
1. 愛媛大学理工学研究科

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ペグマタイトは、前述したように極めて粗粒な粗粒化する鉤爪状の組織を持つ（文象組織）。こ結晶を含むことで特徴づけられる。多くのペグマ

れはマグマからの急冷過程で形成された組織であタイトは石英、長石といった鉱物が主体であり、る。ペグマタイトの形は一般に岩床状あるいは岩これは花崗岩においても同様である。花崗岩との脈状であるが（図 4）、晶洞性のペグマタイトでは、大きな違いとして、ペグマタイトでは石英や長石

球状、塊状、脈状などに組織が発達する（図 5）。

の結晶がときに数メートルもの大きさにまで発達

ペグマタイト中では、均質で粗粒な珪酸塩鉱物をする。特にペグマタイトの中心近くでは、晶洞と形成することが多いことから、窯業、ガラス原料呼ばれる空洞がみられることがあり、石英（水晶）、として長石や珪石の採掘が行われてきている。そ長石、雲母などの美麗な自形結晶がみられる（図のようなペグマタイト鉱床は、かつては国内にも3）。この晶洞とは水などの揮発性成分が含まれて多く存在していた。

いた跡で、水などの揮発性成分は結晶を大きく発

ペグマタイトの二つ目の特徴は、普通の岩石の達させ、花崗岩マグマの中にペグマタイトを作り造岩鉱物には入りにくい希元素が濃集する点であ出す重要な役割を担っている。ペグマタイトの構る。その結果、希土類元素、ウラン、トリウム、造的特徴は、組織と鉱物組み合わせから分帯でき

リチウム、ベリリウム、セシウム、ニオブ、タンる内部での著しい岩相変化（帯状構造）を有する

タル、フッ素といった元素を含む珍しい鉱物が産ことである。周囲の岩石からペグマタイト中心部出する。普通の岩石中では見られない希元素を含に向かって、母岩→境界部→壁部→中間部（文象

む鉱物が大きく成長するのは鉱物学的のみならず帯）→中心部→（晶洞）といったように分帯する

資源的に極めて重要である。このような化学組成ことができる。このうち特に粗粒な結晶となるの上の特徴は、花崗岩マグマが固化する際に、晶出は中間部から中心部にかけてである。ペグマタイする岩石（鉱物の集合体）よりも、メルト中に希トに特徴的な文象帯の岩石の多くは、石英と長石元素が多く残り、濃集していくために生じる。ペからなる連晶組織からなり、脈の中心に向かって

グマタイト岩体内部でも、形成時に希元素は残存

図４ 脈状のペグマタイト。 (a) 変成岩に伴うペグマタイト （優白色部）。 (b) 福岡県長垂ペグマタイトの岩脈。 (c) 図 4b の分帯構造。 (d) 希元
素ペグマタイト中のリチウム濃集部。

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図５ 晶洞を伴うペグマタイト (a) 脈状のペグマタイト、 (b) 塊状のペグマタイト、 (c) 不定形のペグマタイト、 (d) ミアロリティックキャビティ

メルト中により濃集するため、中間部から中心部

し、小規模で資源採掘の対象にならないからと言といった最後に晶出する部分において希元素に富って、科学的研究の対象にならないということはむ鉱物がより多く産出する。それぞれの産地ごとない。実際、日本のペグマタイト鉱物研究は大きに産出する希元素鉱物は大きく異なるので、どのな成果を蓄積してきている。一方、残念ながら、ような元素が濃集しているかを明らかにすること

世界で行われているような岩石学的研究が、日本は、それぞれの地質環境でのペグマタイトメルト

では乏しいと言わざるを得ない。前述の資源を目の起源を探る重要な手掛かりとなる。国内外での的とした鉱床としてのペグマタイト研究は比較的

ペグマタイト研究の駆動力は、基本的にはその資良く調査されていたものの、戦前、戦時中のもの

源的（鉱床学的）価値にある。日本でもかつてはであるため、概念、分析手法等は前時代的と言わペグマタイト長石が採掘されていたが、現在ではざるを得ない。近年日本で行われているペグマタ

ほんのわずかである（島根県馬谷鉱山、新潟県金イト研究の多くは記載鉱物学的な研究であり、こ丸鉱山等）。ウラン資源については、かつて福島

れらの研究に岩石学的な視点を取り入れていくこ

県石川地域のペグマタイトが対象とされ、滋賀県とで、日本という独自の地質背景をもとにした新

田上ペグマタイトも一時その視点で調査された

たなペグマタイト学を切り開いていくことができが、その後は行われていない。また、リチウム資る。また、地域の自然や人の文化を考える上でも、源として、福岡県長垂ペグマタイトからリチウム

ペグマタイトには価値がある。前述の福岡県長垂

鉱石が採掘されたが戦後閉山して久しい。日本のや福島県石川地域のペグマタイトなどは天然記念

ペグマタイト鉱床は総じて小規模であるので、そ物として指定されているが、日本に分布する数多

れがペグマタイト研究の制約条件になっていると

くのペグマタイトも自然や科学を考えるきっかけ言える。たとえば、米国ロッキーのシェラネバダ

となるかけがえのない教材の宝庫であり、その地花崗岩中に数 km 続くペグマタイト岩脈があると域の人々にとっては古くから暮らしに根付いてい聞くと、私たちはびっくりすることになる。しかる共通の財産でもある。

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人々を魅了してやまない美しい結晶や興味深い

ト全体の中の 1% 未満に過ぎないという重要な事

希元素鉱物の宝庫であるペグマタイトは、同時に、実がある。例えば、London and Morgan (2012) は、

大地の変動をその身にとらえた地球の歴史を紐解

ノースダコタ州 Black Hills に分布する約 24000

く重要な手がかりである。今なお発展をとげるペ個のペグマタイト岩体のうち、希元素鉱物であグマタイト研究の歴史と現状を以下に紹介する。

る緑柱石を含むものは 32 個のみであり、Li に富むものはたったの 7 個のみである事実を述べてペグマタイト研究の歴史と現状いる（Page et al., 1953）。逆に言えば、世界のペ
グマタイトの大部分は、長石、石英（NaAlSi3O8-

ペグマタイトの形成論やその地球科学的な位置

KAlSi3O8-Al2O3-SiO2 系）からなる、つまりは花づけは近年どのような変遷を経ているのだろう

崗岩に近い「単純な」組成なのである。一般的にか。前節で述べたように、ペグマタイト中には通副成分鉱物として、柘榴石、電気石、燐灰石、雲常の岩石中にはごく微量にしか含まれないリチウ

母、Fe-Ti 酸化物を少量含む程度である。すなわム（Li）や希土類元素（REE）などの希元素がち、ペグマタイトという岩石の本質と特徴を考え濃集することが確認されている。ペグマタイト中る上では希元素に着目するためにも、その組織的の希元素の起源は、花崗岩質マグマの由来、つまな特徴を明らかにする必要がある。

りは大陸形成のテクトニクスと結びつけることがはじめにペグマタイト岩脈について考察してでき、広大で捉えることの困難な花崗岩の性質をみよう。ペグマタイト岩脈とよく似た組織に熱端的に表しているとも言える。また、ペグマタイ

水脈がある。珪酸塩メルトからの晶出による岩トの特徴といえる岩体内部の組織は、花崗岩質マ脈（dike）と、水流体からの晶出である脈（vein）

グマの置かれた環境やその物性を大きく反映すの違いとは何だろうか。いずれもきわめて粗粒でると考えられている（e.g. Martin and De Vito,

あり、脈の内側ほど粗粒になる特徴を持ち、岩

2005; Nabelek et al., 2010）。近年、合成実験によ

体接触部に垂直に結晶が伸長する（櫛状組織 ;る Li ペグマタイトの組織の再現から、メルトのcomb texture）特徴を有する。その結果、岩体過冷却とフラックス成分の存在が、組織形成の要接触部から平行な鉱物帯を形成し、ときに鉱物因になるといったモデルが考案された（London,

単相からなる鉱物帯をも形成する（帯状構造 ;2008; London, 2014）。上記のように、ここ十数年

zoning）。しかし、両者の大きく異なる点は、珪で従来の徐冷かつ平衡条件や熱水環境で形成され酸塩メルトからの晶出であるペグマタイト岩脈はると考えられていたペグマタイト形成理論は大き文象組織を有しているが（図 6）、熱水脈にはそな転換を迎えてきた。本節では、London (2008,

れが欠けているという事実である。すなわち、こ2014)、London and Morgan (2012) などを中心との文象組織の有無が決定的な相違点であり、重要した非平衡なペグマタイト形成論を中心として、な鍵となってくる。

現在のペグマタイト研究の背景と現状について紹介する。

ペグマタイトの内部組織と形成論
ペグマタイトは、組成的、組織的に最も進化した火成岩であり、花崗岩マグマの分化の最終到達点と考えることができる。組成的な特徴として
希元素の濃集などを例に挙げてきたが、希元素を含む「複雑な」組成のペグマタイトはペグマタイ

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図６ 長石と石英による文象組織

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現在、ペグマタイトは珪酸塩メルトからの晶

Jahns and Burham (1969) は、「ペグマタイト出物であると理解されているが、かつてはペグマの生成において水流体の存在が最も重要である」

タイト形成の説明として、単独の火成作用によると説明し、実験的な再現をもとにしたこれまで

結晶化、開いた割れ目での熱水鉱化作用、熱水にとは異なるペグマタイト成因論を提示した。こよる粗粒化、または花崗岩の熱水交代作用や、水の Jahns-Burham モ デ ル は、 水 流 体 が K に 富流体と花崗岩メルトとの相互作用による結晶化な

み、メルトが Na に富むというアルカリ元素の不ど多岐にわたるモデルが提起され熱水の役割が重均一な分配が主軸になっている。彼らのモデルで視されてきた。その後、フラックス（可溶性を増は水流体が、下部のメルトから不適合元素を洗いす成分）やゲルの存在などの多くの仮説が生まれ

出し、移送し、巨晶や希元素鉱物の形成のためにることになるが、過去一世紀にわたる研究の中で、再分配する。これにより岩体内では化学的な分帯

主に二つの仮説（モデル）が古典的平衡論に基づが形成される。初めは静的な水流体が溶質を輸送

くペグマタイト形成のプロセスの主流となっていするための駆動力として温度勾配を提示していたた。すなわち、「フラックスを含む花崗岩メルト

が、後に Jahns (1982) は駆動力としての温度勾の分別結晶作用」と「水流体と花崗岩メルトの相配という考えを棄て、水流体の泡の浮かび上がり互作用」である。それらはペグマタイト研究の歴を考えた。アルカリの再分配により、ペグマタイ史において非常に重要な二つの主張である。

ト岩体の上下両側の淵に沿って、下部には Na に

一つ目の仮説（モデル）は、Cameron et al.

富む斜長石、上部には K に富むアルカリ長石の(1949) にみられるが、ペグマタイト岩体内部の鉱ゾーンが補完的に作り出されることになる。さら物組合わせの変化についての記載研究がもとになに、石英と長石の共融点での結晶化が生じることっている。それらの観察事実から、ペグマタイを考慮すると、ペグマタイト岩体の中心部にはそ

トの組成的、組織的な発展は、岩体内部に向けれと対応する浮かび上がった石英の「円盤状のレての分別結晶作用によって生じると考えられた。

ンズ」が同時にできることになる。この Jahns-

戦時中、アメリカ地質調査所は資源開発のため、

Burham モデルを打ち出した研究は実験岩石学

1939-1945 年にかけてペグマタイト形成モデルの的なペグマタイト研究の先駆けともいえる研究で発展を目的とした大規模な野外調査を行った。こあるが、メルトではなく、そこから分離した水流

こで得られた成果の一つがこのモデルである。そ体からできるという仮説であった。

のモデルによると石英や長石がペグマタイト縁辺

このように、最近まで、Cameron et al. (1949)

部に沿って初期に晶出し、それらの結晶は残液との メ ル ト か ら の 分 別 結 晶 作 用 と Jahns and平衡をなすことがないと考える。外側から結晶化

Burham (1969) の水流体による元素の分配といが進むと、残液ではフラックスや不適合元素の濃った二つの概念のペグマタイト形成モデルが存在

度が徐々に増加していく。その結果が、外側からし、それは広く受け入れられてきた。しかしなが中心に向かって、マグマ分化の結果である帯状構

ら、現在ではこれらの歴史的経緯の中で大きな転造を示す岩脈となる。Cameron らのチームの一換をむかえ、「メルト」重視の「非平衡論」に基員であった Jahns はこの研究の延長として、「末づくペグマタイト形成論が展開されている。

期の熱水活動の有無にかかわらず、ペグマタイト

ペグマタイトにみられる重要な組織が、すでの分帯の全ての特徴は、粘性の低いメルトからのに述べたように文象組織（graphic texture）で結晶化に基づいて合理的に説明できる」としたある。Fenn (1986) は実験岩石学的な研究を行い、（Jahns、1953）。なお、このようにメルトからのH2O 未飽和の花崗岩メルトがそのリキダス温度

ペグマタイトの晶出を説明した Jahns は、のちを十分下回って冷却される際（過冷却条件）に、に C.W. Burham との共同により熱水の存在を前

石英 - 長石の文象状連晶が形成されることを報告提とする全く異なる見解に至ることとなる。

した。Fenn (1986) の実験では、文象状連晶の形

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成には 300-400 MPa で、700-750 ℃のリキダスに濃集したメルトからなる境界層」が結晶の成長前

対する 145-165 ℃の過冷却（Δ T で示される）を面に形成され、その結果、単結晶からなる帯が形伴う。ただし、このΔ T が大きくなりすぎると成されていくことを提示した。この過程を説明す

粘性が増大し核形成を妨げもする。250 MPaH2O

るのに London (2008) は、CZR（組成的帯域精錬；

条件では、一般的な組成の花崗岩メルトに関してconstitutional zone refining）という言葉を用いはΔ T が約 200 ℃で核形成及び結晶成長が最もている。CZR とは、「不純物の入った金属」を部促進される。この時、石英、長石が同時晶出する

分的に加熱しフラックスを用いて溶融させ、メルことで、石英、長石が個別に成長する、より小さ

トの位置を移動させることで、「純粋な金属」と

いΔ T よりも成長速度が 8-50 倍程度大きくなる「不純物」に分離する冶金過程であり、不純物は（Evenson, 2001）。また、この 200 ℃というΔ T は、

狭い範囲のフラックスメルトに濃集していく。ペペグマタイト岩脈の貫入時の温度勾配シミュレー

グマタイトでは、晶出する結晶成長前面とメルトションともよく一致する（London, 2008）。

の間の狭い境界にフラックスに富むメルトがでペグマタイトの内部構造（帯状構造）の発達にき、そこに不適合元素を濃集していく。CZR モ

ついては、1980 年代以降の London と共同研究

デルは生じる不適合元素の濃集に関する点でも、者による実験岩石学の成果によって、メルトからCameron et al. (1949) の主張した平衡論的分別の非平衡急速成長がそれを作ることが多くの論文

結晶作用のモデルとは大きく異なる非平衡論であで提示されている（London, 2008 を参照）。また、る。最終的に岩石中のより狭い範囲により高い希

ペグマタイトにおける希元素の濃集現象につい元素の濃集が生じることになる。ペグマタイト中ては、London のフラックスメルトの帯域精錬モの希元素の分布は、CZR から推測されるパターデルが現在最も有力である（London, 2008, 2009;ンと一致し、化学的に「単純な」ペグマタイトか

London and Morgan, 2012）。これは、Cameronら「複雑な」ペグマタイトへの推移は急激に生じet al. (1949) や Jahns and Burham (1969) を再構る。具体的なイメージを挙げてみると、フラック

築し非平衡論に基づいた考えであり、フラックス

スに富む境界層のない場合は、不適合元素はインに富むケイ酸塩メルトがペグマタイト形成の原動

クルージョンや流体包有物として成長する母相中力であることを強く主張している。

にも捉えられる。一方、フラックスに富む境界層

ペグマタイト形成におけるフラックスの重要が存在する場合は、不適合元素はその層に濃集し、性は岩石学研究の始まりから考えられてきたが、母相自体は純粋な組成に近くなる。Jahns and

その存在量がほとんど多くのペグマタイトにおいBurham (1969) のモデルでも粘性の低い流体の存て低いことが問題であった。最も化学的に発達し在を仮定しているが、水流体では説明が難しい。

たペグマタイトでさえもその含有量は 1 wt% 未

CZR モデルのようにフラックスに富む珪酸塩メ

満のホウ素（B）、リン（P）、フッ素（F）であ

ルトならば水流体に比べ、流体ボリューム単位あり（Stilling et al., 2006）、一般的なペグマタイたり 103-104 倍の溶解物質を移送できる。それは、トではさらに低い濃度である。ペグマタイト形成

ペグマタイトがメルトから結晶化する短い時間のメルト中の H2O の量も、固化の末期にのみ蒸気中で大きな珪酸塩結晶を成長させるために必要なが離溶する程度に低いとみえる。London et al.

条件である。さらに Al は水流体にはほとんど溶(1989) は、H、B、P、F を添加した花崗岩メル

けないが、アルカリとフラックスに富むメルト

トからペグマタイト組織を再現することに成功しにはとても溶けやすい（Anderson and Burham,

たが、Fenn (1986) で述べられたように、文象組

1983; Tagirov et al., 2002）。

織が特徴的なペグマタイト外帯は過冷却条件に支配されていることが確認された。それに対し、粗粒で塊状なペグマタイト内帯は、「フラックスの

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する。その際の特徴として、一般的な各鉱物の伸ペグマタイトの分帯

長方向とは異なる特有の方向に結晶が成長する。

ここまでペグマタイトの組織的特徴とその形

例えば、等価な a 軸の一方向に沿って成長する短成モデルを紹介してきた。ペグマタイトは周囲の冊状の雲母や、文象組織中で珍しい面に垂直に成母岩部からペグマタイト中心部に向かって、境長する石英、a 軸方向に伸長する緑柱石など。こ

界部（border zone）→ 壁部（wall zone）→ 中間

れらの伸長方向に垂直な格子面の原子密度は低部（intermediate zone）→ コア（core）といっく、付加するイオンが最小で済むため、単方向でたように、鉱物組み合わせと内部組織から分帯の成長においては最も成長速度の大きい方位であすることができる（図 7）。上記のような境界部、る（London, 2008）。結晶化に伴ってメルトの過壁部、中間部、コアが基本的な構成であるが、実飽和度が低下し、フラックス境界層が形成されて際にはこれらに加えて、割れ目充填部（fracture

いき粘性、拡散性が増加すると、結晶成長は促進

fillings）、 交 代 部（replacement bodies）、 層 状されるとともに、石英の c 軸方向への成長のよう

アプライト（layered aplites）、小空隙（ミアロに一般的な成長方向に立ち戻る。

リティックキャビティ；miarolitic cavities）

壁部から中間部への変化は、石英、長石の連などが存在することがある。London (2014) 等に晶組織から単晶の発達への変化で示される。中間

基づいて、以下でその各帯の特徴について記述す

部では粒径の急激な増加が生じ、1-2 種程度の鉱る。

物が支配的である。パーサイト、斜長石、白雲

境界部は数 mm-cm の薄い層であり、ペグマタ

母、リチア輝石、ペタル石、モンブラ石などが塊

イト岩体と母岩の接触部に存在し細粒（2-5 mm状の石英と共生する。また、中間部は非対称であ以下）な粒状組織からなる。一方、壁部は境界部ることも多い。長石温度計では、ペグマタイト形とほとんど同じ組成だが結晶の伸長方向がそろっ

成メルトが結晶化の終わりまで、バルクメルト組

たやや粗粒な結晶（数 cm - m 以下）からなり、成のソリダスに対して非常に過冷却状態であった

数 cm - m の厚い層である。壁部では、斜長石、ことを示している。それゆえに、中間帯における石英、パーサイトが主となり白雲母、黒雲母、カ

粒径の増加は、過冷却度の変化による拡散速度の

リ長石、石榴石、電気石、燐灰石、緑柱石、コル上昇や成長速度の低下ではなく、メルト境界層でンブ石などを副成分鉱物として伴う。ペグマタイのフラックスの濃集による効果が大きいと考えらトの縁辺部となる境界部や壁部は急冷縁である。

れる。希元素鉱物はこの中間帯からコアにかけて

しかし、火成岩の一般的な急冷縁とは異なり、ペ多く分布する。

グマタイト形成メルトの全岩組成を表しているわ

コアはペグマタイト岩体の最も内側であり、単けではない。過冷却条件下で、境界部の粒状結晶体の塊である場合や、同様の鉱物組み合わせが一が壁部では中心方向へ向かって一方向に急速成長連の分帯の中心に複数表れることもある。コアの大部分は石英単相からなることが多いが、Li ペ
グマタイトにおいてはリチア雲母と曹長石からなる希元素鉱物を伴うコアが形成されることもある。組成的に分化したペグマタイトでは、コアに純粋な石英の塊を伴うことが多く、この石英は個別の結晶の粒径や成長方向について形態的な特徴を欠く。この石英コアに対して、小空隙や組成的に最も分化したリチア雲母と曹長石からなる部分
は、その外側に配列する。これらの関係性は、最終的なペグマタイト形成メルトは石英コアと長石

図７ ペグマタイトの分帯構造

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中間帯との間に存在すると考えられる。希土類元生成物として捉えた。過飽和ではない H2O を含素を含むペグマタイトにおいても、石英コアと中有する花崗岩メルトが貫入すると、母岩との境界

間帯との間に希土類元素鉱物が分布するような産部は過冷却度が大きい状態で細粒なアプライトが状を確認することができる。

形成される。この時点では核形成密度、成長速度

割れ目充填部については、ペグマタイト由来

共に大きい状態であるが、アプライトの晶出によのものとしては、コアなどから帯を越えて石英にりメルト中の H2O の含有量が上昇し、成長速度

加え電気石やリチア雲母が割れ目を充填しているはより大きいまま結晶成長前面での核形成密度がことがある。また、交代部は初生的なペグマタ

低下しペグマタイトの形成段階へと推移する。ま

イト鉱物が置換されたものであり（London andた、アプライト中の苦鉄質鉱物の有無による縞状

Burt, 1982）、初生的な鉱物の仮晶組織が残され組織については、拡散速度の遅い元素を含む鉱物ている場合もある。ペグマタイトのコアにおいての晶出による結晶成長全面での元素の枯渇が理由

最終的にフラックスを含む鉱物が晶出すると、メと述べている。

ルト中からは急速に水流体の離溶が生じる。そのペグマタイト中の小空隙については、従来ペグ

場合、岩体内の結晶と水流体は強い非平衡にさら

マタイトメルトが固結する際に捉えられた水流体

され交代変質反応が生じる。これらの交代変質反の泡と考えられてきた。この小空隙の形成は二次応の発生にはペグマタイトの規模や定置深度が大的な交代変質作用によるものではなく、メルトかきな影響を与えると考える。

らの連続的な結晶化の最終段階である。London

細粒な粒状鉱物が層状に配列したアプライ

et al. (2014) は、ペグマタイト形成条件では最終

ト に つ い て は、 ペ グ マ タ イ ト に 伴 わ れ る も の的に超臨界含水珪酸塩流体が作り出され、それがの、Cameron などのモデルではペグマタイトの空間を充填していたと考えた。「乾燥」して「空形成プロセスと共には考えられてこなかった。

間の開いた」、粘土などに充填されていない大きCameron et al. (1949) が当時調査した主要なペグ

な晶洞においても、もともとは粘土に充填されマタイトにおいては、アプライトの量や規模が小ていたことになる。London はそれを裏付ける証さかったので重要視はせず、交代変質や母岩の再拠として、晶洞中の数トンもする長石と石英の結晶とみなした。しかし、サンディゴ地域のペグ

綺麗な結晶が、より小さい綺麗な結晶の上に積

マタイトなどでは層状アプライトは普遍的に存在

み重なりそこに衝撃の痕がない産状を挙げていしており、Jahns and Tuttle (1963) はアプライ

る。低粘性の水流体では、天井から大きな結晶がト - ペグマタイト岩脈として扱い、アプライトは数 m 落下する衝撃を緩和するのには十分でない。

ペグマタイトの初生的な特徴であり基本的な構成

London はこのような大きな結晶はもともと密度要素であると再定義した。層状アプライトはナトのある粘土に浮いており、それが地下水などに侵リウムに富む組成であり、多くの場合ペグマタイ

食され静かに静置したと考えた。その粘土はフラト岩体の下盤に配置している。彼らのモデルでは、ックスに富む含水珪酸塩流体が結晶化した最終生

細粒のアプライトは、カリウムが水流体に分配さ成物であると述べている。このような晶洞粘土にれる際のペグマタイトメルトの組成的な急冷によ

ついては、Foord et al. (1986) などによる晶洞中るものであると述べている。ただし、現在のモデの粘土の記載研究を除きほとんど着手されてこな

ルでは、過冷却とフラックスに富む境界層の概念かった。ペグマタイトの形成条件やフラックス、からなっており、結晶作用に先立って H2O が飽

希元素の最終的な振る舞いを解明するためには、和することは考えにくい。Nabelek et al. (2010)

これらの粘土鉱物や交代変質作用についても今後は花崗岩メルトについて、過飽和に達しない程度着目していく必要がある。

の H2O を含有することで生じる性質について着目し、花崗岩、アプライト、ペグマイトを一連の

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ペグマタイトの分類と起源
ペグマタイトの分類については古くから多くのあり、一つのペグマタイト地域が複数のペグマタ

提案がなされてきたが、今なお多くの議論が続

イトグループからなることもある。また、ペグマ

いている問題の一つである。ここでは主に Černý

タイトグループは共通の起源を持つが、ペグマタ

らによって提唱されてきたペグマタイトの分類のイトの内部の構造と組成はグループの中でも大幅概念を説明する。

に変化する傾向にある。Černý (1991, revised byČerný (1991) は、関連性を持つペグマタイト岩Černý and Ericit, 2005) は続いてペグマタイトグ

体同士を、一つのペグマタイトグループとみなしループ内の分帯構造の特徴を、起源的性質、定置た。ペグマタイトグループは共通の花崗岩が起源

深度、化学的分化の程度と結びつけた。さらに、であるため、空間的、地理的な関連性や、時間的希元素に富むペグマタイトについては、その化学な繋がりを持つ。しかしながら、起源となるプル

的、鉱物学的特徴に基づいて、クラス（class）、トンが推定できる場合もあれば、できない場合もタイプ（type）、サブタイプ（subtype）と分類した。

表１ 花崗岩ペグマタイトの分類 （Čerńy and Ercit, 2005 修正）

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この提案に至るまでの過程を簡単に紹介するいる。しかし、この記述では、深成クラスのペグと、もともとは Landes (1933) がペグマタイトのマタイト（Černý and Ericit, 2005）とは基本的

最初の分類を作り、花崗岩組成に近い化学的にには区別できない。

「単純なペグマタイト（simple pegmatite）」と、

白 雲 母 - 希 元 素 ク ラ ス（muscovite–rare-

熱水交代作用による希少な鉱物を含む「複雑なペelement class）は、Černý and Ericit (2005) が追グマタイト（complex pegmatite）」とに分けた。

加した新しいクラスであり、それ以前は白雲母ク

その後、Ginsburg (1984) は四つのペグマタイト

ラスのペグマタイトの一部として扱われていた。

のクラスを提唱した。「深成（abyssal）」、「白雲白雲母クラスは母岩に対してほとんど整合的であ母（muscovite）」、「希元素（rare-element）」、「ミ

り、母岩の部分的な再溶融によるものであると考

アロリティック（小空隙を伴う；miarolitic）」のえられているのに対し、白雲母 - 希元素クラスは

4 つであり、それらは主に鉱物学的特徴、組織的花崗岩から希元素ペグマタイトへの連続した岩体特徴を定置深度と関連付けたものである。Černý

の一部をなす貫入岩体である。

(1991, Černý and Ericit, 2005) は、このクラスを希元素クラス（rare-element class）のペグマ

他のデータと結び付けることで改善を行った。そタイトは、緑色片岩や角閃岩といった変成相の低の結果、「深成（abyssal）」、「白雲母（muscovite）」、圧部と対応するピーク変成を記録した母岩に貫入「白雲母 - 希元素（muscovite–rare-element）」、「希している。このような分化の進んだペグマタイト

元素（rare-element）」、「ミアロリティック（小は、その起源の微量元素の特徴を強く反映し、最空隙を伴う；miarolitic）」の 5 つのクラスが提示も組成的な多様性を持つ。Landes (1933) の述べされた（表１）。結びつけたデータとは、例えば、る複雑ペグマタイトに対応するが、熱水交代によアルミノ珪酸塩鉱物やリチウムアルミノ珪酸塩鉱

る一般的でない鉱物の集合といったもともとの意

物の相図、花崗岩の溶解度曲線、その他の温度圧は含まない。

力条件などである。この構想は Černý (1991) に

ミアロリティッククラス（miarolitic class）は、

よって作られ、Černý and Ericit (2005) が改訂し、開いた空隙、粘土で満たされた空隙、結晶の並ん

その後広く普及することになる。次に、提唱されだ空隙などの、「miaroles」と呼ばれる小空隙のた各クラスについて紹介していく。

豊富さによって区別されたものである。このクラ

深 成 ク ラ ス（abyssal class） の「abyssal

スの産状としては、同心円状な分布の垂直貫入岩

pegmatite」は、もともとその母岩の変成度が高体から、浅い傾斜の層状岩脈の貫入ペグマタイト

いことを表す言葉であり、「中程度の深さのペグまで様々なタイプがある。宝石質な鉱物の産するマタイト」と「高温角閃岩相を超える」の意を含

ペグマタイトとしては代表的である。Ginsburg

む（Černý and Ericit、2005）。鉱物学的特徴や組(1984) の分類では、ミアロリティックペグマタイ

織よりも、それらの母岩が角閃岩的か片麻岩的か

トはその豊富な空隙を持つ特徴から、比較的浅いによって定義される。また、深成ペグマタイトはレベルに定置したことを反映していると想定さ複雑な組織的な特徴を多く持つ。

れた。メルト中の揮発性物質の溶解度は減圧に

白雲母クラス（muscovite class）は、Landes

伴い小さくなり（Burham, 1979）、蒸気が占める(1933) の単純ペグマタイトに対応し、いわゆる体積は圧力低下に伴い増加する（e.g., Burham、

一般的なペグマタイトを含む。Černý and Ericit1969）。そして、珪酸塩メルトから離溶した水ま(2005) は、「Barrow 地域の変成相に典型的な藍たは炭酸の蒸気が、結晶化しているペグマタイト

晶石 - 珪線石累進作用に特徴づけられる高圧の角メルト中で泡としてとらえられ、多くの空隙がペ閃岩層からなる母岩に、局所的に変形しているもグマタイト中に固まるという考えである。

のの、大部分は整合的であり……。そのペグマタ

また、Černý (1991) は、”LCT”と”NYF”とイトは部分溶融により形成される……」と述べて省略された二つの岩石成因論的なファミリー

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（family）を提案した。それは、化学的に他のもがほとんどであるにもかかわらず（石原 , 2009）、のと区分できるペグマタイトグループであり、分実際には西南日本内帯や東北日本にも Li ペグマ化による特徴的な元素濃集に対応するものであタイトが形成されている。このように現代のペグる。LCT は lithium-cesium-tantalum と い っ た

マタイトの形成論ですべての形成場が説明できる

特徴的な元素の頭文字を取っており、白雲母に富とは限らない。日本では古くは、長垂ペグマタ

む変成堆積岩を起源とする S タイプ花崗岩が起イト（柴田 , 1934）や苗木ペグマタイト（柴田 ,源とされる。NYF は、niobium-yttrium-ﬂuorine

1939）について岩脈や鉱物の記載が詳細になされの頭文字で、一般的に A タイプ花崗岩が起源とたが、現代のペグマタイト形成論とは対応しておされる。

らず、また近代の分析手法を取り入れていく必要

LCT フ ァ ミ リ ー は、Li、Cs、Ta と い っ た 元もある。しかしながら、近年の日本のペグマタイ

素 に 加 え、Be、B、F、P、Mn、Ga、Rb、Nb、トの研究状況は、鉱物の産出報告は数多くあるもSn、Hf に富む。パーアルミナスであり、白雲母、のの岩石学的な見地も取り入れた詳細な研究例が

電気石、満礬柘榴石、ごくまれに亜鉛スピネル、ない。今後は、日本のペグマタイトについて、鉱トパズ、紅柱石の存在によって特徴づけられる。

物の産状や性質を詳細に調べるとともに、周囲のLi 鉱物は、Li アルミノ珪酸塩（リチア輝石、ペ花崗岩や変成岩の性質といった地質背景も取りタル石）、次にリチア雲母、モンブラ石 - アンブ

入れていく必要がある。ここまで紹介してきた

リゴ石、リチア電気で特徴づけられる。NYF フ

London らによる最新のペグマタイト形成モデル

ァミリーは、Nb、Y、F といった元素に加え、重を取り入れて日本のペグマタイトを観察していく

希 土 類（HREE）、Be、Ti、Sc、Zr に 富 む。 緑

ことで、新たな側面が見出されるであろう。

青色のアマゾナイト的なカリ長石が一般的に産出することも特徴的である。

また、ペグマタイト研究の分野においては、
ペグマタイト組織の形成モデルなど、化学組成や

しかし、Černý et al. (2012) などが、近年 LCT

マクロな鉱物組み合わせに着眼しているものが多と NYF のハイブリッドタイプについても報告しく、鉱物中の微細組織の発達や、結晶学的な作用ており、その後もペグマタイトの分類についてについてはあまり考慮されていない。特に、最終は議論がなされている。IMA（国際鉱物学連合）

的にフラックス成分や希元素が濃集したメルトか

2018 年大会においては、ペグマタイトの分類法

らどのような条件で、ペグマタイト岩体中心部のについて、特徴の表れているよく研究がなされた

希元素鉱物の集合を形成するかなども未だ定かで

特定のペグマタイトの名称をタイプ名に付け、さはない。ペグマタイト鉱物中の離溶組織や交代組

らにそのペグマタイトフィールドを模式地とする織などを詳細に観察することでその条件に制約ことを提唱する発表もなされているが、未だペグを加えることが可能となる（e.g. 河野ほか , 2008;

マタイトの分類は着地点が見えてきていない。

Shirose and Uehara, 2018）。
さらに、ここでもう一つ提起したいのは、Li

日本のペグマタイト研究を少量のみ含む鉱物（電気石やチンワルド雲母など）の産出する化学的な発達の程度が低いペグマ

ここまで紹介してきた多くの研究によるペグタイトの解釈についてである。西南日本内帯のイ

マタイトの形成論は、形成年代の古い大陸的なペルメナイト系列花崗岩中のペグマタイトや、西南

グマタイトの観察が中心となっている。通説で日本外帯の花崗岩からは特徴的に、Li を少量含

は、Li ペグマタイトは変堆積岩起源の S タイプ

む鉱物の産出や花崗岩の全岩組成で Li が多く含花崗岩から形成され、火成岩起源の I タイプ花崗まれることが報告されている（e.g., 長島・長島 ,岩からは形成されないと考えられている（Černý

1960; 西村 , 2010）。ペグマタイトへの希元素の濃et al., 2012）。しかし、日本では I タイプ花崗岩

集過程を明らかにするには、希元素の濃集の程度

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が異なるペグマタイトがどのようにして形成され

the kinetics of crystallization in hydrous

るのか、花崗岩中でどのような鉱物にどの程度希

haplogranite melts. Unpublished Ph.D.

元素が含まれているのか、といった疑問を明らか

dissertation, University of Oklahoma,にする必要がある。西南日本内帯のペグマタイト

Norman, Oklahoma, 293 pp.

である、岐阜県苗木地方や滋賀県田上山のペグマ

Fenn, P.M. (1986) On the origin of graphic

タイトなどは、規模が大きくペグマタイト組織がg r a n i t e . A m e r. M i n e r a l . , 7 1 , 3 2 5 – 3 3 0 .

よく発達しているが、リチア雲母や含 Li アルミ

Foord, E.E., Srarkey, H.C. and Taggart,

ノ珪酸塩鉱物などは産出せずに、チンワルド雲母

J.E.Jr. (1986): Mineralogy and paragenesis

や益富雲母、電気石が産出し、代わりにトパズのof“pocket”clays and associated in complex

産出で特徴づけることができる。これらのペグマ

granitic pegmatites, San Diego County,

タイトの鉱物学的な特徴と、原岩の花崗岩の特徴

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を関連付けてその成因を追求していきたい。

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琵博研報

2021 No.33

田上ペグマタイトの産状The occurrences of the Tanakami pegmatite, Otsu City,
Shiga Prefecture, southwest Japan中野聰志 1・西村貞浩 2・多賀 優 3・
花田遥平 4・澤田一彦 5・横井（西村）彰子 6
Satoshi Nakano1, Sadahiro Nishimura2 , Masaru Taga3, Youhei Hanada4,
Kazuhiko Sawada5 and Akiko Yokoi (Nishimura)6

はじめに大きな研究成果が得られている（たとえば、小西

大津市田上地域は、田上花崗岩体の西縁部にあ（訳）, 1958; 原著：Zavaritskii, 1955）が、本稿たる（周琵琶湖花崗岩団体研究グループ，2000；

での知見は基本的に欧米系のものに限られてい中野・原山，2003）。そこは、日本有数のペグマる）。野外での産状調査は、地質学的研究の出発

タ イ ト 産 地 の 一 つ（ 長 島・ 長 島，1960； 大 林，点であり、土台である。かつては、日本でも戦前

2002；Rakovan et al., 2009）であり、トパーズから資源採掘の目的でペグマタイトの産状につや水晶の美晶の産出や新鉱物・益富雲母の発見

いての調査研究（鉱床学）も行われていた（戦後（長島ほか，1975）で知られるばかりでなく、市間もない頃の地質調査所（現、産業総合研究所地

民が気軽に出かけられる鉱物採集地として親し質調査総合センター）発行の地質調査所月報や地まれてきた（関屋 , 1999；西村・中野，2003；河

質調査研究報告に多々公表されている）が、輸入

野・中野 , 2012）。これらのことに象徴されるよ資源に頼る現在そのような研究はほとんどない。

うに、ペグマタイトと言えば、“鉱物”のことにのみならず、ペグマタイトの岩石学的研究—特に話題と焦点が集中する。しかし、美晶・巨晶鉱

産状に基づいた岩石学的研究—は、日本ではかね

物や希元素鉱物が産するペグマタイトの実体は、てよりほとんど行われておらず、管見の限り、戦鉱物集合体としての岩石である。鉱物の集合体

前の柴田（1939 a,b,c,d）の苗木ペグマタイトにとして考えることが、ペグマタイト理解の基本

ついての研究が目立つのみである。なお、ペグマ

で あ る（ た と え ば、London，2008）。 花 崗 岩 質タイトの産出は花崗岩体に限られているものでペグマタイト（花崗岩体中に産しているかそうはないが、その圧倒的な存在量から、一般的にペではなくても特定の花崗岩体から由来して周囲

グマタイトは花崗岩質ペグマタイトを意味する。

の岩石中に貫入しているペグマタイトを含めて）このような歴史的経緯のなか、日本三大ペグマ

は、まぎれもなく花崗岩の一種である。花崗岩体

タイト地域として知られる他の二つのペグマタイの中で、なぜどのようにしてペグマタイトがでト産地（福島・石川地域の阿武隈花崗岩体と岐

きるのかは、資源的価値の高さから世界的に古阜・苗木地域の苗木花崗岩体）のペグマタイトのくから研究され、現在に至ってその成因論を含産状についてはまとまった産状の記録が写真あめた岩石学的研究が極めて盛んに行われている

るいはスケッチを含む報告書や学術論文として（ た と え ば、Schaller,1926：Jahns, 1953; 瀧 本 ,まとまって残されている（たとえば，柴田 , 1939

1969; Jahns and Burnham, 1969; Burnham anda,b,c,d；福島県石川町教育委員会 , 2000, 2002）

Nekvasil, 1986; London, 1986, 1996, 1997, 2005,

が、田上花崗岩体中のペグマタイト（以下、田上2008; London and Morgan, 2012）（注：旧ソ連〜ペグマタイトと呼称）にはそれに匹敵するものが現ロシアでも多くのペグマタイト研究が行われない。ただし、田上ペグマタイトについても、産

1 滋賀県立琵琶湖博物館・特別研究員，2 草津市立新堂中学校，3 龍谷大学，4 滋賀県立膳所高等学校，5 大津市立仰木中学校，6 大津市

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出する鉱物記載中の記述を含めて、これまで断片
的には産状に関わる記録が残されているので、それらについては、「田上ペグマタイトのこれまでの記録」の章で言及する。敗戦後間もない時期には、全国的にウラン・トリウム資源探査が行われ、上記石川・苗木地域のペグマタイト鉱床についても、たとえば、石川については松原（1960）
や小関・郷原（1956）、苗木については浜地・堀内（1956）調査結果が報告がされている。一方、
田上花崗岩体中のペグマタイト産出地域について
は、1975-1979 頃にウラン資源の観点から注目された（動力炉・核燃料開発事業団 , 1988；動力炉・核燃料開発事業団中部事業所 , 1994）が、筆者たちが知る限り詳しい記録は見当たらない。古くは、Asayama (1954) も、田上花崗岩体のウラン含有量について調べているが、ペグマタイトとの関連はない。田上花崗岩体中では、これまで数多くのペグマタイトが知られてきている（たとえば、長島・長島 , 1960）が、最近では 1974 年に発見された通称“中沢晶洞”と呼ばれているペグマタイトが代表である（中沢 , 1984）。“晶洞”（pocket）

図１ 田上花崗岩体位置図 （周琵琶湖花崗岩団体研究グループ ,2005 を改変）

は、一般的に大なり小なり空洞を含む、周りの花（母岩）と異なる岩相を示している岩石としての

崗岩（母岩）より相対的に大きい自形結晶を含む

層状構造全体をペグマタイトと呼ぶべきであると部分であり、ペグマタイトの最大の特徴である。

の London(2008) の見解と一致する。田上地域に

この“中沢晶洞”は各種鉱物の美結晶・大結晶

おいては、このようなペグマタイト岩（花崗岩）や稀産鉱物が採集された大きなペグマタイトであが、水平方向〜低角方向に伸びる岩層（岩床）まり、現在は大量の鉱物採集の結果そこに大きくたは垂直方向〜高角方向に伸びる岩脈（縦長）と空洞が広がっている（長径 10 m を越える）。一して見られる。一方、最近の調査により、ペグマ

方、多くの田上ペグマタイトは空隙の有無に関わタイトの境界部とその近傍には細粒優黒質包有岩

らず長径数 10cm 程度の塊状ないしは同じ程度の（中野 , 2013）、黒雲母濃集帯（黒雲母シュリーレ

幅（厚さ）の岩脈（岩床）が多く一般に小規模でンを含む）や日本では珍しい球状花崗岩（球顆状）ある。そのような大小の田上ペグマタイトの花崗（稲垣 , 1966；竹本ほか , 1977；中野 , 2013）が伴岩中での産状を一口で表現するのは難しい。しかっていることがわかってきた。それらの産状は、し、敢えて概括的に表現するならば、周囲の花崗それらの成因がペグマタイトの成因との共通点を岩とは異なる細粒の花崗岩脈が横方向や垂直方向有している可能性を示唆している。本稿では、ペ等に伸び（繋がり）、その一部に大きな美形の結

グマタイトに随伴するあるいは近傍に産するこれ晶が見られるというパターンが一般的である。こらの関連岩石の産状も総合的にまとめ、田上ペグのような岩石全体をペグマタイトと考えると、ペマタイトの全体像を可能な限り記録する。

グマタイトは内部的に岩相変化（岩石の顔つきの

なお、田上花崗岩体中では、熱水変質作用によ変化）の極めて大きい（特殊な）花崗岩というこってできた長石鉱床が戦前から順次発見・採掘さとになる。この見方は、その内部に周囲の花崗岩れてきた。現在ではほとんどの鉱山が休止・閉山

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の状態であるが、その多くについて詳しい研究が録に残る明治初年には、田上山一帯は広大な禿げ

なされており（瀧本ほか , 1964；瀧本 , 1973；須山と化していた。そこから 100 年以上に渡る植林

藤 , 1991, 2001）、それらの鉱床・鉱体にはペグマ（砂防事業）が開始され、現今ではそれと意識しタイトが伴われ場合がある（須藤 , 1991, 2001）。

なければわからないほど緑が見られる状態となっ長石鉱床の多くは、一部を除き栗東市〜湖南市〜

た（2015 年国土交通省砂防事業終了）。その砂防甲賀市区域に分布している。本稿では長石鉱床の事業の始まった明治初期より、田上山は特にトパ記載は省略するが、ペグマタイトとの関係では非ーズの美晶が産することで世界的に知られる場所

常に重要であるので、ペグマタイト成因論との関となった。それは、多くの美晶が海外流出したた係において最後の「要約：田上ペグマタイト」のめであるが、ペグマタイトの露頭が森林収奪によ章で言及する。

り露出していたからに他ならない。

滋賀県には琵琶湖を囲む後背山地には丹波—美

そのような明治期に、トパーズや水晶の産状は濃帯の堆積岩とそれに白亜紀後期に貫入した花崗

もとよりその母体であるペグマタイトの産状が少岩体が分布している（図１）。各花崗岩体には、なからず記録として残されていれば良かったので大なり小なりペグマタイトの産出が知られていあるが、残念ながら産状についての記録は残される。たとえば比良花崗岩体では正面谷や高島附近ていない。のみならず、その後も現在に至るまで、のペグマタイト、あるいは江若花崗岩体では明ペグマタイトの野外での産状については、簡単な王の禿のペグマタイトが有名である（辻・北原 ,言及に留まり充分な記載がない。

1979）。各花崗岩体中のペグマタイトおよび熱水

野外で自分たちの目に入る観察物が実際どのよ

変質岩についての詳しい研究が進めば、各花崗岩

うな産状であり、それがどうしてそのような状態

体の性格づけの一指標となるであろう。

になったのかを、ひとまず教科書的な見方を置いて、自分達自身の立場で考えることは、極めて大ペグマタイトの産状を記録する事なことである。ところが、ペグマタイトについては、そこに美しい鉱物や珍しい鉱物が採集出来

地質学（鉱物学や岩石学を含む）においては、ることから、産状の観察は二の次になりやすい。

「産状」（occurrence）が非常に大切である。産状

その結果、一部の鉱床学・岩石学の研究を除いてを知ることは、調査研究の対象が自然（大地）のは、ペグマタイトはこれまで鉱物の眼で見られる

中でどのような状態で存在しているかを知ることことが通常であり、岩石の眼で見られることは日である。それは、なぜそこにそれがあるかという本では極めて少なかったことは既に述べた通りで問題に直結している。たとえば、大きな傷の少なある。しかし、柴田（1939a）は既にアジア太平

いダイアモンド（鉱物）が発見されれば「宝石」（商

洋戦争直前に、『ペグマタイトの研究はその母岩

業価値）としては絶大な価値があるが、それがどたる花崗岩の研究を第一にする必要がある』とし、

こでどのような状態であったかという知見がなけ

岐阜・苗木地域の花崗岩の産状を報告している。

れば科学的（鉱物学）な価値としては非常に低い。

また、福島・石川地域についても、敗戦まもない“同じ種名”で呼ばれる鉱物や岩石は一部稀有な時期のウラン調査に際し、松原（1956）は「塊状ものを除き世界のどこかしこにあるが、ところがペグマタイト」と「脈状ペグマタイト」を区別し変われば見かけも性質も異なり、見栄えがどうあてその産状に言及している。福島・石川地域につろうともそのいずれもが固有の地球科学的（歴史

いては、その後、福島県石川町教育委員会（2000,

的）価値を有している。

2002）により、いくつかのペグマタイト鉱床の産

田上山は過去に大きな３期（古代（600-850）・状が写真とスケッチで紹介されている。しかし、中世（1050-1550）・近世（1570-1670））にわたる

このようなペグマタイトの産状への視点は、筆者

森林収奪の場となった（タットマン , 1998）。記

たちの知る限りほかにはあまり見当たらない。

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美しい鉱物や珍しい鉱物が採集できなくても、り、塊状ペグマタイトは晶洞が単独で存在していペグマタイトという「岩石」の産状の観察は「不るものとされる。前者は、規模の違いと内部構造

思議なもの」の楽しい観察体験である。それは、（帯状構造）の有無を無視すれば、ペグマタイト「なぜそこにそのようなペグマタイトがあるのか」

岩脈として認識できるであろう。一方、塊状ペグから始まり次から次へと素朴な疑問が湧いてくる

マタイトは、三次元的ペグマタイト産状の把握がからである。「ペグマタイトとは？」、「ペグマタできない脈状ペグマタイトの一部である可能性もイトとはどのような岩石なのか？」、「ペグマタイ

排除できないが、少なくともペグマタイト産状のトはどうしてできるのか」等の現在世界において見かけ上の１類型として意味がある。田上ペグマ

最新の研究が進められている問題にも繋がってい

タイトのなかでは、よく知られている通称“中沢る。

晶洞”（中沢 , 1984）は、既に述べたように塊状

ペグマタイトには、後で具体的に引用するよう

ペグマタイトの代表とされている。本稿では、こに、生成地下深度や母岩の違いによる多様な環境

れまでの一般的な扱いに基づいて、脈状ペグマタ

や産出鉱物群の違いによる多様なタイプがある

イトととともに、塊状ペグマタイトを区別して記（Černý, 1994, 2005；石原，2003）。しかし、日本

載するが、脈状ペグマタイトについては、既述し列島でのペグマタイトは、阿武隈型として知られたように岩床状（水平ないしはそれに近く伸びてる石川地域（Černý, 1994）と福岡市長垂（Shiroseいる場合）と岩脈状ペグマタイト（水平方向に対and Uehara, 2018）以外、基本的に浅所貫入型

し垂直ないしはかなりの角度で伸びている場合）

花崗岩体中のミアロリティックペグマタイトであとを区別して記載する。

り、良く知られている諸外国のペグマタイトに比これまでは、花崗岩体中の優白質の細粒花崗岩

べるとその規模は一般的に格段に小さい。それに脈にたいして、野外ネームとして半花崗岩（アプもかかわらず、産状的にはアメリカ西海岸カリフ

ライト＝ aplite）という用語が広く使われてきて

ォルニアの花崗岩体に伴うペグマタイトとの類縁いる。ところが、田上花崗岩体中のアプライトを性が認められる。すなわち、北米のペグマタイト

化学分析した結果、その化学組成は母岩の花崗岩を中心に研究を進めている London (2008) によれとほとんど変わらない（中野，2013）し、黒雲母

ば、ペグマタイトは基本的に岩脈状（火成岩が水も小さいものがかなり点在している。したがっ平面に垂直ないしは斜交して貫入している形状）て、国際地質科学連合 (IUGS) が推奨している用ないしは岩床状（火成岩が地層のように水平ない語法（Le Maitre, 2002）にしたがうと、アプラ

しはそれに近い状態で貫入している形状）に産す

イトは細粒黒雲母花崗岩と呼ぶべきである（中野る岩石である。多くは伸張方向に垂直な岩相変化, 2013）。さらに、田上ペグマタイト地域の細粒を伴い、中心部に晶洞が生じている産状が代表的

黒雲母花崗岩脈（アプライト脈）は、大なり小なである。その岩石としての基本的特徴は、細粒（斑り粒度（鉱物結晶の大きさ）が不均質で相対的に状）花崗岩—文象花崗岩—巨晶花崗岩（晶洞）の組

大きい結晶を斑晶状に含む細粒斑状花崗岩（脈）み合わせによる帯状構造を示すことである。すなと呼ぶべきものが多い。しかし、本稿では、斑晶

わち、ペグマタイト岩脈（岩床）の中に晶洞が存がほとんどなく石基が非顕晶質緻密な細粒黒雲母

在するという基本的認識がある（London, 2008）。

花崗岩にたいして、ペグマタイト関連の野外ネー

一方、日本では、一般的にペグマタイトの産ムとしてアプライトという用語を便宜的に使用す状が“脈状ペグマタイト”と“塊状ペグマタイる。また、本稿では、ペグマタイトと産状的に密ト”とに区分されている（たとえば、長島・長接に関係している花崗岩質岩脈（層）（ペグマタ島，1960；名古屋鉱物同好会（編）, 1996；細野・

イトの内部構造の一部である場合を含めて）につ

牧野 , 2002）。脈状ペグマタイトは、細く伸びる

いては、アプライト・細粒黒雲母花崗岩・細粒斑ペグマタイト脈の一部に晶洞が存在するものであ状黒雲母花崗岩の用語を併用する。なお、中野

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表 1 Černý （1994） によるペグマタイト分類表（2013）は、田上花崗岩体中のペグマタイトとの個々のペグマタイトがいずれもマグマ期から低関係が考えられる岩脈類を、細粒黒雲母花崗岩・

温の熱水期までの過程にわたる多様な履歴を有細粒斑状黒雲母花崗岩・非顕晶質細粒優白質花崗していることが明らかになっている（たとえば、岩（岩脈・岩床）などと記述している。このうちLondon, 2008；河野ほか , 2008）。第二次世界大の非顕晶質細粒優白質花崗岩が、上記野外ネーム

戦後、ペグマタイトの実験岩石学的研究が始まとしてのアプライトに当たる。

り、その結果、マグマ冷却後期において集積・分

ペグマタイト関連岩脈の問題として、次のこと

離した熱水から徐冷条件下での平衡反応でできるにも触れておきたい。それは、花崗岩体中の随所というモデルが提起されて世界的に広く受け入れに見られる花崗斑岩脈との違いである。花崗斑岩

られてきた（たとえば、Jahns, 1953; Jahns and（granite porphyry） と い う 名 前 も、 上 述 の Le

Burnham, 1969; Burnham and Nekvasil, 1986）。

Maitre (2002) では推奨されておらず非顕晶質細しかし、このような古典的範疇（熱力学的平衡論）

粒斑状花崗岩となるので、田上花崗岩体中およびのペグマタイト成因論は、最近のアメリカ・カナ

山科〜石山地域のジュラ紀付加体堆積岩中に貫入

ダの研究者による実際の産状（明瞭な帯状構造をしている花崗斑岩には、その名称が採用されてい示す岩脈・岩床：図２）と実験岩石学に基づいた

る（中野 , 2013）。田上花崗岩体において大小のペグマタイトの成因論の展開により革新されてき規模で存在している花崗斑岩脈（特に、中粒斑状ており、現在では世界的にもペグマタイトは平衡

黒雲母花崗岩分布地域）において、これまでの観結晶作用ではなくて急冷条件下・急速成長によっ察の限り、ペグマタイト晶洞を有するものはない。

てできたものとの非平衡反応すなわちカイネティ

岩脈としての共通性はあるが、ペグマタイト記載

ックスの立場からのペグマタイト成因論の時代の観点から、本稿では花崗斑岩脈については言及に移ってきている（London, 2008; London and

しない。

Morgan, 2012；白勢，本研究調査報告書参照）。
この間のペグマタイトの産状およびペグマタイ

ペグマタイトとはトの分類についての代表的な研究を、以下に簡約する。Jahns and Burnham (1969) は、複雑なペ20 世 紀 初 頭 か ら 第 2 次 世 界 大 戦 時 期 ま で のグマタイト生成過程を詳細に区分し、ペグマタイ

初期のペグマタイト研究では、瀧本 (1969) とトーアプライトの密接な共生関係（帯状構造）をLondon (2008) における歴史的な研究総括をまと示した。Černý et al.（1984）は、ペグマタイト

めると、マグマ冷却に伴って鉱床ができる段階を、（Vezna pegmatite）岩床の壁帯→文象帯→ブロマグマ期（800-700℃）→ペグマタイト期（700-500

ック状カリ長石帯→空洞部という帯状構造の各℃）→グライゼン期（500-400℃）→熱水期（400-層準を時間軸（温度軸）にアルカリ長石の変化

100℃）と区分してきた。しかし、最近の研究は、を跡づけ、空洞部形成時代の交代作用によって

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図 3 各種ペグマタイト生成の温度 ・ 圧力図 （石原 , 2003）ことになるであろう。また、Černý（1994）によると、ミアロリティックペグマタイトは、粘土に
図 2 ペグマタイトの帯状構造。 London (2008） を参考にした模式図

充填されているかあるいは充填されていない空間が結晶で埋められたペグマタイトともされてい開放性裂開中で曹長石（クリーブランダイト＝る。

葉片状曹長石）や氷長石ができることを示した。

一方、日本でのそれ以外のペグマタイトとし一方、Černý（1993, 1994）は、ペグマタイトがて、「阿武隈型」ペグマタイトとして知られる

多様な地質学的（温度・圧力条件）および地球

石川地域のペグマタイトがあり、希元素的には化学的特徴を示すことに注目して、ペグマタイ

LCT タイプとされる（表 1）。最近、Shirose andトの産状と特徴を整理分類した（表１）。すなわ

Uehara (2018) により、福岡市長垂のペグマタイ

ち、一口にペグマタイトと言っても、生成条件

トも LCT タイプとして記載されている。

の違い（地下深くの高温・高圧条件〜地下浅所

London (2008) は、歴史的にペグマタイト概念

での低圧条件）や主要な希元素鉱物の種類分けを整理し、ペグマタイトの再定義として次のように基づいた希元素組成の違いにより分類されるに述べている。すなわち、『ペグマタイトは、大ように、形成過程と鉱物組み合わせ（多様な希

きいが変化に富むサイズの鉱物結晶や骸晶・文象

元素組成）が異なる多くのタイプが存在するこまたは著しい定向配列を示す結晶の多産により他とが明らかになっている。

の岩石から区別される、通常は花崗岩質の火成岩

日本のペグマタイトは、古典的産地とされるカである』。そのうち、主要な宝石鉱物の産出ペグ

リフォルニア・サンディエゴ地域のペグマタイト

マタイトとしてのミアロリティックペグマタイト（London, 2008）と同じく、そのほとんどが地下については、次のように述べている。
『ミアロリ

5 km 以浅（2kb 前後までの圧力）の花崗岩マグ

ティックペグマタイトは、結晶が並んだ cavity

マに由来する浅所型のミアロリティックペグマタ

を主要部分として含んでいる』。さらに、「cavity

イトであるとされる（図３：石原 , 2003）。これは、は、ペグマタイトが結晶する最後の部分であり、Ginsburg (1984) の「地下浅所で（花崗岩質）マ

ほとんどの場合、伸長結晶あるいは骸晶・文象

グマが定置してできたペグマタイト」という元の結晶を含む異方的な鉱物集合組織（fabric）がミ定義にしたがっていることになる。なお言えば、アロリティック cavity に向かって成長している」

田上ペグマタイトは NYF タイプ（表１）というと述べている。

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図 4 ペグマタイト脈内部の帯状（層状）構造を示す写真（中沢和雄氏標本）

図 6 文象構造 （文象花崗岩）。 通称 “中沢晶洞” 付近の斜面
転石試料 ： 河野 ・ 中野 （2012） 参照

タイトの全体組成は、石英、（Na に富む）斜長石、（Na に富む）アルカリ長石がほぼ等量存在する花崗岩系における最低溶融点付近のものである。Li, Cs, B, P, Ta のような元素を主成分として含む稀元素鉱物の集合体（稀元素ペグマタイト）
は、ペグマタイト全体の 1% 以下の割合でしかない（世界的には、ペグマタイトは長石や石英の石材資源や希元素資源として極めて重要であることを前提にすると理解しやすい特徴であろう）。
既に言及したように、Jahns（1953）あるいは
Jahns and Burnham（1969）などに代表される
図 5 田上 ・ 堂山東方の小ペグマタイト岩脈試料

古典的なペグマタイト成因論（平衡に近い状態でLondon and Kontak (2012) では、ペグマタイのマグマの結晶分化作用＋分離した熱水からの結ト（pegmatite）の語源は『「互いに結びつける晶晶出（＝徐冷））は、現在世界的には非平衡論・ことによって堅固にする」というギリシャ語で

非熱水成因論の観点から大きく革新されつつああるとし、「ペグマタイト pegmatite」はメルトる。特に、London グループが実験岩石学的研究（融液：熱水ではない）が母岩（そこに既に存在から提起しているペグマタイトの成因論＝「揮発していた岩石）に貫入した深成岩の変種である

性成分に富むメルトからの結晶成長＋非平衡での（組織＝鉱物の集合状態が異なる）としたうえで、

急速結晶成長」が広く実証的に受け入れられてきLondon (2008) と重複的にペグマタイトの特徴をている（London and Kontak, 2012）。それを以以下のように述べている。１．ペグマタイトの必下に、簡単に紹介する（表２参照）。

要条件は、大きい結晶の存在だけではない。その地下のマグマ溜まりは、メルト（珪酸塩溶融

他の fabrics（縁辺部から中心に向かっての結晶体）だけの状態から温度低下を基本とする各種条

サイズの粗大化、周辺から内部に向かっての明瞭件の変化に伴う晶出鉱物（結晶）の増加とそれにな累帯構造（図 4・5）、layering や非常に定向性見合って減少する残存メルトからなる状態になるのある結晶成長を含む異方的な fabrics（図５）、が、その最終固結までには多様な過程があり得る

文象花崗岩（graphic granite）と称される石英（たとえば、Bachmann and Huber, 2016）。そのと長石の graphical な共生組織（＝文象組織）（図間の最終固結段階に至るまでの揮発性成分に富む6）は、ペグマタイトを特徴づける。２．ぺグマ

メルトの挙動が、現在のペグマタイトの成因論の

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（Sirbescu and Nabelek, 2003）。なお、これに関

表 2 新旧ペグマタイト成因論の比較連して、河野ほか（2008）は、田上小ミアロリテ
ィックペグマタイト中のアルカリ長石を解析し、
200 ℃までの熱史を復元している。このように、構成鉱物・サイズ・組織等において極めて岩相変化に富む（帯状構造）ペグマタイトは、現在は、
古典的な“ペグマタイト期”などという枠組みではなくて、高温のメルト条件下から低温熱水条件
下までの幅広い温度履歴の非平衡反応により形成前提である（Brisbin, 1986; London, 1996, 1997;

された複雑な岩石としての理解が進んでいる。

Nabelek et al., 2010; Bartels et al., 2011; etc.）。

なお、花崗岩の一種としてのペグマタイトの化

すなわち、マグマ（メルト＋結晶）から分離した

学組成は、微量成分を除いて母岩の花崗岩とほ熱水の存在がペグマタイト生成の直接の要因ではとんど同じである（下田・石丸 , 1967；London,

なく、メルトの性質が問題である。そして、徐冷

2008；中野 , 2013）。このことは、ペグマタイト

ではなく急冷条件、すなわち非平衡条件下で、揮の産状に密接に関係している後述する細粒〜細粒

発性分の挙動によりペグマタイトの帯状構造と巨斑状黒雲母花崗岩（本稿でも一部使用するが、こ晶が形成される（触媒作用）。また、希元素を含れまで一般に使われてきたアプライトを含む）にむペグマタイトに特有な各種鉱物の形成は、金属ついても同様である。

冶金学における帯域溶融（zone melting）理論のペグマタイト関連用語

応用によって説明されている。
最 近 の 多 く の 他 の ペ グ マ タ イ ト 研 究 も、London グループの成果を踏まえ、実験岩石学的晶洞（druse, geode, vug, vugh, pod, pocket）

データをもとに、従来のペグマタイト成因論を晶洞は、地団体研究会（1996）によると、対検討し新しい成因論を展開している。たとえば、応する英語は「druse」であり、『鉱脈・鉱体あNabelek et al. (2010) は、「ペグマタイト成因論

るいは岩石内に生じた空洞。「がま」(vug) とも。

に お け る 水 の 重 要 性 」（Jahns and Burnham,

空洞の壁に沿って鉱物が配列し、同心球状の殻が1969）は変わりないとしながら、部分的に結晶化形成されたり、脈石鉱物・鉱石鉱物の自形結晶がしたマグマ中のメルト（融液）としての急速な定みられる。』とある。ちなみに同じ事典の中で、置と平衡固相線より下での巨晶の急速成長におけペグマタイトは『花崗岩とほぼ同じ組成をもち、る水の重要な役割を強調して、メルトからの急速

著しく粗粒で、正長石・微斜長石・パーサイト・成長論のメカニズムを詳細に展開している。すな

アルバイトなどと石英が文象構造をなす岩石』とわち、ペグマタイトが個々の地域でも多様な組織説明されている。日本学術振興会（1993）によるパターン（岩相）を示し、また個々のシートでと、晶洞に対応する英語は「druse, geode, vug,は（垂直的に）非対称な組織を示し、それらの結vugh」である。Druse は、「自形結晶が突出して晶作用の温度は＜ 400 ℃ - 700 ℃＜と推測していいる火成岩体あるいは鉱脈中の空隙」となっている。この場合のシート（岩床）は、カリフォルニ

る（Allaby and Allaby, 1991）。したがって、晶アの延長数 100 m 規模、岩脈は幅 15 m 規模のも洞は教義（字義）通りであれば「空隙」を意味すのが想定されている。なお、このような低温でのることになるが、実際のペグマタイトの記述におペグマタイト生成が起こることについては、地殻

いては、ほとんどの場合、空隙の有無を問わず自での水を含む珪酸塩マグマ・メルトが 350 ℃程度形結晶が成長しているペグマタイト巨晶帯を含めまで存在していることが既に明らかにされているて晶洞とされている。London (2008) は、ペグマ

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タイトにおいては、空洞の有無は基本的な問題で常に大きい空洞が設定されているが、晶洞中の巨はないとしている。彼は、『空洞がペグマタイト

晶帯のさらに内側（中心部）には多くの場合粘土を作るマグマの結晶作用の過程でできる気相が物質等の脆弱な物質が充填されており、その部分存在していた場所とすると、ミアロリティック

は晶洞の採掘につれて崩壊するので、それらが晶

cavity のない場合は気相（揮発性分）がなくても洞巨晶帯内側のどれ程度の部分を占めていたのかできるペグマタイトなのか、気相（揮発成分）に知るのは一般には困難である。これまでは、採掘・飽和した状態から出発したペグマタイトは必ずあ採集の際における空洞そのものへの記述はほとんる程度はミアロリテュック（cavity あり）でなどない。

ければならないのかと問いかけたのち、閉鎖系として最初から水に飽和したメルトからできるペグ

ミアロリティック（miarolitic）

マタイトは本質的なミアロリティック void space

隙 間（ 空 間 ）（miarole） の 形 容 詞 形。 浅 所（空洞）を含んでいなければならないはずだが実

深成岩（または火成岩）に見られる空間（void

際はほとんどそうなってはいない』としている。

space） あ る い は ポ ケ ッ ト（pocket） で 特 徴 づ

田上ペグマタイトにおいても、空洞のないペグマ

けられる組織にたいして使われる（Allaby andタイトも多い。それらの見かけ上空隙のほとんど

Allaby, 1991）。しかし、この用語をペグマタイ

見当たらないペグマタイト岩床・岩脈にも明瞭なトに適用する場合、基本的に空洞の有無（大き帯状構造があり、中心部では巨晶とは呼べないがさ）は問題ではない（London, 2008）。空洞に向周りの花崗岩母岩の鉱物の大きさに比べて相対的

かって宝石結晶が成長している“晶洞”がミアに大きい結晶集合部が存在する。これらにたいし

ロリティックペグマタイトの大きな特徴であるて、本稿では晶洞部あるいは“相対的巨晶（部）”（London, 2008）。Černý（1993，1994）は、それという用語を用いる。以上のように、すなわち、を浅所貫入の花崗岩から生ずる多様な産状と温度

本稿では、“晶洞（部）”を、空隙部分の大小や有履歴を有するペグマタイトであると分類している

無に関わらず、母岩に比べて相対的に大きい結晶（表 1）。

が集合している部分について広く用いている。後述するように、London（2008）は、日本で通常“晶洞型”と呼ばれる脈状に伸びておらず単独で存在している塊状ペグマタイトを、pod としている。London（2008）中で記述されている pocket は、その部分の実体としてはほぼ同じものであるとも思われるが、脈状ペグマタイトの帯状構造の一部として限定的に使用されているようである（その部分を区切るのが pocket line）。これらのことか
らすると、miarolitic pegmatite が“晶洞型”ペ

図 7 田上新免ミアロリティック小ペグマタイト （河野ほか , 2008）

グマタイトとされている（石原 , 2003）ことには、その理解に注意が必要である。

河野ほか（2008）は、地学事典（地学団体研究会，1996）にしたがい、田上花崗岩体の天井相と位置づけられる部分（中野 , 2013 の Gt1 相）に空洞あるいは隙間（cavity, void, vug）
上述のように、晶洞中の空洞部分を示すが、散在する空洞を有する小晶洞部分をミアロリティ

実体はほとんどわかっていない。空洞部分は、ック小ペグマタイトとする（図７）一方、天井相

cavity と呼ばれることが多いが、vug とも表され全体をミアロリティックペグマタイト（相）としる（London, 2008）。ペグマタイト模型では、非た（図 8）。

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琵博研報2021 No.33

晶洞の用語中で紹介したように、石原（2003）
はミアロリティックペグマタイトを“晶洞型”ペ岩 脈 状・ 岩 床 状 ペ グ マ タ イ ト（pegmatite dyke
and sill (sheet)）

グマタイトとしたが、地下浅所から深所までの多岩床状（sheet：水平ないしは水平に近い状態で）様な環境で生成するペグマタイトはいずれも“晶ないしは岩脈状（dyke：垂直ないしはそれに近洞部”を有するので、注意が必要である。

いかある程度斜めに）に伸びる細粒〜細粒斑状黒雲母花崗岩を含む花崗岩部分に晶洞部分が点在す

ミ ア ロ リ テ ィ ッ ク ペ グ マ タ イ ト（miarolitic

るペグマタイト（アプライトーペグマタイト集合

pegmatite）体）。詳細は、London (2008) にある。以下の本

上述のように、Černý (1993, 1994) による温度・

稿では、脈状ペグマタイトを、層状または岩床状

圧力状態を基準にしたペグマタイトタイプの分類

ペグマタイトと岩脈状ペグマタイトに区分して記上の用語（石原 , 2003 参照）であり、空洞・空

述する。日本では、これまで、対応する小規模な隙（cavity）を有するペグマタイトのことである。

ものに脈状ペグマタイトあるいは晶腺状ペグマタ

本稿では、小さな隙間（void, cavity）を有する

イトと記述されていることが多い。

局所的なあるいは小規模な（数 cm 径程度）個々の晶洞ペグマタイトについてもミアロリティック

塊 状 ペ グ マ タ イ ト（massive pegmatite or

ペグマタイトの用語を用いるが、上述のように田pegmatite pod）

上ペグマタイトが全体としてミアロリティックペ

母岩の花崗岩中に晶洞が単独で存在しているとグマタイトである。なお、London (2008) では、考えられる（ミアロリティック）ペグマタイト。

ミアロリティクペグマタイトには、希元素ペグマ

日本国内の文献では、よく見受けられる用語であ

タイトとほとんど同じ鉱物組み合わせを有するそる（図 9・10）。晶洞型ペグマタイトと同義であれからの派生物としての第２のタイプがあることる。晶洞部だけが母岩と接して存在する場合もあに言及している。

るが、ある程度の大きさの晶洞の場合は内部に帯状構造を示す場合が多い（高田 , 1993）。この大きい例が、後述の中沢晶洞である。
なお、London (2008) では、massive pegmatite

図 8 Gt1 部分がミアロリティックペグマタイト （河野ほか , 2008）
図 9 比良花崗岩中晶洞ペグマタイト （高田 , 1993）

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リーレンは黒雲母レアリングとの関係性が考えられ、ペグマタイトの成り立ちを調べる上で重要と思われる（Kubo, 1976；久保，1987, 2000；Reidet al., 1993）。 火 成 岩 中 の 層 状 構 造（layering）
は、特にアルカリ岩中で著しく認められており、その成因が詳しく議論されている重要な構造（組織）である（Parsons, 1987）。黒雲母シュリーレ
ンの存在は、琵琶湖周辺ではほかに信楽花崗岩体（周琵琶湖花崗岩団体研究グループ，1982）、鈴鹿花崗岩体（周琵琶湖花崗岩団体研究グループ，
1990）、比叡花崗岩体（周琵琶湖花崗岩団体研究グループ，2008）等で知られている。
図 10 苗木地域 ・ 蛭川 ・ 田原ペグマタイトの産状 （名古屋鉱物同好会 （編） , 1996）

細粒暗色包有岩（MME）という記述はなく、ペグマタイトの産状として、るいは細粒苦鉄質包有岩）（mafic microgranulardyke（岩脈）・sill（岩床）・pod を挙げている。

enclave (or microgranular mafic enclave):

Pod は、（豆などの）さやあるいはさや状のもの

Barbarin and Didier, 1992）・ 苦 鉄 質 火 成 包 有と訳されるので、これが日本で言う塊状ペグマタ岩（mafic magmatic enclave: Barbarin, 2005）・

イト塊状ペグマタイトに相当するのであろう。な

細 粒 火 成 包 有 岩（microgranular magmatic

お、塊状ペグマタイトも、場合によっては、ペenclave : Slaby et al., 2004, 2008）などの略語でグマタイト岩脈の中の晶洞部 (pegmatite pod orある。本稿では、MME を中野（2013）にしたが

pocket) が現在の露頭部での（断面の違い）によい細粒暗色包有岩とするが、花崗岩体中に存在す

る見かけ上の産状である可能性はあろう。河野ほる細粒の苦鉄質鉱物（主に黒雲母や角閃石）の濃か（2008）の数 cm 規模のミアロリティック小晶

集した部分をいう。形は、ブロック状のものを洞部（小ペグマタイト）は、それぞれ独立して散含め丸みを帯びており、一般に紡錘状〜球状で在しているが、いずれも細粒斑状花崗岩相（天井ある。大きさは、数 cm から m 級まで幅がある相）中にあるので、既に述べたように細粒斑状花が、田上花崗岩体では 10cm オーダーのものが多崗岩相全体がミアロリティックペグマタイト（岩い。その成因として、従来からの捕獲岩説のほ床）とした方が妥当である。

か、最近広く喧伝されている苦鉄質マグマとの混

MME は、苦鉄質細粒エンクレーブ（包有岩）（あ

交物説（たとえば、Vernon, 1984, 1990; Wada etal., 2004; Barbarin, 2005 ほか）のほか、同一マ（黒雲母）シュリーレン（schrielen）
苦鉄質鉱物（黒雲母や角閃石などのマグネシウ

グマからの早期晶出説（たとえば、Esna-Ashari

ムや鉄に富む鉱物）が母岩中におけるよりもより

et al., 2011; 中野ほか、2013 ほか）と多様である

高密度に濃集している筋状、線状、平面状、円（中野ほか , 2013 参照）。田上花崗岩体では、ペ盤状の集合体組織（構造）である（Allaby and

グマタイト・アプライト・黒雲母シュリーレン・Allaby, 1991）。田上ペグマタイトの場合、岩脈

球顆花崗岩等との産状関係から詳しく述べている（岩床）中にはその帯状構造の一部に , 特に外縁ように、揮発成分の挙動とも関連していると考え部に黒雲母の濃集層の黒雲母 layering（レアリられる（中野ほか，2013）ので、ペグマタイト産

ング）が一般的に存在する（田上ペグマタイトで状の記述として不可欠なものである。田上花崗岩は特に）。したがって、花崗岩体中の黒雲母シュ

体中の MME は、苦鉄質鉱物としては黒雲母の

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みであることが特徴である。田上ペグマタイト地

括されている（非顕晶質細粒〜細粒斑状黒雲母花

帯での黒雲母濃集体である MME は、これまで

崗岩）。

黒雲母クロットとして記載されている花崗岩中の本来は本稿でも Le Maitre (2002)・中野（2013）

数 mm 〜数 cm の黒雲母小集合体（周琵琶湖花崗岩にならって記述するのが望ましい。しかし、それ

団体研究グループ , 1982）との関係も注目されるにならうと類似の名称になり産状も同じ岩脈状を（中野 , 2013）。

示す花崗斑岩（この用語も Le Maitre (2002) では推奨されておらず、それにしたがうと非顕晶質細アプライト（aplite）

粒斑状花崗岩となる（中野、2013））ので紛らわア プ ラ イ ト は、 ア プ ラ イ ト － ペ グ マ タ イ ト

しい。これまでアプライトとされてきた岩石は、

複 合 体 で あ る こ と が 多 く（ 柴 田 , 1938; Jahns

既にのべたように、斑晶が目立たたず極めて細粒

and Burnham, 1969; London, 2008; Neiva andの脈岩に野外ネームとして使用されている。本稿

Ramos, 2010）、田上花崗岩体に限らないが、花でも、斑晶を含めて粒度変化の大きい細粒斑状黒崗斑岩や流紋岩とは異なる肉眼的にやや優白質に雲母花崗岩と区別して、斑晶のほとんどないより見える小岩脈を一般的にアプライトと呼んできて

細粒緻密な脈岩に対してアプライトの用語を一部いる。日本では半花崗岩と呼ばれ、『ほとんどア使用する。したがって、本稿での細粒斑状黒雲母

ルカリ長石・石英・斜長石からなる優白質、完晶質、花崗岩脈は、花崗斑岩脈を含まない。

他形、粒状の岩石。多少の黒雲母・白雲母・ザク
ロ石・電気石を含む。花コウ岩・閃緑岩などにと花崗斑岩（granite porphyry）

もなって岩脈状の岩体をなして産出する。以下

花崗斑岩は、地学事典によると『花崗岩と同じ略』（地学団体研究会、1996）とされている。また、

鉱物・化学組成をもつ斑状岩。石英・アルカリ同事典では、有色鉱物や鉄分の少ないものは陶磁

長石（ふつうは正長石）および少量の鉄苦土鉱器原料として用いられるとあり、代表的産地の一物（黒雲母・角閃石など）も斑晶と，微花崗岩質

つとして信楽地域（田上花崗岩地域：筆者注）が石基とからなる』とされている（地学団体研究挙げられている。しかし、これまでアプライトと会 , 1996）。花崗斑岩は、IUGS 推奨命名法にし呼ばれてきた岩石は、肉眼的見かけ上“黒雲母がたがうと、非顕晶質細粒斑状花崗岩になるが、こほとんどない”とされてきているが、実際はあるの命名法では花崗岩体中のほかの岩脈の名称と紛程度の黒雲母を含む（5% 以下）。また、化学組

らわしくなる。山科〜石山地域の花崗斑岩と区

成上は母岩の花崗岩とほぼ同じであり、少量成分別するため、中野（2013）は田上花崗岩体中の（特に Fe）や微量成分は異なるが SiO2 や Al2O3、

花崗斑岩を田上花崗岩の Gt1 相として一括した

Na2O や K2O の主要成分含有量はほとんど変わらが、岩相的にはこれらの岩脈は水口図幅（中野ほない（下田・石丸，1967；天白，1991；London,

か , 2003）での田上花崗岩体中の花崗斑岩脈およ2008；中野，2013）。

び上記京都東南部図幅山科〜石山地域における珪既に述べたように、IUGS（国際地質科学連合）

長質岩脈のうちの Pg（非顕晶質細粒斑状（黒雲のサブコミッションがまとめた岩石命名法（Le母）花崗岩＝花崗斑岩）と同じと考えてよい。本

Maitre, 2002）でもアプライトはほぼ地学事典同稿では、既に述べたように、アプライト（IUGS

様の定義であるが、この用語は IUGS による推命名法では非顕晶質細粒斑状花崗岩）を野外ネー

奨岩石名には入れられていない。それにしたがっムとして使用することもあり、田上花崗岩体でのて記述を行っているのが中野（2013）である。そ花崗斑岩脈は現時点でペグマタイトとの野外でのこでは、アプライトは「非顕晶質細粒斑状花崗岩」

直接的な関連性が確認されていない。したがっ（地質図凡例：脇田ほか , 2013）あるいは「非顕て、繰り返し述べてきたように、本稿では花崗斑

晶質細粒黒雲母花崗岩」（中野 , 2013）として一岩岩脈には言及しない。ただし、他地域では、ペ

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グマタイト地帯の花崗斑岩にも cavity(void) を呼ぶようになっており、捕獲岩とするには細粒苦有する場合があることが報告されており（柴田 ,鉄質エンクレーブ（MME）との識別が必要であ

1939a,b,c,d）、今後の調査研究が必要である。

る（たとえば、中野ほか , 2013）。

花崗岩天井相（天井層）（ceiling facies in granite

長石鉱床（熱水変質岩）

pluton）

花崗岩マグマは、数％から（一般的）多いもの

マントル上部〜地殻下部で発生したマグマが上では 10％に近い水分を含む。花崗岩マグマの冷昇して地下数 km 〜 20km 程度の深所のマグマ溜却とともに、結晶作用が進み黒雲母のほかに長石まりで花崗岩マグマとなった場合、それが地下で類や石英が析出すると、残りのマグマは相対的に固まれば花崗岩体となる。そのマグマ溜まりの上水分（＋その他の揮発成分）に富むようになる。

部にある岩石を roof rock（屋根岩）と呼び側面最終的に残った熱水が既に固結しつつある（固結にある岩石を wall rock（壁岩）と呼ぶ。屋根岩した）花崗岩を作り変えた場合（変質作用、置換に近いマグマ溜まり上部は下部（内部）に比べて作用、交代作用）、長石質の花崗岩になる。熱水

早く冷えるので、構成鉱物の粒度（結晶の大きさ）

変質長石質花崗岩は、資源的価値（釉薬、陶磁器・が小さくなったりその中に多少大きい結晶が混じガラス等の原料）が高いので鉱床となる。花崗岩

る斑状組織が生じたりして、細粒花崗岩質になる。

を変質させる熱水には、もともとの花崗岩由来の

早く冷えるのは熱伝導のほか組成的過冷却（たとマグマ水のほか、冷却途中の浅所花崗岩体の熱でえば熱水が逃げると過冷却の状態になるという暖められた循環する天水（地表水）がある。田上例）の要因が考えられている（たとえば、細野・花崗岩体の場合、相対的に高い含有量の放射性元牧野 , 2002）。この結果生じたマグマ溜まり上部

素（U, Th）の崩壊熱が循環する天水に作用したの細粒花崗岩質の部分を、天井相と言う（基本的結果の長石鉱床ではないかとの指摘がある（石原・にマグマ溜まり上部での層状部分に相当するので村上 , 2006）。

天井層とも言える）。天井相は、琵琶湖周辺の鈴田上花崗岩体では、かつて南郷地域と栗東・三鹿、田上、比良、野洲等の花崗岩体で一般的に存雲〜信楽地域で多くの長石鉱床が発見・採掘され在することが確認されており、全体として粒度がていたが、そのほとんどに一部「ペグマタイト」

不均質であることも確認されている（周琵琶湖が伴われていることが記述される（須藤 , 1991,

花崗岩団体研究グループ , 1990, 1997, 2000, 2005）

2001）とともに、ペグマタイト長石鉱床にも分類が、ペグマタイトとの関連性は直接記述されていされている（南郷地域については、ペグマタイトない。しかし、組成的過冷却には、マグマ中の水珪石鉱床も記述されている）（瀧本 , 1973）。中野（熱水）だけでなく他の揮発成分（フッ素、ホウ素、ほか（2006）は、花崗岩母岩と熱水変質岩との関

塩素、燐等）の濃集とその逸散が寄与しているの係を栗東・三雲〜信楽地域で調べた。しかし、そで、同じく揮発性成分が重要な成因的役割を果た

れらの文献においてもペグマタイト自体の詳しいすペグマタイトとの関係が問題である。

産状記録はない。

なお、地下で花崗岩マグマが貫入した際にその上の屋根に当たる部分にあったもとの岩石＝ roof
rock（屋根岩：琵琶湖周辺花崗岩体の場合、丹波—美濃帯の堆積岩類）が比較的大きなブロック状に残ったものをルーフペンダントと呼び、マグマ
溜まりに落ちて残ったものを捕獲岩（xenolith）と呼ぶ。現在では、捕獲岩を含めて花崗岩中の優黒質包有物（岩）をエンクレーブ（enclave）と

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図 11 田上花崗岩体地質図 （周琵琶湖花崗岩団体研究グループ , 2000）

田上花崗岩体の地質

ープ , 2000；中野 , 2013）、花崗岩体の天井相（層）田上花崗岩体全体の地質が図１１である。京都＝ミアロリティックペグマタイト相と位置づけら

東南部図幅域に分布する田上花崗岩体西半部は、れる。京都東南部図幅では、表現上、このような大きく三つの岩相に分かれる：細粒斑状黒雲母花

観点から、岩床状・岩脈状を問わずある程度の広崗岩（Gt1 相）、中粒斑状黒雲母花崗岩（Gt2 相）、がりのある分布域（ペグマタイト部分を含む）と中〜粗粒等粒状黒雲母花崗岩（Gt3 相）（図 12：

して Gt1 相を示している（中野 , 2013）。

中野 , 2013）。このうち、ペグマタイトの産出と周琵琶湖花崗岩団体研究グループ（2000）にお密接な関係を有する細粒〜細粒斑状黒雲母花崗岩

いて天井相と位置づけられた田上花崗岩体北東部（Gt1）は、岩脈としては Gt2・Gt3 相中に認めら（大納言〜鳥ヶ獄〜飯道山地域）に分布する細〜れるが、天井相（層）としてのまとまった分布（中中粒斑状黒雲母花崗岩（中野・原山 , 2003 の Gt2

野，2003；河野ほか，2008）と明瞭な層状（岩床相）（図 11）は、中野（2013）（図 12）における状）の Gt1 相は Gt3 相中に限られる。

中粒斑状黒雲母花崗岩（Gt2 相）とは岩相の異な

中野（2013）では、長石鉱床（南郷井上など）

る田上花崗岩体西部域の Gt1 相である細粒斑状やペグマタイト部分とを含めて「細粒〜細粒斑

黒雲母花崗岩・非顕晶質細粒黒雲母花崗岩に相当状黒雲母花崗岩（Gt1 相）」として一括しているしている。両図幅を比較する場合には、このこと（図１２）。この定義は、野外でペグマタイトとのに留意が必要であることを付言したい。

直接関係が明らかになっていない場合も含めて、既に述べたように、田上花崗岩体西縁部の北Gt1 相全体がペグマタイト岩相であるとして整理部にレンズ状に分布している中粒斑状黒雲母花した結果である。すなわち、田上花崗岩体にお崗岩（Gt2 相）分布域では、天井相としての細粒

いて、中〜粗粒黒雲母花崗岩（Gt3 相）分布域で黒雲母花崗岩〜細粒斑状黒雲母花崗岩（Gt1 相）は、この細粒黒雲母花崗岩〜細粒斑状黒雲母花崗は存在せず、それらはいずれも大小の岩脈とし岩（Gt1 相）が標高の相対的に高い尾根部に広くて現れている。この Gt2 相部分にもペグマタイ認められ（図１１：周琵琶湖花崗岩団体研究グルトが頻出している。したがって、以下の田上ペ

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図 12 田上花崗岩体京都東南部図幅地域でのペグマタイト岩相としての Gt1 花崗岩 （中野 , 2013）

図 13 田上花崗岩体における熱水変質花崗岩鉱床 （黒三角）・熱水変質長長石鉱床 （黒四角）・アプライト鉱床 （黒星印）と熱水変質花崗岩露頭 （黒丸） の分布図 （中野ほか , 2005）

グマタイトの産状記載は、中 - 粗粒黒雲母花崗繰り返しになるが、これまで田上花崗岩体にお岩（Gt3）分布域と中粒斑状黒雲母花崗岩（Gt2）

いてペグマタイトは花崗岩分布域（花崗岩体）の分布域とに分けて行う。両者ともに、既に言及

西端部に集中して産することが知られている（図した密接な産状関係を示す細粒苦鉄質包有岩

12）（京都東南部図幅地域：中野 , 2013）。一方、（microgranular mafic enclave: MME）や黒雲母

西端部以外の田上花崗岩体の他の部分（水口図幅

シュリーレンを含んでいるが、球状花崗岩は Gt3

地域：中野・原山 , 2003）においては、長石鉱床（熱相花崗岩中の３箇所で知られているのみである。

水変質花崗岩）が広く分布している。鉱床地区以

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外における肉眼的に風化変質花崗岩と区別して見分けた熱水変質花崗岩の分布も、ペグマタイト地

田上ペグマタイトのこれまでの記録

域でない田上花崗岩体東半分に集中している。田田上ペグマタイトの産状を述べる際の主な用語

上ペグマタイト地帯としてよく知られてきた地域について上記で説明したが、本章における過去のでは長石鉱床はこれまでほとんど認められていな記録の要約においては、原文にしたがっているの

いが、田上花崗岩体の西南端部（笹間ヶ岳付近）

で、上記用語法とは異なることに注意が必要であと西側延長部に当たる瀬田川右岸の南郷地域とにる。なお、以下に引用していない田上ペグマタイ

はペグマタイトと併存（共存）していることが知ト鉱物の記載については、辻・北原（1979）が参られている（図 12・13）。ペグマタイトも長石鉱照できる。辻・北原（1979）以降の鉱物記載につ

床もともに花崗岩体中での水を主体とする揮発性

い て は、 高 田・ 小 林（1984）、 小 林（1989）、 高分の作用の大きな働きによる産物と考えられてい田・松原（1989）、Nakano (1997)、鶴田（2002）、

るので、両者が分布上・成因上どのような関係を中 沢 ほ か（2005）、 中 沢（2006）、Nakano and

有しているのかは重要な問題である。この点で、Makino (2010) 等がある。

前述の南郷地域での田上花崗岩体延長部が注目される。すなわち、田上地域から離れた南郷地域で中司（1929）も、田上花崗岩の延長部として、その主たる岩相『田上山とは滋賀縣栗太郡田上、下田上、大石である中粒斑状黒雲母花崗岩（Gt2）と中〜粗粒の三箇村に亘れる一大禿山で、赤褐色の花崗岩よ

黒雲母花崗岩（Gt3）がいずれも岩脈状に伸びたり成る。傾斜急な嶺及谷には縦横に走るペグマタ

露出形態を示して特徴的であるが、特に Gt3 部

イト岩脈があって中に晶洞をなして、（以下略）』

分において、細粒〜細粒斑状花崗岩（Gt1）ととと記述されている。

もにペグマタイトや熱水変質花崗岩（長石鉱床）

妙見山（大石）、小竹生ヶ獄（笹間獄）、矢筈獄、が随所に産出している（図 14）。両者の成因的関国見（太神山北西高さ五三三米）、堂山（下田上係を考える上での重要なことである。実は、それ村森）、荒戸山（上田上村中野）、天神山（上田上らの長石鉱床に伴ってアプライト岩脈（細粒斑状

村平野）、六箇山、駒坂山が各種鉱物を産出する

黒雲母花崗岩）や小規模なペグマタイトが伴われ山地として主たる産出鉱物とともに列記されていていることが既に報告されている（瀧本，1969；

る。

須藤 , 1991）。この点については、既に述べたよ

各鉱物誌としての記載の中に、多少の産状についての記載がある。

うに、最後の要約の章で言及する。

中司（1932）
中司（1932）は、上記田上花崗岩体西縁部のペグマタイト地帯を、主な河川を境にして、第１地帯（天神川以南）：笹間ヶ岳〜 :、第２地帯（天神川以北吉祥寺川以南）：堂山〜太神山地域、第３地帯（吉祥寺川以北大同川以南）：、第４地帯（大戸川以北）；水晶山〜狛坂山〜竜王山地域に分けた。
中司（1945）
晶洞のタイプ分けと図解：田上ペグマタイトの図 14 田上花崗岩体における鉱床分布図 （須藤 , 1991）

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晶洞ペグマタイトを、産出鉱物の違いにより３種

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類（正長石晶洞、トパーズ晶洞、水晶晶洞、）に一層これらペグマタイト鉱物発見の機会を少くし分けそれぞれの産出鉱物の特徴を晶洞の中央部分ているとも云える。—中略—。 水晶谷のペグマタと外側別に上層部—中層部—下層部の帯状区分を行

イトは脈状をなし走向 NE、傾斜はほぼ直立し、い記載している。また、それぞれに模式的な晶洞

幅約 10m はある。脈の上は突き抜けておらず、の図を描いている。晶洞図については、辻・北原

普通の花コウ岩になっている。脈の内部は外側か（1979）に再録されている。アルカリ長石と水晶ら文象帯、晶塊ペグマタイトに漸移し、晶塊ペグの形態と双晶様式が、上記３タイプの晶洞についマタイトは側方の盤肌とは垂直状に（即ち水平状て記述されているほか、晶洞に粘土が伴っているに）上から長石帯、石英帯、斜長石帯の順に重なり、ことが明確に記述されているのが特徴である。

脈性トパズは斜長石帯に限って産する。前記傘状注目されるのは、「I. 緒言」にある以下の産状

変種ジルコンやサマルスキー石・イットロタンタ

記録である。すなわち、『所謂田上山地方とは滋ル石はこの脈性トパズの結晶の表面に半ばを埋没

賀縣栗太郡上田上・下田上・大石の３村に跨がるして出で、又は近くの斜長石中にも見出される。

廣域の花崗岩露出地帶を云い、之れを貫いて縦横

脈性トパズは大きいものでは径 10cm 長さ 60cmに走る巨晶花崗岩々脉及び晶洞よりは多種の鉱物に達するが、大体 c 軸を帯の方向に横たえて出るを産するーーー』、『晶洞はペグマタイト岩脉の一ことが多く、大小の個体がいくらか放射状に集合部に出来る空洞であって晶洞とペグマタイト岩脉

しているように思われる。（以下、略）』との関係は串刺にされた團子に似ている。改めて説明する迄もなく團子は晶洞を串はペグマタイト
岩脉に相当する。』

向坂ほか（1963）
本報告は、田上花崗岩体の延長部である瀬田川
西方南郷地域におけるペグマタイト（鉱物）の産

長島・長島（1960）

出の記録であり、筆者たちが知る限り当該地域で上田上新免町吉祥寺川上流水晶谷のペグマタイの唯一の具体的なペグマタイトの記録である。新トについて以下の記述がある。

道路開設のための工事露頭での産出とのことであ『東海道線を走る列車が琵琶湖ののどくびの瀬

るが、地形図上では、わずかに一言ペグマタイ

田川鉄橋を渡る頃、南の車窓にうつる一帯の禿山トの産出に言及されている溪井南郷鉱床（瀧本 ,の地帯が、福島県石川地方、岐阜県苗木地方と共1973；須藤 , 1991, 2001）に隣接する地点であり、に日本三大ペグマタイト鉱物産地として謳われる

熱水変質鉱床とペグマタイトとの関係において貴田ノ上山地方である。かつては禿山はもっとひど重な記録である。ペグマタイトについては、『ほく、白い花コウ岩肌の反射は積雪かと旅人の眼を

とんど水平状に横たわる晶洞が隣接して 3 ヶあ

そばたたしめたものだが、砂防工事の進渉、植樹るのを発見した。各晶洞の間口は幅 20 cm 位で、の努力にしたがい次第に緑化が進み、上田ノ上方

タガネとハンマーで口を開き、長石、煙水晶、曲面はまだまだの感あるも下田ノ上の連山は殆んど

面白雲母などを次々と採り出していくうち美しい

緑の衣で包まれてしまった。ここは明治年間、世トパズの結晶を続々と見出して雀躍りした次第で界的トパズの産地として 2000 余貫が採掘され海ある。これらの晶洞の奥行は晶洞によって深浅あ外に流出したほか莫大な水晶・長石その他の鉱物

りて 15 〜 40 cm あり、晶洞の外側は長石、石英を産出したが、その後濫掘と砂防工事の進展に伴の粗大な不規則集合の晶塊ペグマタイトに移ってない鉱物の産出はドカ減りに減り今は殆んど獲れいた』とある。

なくなり、日本三大産地の地位から落伍したかたちである。田ノ上地方には石川の如きケイ長石採掘を対象とするような巨大なペグマタイトが少く、また苗木の如き花コウ岩の石切場が少いので

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稲垣（1966）

高田・小林（1984）

本論文はペグマタイトを記録したものではない

ベルトラン石を伴う晶洞は以下の特徴を示す。

が、田上ペグマタイトの産状に関する重要な知見

１．ほとんどの場合、針状・柱状の不規則な形が記述されている。稲垣（1966）は、球顆花崗岩をした緑柱石が伴う。

の記載を詳細に行ったが、注目すべきことに球顆

２．同じペグマタイト脈で、ごく近くの晶洞に岩の産出と母岩との関係やペグマタイト部分とのトパーズがみられる場合でも、ベルトラン石

関係を平面図として示している（図 15）。また、を伴う晶洞にはトパーズは見られず、様相が球顆花崗岩が中〜細粒黒雲母花崗岩（本稿での細異なる。

粒〜細粒斑状黒雲母花崗岩）に層状にあるいは岩３．晶洞壁を形成する鉱物のうち、煙水晶は結脈状に存在していること、球顆岩シート（層）に晶面の光沢の美しい結晶であるのに対し、カほぼ平行に走る部分的なペグマタイトの細脈があリ長石（ほとんど正長石）は結晶の形をとどること、付近の花崗岩中に局部的にペグマタイト

めない程粗雑になっていることが多い。

質の部分があること、球顆の充填部（球顆と球顆

４．晶洞粘土（カオリナイトが主成分）中に中の間の部分）が粗粒であることが述べられている。

心部が黒く周辺部が白い 1~5 mm 程度の雲母

これらのことは、筆者たちの観察とも整合的であの六角板状結晶がよく見られる。

る（図版 I-D）とともに、全体として花崗岩天井
相としてのミアロリティクな性格を具体的に示している。

中沢（1984）
中沢和雄氏が 1972 年に発見した大ペグマタイ
ト晶洞が、記述されている。本ペグマタイトは、

長島ほか（1973）

その後発見者に因んで一般に中沢晶洞と呼ばれ国見岳の西北西約 200m とされるペグマタイトている。発見当初は小さな穴が木のない花崗岩について、斜面に見られる程度の規模であった（図 16）が、『このペグマタイトは巾 50cm、長さ数 m のレ中沢（1984）によれば幅 1.6 m 高さ 0.7m 奥行き

ンズ状脈をなし、石英、微斜長石、黒雲母等から6.5 m 程度のペグマタイト晶洞（人為的な空洞部なっている。—中略—。またペグマタイトの周縁部分）が記録されている（図 17）。本ペグマタイトに近い空隙は粘土で満たされており、（以下略）』

晶洞は、その後のペグマタイト鉱物採集ための採の記述がある。

掘の結果さらにひろがった空間（図 18）の壁にペグマタイト内部の層状構造が現在も観察できる。その状態は、次章と図版（I-O-1, 2）で記述する。

図 15 笹間北東球顆花崗岩露頭付近の地質図 （稲垣 , 1966）

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図 16 発見当初の通称 “中沢晶洞” の写真 （益富地学会所蔵）

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本晶洞産の鉱物については、未確認鉱物３種（内のトパーズが見つかった。トパーズの多くは、直２種は強い放射能あり）を除いて、１６種の鉱物

径 5mm 以下の小さなものではあるが最大 20mm

種が記載されている。ペグマタイトについては、位の物も見いだされた。』との記述がある。

『ペグマタイトの厚さは、晶洞上部で 50 〜 70 cm
を越え、晶洞の底部は 10 〜 20 cm である。晶洞
上部の厚いペグマタイト中には小晶洞と、多量の高田（2004a~c, 2005a, b）
天神川以南の笹間岳〜矢筈岳一帯に分布するペ脈性トパズ、———』、『晶洞内部の鉱物は、カリ長

グマタイトについて、以下の記述がある。

石とトパズが一つのブロックになり、このブロッ『15 年ほど前には、砂防工事と植林がどんどんクはそれぞれ 50 〜 100 cm 離れて５箇所に晶出

進む中、田上山ではこれがラストチャンスと思し、この５箇所のブロックの間は煙水晶が晶出し

い、かつて 30~40 年前に歩き回って晶洞を幾つている。』とある。

か開けた付近を一人で集中的に歩き回ったことがあった。』、『その後、この場所で約半年間、10 回にわたり集中的にペグマタイト脈を追い続けたと
ころ、遂にトパーズの入った径数十 cm の晶洞を見つけることが出来た。』（高田 , 2004a）。
『そのとき聞いた中司館長（故人、田上鉱物博
物館館長中司

稔氏：筆者注）の話は』非常に興味深く、断片的ではあるが、筆者の記憶に今もはっきりと残っている。—中略—。私（中司）の若い
図 17 1984 年報告時の “中沢晶洞” 断面図 （中沢、 1984）頃（大正〜昭和初期）は、長石や煙水晶、それにトパーズなどは禿げ山の尾根や斜面に転がっていた。—改行—ハンマーやタガネは不要で、採集は拾うだけである。』、『（笹間岳への）途中の道では、
禿げ山の素晴らしい景色と、垂直に切り立った大きな花崗岩の壁面に付いたペグマタイト脈や、小さな晶洞を幾つも観察することができた。—改行—
着いた場所は、ほとんど木の生えていない禿げ山
で、あちこちにペグマタイト脈が観察された。』（高
田 , 2004b）。
『風化が激しく“マサ土”となっている場所で、

図 18 2000 年当時の中沢晶洞断面図 （田中、 2000）

ペグマタイト脈を幾つか追いかけ、漸く有望な鶴田（2002）

太いペグマタイト脈を見つけることができた。』、

田上山不動寺の北約 1km の地点のペグマタイ『結局、見つけた晶洞はその１つだけであったが、トについて、

ペグマタイト脈を表面から数十 cm ほど追いか『数十年以前のペグマタイト採掘跡で、2000 にけ、径 20cm ほどの晶洞を開けることができた。

京都府加茂町の中畑博文氏と同木津町の原隆三氏

そして、そこからは径３〜４cm、長さ５〜６cm

によって再発見された（写真１）（写真１によれの煙水晶、径４〜５cm の微斜長石、それに白ば、ペグマタイトは、幅数 10cm 高さ約 50cm 奥

雲母〜チンワルド雲母などを採集した。』（高田 ,行き 50cm 程度の塊状タイプである：筆者注）』、

2004c）。

『ペグマタイトの周囲には晶洞から掘り出された『筆者の見つけた 1cm ほどの細いペグマタイト

砂が多く残っており、その中からおびただしい数脈は、追いかけると数 cm ほどの幅になった。』、

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『田上山では、ペグマタイトの脈は太くなっても、け、割っていたのは、10cm を越える分厚い“晶

また細くなってこれで終わり、ということが多洞の壁”であった。—改行—“湯たんぽ”のようない。ほとんどがそうである。』、『ペグマタイト脈

晶洞の晶洞壁を、上から割っていたのである。』（高が膨れると晶洞になるが、大きな晶洞の場合、そ田 , 2004b）。

の周囲、特に晶洞の上下方向には何本もペグマタ

なお、このような高田（2004a~c）の記すペグ

イト脈が見られる。』、『ペグマタイト脈を見つけ

マタイト脈中の長径数 10cm の晶洞ペグマタイト

れば、晶洞を見つけることはできるのであるが、（中〜粗粒黒雲母花崗岩（Gt3）中）は、琵琶湖すでに掘り尽くされた晶洞の下に続いていた脈の西方比良花崗岩体中のペグマタイト晶洞（図９）場合もあり、そこを掘っても晶洞には当たらず、と同じような産状を示しているものと考えられ

やがて細くなって終わってしまう。』、『筆者の見る。細く続くペグマタイト脈は記述の限りでは周

つけた脈は、さらに 30cm ほど追いかけると、いりの母岩の鉱物サイズより大きい結晶集合体脈のきなり 10cm ほどの晶洞になった。晶洞の周囲のようであり、アプライト岩相を伴っているペグマ

ペグマタイト部分は薄く、煙水晶が主体の晶洞でタイト岩床ないしは岩脈とは異なり、本稿で示すある。—中略—。—風化した花崗岩のペグマタイト

アルカリ長石結晶の連なるペグマタイト細脈の可と晶洞は褐色の粘土で汚れていて、—。
』（高田 ,能性が高い。

2004a）。
『少し掘り進むと周囲には２、３本のペグマタ

河野（2007）

イト脈が現れ、下に大きな晶洞があることをい『今回報告する満礬ザクロ石は、上田上平野及っそう確信させた。—改行—間もなく、径 15cm

び桐生周辺に小規模に分布する、中粒斑状黒雲母

ほどの晶洞に当たる。この晶洞の周囲には、数花崗岩（Gt2 岩相：筆者注）中の塊状ペグマタイ

cm~10cm ほどの厚さの巨晶帯と文象帯があり、トから産したものである。』、『粗粒斑状黒雲母花

一部にはこれらと対照的で極めて細粒の鉱物から

崗岩（Gt2 岩相：筆者注）には、幅 10 センチメ

なる半花崗岩が見られた。』、『ペグマタイト脈はートル程度の小規模な脈状ペグマタイトや、長径依然堅調。』、『ペグマタイト脈はいっそう太くな

10 センチメートル程度の塊状ペグマタイトが見ったが、晶洞はなかなか現れてこない。脈幅がられる。満礬ザクロ石は、塊状ペグマタイト２ヶ20cm ほどになると、さすがに堅く、追いかける所から産した。塊状ペグマタイトは、それぞれ長のは容易ではなく、長さ 10cm の大きな微斜長石

径 40cm、短径 35cm、奥行き 20cm 程度、及び長（バベノ式双晶）１個と、チンワルド雲母、それ

径 15cm、短径 15cm、奥行き 35cm ほどで、田上に小さな煙水晶が出てきた。—改行—こんなに小さ

山産の塊状ペグマタイトとしては標準的な大きさ

なほとんど隙間のない所から、どうしてこんなにである。—改行—塊状ペグマタイトは、中粒斑状黒大きな微斜長石が出てきたのか不思議である。
（わ

雲母花崗岩との境界部から中心部に向かって、ア

ずかな隙間の粘土のなかから１cm ほどのトパー

プライト帯、文象帯、巨晶帯、晶洞とほぼ同心円

ズ：筆者注）』、『ペグマタイトはさらに広がって、状の構造を示す。アプライト帯はペグマタイトの脈の幅は 30cm を越えるようになった。ペグマタ

最外部に位置し、3cm 程度の厚さである。黒雲

イト中の長石、石英などの粒径は、大きいもので母が極めて少なく、微細である。文象帯は主としは３、４cm になっている。』『（掘り進むと：筆者注）て石英と長石からなり、黒雲母をわずかに含む。

実はもう、そこが晶洞であった。この晶洞は“湯巨晶帯・晶洞はセンチメートルサイズの石英、アたんぽ”“鏡餅”のような形態をしていて、長径ルカリ長石、斜長石、チンワルド雲母、白雲母かが約 40cm、短径が 30cm なのに、上下方向の厚らなる。巨晶帯ではメタミクト化した針状変種ジ

さが、僅か数 cm しかなかった。—中略—。ペグマ

ルコンを少し産する。』

タイトの太い脈だと思って、下に向かって追いか

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河野ほか（2008）
ペグマタイト関連用語の章で述べたように、日II）としてその説明とセットで収録した。また、本的用語（地学団体研究会 , 1996）としてのミア

図 19 には、可能な範囲で前章の記載地点・範囲

ロリティックな小ペグマタイト（微小晶洞タイプ）も示してある。これらの記述においては、既に述の典型的な産状とその小キャビティに産する自形

べたように、岩石としてのペグマタイトをできる

アルカリ長石の特徴が詳しく報告されている（荒だけ幅広い観点で理解するために、球顆花崗岩・戸山地域）（図 7・8）
。周りから晶洞部にかけて

MME・黒雲母シュリーレンなどの関連する産状の岩相変化が認められないこともあり、田上新免についても注意を払った。

を流れる吉祥寺川の北にあたる本地域全体が、天井相（層）としてのペグマタイト胚胎層とも考えられる。他地点での粗粒黒雲母花崗岩中の天井相

中〜粗粒黒雲母花崗岩中（Gt3 相）のペグマタイトと考えられる岩床状細粒斑状黒雲母花崗岩（アプライト）層の産状との関係が問題である。

I-A 南郷地域
南郷晴嵐台奥砂防ダム（図版 I-A）

田上ペグマタイトの現在の産状

背後の袴腰山頂部は堆積岩からなるが、花崗岩との境界はその中腹にある。以下の記録は、団地

以下に、筆者たちが直接観察できたペグマタイの砂防工事の際に現れた転石の観察によるもので

ト露頭の概要を、地点あるいは地域ごとに、中〜ある（土石流堆積物からの礫も含む）。ここで観粗粒黒雲母花崗岩中（Gt3 相）のペグマタイトに察したペグマタイトおよびその関連岩石が、堆積ついては図１９中の A~O 地域（図版 I-A~O）に岩との境界部における岩体の天井部ないしは壁部分けて、中粒斑状黒雲母花崗岩中（Gt2 相）のからの産出であることは明らかである。

ペグマタイトについては図１９中の A~G（図版

幅の狭い細粒黒雲母花崗岩脈が粗粒黒雲母花崗II-A~G）に分けて述べる。図１９中のすべてで岩に貫入している近傍には、黒雲母クロット程度はないが、多くの露頭あるいは地域での一連の産の小さな黒雲母集合体から MME と呼べる大き状の写真は、別途本稿後半部に上述の図版（I・さの黒雲母集合体が見られる。

図 19 田上花崗岩体における今回記録したペグマタイト露頭 ・ 地域分布図 （国土地理院発行５万分の１地形図 「瀬田」 ・ 「水口」 を使用）

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一 方、 い く つ か の ペ グ マ タ イ ト 転 石（ 長 径

いるのが観察される。笹間ヶ岳山頂付近は細粒斑

40cm 以上）には見事な帯状構造が見られた。こ状黒雲母花崗岩が岩床状に存在している部分（天の帯状構造は、London（2008）の表紙に示され井相）である。

ている帯状構造のパターンに匹敵する。

なお、本林道以西の各所にもペグマタイト露頭

南郷平津井上長石鉱床：熱水変質花崗岩があったことが、長島・長島（1960）の 45-1 図

南郷の井上平津長石鉱床や近隣の鉱床は、細粒に示されている。

黒雲母花崗岩（これまではアプライトと呼称）岩脈の貫入に伴う産物と考えられる。平津長石鉱床

I-C 笹間林道東谷筋上流〜笹間林道方向北東斜では、母岩の粗粒黒雲母花崗岩中に細粒黒雲母花

面：MME（図版 I-C）

崗岩が岩脈として貫入しており、母岩にも熱水

田上花崗岩体での MME は、最初、石原・村変質作用が及んでおり、後者とはほぼ重なって上（2006）により、第１期新名神高速道路（以下、長石鉱床が発達している（瀧本ほか , 1964；港 ,新名神）工事ルートで玉石状の中粒斑状花崗岩（中1974；小早川 , 1991）。長石鉱体は、熱水変質花

野 ,2013 の Gt2 花崗岩）転石から見いだされた

崗岩としてのサブソルバス閃長岩である（須藤 ,ものであるが、その後の調査で本地域の粗粒黒雲

1991, 2001；中野 , 2013）。須藤は、後述するよう

母花崗岩（中野 ,2013 の Gt3 花崗岩）中にも広くに信楽花崗岩体阿山鉱床においてペグマタイトと存在することがわかった。本地域では同一露頭で熱水変質花崗岩の産状関係を具体的に示したが、のペグマタイトとの共存は確認できていないが、ここでは熱水変質花崗岩とペグマタイトの直接の本地域自体がぺグマタイト多産地域であるので、関係は公表されていない。ただし、長石鉱体中の両者の成因的関係が重要である。

ところどころにペグマタイトが認められるとの記述がある（瀧本 , 1973）。

I-D 天神川昭和堰堤南尾根コース〜球状花崗岩露頭（図版 I-D）

I-B 笹間ヶ岳林道（図版 I-B-1, 2）

尾根筋に球状（球顆）花崗岩が分布している（稲笹間ヶ岳林道（笹間林道／旧国土交通省管轄、

垣 , 1966）が、球状花崗岩部分はほぼ水平な層状

現在大津土木事務所管轄）は、低所から山頂部ま（岩床状）細粒花崗岩の一部分であり、ペグマタ

での至る所に晶洞を伴う小ペグマタイトが存在す

イト的な部分も共存している（稲垣 , 1966；中野るペグマタイト林道である。林道沿いのペグマタ, 2013）。球顆と球顆の充填部には相対的に大きイトは、草に覆われている部分も多い。しかし、な結晶がある（以下、“相対的巨晶部”）のでペグ

ところどころで小ミアロリティックキャビティ

マタイト的であるとも言える。

（小空隙）を有する小晶洞が見られる。ほとんどの場合岩脈状のあるいは層状の粒度不均質な細粒

I-E 天神川昭和堰堤右岸斜面（図版 I-E）

斑状黒雲母花崗岩を伴っているが、露頭の制約上晶洞らしい晶洞は見られないが、岩床状の細粒

それが連続してのびているもの（岩床状）かどう

斑状花崗岩（厚さ数メートルと見積もられる）中かはほとんど確認できない。観察できた範囲では、のところどころにペグマタイト的な相対的に大きそれほど連続性のない不規則脈状のものが多い

な結晶の集合部分が存在する。このような岩床状（図版 I-B-1）。その脈中に相対的に結晶の大きい

細粒花崗岩の部分が上方に向かって数回繰り返し

巨晶部（晶洞あるいペグマタイトポケット）が存ている。その繰り返しは、数 mm から数 cm の在している場合が多い。脈とは離れた場所で、小厚さの黒雲母の濃集層の存在で明瞭となる。次に晶洞が見られる場合もある。大きな露頭の場合（図述べる堂山〜その東方尾根部に見られるペグマタ

版 I-B-2）、層厚 10 cm 内外の細粒斑状黒雲母花イト含有岩床状細粒黒雲母花崗岩や笹間ヶ岳北斜崗岩層が粗粒黒雲母花崗岩中に繰り返して入って面の球状花崗岩とペグマタイトを含む岩床状細粒

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黒雲母花崗岩等の産状と同様に、天井相的である。

の露頭では、多数の MME と比較的大きなペグ
マタイト岩床が見られる。球状の MME（優黒質I-F 田上森町〜羽栗町：堂山西方：球状花崗岩転

斑状黒雲母花崗岩（アルカリ長石斑晶））のほか

石に、やや角張った相対的に大きな MME が観察
かつて 1980 年代に採集された転石としての小された。尾根トップに近い露頭では、岩床状細粒型球顆花崗岩であるが、堂山地域の産出として間黒雲母花崗岩（ペグマタイト）層が球状花崗岩産

違いない（中野 , 2013）。本地域でも、ペグマタ

地の尾根筋での産状（図版 I-D-a.b）と同じように、

イトの産出が知られている。

細粒層と粗粒層とからなる構造が見られる（図版
I-I-a, b）。その一部に、代表的なペグマタイト岩I-G 堂山床（厚い層状）が見られる。ペグマタイト晶洞部（巨厚さ数十 m にわたる堂山頂部全体が細粒花崗

晶部：アルカリ長石・石英最大 5 cm 径）の周り岩相と判断される。堂山山頂部から山麓部にかけの花崗岩の岩相変化はかなり複雑であり、細粒斑てそれに伴なわれるペグマタイトが分布している状花崗岩層の内部にも粗粒部がある。本露頭では、とのことであるが、現時点では筆者たちの調査がペグマタイト巨晶部には優黒質斑状黒雲母花崗岩

及んでいない。

ではなく斑晶のない細粒黒雲母濃集層が発達している。ペグマタイト多産コース（地帯）でのこのI-H 堂山西南方（図版 I-H）

ような産状は、ペグマタイト内部の層状構造に見天神川昭和堰堤上流側直近の河原から堂山に向かって右側（東）方面の谷筋を北方の尾根筋に上られる黒雲母濃集と MME 中への黒雲母濃集との成因的類縁性を示唆する。

がって行くルートの数カ所で、谷壁あるいは河床を切る数 10 cm 幅のアプライト岩脈が見られる。

I-J 田上・森町から堂山南（図版 I-J）

岩脈のところどころに、粗粒結晶の集合したペグ

他の地域あるいはコースの状況と同じく、風化

マタイト部分が存在する。特に、アルカリ長石結の進んだ露頭が途切れ途切れに続いている。いく晶は長径 3 cm に達する場合があり見事である。

つかの場所で細粒斑状花崗岩層が見られ、その中これらのペグマタイト部分には空洞部分は存在しに小規模なペグマタイトが伴われている。

ない。
一方、コース中に、堂山付近では最大ではな
いかと思われるペグマタイトが見られる（図版

I-L 荒戸山地域：ミアロリティック小ペグマタイトI-H）。露頭が限られているためその全体像（水ミアロリティック空隙といっても、その大きさ

平方向への広がりと下方への広がり）は不明であは色々であり（たとえば、London (2005)）、晶洞

るが、露頭上方から下方に向かって、母岩（粗粒を有するペグマタイト全般をミアロリティックペ

黒雲母花崗岩）→優黒質細粒（斑状）黒雲母花崗

グマタイトと呼ぶ（Černý, 1993, 1994）。したが岩帯→巨晶帯（晶洞部）というペグマタイト内部って、田上ペグマタイト全体をそのように呼ぶの構造が明瞭に見られる。この巨晶帯にはアルカリが正しいが、既に用語の説明のところで述べたよ長石主体であるが、大きい石英・黒雲母のほかに

うに、ここでミアロリティックペグマタイトとしまれに白雲母の大きい結晶が見られる。アルカリて強調して記述するのは、河野ほか（2008）で既

長石部分は、かなり粘土化している。

に報告されているように、最大径数 cm の小規模な空間（cavity）に長径１cm 程度の主としてア

I-I 堂山東方：鎧ダムへの尾根筋西側斜面（図版

ルカリ長石自形結晶が産するタイプのものが本地

I-I）域の花崗岩体天井相としての細粒斑状黒雲母花崗

図版 I-H コースのさらに高所側にある尾根部

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岩（Gt1 花崗岩（中野 , 2013））中に広く分布し2021 No.33

I-N 太神山北方（図版 I-N）ているからである。
すなわち、小晶洞が普遍的にあるのは中〜粗粒

小さな塊状ペグマタイトと思われる堀跡が数カ

黒雲母花崗岩（Gt3）の上位にまとまって分布し所で見られる。筆者たちが林道沿いに観察した限ている細粒黒雲母花崗岩（Gt1）中である。同じ

りでは、2 箇所の露頭でそれぞれ幅 1m 前後と幅タイプの小晶洞は、他の図版でも示されているよ

5m ほどの細粒斑状黒雲母岩脈が確認できた。そうに Gt2・Gt3 花崗岩中にも見られるが、このよの岩脈の一部にところどころ小さな晶洞がある。

うな天井相でのミアロリティック空隙に富む小ペ
グマタイトの産出は田上地域ではほかにはない。

I-O 中沢晶洞：塊状ペグマタイト）（図版 I-O-1, 2）

ただし、既に図版 I-D で示した球状花崗岩を含む

田上山では、明治初期には大きな晶洞がいくつ

細粒黒雲母花崗岩層は天井相としての位置づけはも発見され、大量のトパーズ・水晶等が掘り出さ同じである。天井相としての広いミアロリティッ

れた（長島・長島、1960：「田上花崗岩体の地質」

ク小ペグマタイト分布範囲において、MME、球の章参照）。しかし、それらに匹敵する大きなペ状花崗岩、黒雲母濃集部とも考えられる特徴的なグマタイトとして現在確認できるのは、ここで述部分が見られるのが注目される（中野 , 2013）。

べる通称“中沢晶洞”だけである。本ペグマタイ
トは、塊状ペグマタイトと考えられている。本晶

I-M 鎧不動奥林道：黒雲母レアリングおよびシュ洞のような塊状の晶洞ペグマタイト自体もミアロ

リーレン（図版 I-M）

リティックペグマタイトであるが、田上ペグマタ

岩床状、岩脈状、塊状を問わず、ペグマタイト
内部には黒雲母の濃集帯（層）や方向性のある黒

イト全体がミアロリティックペグマタイトである（Černý, 1994）。

雲母の配列が見られる。それらは、花崗岩中には中沢（1984）の記録にある空洞部分あるいは現通常見られない特徴であり、ペグマタイトの特有在見られる空洞部分のほとんどは主としてペグマのものとして理解される。また、一部に晶洞（ペタイト文晶帯〜巨晶帯であったはずである。当初

グマタイト）を有する層状細粒斑状黒雲母花崗岩の空洞の様子は、その有無を含めて今となってはの一部に、黒雲母の濃集層が見られる。一方、花全く不明である。既に述べてきたように脈状ペグ

崗岩を特徴づけるものとして、最大径 1cm 程度

マタイトはもちろん塊状ペグマタイトも大小を問の黒雲母集合体である黒雲母クロットが知られてわずペグマタイトはそのほとんどが内部に帯状構いるが、大きさの違いはあれ MME との関連性造を示している（本稿第 IV 章参照）。本ペグマが問題となる。さらに、これまで黒雲母シュリー

タイト晶洞も例にもれず、複雑ではあるが極めてレンとして知られている黒雲母の脈状・帯状配列

明瞭な帯状構造を有している。すなわち、周囲のは、上記ペグマタイト内部あるいは近傍における粗粒黒雲母花崗岩との境界部から、細粒黒雲母花

黒雲母濃集層・脈とよく似ているので、成因的関崗岩体－文象花崗岩帯－巨晶帯と続く。現状では係が示唆される。このように、花崗岩中の黒雲母

巨晶帯はほとんど存在せず、文象花崗岩帯が広くによる特徴的な組織（模様）は、ペグマタイトの見られる状態になっている。この文象帯自身も何産出に関係するものとして、注目する必要がある。

帯かに分かれ（オレンジ色帯（オレンジ色のア

本林道奥の尾根平坦部（Rakovan et al. (2009)

ルカリ長石が主体であり、長径５cm 以上の大きでの禿げ山状態写真の撮影場所付近）には、小さなアルカリ長石の中に楔形の石英が配列していな塊状ペグマタイトの堀跡が数カ所で見られるる）—白色帯（白色長石主体、ときに断面の長さが、筆者たちが観察した限りでは、２箇所の露頭

数 cm の黒雲母薄片が帯状構造の方向に垂直に配でそれぞれ厚さ 1 m 前後の細粒斑状花崗岩（ア列している）－黒雲母濃集帯）、それらの帯が複プライト）岩層（岩床）があり、その一部に小さ雑に組合わさっている帯もある。母岩との境界部

な晶洞が見られた。

分には、黒雲母の薄い濃集帯（数 mm 〜１cm 程

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琵博研報

2021 No.33

度）が見られる部分もあり、文象帯の黒雲母の濃集部分と合わせて、黒雲母の濃集とペグマタイト

II-C 田上平野〜牧地区新名神工事側道（図版 II-の関係が強く示唆されるので、他の露頭での黒雲C）

母の濃集パターンと共通している。

本地区の工事用側道での母岩である中粒斑状黒このような帯状構造が少なくとも 15 m は続い雲母花崗岩中に、小規模ではあるが多くの細粒黒ているのであるから、その先がどのように変化し雲母花崗岩が岩脈状に（垂直ないしはそれに近いているかが興味あるところである。これまで塊状

方位で）入っているのが観察された。また、幅数

ペグマタイトとして考えられているが、その詳細

cm 以下の石英脈も同じような方位で入っていた。

は不明である。

内部の明瞭な帯状構造は認めらないが、粒度が非中沢晶洞では、巨晶帯から産した多くの巨晶・

常に不均質である。その一部に、比較的サイズの美晶（水晶やトパーズ等）が産しているが、上記大きい結晶を含む（ペグマタイト的）相対的巨晶

で述べたように、文象花崗岩帯の発達がもう一つ部（空隙を有しない）が見られる。MME 類似のの特徴である。非常に美しい文象模様を含むアル黒雲母濃集部分がペグマタイト部分と共存していカリ長石巨晶（ただし、巨晶帯の鉱物のような自る。

形ではないので形は美しくないが、割れた破片では劈開面がきれいに出ている場合も多々ある）や

II-D 田上牧地区新名神工事側道 ~ 牧集落（図版

ピンク〜オレンジ色のアルカリ長石に白い（葉片II-D）状の）曹長石が集合して共存している様々な文象

工事側道から牧集落へ繋がる道路の風化花崗岩

帯の花崗岩が、斜面にズリとして大量に散在しての壁補強工事の際の露頭で存在していたペグマタ

いる。

イトである。長径 35 cm 短径 29 cm 程度の小規模な塊状ペグマタイトである（“中野晶洞”）。母

中粒斑状花崗岩中のペグマタイト

岩の中粒黒雲母花崗岩も著しく風化し茶褐色に変質しているので、一見晶洞とはわからないが表II-A 上田上桐生地域桐生南方・水晶山（図版 II-

面に１cm 強の自形アルカリ長石が現れていた。

A）

アルカリ長石主体のペグマタイトであり、長径a~d：母岩は中粒斑状黒雲母花崗岩（Gt2）で5cm 短径 3cm 高さ 3cm 程度の熱水変質したピンあり、母岩－細粒黒雲母花崗岩帯－晶洞部の層状

ク色のきれいな形のアルカリ長石に葉片状の白い構造を有するレンズ状の岩脈状ペグマタイトであ曹長石が群生している長石（図 20）が最大の大る。巨晶帯からは、アルカリ長石のほか水晶・ジ

きさであった（ただし、かなりの熱水変質作用をルコン・電気石が産出した。

受けている）。晶洞部分は回りの母岩より変質が

e~h：上記ペグマタイトより小規模な水平方向

激しく粘土状の部分も多く見られた。ペグマタイにやや伸びるレンズ状ペグマタイトであり、同じ

ト期末期の粘土化変質を受けた結果かもしれな

く母岩－細粒黒雲母花崗岩帯－巨晶帯の層状構造

い。空洞を有するペグマタイトに見えたが、粘土を示している。

で充填されていたのかもしれない。幅数 10m 高
さ 3m 程度の露頭には、上記ペグマタイトの下部

II-B 牧地区東大戸川左岸一帯に幅 1cm 程度のアルカリ長石細脈が水平に近い

牧２丁目〜３丁目にかけての大戸川左岸の山腹から山頂にかけて、多数の細粒斑状黒雲母花崗岩

方向でうねりながら数 m 続いているのが観察された。

脈が貫入しており、それに付随して小ペグマタイ
トが多産している。また、それに伴って、MMEが分布している。

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琵博研報2021 No.33

大戸川ダム建設予定地河床（図版 II-F-e, d）
中粒斑状黒雲母花崗岩（中野 , 2013 の Gt2 相）中に、径数 cm から 10 cm 程度の MME が点在している。その近傍に、“アプライト”（普通の細粒斑状黒雲母花崗岩と比較して、非常な堅牢緻密
なより細粒：斑晶をあまり含まない）がほぼ垂直に貫入している。
II-G 大戸川発電所奥ルート（図版 II-G）
大小のアプライト脈が存在する。その一部に、

図 20 “中野晶洞” からのアルカリ長石巨晶

小さなミアロリティック晶洞やペグマタイト的な
II-E 新名神建設工事ルート牧地区カーブ橋脚工部分（アルカリ長石の相対的巨晶部）が見られる。

事部露頭（図版 II-E）

それらに伴って、MME が多産しているのが、本

牧カーブ橋脚工事部側道北端では、中粒斑状花

ルートでの特徴である。

崗岩中に、比較的大きな塊状ペグマタイト（晶洞）

他地域のペグマタイトの産状が見られた。筆者の１人（中野）がこのペグマタ
イトに遭遇した時には既に大きな堀跡が存在していた（図版 II-E-a~d）。掘られたところにどのよ

国外でのペグマタイトの産状の調査研究結果

うな鉱物があったかは不明である。母岩と巨晶部

は、London (2008) ほかに集約されており、本稿の間に細粒花崗岩帯はなく直接両者が接していでも既に紹介した。ここでは、国内のいくつかのる。現在の晶洞部は主としてアルカリ長石の巨晶

代表的なペグマタイトの産状を紹介し、田上ペグの集合体であり、内部には曹長石葉片（クリーブ

マタイトとの比較に供する。

ランダイト）＋雲母集合葉片が交互に重なったボール状集合体が認められた（図版 II-E-d）。一方、

福島・石川地域のペグマタイト

牧カーブ橋脚工事部側道沿いの連続露頭でも。ア

ここまで既に使用してきた塊状ペグマタイトとルカリ長石ペグマタイト晶洞（巨晶部）が見られ脈状ペグマタイト（岩脈状・岩床状）の区別に基た（写真 e）。そのほか、同じようにアルカリ長

づいて、松原（1956）は本地域の典型的な両者の石主体のペグマタイト脈（アルカリ長石の結晶が産状をスケッチで示している。塊状ペグマタイト

連結して幅 1~2 cm 程度で続いている）が随所には、脈状に伸びるペグマタイトの巨晶部として示見られた（図版 II-E-f~h）。

されている（図 21）。その内部構造として、第１帯（葉片状黒雲母＋文象構造が特徴）〜第２帯第II-F 新名神建設工事ルートおよび大戸川河床

３帯の岩石組織（鉱物集合組織）の違いを述べて新名神建設工事ルート（転石）（図版 II-F-a~d）

おり、第３帯が中心部の巨晶帯に当たる。脈状ペ

新名神工事ルートでは、風化中粒斑状花崗岩中

グマタイトは、層状（岩床状）とされており各層の玉石が数カ所に渡り集積されていた。中粒斑状の上下に相対的に薄い黒雲母の特に多い部分（本黒雲母花崗岩（Gt2 相）中の小さなミアロリティ

稿の黒雲母濃集層に相当）が伴われている（図ック晶洞が新名神工事ルートからの玉石中に見ら22）。

れた。同じ中粒斑状黒雲母花崗岩玉石中には、たくさんの大小の MME（中野ほか，2013）とともに、黒雲母レアリングおよびシュリーレンが見ら
れた。

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図 23 石川ペグマタイトの産状図１ （石川町教育委員会 , 2002）

図 21 松原 （1956） 中のペグマタイト産状図１

図 24 石川ペグマタイトの産状図２ （石川町教育委員会 , 2002）

図 25 石川ペグマタイトの産状図３ （石川町教育委員会 , 2002）
図 22 松原 （1956） 中のペグマタイト産状図２

福島県石川町教育委員会（2000, 2002）の記録
では、ペグマタイトについての詳細な産状スケ

ト（一部は岩脈状）であり、塊状ペグマタイトはその一部であると理解される。

ッチと豊富な産状写真が示されており（図 23 〜

なお、既に述べたことであるが、日本の多くの25）、石川地域でのペグマタイトが田上ペグマタ

ペグマタイトが浅所生成の晶洞型（ミアロリテイ

イトに比べて規模が大きいことがわかる。本文とックタイプ）とされるなか、代表的な阿武隈型の写真の対応が不明瞭な場合があるが、示されていLCT 希元素タイプとされている（石原 , 2003）。

る両者の産状を総括的に理解すると、石川ペグマ
タイトは基本的に規模の大きい岩床状ペグマタイ

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岐阜・苗木地域のペグマタイト

究に繋がる貴重な研究結果である。

柴田（1939a）は、藥研山の縞状晶腺の産状と柴田（1939b）は、冒頭で「晶洞ペグマタイト」

して、『—殆ど直立して平行に幾條もの緑色の雲と「脈状ペグマタイト」の区別に言及する一方、『苗

母と黄玉とから成る縞状晶腺が花崗岩中に並列

木地方は有名なるにも拘らずそのペグマタイト及し、幅 1 cm から 15 cm 位の間を膨縮する』と述びその母岩たる花崗岩の研究は全然なされて居な

べるとともに、１枚の写真を示している。ただかった』として、花崗岩体中のペグマタイト産状

し、その他の産状に関する写真・スケッチ等はなの詳しい記載を行った（図 26）。

い。写真を見る限り、雲母の濃集脈が白色脈と交互に繰り返して全体としてペグマタイト岩脈としてあるように見える。また、藥研山東方においても同様の晶腺があるとし、その線上には黄玉・
鉄満俺重石を産するペグマタイト石英脈が諸所に産すると述べている。注目されるのは、『石英に富む部分が granite-greisen あるいは feldspargreisen に當る』として、ペグマタイトとグライ
ゼンの関係に言及している点である。このことに関連して、「晶腺の附近では部分的に珪雲岩化作

図 26 柴田 （1939b） 中の苗木地方ペグマタイトの産状を示すス
ケッチ （論文中図を集約 ・ 語句追加）

用（greisenization：グライゼン化作用：筆者注）

そこでの『半花崗岩及びペグマタイトは暗灰色を受けた所があり」とも述べている。『幅 1 cm

石英斑岩・花崗斑岩・灰色石英斑岩・花崗岩の凡の晶腺においても幾分帯状構造が見られる』、『晶てを貫き珪長質石英斑岩に依って貫かれる』との

腺中晶洞の部分は現在は montmorillonite 様微晶

記述から、花崗岩・岩脈類とペグマタイトの関係

質の鉱物を以つて充たされ』として、ペグマタイが意識されていることがわかるとともに、半花崗トの層状構造に注目し、特にその構成鉱物種の違岩（アプライト）（＝本稿では田上地域のものにいを詳しく述べている。なお、珪雲岩化作用に関ついては一部を除き基本的に細粒斑状黒雲母花崗

して、ルーフとしての堆積岩との関係（injection

岩（脈・層）としている：筆者注）とペグマタイ

gneiss ＝注入片麻岩等：筆者注）が検討されてトの密接な産状関係がわかる。母岩の花崗岩とのいるが、直接の関係は認められないと結論されて関係では、城山型斑状花崗岩について、『時に文いる。

象構造を示し、特に城山西方御立場石切場におけ総括的に『苗木附近のペグマタイトは少数のもる miarolitic cavity の多い部分に著しく、』と述のを除いては晶洞式であって、割合に小粒の結晶べている。毛呂窪型花崗岩については、『木曽川群から成る。此の産状は塊状晶腺部の産状とよく及び中津川に於ける花崗斑岩との接触部に於いて一致する。』と述べられているが、全体の一連のは細粒となって終に半花崗岩に移化して花崗斑岩

記述からはペグマタイト晶腺（主に岩脈状と思わ中に尖入するか、又は半花崗岩とペグマタイト相れる：筆者注）の中に部分的に晶洞部や塊状晶腺との縞状を呈することもある』と述べている。苗部が存在すると理解される。鉱物種の違いによる

木型細粒花崗岩については、miarolitic cavity の帯状構造の解析等から、ペグマタイトとグライゼ存在に言及するとともに、『苗木型花崗岩には晶

ン化（気成期：筆者注）の関係に留まらず、交洞式ペグマタイトが多く、殊に苗木町八幡石切場・

代 作 用（metasomatism）、 後 期 変 質（deuteric

山ノ田石切場に多い』としている。なお、（黒雲母）

stage ＝初生熱水変質：筆者注）や礬土化作用にシュリーレンについても記載されている。

渡る高温〜低温期に渡る複雑なペグマタイト冷却

一方、半花崗岩については、『半花崗岩脈とペ史に言及している内容は、現在のペグマタイト研

グマタイト脈とは屢々複合脈の如き状態を呈する

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部分がある。付知川知原橋下流に於いてはペグマタ

注）、斜長石、黒雲母の結晶（1~2 cm）が伸長する』

イトの中央をなす半花崗岩がペグマタイトの尖滅部ことを述べ、岩体におけるペグマタイトとアプに於いて之を破って外に出るものがある』とし（図ライトの分布図を示している。細野・牧野 (2002)２６）、『半花崗岩とペグマタイトの相違はその冷却では、晶洞状ペグマタイトは独立した塊状（ボーの「時間の長短」でもなく、「脈の大小」でもなく、ル状）として提示されている（キャビティなし

一に「溶液の濃度の相違」に歸せしめる』と解釈し

図 27）。一方、脈状ペグマタイトは伸長するアプている。さらに、ペグマタイトと半花崗岩の関係を

ライト岩脈の一部にレンズ状に膨長した晶洞部が示す複合脈を 3 種に分け（図 26）、『実際半花崗岩示されている（キャビティあり、図 27b）。なお、は岩脈としてのみ存在し、通例ペグマタイトによっ

大小のアプライト岩脈（基本的には細粒（斑状）て切られ、ペグマタイトを切ることは稀である』と

黒雲母花崗岩：筆者注）は、化学組成的には鉄分するとともに、『此等が縞状に何回も繰返へされるが少ない以外は花崗岩とほぼ同じであることが示ものがあるが、此等は何れも岩漿進化の途中で揮発されている（細野・牧野 , 2002）。

性成分が移行したことを示すものである』、『斯る複細野・牧野（2002）は、「ペグマタイトマグマ

合脈を形成するペグマタイトは花崗岩質でペグマタ

は結晶、H2O に飽和したメルト、H2O を主体とイト分化中の早期に屬するもので未だ稀土含有鉱物

した流体からなり、花崗岩マグマ固結過程におい等を産しないものに限られている』としている。

て水に濃集した残液（メルト）から固結直前に生

また、柴田（1939c）は、晶洞ペグマタイト（druse

み出され」、その「ペグマタイトマグマは集積あ

pegmatite）について、産出鉱物を中心に詳しく記

るいは花崗岩中に貫入して晶洞や脈状ペグマタイ載している。晶洞ペグマタイトは、その構成鉱物種

トを形成する」と考えられると述べた。ペグマタの相違により、通常型晶洞ペグマタイト、鐵橄欖石

イトを生み出すこの水が濃集したマグマ残液（メ晶洞ペグマタイト、曹長石晶洞ペグマタイトの３種ルト）に関連して、周琵琶湖花崗岩団体研究グルに分類されているが、いずれも、晶洞周囲に幅 10ープ（2005）が天井相とした細粒斑状花崗岩とペcm 以下の灰色の細粒部—粗粒の文象部—ペグマタイ

グマタイトの成因に関して、細野・牧野（2002）

ト主部（晶洞部）の帯状構造（層状構造）を有しては過冷却条件を考え、その要因として (1) 組成のいる。ペグマタイト周囲の細粒部は明に晶洞ペグマ

急激な変化・(2) マグマ温度の急激な低下・(3) マ

タイトの前驅をなすこと、ペグマタイト文象部は初グマ水蒸気圧の急減を挙げ、このうちの (3) マグ

生的なもので岩漿分化の結果であると解釈されていマ水蒸気圧の急減が大きな役割を果たしたと結論る。

づけ、水を主とする揮発成分の逸散の効果（組成過冷却）を指摘した。既に本稿前半部で再三指摘

滋賀県野洲花崗岩中のペグマタイトしたように、ペグマタイト（特に晶洞（巨晶部））

細野・牧野（2002）は、田上花崗岩体の北方に位置する野洲花崗岩中のペグマタイトについて記載している。以下に、ペグマタイトの部分について引用するが、花崗岩自体の岩相区分については周琵琶湖
花崗岩団体研究グループ（2005）に基づくべきである。
細野・牧野（2002）は、野洲花崗岩体ペグマタイ
トについて、『アプライトを伴った晶洞（ガマ）状のペグマタイトが多い』こと・『脈状ペグマタイト
は細粒アプライト質花崗岩に密接に伴い、脈の中心に向かって石英、カリ長石（アルカリ長石：筆者

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琵博研報

図 27 細野 ・ 牧野 （2002） による野洲花崗岩体中でのペグマタイ
トの産状2021 No.33

はゆっくり冷えてできた（徐冷条件）とするこれ

要約：田上ペグマタイト

までの古典的モデルが、日本ではいまだ多くの表記で見られかつ一般的な理解として続いてきている。

田上ペグマタイトの産状
田上ペグマタイトは、全体としてミアロリティ

したがって、この指摘は、ペグマタイト岩脈のックペグマタイトの位置付けになる。田上地域で冷却は非常に早い（早かった）という一連の最近のペグマタイト岩脈・岩床（層）は、全体が一様の研究結果（London, 2008; London and Kontak,

ではなくて特有の内部構造（縞模様）を示してい2012）とも整合的な日本では先駆的かつ重要な指るのみならず、細粒〜細粒斑状黒雲母花崗岩（か摘であると評価できる。

つてアプライトと呼ばれていたものも含む）の岩

なお、本調査報告書中の牧野ほか論文では、田床（火成岩が地層のように水平ないしはそれに近上ペグマタイトについても当てはまる研究としい状態で貫入している形状）ないしは岩脈（火成て、野洲花崗岩ペグマタイトに苗木花崗岩ペグマ

岩が水平面に垂直ないしは斜交して貫入している

タイトを加えて、石英と長石類の詳しい解析結果形状）の中に、部分的にペグマタイト部分が存在からペグマタイトの帯状構造の形成条件・形成過する場合が多い。また、その随所に黒雲母濃集帯程を明らかにしている。

（層）が出現するという内部構造を呈している。
ペグマタイトは、巨晶、美晶、稀産結晶を産する

広島花崗岩中のペグマタイト

晶洞部分（空洞の有無は問わない）として定義さ西南日本内帯には中生代白亜紀末の火山岩が広れがちであるが、田上ペグマタイトの産状からは、範に分布している。滋賀の花崗岩体も、それに属

晶洞部や相対的巨晶部等を含む岩床状ないしは岩する。天白（1991）は、中国地方の大きな底盤状

脈状の細粒斑状黒雲母花崗岩全体をペグマタイト

花崗岩体として知られている広島花崗岩の岩石学として理解することが必要である。既に紹介した的研究を進めるなかで、ペグマタイトの産状にもような現在のペグマタイトの岩石学的研究の到達注目してスケッチを示している（図 29）。

点からみても、そのような内部構造全体を有する
岩石としてペグマタイトを定義しなければならない。
田上ペグマタイトの産状は、ペグマタイトを岩脈として表現している London (2008) における北米ペグマタイトの産状とかなりの共通点を有している。すなわち、“塊状ペグマタイト”（晶洞）は、London (2008) の pegmatite pocket（ペグマタイ
トポケット）部分に相当するが、ペグマタイトポ
ケットは岩脈・岩床ペグマタイト中の一部に存在する。福島・石川や岐阜・苗木ペグマタイトの産図 28 細粒 ・ 斑状花崗岩は A から C への熱的過冷却 （急冷）、
ペグマタイトは A から B への組成的過冷却を示す模式図 （細野・牧野 , 2002）

状記録を参照しても、このことが当てはまる。したがって、既に述べたように、塊状ペグマタイト
は産状の実体として今後さらに検討すべきであろう。繰り返しになるが、ペグマタイト（岩脈・岩床）は、空洞の有無を問わずその一部に周りの母岩より相対的に大きい結晶集合体（晶洞）を有す
る、細粒斑状黒雲母花崗岩脈（層、床）（細粒黒図 29 広島花崗岩中でのペグマタイト岩脈の産状 （天白 , 1991）

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琵博研報

雲母花崗岩脈（層、床）：一部極細粒緻密な場合“ア2021 No.33

プライト”）として理解すべきであろう。まさに、〜 14）。ただし、例外的に、両者の分布が重なる

中司（1945）の述べる『晶洞とペグマタイト岩脉

地域として、田上花崗岩体西側の南端部での堆積との関係は串刺にされた團子に似ている。改めて岩との境界付近から瀬田川を越えてさらに西側に説明する迄もなく團子は晶洞を串はペグマタイト

分布する田上花崗岩体の延長部である南郷〜大石岩脉に相当する』の通りである。さらに言及する付近がある。これらの熱水変質岩（鉱石）は、特と、晶洞部が現在直接見られない細粒斑状黒雲母に“井上長石鉱山”としてかつて知られていたよ花崗岩脈（層、床）（細粒黒雲母花崗岩脈（層、床）：うに長石質に熱水変質した変花崗岩である。この

一部極細粒緻密なアプライト）をも広義のペグマ

熱水変質岩と母岩の花崗岩との境界部分にペグマ

タイト関連岩脈として理解することが、有効ではタイトが産していることが、報告されている（港，ないかと考えられる。水平方向あるいは垂直方向

1974；図 30）。

への連続性が現在確認できないが、その延長部に一方、田上花崗岩分布域のほぼ東側半分に当たペグマタイト晶洞部がある（あった）可能性がある甲西〜信楽〜朝宮近辺での長石鉱床産地の産状るからである。

の調査から、それぞれの長石鉱床（鉱山）の一部

一方、田上ペグマタイトの場合、アルカリ長石

ではそこにペグマタイトが産出していることが主体の晶洞が多いのが特徴の一つに挙げられる。

既に報告されている（瀧本，1973；須藤，1991,

また、同じくペグマタイト脈として位置づけられ2001）（図 31）。また、福島・石川ペグマタイト

るアルカリ長石結晶主体の細い脈が随所に出現し等においても、ペグマタイトと熱水変質鉱床（長ているのも、田上ペグマタイトの特徴になる。黒石鉱床、珪石鉱床）の共存産状が報告されている雲母の濃集現象に関しては、黒雲母シュリーレ（福島県石川町教育委員会，2000, 2002）。

ンや MME がペグマタイト近傍に見られるのも、
田上ペグマタイト関連の産状の一部として理解される。さらに、球状花崗岩の産出も、田上ペグマ
タイトを補足的に特徴づける。
以上本稿で記述した田上ペグマタイトの産状は、これまで報告されてきた国外・国内のペグマ
タイト岩脈－特にミアロリティックペグマタイト－の産状と比較すると、小規模であるにもかかわらずそれらと多くの共通点を有する一方、これまで他地域であまり記載されていない長石鉱床、MME、黒雲母シュリーレン、球状花崗岩との産状親近性が顕著であるという特徴を示している。
図 30 南郷 ・ 井上長石鉱床におけるペグマタイトの産状 （港 , 1974）

田上ペグマタイトと熱水鉱床以上比較要約したような特徴を有する田上ペグ
マタイトは、大津市南郷から栗東市・湖南市に広がる餅盤状の田上花崗岩体の西側部に集中している（中野，2013）。一方、低温熱水作用の産物である熱水変質花崗岩は、現在のペグマタイト分
布域の東方にあたる田上花崗岩体の中央部から東に分布しており（須藤 , 1991, 2001；中野ほか ,2006）、その分布域が極めて対照的である（図 12

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琵博研報

図 31 長石質資源の形成環境を示す模式断面図 （須藤 , 2001）

2021 No.33

質）珪石（鉱床）との産状関係および成因関係に注目する必要がある。
田上花崗岩体大津市桐生の白石谷珪石鉱床について筆者たちが最近観察した範囲では、そこには色の異なる微晶質〜陰微晶質の石英質の 2 層の互層からなる珪質岩縞状構造が明瞭に認められ、明らかに筆者たちがこれまで観察してきた特徴的な内部構造や文象構造や巨晶帯を有するペグマタイ
トともまた長石鉱床の産状とは異なるものである（図版 III-A）。すなわち、このような現在の様子は、益富ほか（1959）が述べている「ペグマタイトの上盤に接する花崗岩の一部は帯状にグライゼン化
し，花崗岩中の長石は緑色の絹雲母となり，全体
として強い珪化作用を受けている」としている記述に合うように思われる。現在空洞になっている
図 32 鉱床の形成過程を示す模式図 （須藤 , 1991）

かつての採掘部分に何が存在したのかは今となっ田上花崗岩体においては、両者の産状に基づいては知ることができないが、一部層状構造の中にて、長石鉱床とペグマタイトとの 2 段階での成因

巨晶部（撮影した写真を見る限りでは、図版の葉的関連を示したモデルが既に提起されている（須片状曹長石＋雲母結晶集合体に似る）と思われる

藤 , 1991, 2001；図 32）。図 31 の関係でも、花崗ブロックがあり、入口天井部分は巨晶集合部にも岩中でのアプライト・ペグマタイトと熱水変質長見えるので、益富ほか（1959）の「石英ペグマタ

石鉱石・花崗岩の成因関係は 2 段階と推測できるイト」の記述とも合うのかもしれない。いずれにが、その前後関係等についてのさらなる検討が田せよ、かつて柴田（1939a）も言及したようにペ上ペグマタイト成因論の観点から重要であると思

グマタイトとグライゼンまた熱水作用の成因的関われる。

係の問題（揮発性成分の挙動）として、白石谷珪

そのような観点から、田上花崗岩体で注目されるのは、ペグマタイト地帯の北東縁とされている石鉱床の産状をさらに解析することも必要と考えられる。

上田上・桐生地域における白石谷珪石鉱床の存

以上のように、田上花崗岩体におけるペグマタ

在（増富ほか , 1959；福井 , 2017）である（図版

イトや熱水変質花崗岩・長石鉱床の多産は、田上

III-A）。益富ほか（1959）は、「この珪石山は黒花崗岩体マグマにおいて水を主とする揮発性成分

雲母花崗岩中に胚胎する石英ペグマタイト」としの活動が活発であったことを意味している。このている。滝本（1973）によると、珪石（鉱床）は、

ような田上花崗岩体マグマ冷却中の揮発性成分・

ペグマタイト質珪石、炉材珪石、結晶片岩中の珪熱水活動を活発にしたのは、「母岩そのものが持石に３大別されている。近畿における“ペグマタつ放射性元素の崩壊熱が、花崗岩の隆起に伴う循

イト珪石”鉱床として京都府中郡地区・奈良大阪

環地表水を熱することによって熱水変質機構が発地区（生駒）・滋賀県大津市石山地区・三重県阿達し、脱鉄化・雲母粘土化をもたらした可能性を山地区があげられており、京都府中郡の大成ペグ指摘しておきたい」との指摘がある（石原ほか ,マタイト鉱床の帯状構造のスケッチが引用されて

2005）。この指摘は、ペグマタイト生成と花崗岩いる（原口ほか , 1960 原図）が、石山地区のペグの特性との関係から重要なものと考えられる。

マタイト珪石については具体的には不明である。

ペグマタイト晶洞が巨晶を産するがためであろ

このようなことからも、ペグマタイトと（熱水変う“花崗岩マグマ（メルト）から分離独立した熱

49

琵博研報

2021 No.33

水からゆっくり冷えてできた”とする世界を席巻

上の方々、ならびにこれまで多大なご教示、ご協してきたかつてのペグマタイト成因論は、ペグマ力をいただいたたくさんの方々に深い感謝を捧げ

タイトは“花崗岩メルトが急速に冷えてできた”ます。最後に、図の引用の許可をいただいた以下という成因論に取って代わられつつある（表２）。

に示す各関係学協会・研究機関・出版社・同好会

マグマ・メルトから急速にペグマタイトができるの方々、石川町教育委員会、公益財団法人益富地

その原動力は、水はもちろんであるが、フッ素・学会館、日本地質学会、資源地質学会、髙田クリ

塩素・リン・ホウ素といった揮発性成分とアルカ

スタルミュージアム（髙田雅介氏）、東京アカデ

リ元素の役割も極めて重要であり、それらを触媒

ミー七賢出版株式会社、名古屋鉱物同好会（下坂とする非平衡条件下（過冷却状態）での結晶成

康哉氏・石川誠治氏）、日本鉱業会、須藤定久氏、長（帯域成長ほか）であると考えられる（London

天白俊馬氏にお礼を申し上げます。

(2008) 参照）。本稿で報告した田上ペグマタイト

引用文献においては多くの希元素鉱物が産出しているが、希元素あるいは揮発性成分等の元素の挙動に注目した今後の地球化学的研究が期待される。

Allaby, A. amd Allaby, Mi. (1991) The concise
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謝辞

Asayama，T. (1954) Radium content and
故・小林うさ氏には、筆者の１人（中野）が滋

chemical composition of granitic rocks in

賀大学教育学部で研究生活を始めた当初、田上ペJapan, especially in the Tanakami-Mikumo

グマタイトについて種々教えをいただきまた採集

and Hiei regions, Shiga and Kyoto

鉱物標本等も多くいただいた。本稿をまとめるにPrefectures． Mem. Fac. Ind. Arts, Kyoto

当り、故・中沢和雄氏には、大変親切にご指導をTech. Univ., Sci. & Tech., 3，(B)，25-54．

いただいた。数度にわたり自宅のペグマタイト鉱

Bachmann, and Huber, (2016) Amer. Mineral.,

物標本を拝見させていただき、野外でも一緒に議101, 2377-2404.

論していただき、ペグマタイト研究会・琵琶湖博

Barbarin, B. (2005) Mafic magmatic enclaves

物館地学発表会では多くの知見をご教示いただいand mafic rocks associated with someた。本稿も一緒にまとめさせていただく予定であgranitoids of the central Sierra Nevada

ったので、筆者たちにとって氏が突然逝去された

batholith, California: nature, origin, andことは本稿をまとめるに当り大きな痛手であっrelations with the hosts. Lithos, 80, 155-177.

た。河野俊夫氏には、10 数年に渡り田上ペグマ

Barbarin, B. and Didier, J. (1992) Genesis andタイトについて度重なる野外での案内を含めて

evolution of mafic microgranular enclaves

多大なご教示をいただくとともに、その産出鉱

through various types of interaction between

物（ザクロ石・アルカリ長石・ジルコン等）につ

coexisting felsic and mafic magmas. Trans.

いて共に研究させていただいた。また、ペグマタ

Royal Soc. Edinburgh: Earth Sci., 83, 145-153.

イト研究会会長としての氏のご援助ならびに共同

Bartels, A., Vetere, F., Holz, F., Behrens, H.

作業は、本稿と本調査報告書の作成に大きな一里

and Linnen, R.L. (2011) Viscosity of ﬂux-rich

塚となった。本稿は琵琶湖博物館を調査・研究のpegmatitic melts. Contrib. Mineral. Petrol.,

重要な拠点にしてまとめたものでもあり、琵琶湖

162, 51-60.

博物館・地学研究室の皆様には、多くのご支援をいただいた。特に、里口保文博士には、本稿と本調査報告書出版までの労をとっていただいた。以

50

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以下にこれまで田上ペ グマタイトから報告されている産出鉱物の一覧表（中野，2013）を示す。さらに、それ以降のページには、上記本文中で言及した各ペグマタイト露頭のうち、中・粗粒黒雲母花崗岩（Gt3 相）については図版 I-A~O、中粒斑状花崗岩（Gt2 相）については図版 II-A~E）として、図版中の各写真の説明とセットで示す。また、白石谷珪石鉱床についても図版 III-A として産状写真を示す。

田上山ペグマタイト産の鉱物種 （中野 （2013） の第 4.4 表を転載）

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図版 I-A の説明
a: 工事用ビニールシートの隙間に見られる本露頭は袴腰山南麓に位置する。袴腰山の頂上部は丹波帯ジ
ュラ紀付加帯の堆積岩であり、本露頭は花崗岩体の天井部に近い場所に相当する。露頭の花崗岩は真砂化が進んでいるが、岩相上は中粒黒雲母花崗岩であることが判別できる。黒雲母が相対的に多くやや優黒質であるが、斑状組織を有しないので、田上花崗岩の Gt3 相（中野 , 2013）に相当する。
b: 泥質岩（ホルンフェルス化）中の典型的なアプライト（Le Maitre (2002) の、細粒（斑状）黒雲母花崗岩）岩脈の写真（転石）。本露頭を含めて本稿では、アプライトの用語は、肉眼的に黒雲母がほとんど認められない「優白質細粒緻密な斑状花崗岩」としての野外ネームとして使用している。岩脈中の中央部には石英帯が見られる（写真左端の上から枝分かれした細脈中）。
c: 花崗岩体天井相に相当すると考えられる粒度が不均質な細粒斑状黒雲母花崗岩中には、レンズ状の苦鉄質細粒エンクレーブ（mafic microgranular enclabe=MME）（苦鉄質鉱物は黒雲母）が点在する。
d: 細粒斑状花崗岩（転石）。優黒質部に小規模ながらレンズ状のペグマタイト部（長石－石英集合体）が共存している（写真左端部中央付近）。
e: 細粒斑状花崗岩黒雲母花崗岩中の黒雲母が多い部分（多少 MME に似ている）の写真（転石）。隣接して、ペグマタイト部分が共存している。
f: 母岩の粗粒黒雲母花崗岩と優白質細粒斑状花崗岩（アプライト的）が接している転石。
g: 優白質細粒斑状花崗岩中の脈状ペグマタイト（転石）。
h: ペグマタイト転石。この転石が露頭でのどのようなペグマタイトに由来しているのかは不明である。
本写真は転石を二分した切断面のものである。きれいな帯状構造ではないが、全体として下から上に向かってアルカリ長石結晶が並ぶゾーン・黒雲母の濃集した黒色ゾーン・アルカリ長石結晶が密集したゾーンが識別できる。中央部で層状構造の乱れが見られるが、最下帯の部分では、さらに優黒質黒雲母花崗岩層とアルカリ長石結晶が横方向へ連結している互層構造が見られる。これらの帯状構造は、London (2008)
による「ペグマタイト」単行本の表紙を飾るアメリカ・カリフォルニア・San Diego のペグタイトの層状構造に似ている。

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図版 I-B-1 の説明
a: メジャー部分（約 50 cm）が細粒斑状花崗岩層である。
b: これは露頭の下部にあったペグマタイトの転石である。細粒優黒質花崗岩部分の中央部にアルカリ長石結晶が二つ上下方向に並んでいる。さらにその上方にはペグマタイト的な部分が見られる（相対的に白い部分）。
c: 細粒斑状黒雲母花崗岩中のミアロリティックペグマタイト。アルカリ長石結晶に囲まれて小空洞が見られる。
d: 細粒斑状黒雲母花崗岩の黒雲母が多い優黒質の部分に胚胎されている小ペグタイトレンズ。アルカリ
長石質ペグマタイトである。優黒質部は、ペグマタイトの左から上方部に続いているが、ペグマタイト部の下方は黒雲母がやや多い細粒斑状黒雲母花崗岩相である。
e: 細粒斑状黒雲母花崗岩中に黒雲母の濃集した１cm 程度の薄層が見られ、その右下半分にはそれと平行したアルカリ長石結晶が配列した層も見られる。転石中央部のこれらの薄層下にはアルカリ長石結晶が集合した小ペグマタイト部分（石英－長石質）が存在している。また、左下の部分にも、回りの細粒斑状黒雲母花崗岩との境が不明瞭ながら、晶洞部（ミアロリティックペグマタイト）中にアルカリ長石巨晶部が認められる（次の写真 f で拡大）。
f: 写真 e 中央下部の拡大写真である。

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図版 I-B-2 の説明
a: 本露頭は、かつて露頭のかなり上部までペグマタイト部分が確認できた場所であるが、現在では全面
ネットで覆われてしまっている。露頭の下部から林道を挟んだ谷側斜面平地状の部分にかけて、粗粒黒雲母花崗岩中に存在する細粒斑状黒雲母花崗岩（層）とその中にある層状の優黒質部・晶洞部が観察できる。
なお、この露頭の左側奥の反対側斜面にも風化黒雲母花崗岩中の細粒斑状黒雲母花崗岩層およびそれに伴っているペグマタイト（主に長石質）が広がっている。
b: ネットで覆われて見にくいが、かつて掘られた晶洞部分が大小の空洞（数 cm 〜数十 cm）として残っている。
c: 以下 f まですべてネット露頭の林道を挟んだ反対側斜面の露頭の写真である。道端直下でペグマタイト
岩脈（岩床状）が露出している。石英－長石質の特にアルカリ長石結晶がつながっている相対的巨晶部がわかる。
d: 上記で述べたペグマタイト産状を示す露頭写真である。水平に近い露頭面を斜め上方から撮った写真であり、細粒斑状黒雲母花崗岩層とペグマタイト層が横に広がっている産状がわかる。アルカリ長石の数
cm 大の結晶が密に集合していることがわかる。
e: 細粒斑状黒雲母花崗岩に伴われているペグマタイト部分であるが、両者の境界は不明瞭である。このペグマタイト部分には、黒雲母濃集部（MME 的）が見られる。
f: 細粒斑状粗粒黒雲母花崗岩中には、ミアロール（＝ミアロリティックキャビティ）が見られる。

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図版 I-C の説明
a: 天神川昭和堰堤下流左岸の谷筋（笹間林道の東側）を上った斜面の露頭。至る所に禿山状態が残り、砂防 100 年事業（2015 年終了）による田上山の植生回復も道半ばという感が残る。母岩の粗粒黒雲母花
崗岩中に、ペグマタイトとともに MME が随所に出現している。この斜面の花崗岩はかなり風化が進んでおり、まとまった MME 試料の採取は極めて困難である。風化した母岩の粗粒黒雲母花崗岩中には、
ところどころペグマタイト鉱物を採集した堀跡ではないかと思われる空洞が見られる。
b: ところどころに見られる細粒斑状黒雲母花崗岩中には、黒雲母が多い優黒色部とミアロリティックな空隙を有するアルカリ長石の粗粒部（相対的巨晶部）が混在している。
c: 平滑面（直線）と湾曲面（半円）の両方を有する不規則形状の MME。MME 上端左側で、平滑面を湾状に押し込んで粗粒花崗岩が侵入していること、その湾入部中央に MME に比べて大きい黒雲母結晶の小さい集合体（黒雲母クロット）が存在していることがわかる。同じような黒雲母クロットは MME 右側上方にも存在している。
d: 写真 c の MME 左上方部の拡大接写写真。MME が主として黒雲母と長石の細粒集合体であることがわかる。湾入部のクロットの黒雲母サイズが、MME 中のそれと比べて大きいことが明瞭である。
e: a~d 露頭のさらに上方の東側壁面露頭の写真。母岩は粗粒黒雲母花崗岩である。大きいレンズ状の
MME が垂直方向に伸びている。MME のさらに上方には、ペグマタイトが見られ、粗粒黒雲母花崗岩中での両者の共存関係を示す露頭である。
f: 同じく粗粒黒雲母花崗岩中の MME。田上花崗岩中 MME に共通しているが、内部にアルカリ長石斑晶を有している。
g: 中粒黒雲母花崗岩中の MME。中央部に 1cm 大の MME が見られるが、その左側下方部に向けてやや黒みの少ない数 cm の MME が伴われており、一種の２重構造になっている。母岩の中粒黒雲母花崗岩は、粗粒黒雲母花崗岩の局所的な岩相変化である。

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図版 I-D の説明
a: 球状（球顆）花崗岩露頭の北側尾根筋から北方・堂山方向での露頭写真。尾根筋先端部には花崗岩地
形特有のトアが見られる。この付近一帯が細粒斑状黒雲母花崗岩であり（稲垣 , 1968）、その中に球状花崗岩が多産しているとともに、小規模なペグマタイトが共存している。細粒斑状黒雲母花崗岩は、トア下部に見られる凹凸を伴う縞状構造に見られるように、粗粒黒雲母花崗岩と層状に繰り返している。球顆密
集部を含む層状部分はメートル規模の厚さと推定される。
b: トア部に見られる繰り返し層状構造の拡大写真。上部の厚い層部分は、粗粒黒雲母花崗岩と推定される。
c: 写真 a と b の右側（東側）斜面上の小トアの斜面側根元部分の写真。写真中央部付近には、矢印で示してある球状花崗岩や MME が見られる。また、写真中央部ある窪みは、かつてのペグマタイト鉱物採集の堀跡であろう。本露頭を含めて付近の尾根部では、細粒斑状黒雲母花崗岩、球状花崗岩、ペグマタイ
ト、MME が共存している。写真中の球状花崗岩は、田上花崗岩体特有の球顆構造ではない同心円構造を示しており、その中の黒色部分は黒雲母濃集部と考えられるので、MME の一種の可能性もある。
d: 写真 c 露頭の地面の転石の写真。粗粒黒雲母花崗岩と細粒斑状花崗岩が層状に接している。両者の境界部に、アルカリ長石の大きい結晶を含む相対的巨晶部が存在している（ペグマタイト部）。下端部にも長径 2cm 大のアルカリ長石巨晶が見られる。
e: 写真 d に示されている細粒斑状花崗岩とペグマタイトの共生関係を示す露頭写真。細粒斑状花崗岩か
ら漸移的にペグマタイト部分（アルカリ長石の大きな結晶）に変わっている。
f: 球顆花崗岩の密集する尾根部の東斜面に見られた粗粒黒雲母花崗岩に含まれている小 MME。
g: 写真 a のトア部南側尾根部には風化した球状崗岩が密集している場所がある。表面が黒ずんでいるので、写真では MME に見えるが球顆花崗岩である。球顆の直径は大きくても 5~6cm であり、今まで知られているよりものよりも小型であり、その大きさは中野（2013）で報告されている堂山地域で見つかった小球顆相当である。
h: 写真 g の尾根部西斜面に見られる天然記念物級球顆花崗岩露頭の一部写真。写真 g と同じく、表面が黒ずんでいるので一見 MME に見えるが球顆花崗岩である。直径 10cm 程度の球顆がほとんど隙間なく密集している。

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図版 I-E の説明
a: 天神川昭和堰堤上流側右岸斜面に見られる露頭である。細粒斑状黒雲母花崗岩（層＝岩床）の一部に母岩に比較して相対的に大きいアルカリ長石の集合帯（以下、本稿では相対的巨晶部（ペグマタイト）と呼称）が見られる産状である。風化が進んでおり、ぼろぼろと真砂が崩れ落ちており露頭の観察は容易ではないが、この露頭より上部に向かってメートル規模の細粒斑状黒雲母花崗岩層が粗粒黒雲母花崗岩中で繰り返して出現している。
b: 写真 a 中の露頭（水平方向 10m 程度連続する。田上花崗岩体を通して共通のことであるが、植林事業のため少なくともまばらに木が繁茂しているため、花崗岩の水平・垂直方向の岩相変化を追跡するのは極
めて困難）の上方の写真。ぼろぼろと真砂が崩れ落ちており、箒でそれらを払い落として観察することが必要であった。細粒斑状黒雲母花崗岩層の一部にアルカリ長石質の相対的巨晶部（小晶洞的）が見られる。
アルカリ長石結晶を多数含む厚させいぜい 1cm の細脈が横につながっている。このような細脈は、他の露頭でもしばしば見られるものである。
c: 露頭右端斜面の写真。後方に見えるのは堂山。斜面に現れている段差構造は、ペグマタイトを含む花崗岩の層状構造による。この露頭部分の拡大が、写真 e である。
d: 中央水平方向に窪みを伴う段差が出来ている。その上下ともに、細粒斑状黒雲母花崗岩があるので、細かい岩相の違いによるものとも見えるが、人工的に掘った可能性が高い。下半分のより白い部分には、
アルカリ長石の長径 1cm 大の斑晶が見える。
e: 写真 a の露頭近傍では、美しい水晶やきれいな形のアルカリ長石を採集できたのではないかと想像できるかなり深い堀跡が点在しているのが見られる。
f: 写真 e の中央部下方に見られる堀跡の拡大接写写真。母岩は細粒斑状黒雲母花崗岩であるが、その一部にアルカリ長石巨晶部（晶洞部）が見られる。
g: 細粒斑状黒雲母花崗岩の接写写真。大きい結晶はアルカリ長石である。細粒斑状黒雲母花崗岩と長石質ペグマタイトの密接な産状関係を知ることが出来る。
h: 写真 g で述べたような密接な細粒斑状黒雲母花崗岩と長石質ペグマタイトの密接な産状関係を示す写真。細粒斑状黒雲母花崗岩部分と長石質ペグマタイト部分との境界は定かではなく、両者渾然一体となっているように見える。

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図版 I-H の説明
a: 天神川昭和堰堤上流の谷筋のルート（堂山の東側に向かう北東方向）を登っていくコースには、谷底および谷壁に岩脈状の細粒斑状黒雲母花崗岩・ペグマタイトが各所で見られる。本コース上流部にある
堂山南西の砂防ダムの上流側の平坦面には、細粒斑状黒雲母花崗岩が岩脈として現れている（写真 a~e）。
本写真中央ほぼ上下方向に、細粒斑状黒雲母花崗岩と粗粒黒雲母花崗岩との境界が走っている。細粒斑状
黒雲母花崗岩脈の幅は、堆砂のため不明であるが少なくとも１m 以上と見積もられる。流路左岸にあたる場所での写真である。
b: 細粒斑状黒雲母花崗岩脈は本地点の流路にも続いており、岩脈内部の構造がわかる。
c: 写真 b 中央部の拡大接写写真。細粒斑状黒雲母花崗岩脈のところどころに、アルカリ長石の巨晶（長径２cm 程度）が密集している。
d: 細粒斑状黒雲母花崗岩脈中の石英—長石質ペグマタイト部分の写真。左端の細粒斑状黒雲母花崗岩とペグマタイト部分の境界は不明瞭である。ペグマタイト部には、ミアロリティッックな空隙があるように見える。
e: 細粒斑状黒雲母花崗岩脈の中で、アルカリ長石の巨晶（最大長径２cm 程度）が密集している様子。ア
ルカリ長石が矩形に見えるのが特徴的であるが、これは見ている方向によるのであろう。黒雲母の多い優黒質部分と共存している。これらと細粒斑状黒雲母花崗岩ととの境界は不明瞭であり、両者渾然一体の感がある。
f：写真 a~f の露頭からさらに高所にある見事な岩床状ペグマタイトの露頭写真。ペグマタイト岩床内部の上下方向での層状構造（細粒斑状花崗岩—巨晶部（一部文象的）—細粒斑状花崗岩）が明瞭である。露頭
は、風化変質のためかなりボロボロになっている。

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図版 I-I の説明
a: 尾根頂上部近くの露頭写真（尾根の西側が鎧堰堤の谷筋である）。写真中央より左側のトア部では水平からやや左上がりの、右側ではやや右上がりの節理面が明瞭である。これらの水平に近い節理面は花崗岩の岩相変化境界面（層状構造）と一致している場合が多い。これらの準水平構造は、写真 1-D-a などと同じく遠目にも明瞭である。
b: 写真 a の右側花崗岩ブロックのさらに右側露頭の写真である。粗粒黒雲母花崗岩の中に細粒斑状黒雲
母花崗岩層が繰り返し挟まっているが、層の一部が途切れたり枝分かれしたり厚さが変化したりしている。
c: 写真 b の下の段の細粒斑状黒雲母花崗岩層中のペグマタイト晶洞部分の写真。中央部下方に晶洞（ポケット）があり、その一部が掘られた跡が明瞭である。晶洞部はさらに左側に伸びているが、崩壊物に覆われていている。細粒斑状黒雲母花崗岩層の厚さ（幅）は少なくとも 50cm 以上あり、岩相変化がある。
d: 同じ細粒斑状黒雲母花崗岩層中の写真 c から少し離れた場所での晶洞部を伴うペグマタイト内部の層状構造を示す写真。アルカリ長石の大きい結晶（1 cm 以上）が集まった小規模な巨晶帯がある。それ以外の石英－アルカリ長石の共生部分も中〜粗粒であり、細粒斑状相とは異なる。
e: 細粒斑状黒雲母花崗岩層中のペグマタイト巨晶帯の写真。写真ｃの一部拡大写真である。

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図版 I-J の説明
a: 田上・森三丁目から堂山西方向へ向かう山道にも、いくつかの場所で細粒斑状黒雲母花崗岩（岩床）中に、小さい晶洞部分やペグマタイトに伴う他のいくつかの特徴が見られる。すなわち、アルカリ長石斑晶（長径 1-2cm 程度）の集合ないしは配列、細粒斑状黒雲母花崗岩と異なる石英－長石集合体（以上、相対的巨晶帯）、ミアロリティックな空隙の存在等である。本写真は、細粒斑状黒雲母花崗岩の小さなブロックが地面に突き出た様子を示しており、これまでの図版でも見られたように田上花崗岩体粗粒黒雲母花崗岩
分布域では特徴的な産状である。このブロック状露頭でも色々な模様があるように見えるが、表面の風化の違いやこけ等のつき具合による二次的なもので、花崗岩自体の模様ではない。岩石を野外で観察する時には、気を付けなければならない点である。
b: 細粒斑状黒雲母花崗岩中のアルカリ長石巨晶の写真。ここまで示してきた田上花崗岩体での細粒斑状
黒雲母花崗岩（岩床および岩脈）は、野外岩石名としてすべて“アプライト”とされる可能性がある。
c: 山道斜面での細粒斑状黒雲母花崗岩の露頭。２段にわたって突き出した細粒斑状黒雲母花崗岩のブロックがあるが、上段の棚状ブロックが水平な岩相境界を示している。
d: ほとんど真砂化している露頭である。細粒斑状黒雲母花崗岩中で、小ペグマタイト晶洞（石英－アルカリ長石）が点在しているが、細い脈を通して連結している部分もある。そこかしこにミアロリティックな空隙が見える。
e: 写真 d と同じ産状のペグマタイト写真。ほぼ中央に丸い形の石英－アルカリ長石集合体（小ペグマタ
イト晶洞）があり、ミアロリティックキャビティが伴っている。
f: 小ペグマタイト的な部分は明瞭ではないが、細粒斑状黒雲母花崗岩のなかでの著しい岩相変化を示す写
真。

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図版 I-M の説明
a: 天神川上流の鎧不動（鎧堰堤ルートの入り口）からさらに東奥、田上不動寺への山道とは左に分かれた林道沿いの小晶洞およびペグマタイト関連構造。林道は、図版 1-B に示した笹間林道と同じく、かつては国土交通省管轄であったが砂防事業終了のため現在は大津土木事務所管轄に代わっている。林道沿いの中腹西側斜面に唯一ぽつんと残っている露頭では、アプライト的な細粒黒雲母花崗岩の層状構造中に一部ミアロリティックな小晶洞が見られる。本露頭で見られる層状構造は黒雲母が多い優黒色な薄層の存在に支配されているが、その一部は黒雲母シュリーレン的な模様や小 MME 的である。
b: 写真 a 中の長方形で囲ってある部分の拡大写真。急崖の高い場所であり直接の観察は不可能であるが、細かい層状構造の繰り返しが見てとれる。
c: 反対側の山側斜面にある（本写真のみ）細粒黒雲母花崗岩層露頭の写真。厚さ 1m 程度の層が、5 m 以上林道沿いに連続している。その内部構造は明らかではない。
d: 西側露頭（写真 a）下部の細粒斑状黒雲母花崗岩層中の層状構造。中央やや上方部にミアロリティックな部分がある。
e: 上下の粗粒黒雲母花崗岩中のほぼ中央部横方向に薄いミアロリティックな層がある（転石）。
f: 細粒斑状黒雲母花崗岩〜中粒黒雲母花崗岩層中の薄層構造。アプライトは、図版 I-A の場合と同様 Le
Maitre (2002) にしたがって「細粒（斑状）黒雲母花崗岩」とすべきであろうが、本露頭（転石を含む）
において細粒斑状黒雲母花崗岩層内部にさらに細かい岩相変化が認められるので、そのうちのより優白質
細粒な部分を明示するため使用している（写真においても同様である）。
g: ペグマタイト特有の帯状構造を示している細粒斑状黒雲母花崗岩層の写真。上方から細粒緻密な層（黒雲母少なくアプライト的）→黒雲母の多い優黒質層→細粒緻密なアプライト層→アルカリ長石主体の巨晶部という帯状の岩相変化が明瞭である。
h: 粗粒黒雲母花崗岩（写真下部）とその上方の層状構造を示すペグマタイト部（細粒斑状黒雲母花崗岩中にアルカリ長石が点在）（写真上部）の写真。写真中央部やや右下がり方向に両者の境界面が認められる。その境界面沿いには黒雲母濃集部分（小 MME が連結しているような組織）がアルカリ長石の大き
い結晶を挟んで横に配列している。その上の細粒斑状黒雲母花崗岩中ではアルカリ長石巨晶を介在して黒雲母の弱い濃集部が散在している。粗粒黒雲母花崗岩上方部分全体が、ペグマタイト特有の帯状構造（模様）である。

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図版 I-N の説明
a: 田上不動寺と通称“中沢晶洞”との中間地域にあたる林道でも、花崗岩の風化は進んでいるが、随所でペグマタイトの産状が観察できる。本写真は、“玉石”状の花崗岩を残している風化露頭を示している。
b: 本露頭の転石中にも、ペグマタイト細脈（幅約 3 cm）がみられる（写真中央やや右下がりの部分）。石
英とアルカリ長石からなるペグマタイト脈であり、写真中央部に小晶洞がある。
c: 幅 15~20 cm 程度の細粒斑状黒雲母花崗岩脈が中央ほぼ垂直方向に伸びているが、その下端地面際のところには、ペグマタイト鉱物採集の堀跡が深く残っている。
d: 細粒斑状黒雲母花崗岩脈中には、本写真のようなアルカリ長石結晶主体の不規則形状のペグマタイト
晶洞部（巨晶部）が見られる（両者の境界は明瞭）。
e: 写真 d の近傍での垂直方向に伸びる小規模な細粒斑状黒雲母花崗岩脈のアルカリ長石質ペグマタイト
晶洞部の写真。
f: 転石花崗岩に見られる層状構造。上部から粗粒黒雲母花崗岩→中粒黒雲母黒雲母花崗岩→細粒斑状黒雲
母花崗岩という層構造であるが、粗粒黒雲母花崗岩部の右端に小さな球状の黒雲母濃集部（小 MME）が見られる。
g: 細粒斑状黒雲母花崗岩に接する粗粒黒雲母花崗岩中に黒雲母クロットとも小 MME とも見える球状の黒雲母濃集部（径 1cm 強）が存在する。この地域の粗粒黒雲母花崗岩中には、この大きさの黒雲母濃集体が散在している。
h: 粗粒花崗岩中の径 2 cm 程度の小 MME。

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図版 I-O-1 の説明
a: 図版 I-M に示した露頭のある鎧不動北東林道（大津土木事務所管轄）を登り琵琶湖が眺められる尾根
部 Rakovan et al. (2009) に写真が載っている田上花崗岩体中バッドランド地形撮影地点）を越え林道終点近くの沢筋を下りさらに別谷筋を登っていくと、1972 年に中沢和雄氏が発見した大晶洞（大ペグマタ
イトポケット）の通称“中沢晶洞”に行き着く。発見当初は、草木のない花崗岩斜面に小さな空洞が開いた状態であったが、現在では優に人の背丈はある大きな三角形に開いた空洞がその入り口になっている。
奥にある現在の空洞はペグマタイト鉱物採集の掘削の結果である。残念ながら、採掘部分におけるペグマ
タイト内部の岩相変化は不明である。以下、現在の中沢晶洞の状態を 2 図版に分けて示す。
b: 晶洞入り口付近の最大横幅約４m の空洞部分の主に右側斜め壁面が写っている写真である。さらに奥の空洞部（人物が写っている）が見えている。左端の壁面を含めて、人為的にできた段差がわかる（層状構造に沿っている）。以下に、これまでの図版写真と同じくペグマタイトの層状構造を中心に記述を行うが、現在空洞になっているかつて色々なペグマタイト大晶・美晶・稀産鉱物が存在した産状については記録がない。
c: 写真 b の右側壁面の近接写真。鉱物採集者による強力な掘削による窪みや段差構造が明瞭である。このような凹凸は、鉱物集合状態の何らかの違いにも由来している。写真右側中央部の突き出たテラス部分
壁に層状構造が存在する。
d: 写真 b の空洞奥部分の近接写真。右側壁面から天井部を通って左壁面まで、粗粒花崗岩（母岩）—細粒
斑状黒雲母花崗岩—ペグマタイトポケット（巨晶部）—の層状構造が現れている。
e: 写真 c のテラス様中央部の拡大近接写真。テラス壁面には、粗粒花崗岩（母岩）—細粒斑状黒雲母花崗岩—ペグマタイトポケット（巨晶部）の層状構造と、その中での黒雲母の集合状態による線状模様が存在している。
f: 写真 e 中央部の縦長長方形で囲んだ部分の近接拡大写真。上から下に、粗粒花崗岩（母岩）—細粒斑状黒雲母花崗岩—ペグマタイトポケット（巨晶部）の層状構造が明瞭である。写真 e での黒雲母濃集層は、近接して見ると黒雲母がそれほど多くないことがわかる。ペグマタイト巨晶部には、方位を異にした棒状の大きい黒雲母が点在している。
g: 写真 e 中央部右の横長長方形で囲んだ部分の近接拡大写真。細粒斑状黒雲母花崗岩—ペグマタイトポケット（巨晶部）の境界部（写真左下）に、大小の棒状黒雲母が点在している。

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図版 I-O-2 の説明
a: 中沢晶洞奥空洞部の写真。奥には、さらに右に続く空洞（採掘による）が見えている。
b: 写真 a の人物背後の壁部分の写真。三つの段差で区切られている４段構造の壁面におけるペグマタイ
ト内部の岩相変化が見られるが、単純なペグマタイト層状構造には対応しておらず、その内部構造はかな
り複雑である。
c: 写真上部（切れ込み段差より上）には、一部黒雲母の多い部分を伴う文象花崗岩帯がある。それより下は、ペグマタイト巨晶部であるが、黒雲母は少なく不定形石英が大きくなっている。長石にはピンク〜オ
レンジ色系（基本的にアルカリ長石）さらには白色系（おそらく曹長石）を含めた色変化があり、それが本写真の長石部の濃淡としても現れている。また、前図版の説明に記したように、これらの長石主体の巨晶部は、文象様巨晶帯部分とも言えるような組織を呈している。
d: 写真 c の下段左側壁面の近接写真。左側では大きい石英の不定形集合体が長石中に点在している（文象様）が、右側ではその巨晶部が途切れて複雑な岩相変化をしている部分に変わっている。
e: 写真 d の左半分の近接写真。アルカリ長石中に石英が散在している。
f: 写真 e に続く場所の近接写真。石英と長石の巨晶部分が中央部分には見られるが、左上方と右下方では粒度が下がり一部にミルメカイト模様（組織）（小型文象組織）がある。かつてトパーズや水晶の巨晶が産出した部分（帯）の産状は不明であるが、中沢晶洞の現存する巨晶帯全体が文象的である。

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図版 II-A の説明
a: 本図版以降は、中粒斑状黒雲母花崗岩（Gt2 相）中のペグマタイトの産状を示したものである（図版中には、多くの場合簡便のため中粒斑状黒雲母花崗岩＝中粒斑状花崗岩として黒雲母を省略して記入している）。本地域の Gt2 相中のペグマタイトは、これまでほとんど記録がなかった。新名神高速道路建設工事
によって出現した露頭と転石（玉石）が、多くの観察の機会を提供した。
本露頭は、新名神高速道路建設ルート上の者ではなく、田上・桐生集落から建設ルートに至る進入道路
沿いのものである。田上花崗岩体・中粒斑状黒雲母花崗岩中に 20~30cm 程度の岩脈状ペグマタイトが写真中央部で伸びている。
b: 写真 a 中央部の近接拡大写真。露頭全体の花崗岩の風化が進んでいるため、ぼろぼろと簡単に崩れ観察しにくい。本写真のように、溝状に大きく削られているところにペグマタイト晶洞部分が位置する。ペグマタイト晶洞部分は粘土化している部分やミアロリティック空隙の存在から回りの花崗岩よりもろくなっており、深い溝が出来ている。
c: 写真 b の中央部の近接拡大写真。
d: 写真 b の上方にある本ペグマタイト部は、中央部にある臣晶帯（晶洞部）を細粒斑状黒雲母花崗岩が挟む帯状構造を示している。
e: 以下の写真のペグマタイトは、写真 a の工事露頭とは異なる道路沿いの露頭のものである。写真 a のペグマタイトとは異なり、岩脈や岩床状の産状ではなく、いずれもレンズ状の独立した産状に見える。ただし、これらが露頭には現れていない細いペグマタイト（関連脈）を通してさらに伸びている可能性は否定できない。本写真のペグマタイトは上下方向に伸びた比較的大きいアルカリ長石質ペグマタイトである。
f: 上方がすぼんでおりさらに上に続いていた可能性もあるが、塊状ペグマタイトであろう。回りの（母岩の）中粒斑状黒雲母花崗岩との境界部を含めて層状構造は認められない。
g: 小型の独立している（塊状）ペグマタイトの写真（曲線で囲んだ範囲）。回りの（母岩の）中粒斑状黒雲母花崗岩との境界部を含めて層状構造は認められない。ミアロリティック空隙も見られる。
h: 自形アルカリ長石の集合体であることがよく分かるペグマタイト晶洞の写真。写真 f および g のペグマ
タイトと同じように、層状構造は認められない。ミアロリティック空隙が大きく広がっているように見えるが、もとはどうであったか不明である。粘土鉱物等が充填していた可能性もある。

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図版 II-C の説明
a: 新名神高速道路建設用側道沿い（平野〜牧カーブ）の全面露頭には。幅 1 cm 程度の石英脈や幅数 cm
から幅 1 m 以上までの大小の細粒斑状黒雲母花崗岩岩脈が、色々な方位で垂直方向ないしは非常に高角度で中粒斑状黒雲母花崗岩中に貫入している。本図版の露頭は、そのうちのひとつである。本写真中の２本の直線の範囲が細粒斑状黒雲母花崗岩岩脈である。岩脈の中に、一部ペグマタイト的な粗粒部分が認められる。写真 c より露頭から少し離れた場所からさらにやや斜め方向で撮影している。
b: 写真 a 中の右下の横長の長方形で囲んだ部分の近接写真。小 MME がいくつか点在している。母岩の中粒斑状黒雲母花崗岩は、斑晶が典型的な岩相ほど大きくない。。
c: 写真 b の長方形で囲んだ部分の近接写真。２本の直線で範囲が細粒斑状黒雲母花崗岩岩脈である。中央部にアルカリ長石巨晶部（晶洞部）がある。
d: 写真 c 中の長方形で囲んだ部分の拡大写真。中央に、アルカリ長石質晶洞部がある。本写真のさらに右側は、側面に面したほぼ直交方向方向の側道に面するようになっている（写真 e~g）。
e: 写真 f 中の大きい縦長の長方形で囲んだ部分の近接写真。中央部から上方にかけて小 MME が見られる
一方、その周囲のアルカリ長石斑晶は自形度がよくないが相対的に大きくかつ繋がっている。また、その下方（写真下端）には中心にミアロリティックな空隙を有するアルカリ長石質小晶洞が見られる。小規模な範囲で岩相変化が激しいことが分かる。
f: 写真 d の右側に当たる側道に面した露頭面での中粒斑状黒雲母花崗岩の岩相変化を示す写真。アルカリ長石巨晶部と小 MME を含み、複雑な岩相変化が分かる。
g: 写真 f 中の小さい横長の長方形で囲んだ部分の近接写真。ミアロリティック空隙を有するアルカリ長石
質晶洞が右下半分に見られる、回りの岩相も変化し、左上部分にもアルカリ長石集合部がある。

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図版 II-D の説明
a: 牧１丁目集落から新名神高速道路側道に至る道路（河川）の改修に伴って現れた露頭（ビニールシー
トで覆われている）。中央矢印の部分にペグマタイト晶洞がある。本露頭は、風化が著しく進んで、全体が真砂状態であった。
b: ビニールシートの隙間から長石質晶洞が顔を出している状態であり、全体に真砂状・粘土状であって、僅かな空隙部分がなければ発見できなかった可能性がある。
c: ペグマタイト部分の空隙を少し掘って広げた状態を示す写真。落ちてきた真砂が少しかぶっていることもあり、ペグマタイトの輪郭がはっきりせず、ペグマタイト的な外観もない。この後ペグマタイト部分を手でぼろぼろと崩すと、ピンク色アルカリ長石の美晶（長径５cm 大）やそれに付着するやや緑がかった白色の葉片状曹長石が出現したが、空隙の存在状態や粘土質物質の存在状態は明らかにすることが出来なかった（粘土質部分が空隙に向かって充填していた可能性がある）。掘る途中で空隙の実体に注意を払ったが、晶洞内の空隙と充填粘土部分との関係を明らかに出来なかった．
d: 写真下部にはアルカリ長石の自形結晶が集合しており晶洞部分であることがわかる。観察した限りでは、空隙部分がないように見えた。
e: 母岩の中粒斑状黒雲母花崗岩は風化のせいか肉眼的にかなり優黒質に見える状態であった。新名神道路付近の本岩は、アルカリ長石斑晶がよく目立つ特徴的な岩相を有しているが、本露頭ではアルカリ長石の斑晶にはそれほど目立つものがなく、優黒質の細粒斑状黒雲母花崗岩に近い。黒雲母が多いように見えるが、風化の状態に支配された見え方の違いかもしれない。中央部やや下方には、アルカリ長石結晶がつながっている細脈（せいぜい 1 cm 厚）が横方向に伸びている。
f: 写真 e のアルカリ長石ペグマタイト細脈の近接写真。細脈中にはアルカリ長石だけがあるのではなく、アルカリ長石結晶の隙間には回りの花崗岩部分が局所的に入り組んでいるように見える。

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図版 II-E の説明
a: 新名神高速道路の田上ジャンクション予定地付近の工事側道には、中粒斑状黒雲母花崗岩中にいくつかのペグマタイト晶洞（塊状ペグマタイト）が存在した（いずれも基本的に長石質ペグマタイト）。写真
a~d の４枚は、同一ペグマタイトの写真である。本ペグマタイトは、粗粒黒雲母花崗岩との境界部付近の中粒斑状黒雲母花崗岩中に産しているものである。写真ペグマタイト部に見られる窪みは自然に生じたように思われる。
b: 本写真は、ペグマタイト晶洞上端部を写したものである。ペグマタイトと回りの（母岩の）中粒斑状
黒雲母花崗岩との境界は不明瞭であるとともに、ペグマタイト内部の層状構造が認められないことが分かる。
c: 本写真は、写真 a 中ペグマタイトの窪み付近の近接写真である。層状構造はないが、ペグマタイト内部において、長石類が部分ごとに異なる方向に伸長しまたその集合状態が部分的に異なる内部構造の変化が認められる。
d: 写真 c 中の長方形で囲んである部分の近接写真。写真 c においても晶洞部分の複雑な組織（模様）が分
かるが、本写真はこの部分を少し掘った状態のものである。写真中央部から下方にかけてのこんもりとしたブロックには、白色葉片状の曹長石（別名、クリーブランダイト cleavelandite）が立体的な丸い形に見合うように方位を変えて集合している。曹長石葉片と葉片との間には，（黒）雲母集合体が介在している。
e: 中粒斑状黒雲母花崗岩中の別のペグマタイトの写真。晶洞（巨晶部）には、ラグビーボール状に長石類が詰まっているが、長石結晶（アルカリ長石）の向きはやや上下方向が卓越しているように見える。
f: アルカリ長石結晶の並んだペグマタイト細脈が見られる。本写真は、写真 g と h の細脈と同じく垂直方向に伸びたアルカリ長石ペグマタイト細脈を示している。ただし、写真 g と h の細は建設工事路面のものであるが、本写真は壁面露頭でのものである。
g: 本写真は、写真 f と異なり、新名神高速道路工事路面の写真である。中粒斑状黒雲母花崗岩中に細粒斑状黒雲母花崗岩脈が不規則に貫入している。写真中央部で途切れている中粒斑状黒雲母花崗岩脈先端部から、ペグマタイト細脈が右下方に向かって伸びている。同じようなペグマタイト細脈が、中粒斑状黒雲母
花崗岩岩脈の中で中央部から左上方に向かって伸びている。２本の細脈は、お互い途切れているように見える。
h: 写真 g のペグマタイト細脈の近接拡大写真。アルカリ長石結晶の集合体であることが明瞭である。写真中央部で、母岩を挟んで枝分かれしているように見える。

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図版 II-F の説明
a: 新名神高速道路の牧カーブ（図版 II-E）から金勝トンネル方向の工事路面上には、中粒斑状黒雲母花崗岩玉石が各所で集積されていた。それらの中には、ペグマタイトとそれに密接に産する MME、黒雲母
シュリーレンがたくさん見られた（写真 a~d）。本写真の玉石中には、きれいな黒雲母シュリーレンが右下方に見られるとともに、中央部左端部にもその先端部が見える。右下方の黒雲母シュリーレンには、黒雲母濃集程度の違いによる細かい層状構造が明瞭である。黒雲母シュリーレン層の下側には細粒斑状黒雲
母花崗岩層（緻密堅牢であり、アプライト的）がある。細粒斑状黒雲母花崗岩層のやや左の玉石底部には、球状の MME（黒雲母濃集レンズ）が見られる。
b: 本写真の中央部から下方に、境界と形状が不明瞭であるが、中粒斑状黒雲母花崗岩中に非常に粗粒な部分が観察される。中粒斑状黒雲母花崗岩中のペグマタイト巨晶部（晶洞）と言える。
c: 中粒斑状黒雲母花崗岩は、局所的にかなりの岩相変化を示すこと、MME を多数伴っていることが特徴である。本写真中央部に、ややいびつな形の MME が存在するとともに、その上方写真上端に径 1cm 弱の小 MME（黒雲母クロット）が観察される。写真下端中央の白い部分は、ピックハンマー木製柄の先端面（長径約 3cm）。
d: 本写真の中央から左側半にかけて上下に二つの小 MME が認められる。それらの周囲でも黒雲母の分布状態とアルカリ長石の大きさが異なる岩相変化が著しい。たとえば、中央の MME の周りはペグマタ
イト的（アルカリ長石が巨晶的）である。

e: 写真 e と f は、大戸川ダムサイト予定地（国土交通省）での大戸川河道露頭の写真である。本写真の中
粒斑状黒雲母花崗岩にはかなりの濃淡の岩相変化があるように見えるが、表面状態の違いによる見かけ上のものである。写真中央部下方には、大小二つの MME が親子のように存在している。
f: 写真 e に隣接する場所を斜め上から撮った写真。花崗岩の大きなブロックの平坦面（実際は多少の凹凸がある）を高角度で切る幅 5 cm 程度の細粒黒雲母花崗岩の岩脈が左側左端部上下方向に伸びている。非
常に堅牢緻密細粒な岩脈であるので、これまでアプライトとされてきているが、黒雲母をかなり含んでいることが明瞭である。中央部から下方に向かって球状に黒く見えている部分（MME 様に見えているが）は、
節理面が暗く写っているためである。湾曲したその左側上面に、斜め方向のためレンズ状に見えているが実際はほぼ球状の MME が存在している。

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図版 II-G の説明
a: 牧３丁目集落から渓谷に約 1km 入った大戸川の南岸に揚水発電所がある。その西側の南に伸びる谷筋を数 100 m 登って、今度は西側方向の小さな谷筋に入ると、落差約 5 m の小さな滝に出会う。以下は、この滝およびその下流側の露頭での写真である。本写真は、滝手前の川底で観察される幅 10 cm のアプ
ライト（図版 II-F と II-G）中では、岩脈が非常に堅牢緻密である上斑状組織が弱いのでこれまでの野外での呼び名にしたがっているが、実際は他の図版と同じく細粒（斑状）黒雲母花崗岩）脈と、それに接してレンズ状に取り込まれているようにも逆に貫入しているようにも見える不規則レンズ状 MME を示す。
写真下部右側には、水流に洗われている丸い MME がある。
b: 本写真は、滝までの河岸に見られる幅約 1 m のアプライト（細粒斑状黒雲母花崗岩）脈を示す。右端の切り立った面が貫入面である。
c: 中粒斑状黒雲母花崗岩中に伸びる幅 1cm 程度のアプライト（細粒斑状黒雲母花崗岩）脈の写真。
d: 中央部上下方向に伸びる幅 10 cm 程度のアプライト（細粒黒雲母花崗岩）脈の写真。その右側には、
幅 3 cm の黒雲母濃集帯に接してペグマタイト的な巨晶帯（白いアルカリ長石）が伸びている。反対側の左部分には、アプライトから漸移しているように見えるアルカリ長石斑晶の密集した巨晶帯がある。本岩脈の内部構造は、典型的な層状構造とは異なる。
e: 堅牢緻密な小アプライト岩脈に接している MME と岩脈近くに密集する MME の産状。ほぼ水平方向に伸びるアプライトの下方では、MME が密集している。その最上部では、小さい MME はアプライトに切られているように見えるが、大きい MME はアプライト脈にぴたっと接しており特異である（偶然にこのような関係になっただけかもしれないが）、
f: 川筋に沿って伸びるアプライト（細粒黒雲母花崗岩）脈。
g: 以下の写真 g~k は、滝面に沿う露頭の写真である。写真最下部の段差から上の部分が、アプライト部
分である（下面に影がついている）。ギザギザの境界面が注目される。
h: 写真 g の滝を挟んで左側にある中粒斑状黒雲母花崗岩の岩壁には、大小の MME が点在している。
i: 写真 g 中のアプライトの下端境界面の写真。下部の中粒斑状黒雲母花崗岩部分との境界が不明瞭に入り組んでいるのが分かる。
j: 写真 g 中のアプライト部分の上端境界面の写真。中粒斑状黒雲母花崗岩部分との境界は平滑に見えるが、細かい凹凸が伴っている。
k: 中粒斑状黒雲母花崗岩とアプライト細脈の境界は極めて不明瞭である。

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図版

III-A の説明

a. 白石谷鉱床廃坑内部から坑口を見た写真。坑道入口付近は大人の背丈では頭がつかえる。地面には水がたまっているが、長靴でないと歩けないほどではない。写真 b と c 以外は、坑道突き当たりの旧採掘現場の空間が広がっているその壁面露頭の写真である。
b. 坑道天井部の写真。かなり粗粒の石英—長石質な部分である。
c. 採掘部付近坑道の壁に見られるペグマタイト的部分。写真 b と同じく、長石質の中に点々と斑晶状に目立っているのは石英である。
d. 旧採掘現場壁面には、1 cm 前後の厚さの石英質と長石質の互層が発達している。ハンマーから離れた
写真右側の斑紋状の黒い部分は、苔類。互層部の右上には（写真上部右）粗粒結晶からなるペグマタイト的部分が見られる。
e. 写真 d とは異なる壁面場所での異なる互層構造。全体として石英質であり、層の違いは石英結晶の集合状態の違いによると推定される。いくつかの層で、石英結晶の配向性が見られる。すなわち、層境界にたいしてほぼ垂直に石英結晶が伸びているように見え、いわゆる櫛状組織（comb texture）に対比できる（comb layer）。このような組織は、結晶の急速成長を記録していると考えられる。
f. 写真 d の部分的拡大写真。ペグマタイト的部分には、上からの岩滓がかぶっている（特にその下部）ことに注意。
g, 写真 d・f の互層構造とほぼ同じ、石英質と長石質の部分の繰り返す縞模様である。ハンマーの柄の端のすぐ右には長石質と考えられる層が部分的に厚くなっている。長石質の層は薄いオレンジ色で、石英質の層は白色〜灰色のようである。写真中央部から下方にかけて、崩れてきた岩滓で互層構造がとぎれとぎれになっている。

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田上花崗岩体・金勝地域のペグマタイト
Pegmatite localities at the Konze area in the Tanakami granite pluton
福井龍幸 1
Tatuyuki Fukui1
金勝アルプスは、湖南アルプスと呼ばれる大津市田上山地域の北部に位置しており、鶏冠山や竜ものが見られた。（図７）同時に晶洞壁、青みがかった曹長石、少量の白雲母も見られた。

王山を中心とする地域となっている。地質としては、北部地域は古生代の付加体でチャート等、南部地域は中生代後期白亜紀の花崗岩が分布する。
このため鶏冠山の頂上は古生代の地層からなり、
竜王山山頂は中生代の花崗岩より出来ている（中野ほか , 2003）。印象として、田上花崗岩の分布
している大戸川以南の（上田上～下田上地域）のペグマタイトと比較すれば、量的には少ないように思える。今回は金勝アルプス南部地域のいくつかの花崗岩ペグマタイトの状況を紹介したい。
著者が鉱物調査を行ったペグマタイト産出地点

図１ 金勝アルプス地域での鉱物採集地点 （国土地理院 2 万 5
千分の１地形図 「瀬田」 使用）を図１（国土地理院標準地図 2 万 5 千分の一）に示す。まず A 地点の塊状ペグマタイトは鶏冠山への登り路で落ケ滝付近の物である。1m 強の球状であるが、空洞は見られず、アマゾナイトのような曹長石や美しい成長線が見られる白雲母の結晶などがあった（図 2）。またこの落ケ滝付近では白雲母に包まれた 4 ㎜ほどの緑柱石や花崗岩中に他形のものも見られた。次に B 地点（図 1）の塊状ペグマタイトは平成 18 年 2 月新名神高速道
路工事の付帯工事現場で見つけたペグマタイトである（図 3）。これは 50 ㎝ほどの中が空洞の晶洞

図２ A 地点の採取ペグマタイト試料

で煙水晶、淡青色の曹長石、肌色のカリ長石、白雲母と上部にはコルンブ石（図 4）、ユークセン石（図 5）等の希元素鉱物も見られた。最後に C地点の脈状ペグマタイト（図 6）は同じく平成 18
年 1 月新名神高速道路の本線工事中に発見したものである。当初、法面に急角度で入る石英脈を見つけ、少し掘った所、小さな晶洞から自形の水晶等が現れた。このためその脈に沿って下部を掘り進めた所、今度は脈の一部が肥大化しており、中心部には粘土が詰まりミルキー水晶（最大長径20 ㎝）等が多数含まれ、いろいろな形状をした

図３ B 地点での採取ペグマタイト試料

1. 湖国もぐらの会

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図４ B 地点でのコルンブ石試料

図６ C 地点での採取ペグマタイト試料

図５ B 地点でのユークセン石試料

図７ C 地点での水晶試料

引用文献
中野聰志・川辺孝幸・原山智・水野清秀・高木

哲一・小村良二・木村克己（2003）水口地域の地質．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，83p.

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田上ペグマタイト産水晶のカソードルミネッセンス
Cathodoluminescence of quartz single crystals from Tanakami pegmatite
大井修吾 1・松本義弘 1
Shugo Ohi1 and Yoshihiro Matsumoto1

はじめに水晶は産地ごとに成長の違いがあり、環境変化に伴って結晶形態は変化する。そのため水晶の外形だけではなく成長縞を観察することで、各成長段階における外形を理解することができる。ペグ
マタイト中の水晶は一般的に、r 面（101）、z 面(011) 及 び m 面（100） に 囲 ま れ て い る（ 図 1）。
長瀬ほか (2012) は様々な産地の水晶を観察することで、面の成長速度が産地により異なることを見出し、滋賀県田上山については m 面（柱面）の成長が r 面や z 面（菱面体面）に比べて極端に遅いタイプと記載した。また当地域では希にξ面 (112)を持つ煙水晶も山田 (1981) により発見された。

図１ 低温型水晶の外形

試料、B：破断面が r 面又は z 面と平行に近い試料、ほとんどの水晶は晶洞壁より成長するため一方

C：破断面が c 軸と垂直に近く複数の錐面が観察

向に錐を持つが、稀に両方向に成長した両錐型水できる試料、D：破断面が c 軸と平行に近い試料晶が採取される。一般的に田上地域のペグマタイの 4 種類にタイプを分けて比較した（図 2）。また、

トに産する両錐型水晶は、一方向に成長した後に全体像が同一の視野で一度に見られるという利点

破断し、破断面から成長して両錐型になったもの

から、大きな結晶ではなく比較的小さな結晶を観がほとんどであると考えられている。また田上山

察試料として用いた。A の試料は晶洞から生えてで採取できる水晶の中には、途中で成長が止まいる段階で両錐型に成長していないことを確認す

り、両錐型にならなかったと思われるものも存在

るために観察した。また、B、C、D については水する。それらの水晶はそれぞれ異なった方向で破晶の主要な面である菱面体面または柱面に対する断された後に成長しており、それぞれに異なった

破断面に着目してタイプ分けをした。それぞれの外形を示している。

試料を c 軸と平行になるように切り出し、厚さ

そこで本研究は田上山で採取された水晶の破断

1mm 程度の薄片にして観察した。また D について

面の方向と成長面の関係を調べることを目的とは、c 軸と垂直になるように切り出した薄片も観し、破断面から成長する際の成長縞を観察した。

察した。D の c 軸に平行に切り出した試料と垂直に切り出した試料は同じタイプの異なる単結晶で

観察試料

ある。
試料に関しては河野俊夫氏に提供していただい観察する試料は細粒黒雲母花崗岩相中の小ペグた。また採取できるほとんどの水晶は A タイプにマタイト（河野ほか、2008）から採取した水晶を属するもので、B-D は全体の約 5％程度であると用いた。本研究では A: 晶洞壁の一部が付着したいう情報も提供していただいた。

1. 滋賀大学教育学部

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観察手法

結果

観察は、滋賀大学教育学部に設置の走査型電子

A: 晶洞から直接採取した試料

顕微鏡（JEOL JXA 8230）と分光型カソードル

実体顕微鏡観察では、m 面、r 面及び z 面から

ミネッセンスシステム（XM-Z10009 TMCL）をなる直径約 3mm、長さ約 5mm、先端部分は透用い、カソードルミネッセンス（CL）像を観察

明で根本部分は白色がかった結晶であった。晶洞した。加速電圧は 15kV、照射電流は 1nA で、全壁を伴っており、1 方向のみに錐が観察できた。

波長域のルミネッセンスを検出して発光強度を測偏光顕微鏡オープンニコル下において晶洞壁部は定した。

多数のひびが入っているのに対し水晶部にはほと

CL とは電子線等を物質に照射することで得らんどなかった。またクロスニコル下において晶洞れる発光現象のことである。CL は物質中の不純壁部は波動消光を示すのに対し水晶部は同時に消物元素、結晶内部の構造欠陥等が要因となり、他光した。晶洞壁部と水晶部の消光位はほとんど同の手法では困難な物質中の格子欠陥や微量な不純じであった。水晶部にはところどころ、面状に配物元素を CL によって検出できる（奥村 ; 2005）。

列された流体包有物が観察できた。m 面、r 面及同時期に成長する際の格子欠陥や微量な不純物元

び z 面とは平行ではない面状に配列されているた素の密度は同程度であるため、CL 像を観察する

め、これは成長時に包有された流体ではなく、成ことで木の年輪のような同時間面を観察すること

長後に形成されたクラックの修復時に取り込んだができる。本研究では CL 像を観察することで、

2 次流体の包有物と思われる。

破断面から成長する際の成長縞を観察した。

CL 像観察から、菱面体面が結晶の一端にしか図 2 水晶の実体顕微鏡写真とスケッチ。 (a) 晶洞から直接採取した水晶 A の実体顕微鏡写真 (b) 破断面が r 面又は z 面と平行に近い水晶 B の実体顕微鏡写真 (c) 破断面が c 軸と垂直に近い水晶 C の実体顕微鏡写真 (d) 破断面が c 軸と平行に近い水晶 D の実体顕微鏡
写真 (e) 水晶 D の模式図。 複数の貝殻状断口で構成されているように見え、 点線は貝殻状断口の境界を示す。

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存在せず、晶洞壁から 1 方向の成長が観察されい方向に図 3b の白い実線のように輝度が不連続た。同一時間面で比較すると菱面体面である r 面となる境界が観察できた。これは、破断した痕跡

や z 面の成長縞が顕著であり厚いのに対し、側面であると思われる。菱面体面の成長縞は両方向にの m 面の成長縞は非常に薄く外縁部の限られた観察できるが、片側は中心から連続的であるのに範囲でしか観察できなかった。また、2 次流体の対し、もう一方は外縁部付近のみであった。成長包有物が配列された面の CL 発光の強度は他と比縞が中心から連続的に変化する成長分域には図較して弱かった。

3b の点線を境界として強く発光する領域と、弱く発光する領域が存在した。Götte et al. (2011)

B: 破断面が r 面又は z 面と平行に近い試料

や Jourdan et al. (2009) は CL 観察において r 面

実体顕微鏡観察では、m 面、r 面及び z 面からと z 面の間にセクターゾーニングを観察しておなる直径約 6mm、長さ約 13mm の結晶であった。

り、本研究における観察も同様に r 面と z 面の成B タイプの水晶の一端は、陵面体面である r 面や長分域の違いにより CL 強度のセクターゾーニンz 面はそれぞれほぼ同じ大きさであったが、他端グであると考えられる。A の試料同様に菱面体面

は 1 面が他の 5 面と比較して顕著に大きい菱面体である r 面や z 面の成長縞が顕著であるのに対し、面であった。A と同様ところどころ面状に配列さ側面の m 面には成長縞が外縁部の限られた範囲

れた 2 次流体の包有物があり、クラックが修復さでしか観察できなかった。また最外縁部の CL 発れる様子が観察できた。

光が顕著に強かった。

CL 像から、顕著に大きい菱面体面に平行に近

図 3 水晶の CL 像。 (a) c 軸と平行に切り出した水晶 A の CL 像 (b) c 軸と平行に切り出した水晶 B の CL 像。 破断面を白い実線で、 成長分域の境界を点線で描いた (c) c 軸と平行に切り出した水晶 C の CL 像 (d) c 軸と平行に切り出した水晶 D の CL 像 (e) c 軸と垂直に平行に切り出した水晶 D の CL 像。 白い点線で囲まれた領域から、 破断後の結晶成長の様子が観察できる。 (d) の写真とは別個体である (f) c
軸と垂直に平行に切り出した水晶 D のオープンニコル像 (g) 柱面の一部が他結晶の表面に付着し両錐型を示す水晶 E の CL 像。

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C; 破断面が c 軸と垂直に近い試料

縁部を形成する際の結晶成長の環境に由来する個

実体顕微鏡観察では、m 面、r 面及び z 面から体差であると考えられる。

なる直径約 7mm の結晶であった。一般的な水晶考察に見られるような錐は一方向のみで、逆方向には複数の小さな錐が観察できた。A、B と同様ところどころ面状に配列された 2 次流体の包有物があり、クラックが修復される様子が観察できた。

晶洞からの成長本研究で観察した A、B、C、D の CL 像からCL 像では c 軸方向に垂直に近い方向に B と同は共通して、m 面の成長縞があまり観察できな様に破断した痕跡が観察できた。実体顕微鏡の観かった。長瀬ほか (2012) は滋賀県田上山で産出

察で複数の錐が観察されたように、CL 像においする水晶は、m 面の成長が r 面や z 面に比べてても r 面及び z 面の菱面体面からなる複数の錐の極端に遅いタイプと記載しており、本研究の CL

成長縞が観察できた。また破断しておらず１つの観察と一致する。これは晶洞内の環境の変化等に錐からなる領域では、B の水晶と同様に菱面体面より水晶の径が太くなることはあるが、ほとんどの成長縞が連続的に変化しており、r 面と z 面のの場合は晶洞内では c 軸方向にのみ成長し水晶は成長分域の違いによりセクターゾーニングを観察

太くならないことを意味する。

することができた。m 面の成長縞はほとんど観察できなかった。

A の試料の偏光顕微鏡観察から晶洞壁と晶洞の水晶（石英）の結晶方位は同じであった。これは晶洞壁の石英から直接水晶が成長していることを意味する。田上山のように m 面があまり成長

D; 破断面が c 軸と平行に近い試料
実体顕微鏡観察から D の試料は長さ約 15mm、しないタイプのペグマタイトの場合、晶洞壁から

幅約 5mm、厚さ約 2mm の結晶で、破断されて石英から成長を始めた時点で水晶の太さがほとん

いない面は m 面、r 面及び z 面からなっていた。

ど決定されているため、晶洞内の水晶の太さは基

破断面は複数の貝殻状断口が再成長により修復さとなる晶洞壁の石英の大きさに依存することが予れたような形状をしており（図 2d、e）、それぞ想される。

れの修復跡には条線が顕著であった。条線は c 軸と垂直方向のものが多く、まれに c 軸と垂直方向破断からの修復
A、B、C に比較して、D の試料はクラックのではないものも観察できた。
偏光顕微鏡観察において、A、B、C の試料は修復に由来する 2 次流体の包有物が多く、また、ところどころ面状に配列された 2 次流体の包有物

まだ修復されていないクラックも残っていた。こがあり、クラックが回復する様子が観察できたが、れは B、C の試料の破断面に比べ、D の試料の破D の薄片は他の試料に比べて流体包有物が至る所

断面が形成される際の衝撃が強かったためであるに存在した（図 3f）。

と考えられる。B、C は柱状の水晶が折れるか晶

B、C の試料同様、c 軸に平行な薄片の CL 像

洞壁からはがれることにより破断面が形成されるから菱面体面の成長縞が見られ、複数の錐が 1 つのに対し、D は伸長方向に沿って割れるような強になる様子も観察できた。最外縁部の CL の発光

い衝撃を必要とするためにこのような結果になっ強度について、c 軸に平行な薄片の場合は B と同たのだと思われる。また B、C の流体包有物分布様に顕著に強くなったが、c 軸に垂直な薄片の場

は A と大きな差が見られなかった。そのため B、合はその様子が観察できなかった。C も最外縁部

C は破断前に２次流体を包有していた可能性があの発光強度が強くなる現象は観察されておらず、る。また、B、C の流体包有物が破断時に形成さ最外縁部の CL の発光強度が顕著に明るくなる現れたクラックの修復跡であったとしても、破断時

象は、破断面方向に由来するものではなく、最外の衝撃は D と比較して小さくクラック自体も小

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結論さかったと思われる。
破断面からの成長跡は B、C、D 共通して CL 発

本研究は破断面の方向に着目して、田上ペグ

光強度が周囲と比較して弱かった。また、A、B、

マタイト産水晶の成長過程について検討した。晶C の 2 次流体が面状に包有されているクラック修洞壁が付着した水晶の観察から、晶洞壁の石英の復跡の CL 発光強度も同様に周囲と比較して弱か結晶の上に水晶が成長する様子が観察され、破断った。これらのことから田上ペグマタイトの場合前から両錐型となることはなく、破断面の修復には、m 面、r 面及び z 面以外のラフな面からの成より両錐型の水晶が形成される様子が観察でき

長跡は CL 発光強度が弱くなると考えられる。Dた。田上ペグマタイトでは破断面の修復は主に菱の c 軸に垂直な薄片中の中心付近の CL 発光強度

面体面の成長によるものであり、c 軸と平行の破が弱い模様（図 3e）も、破断の衝撃により形成さ断面を持つ場合は六角柱状の両錐型水晶へと成長れた多数のクラックの修復跡であると考えられる。

することは困難であることが分かった。破断面の

図 3e 点線で囲まれた領域では、CL 発光強度

方位により複数の錐が形成され、それが一つの錐が弱い模様よりも外縁部に成長縞が観察できる。

となり、両錐型の水晶になると考えられる。

したがってこの成長縞は破断された後に形成され本研究では田上ペグマタイト中に産する破断たものと考えられる。図 2d に見られる条線及び面の方向の異なる 1 ～ 2cm の大きさの水晶に着図３e 点線部の成長縞は、共通して破断後の成長

目し、破断面の方位と成長速度の違いについて考及び菱面体面又は柱面の成長により形成された組えた。田上ペグマタイトでは水晶の柱面はあまり織である。本研究の観察からは２つの組織が柱面成長しないが、産地により菱面体面と柱面の成長及び菱面体面のどちら面の成長によるものである

速度は異なる。またそれに従い破断面の方位と成か判断できなかった。いずれの面による成長であ

長速度の関係も田上ペグマタイトとは異なるはず

るにしても D に分類される全て個体（5 個）におである。

いて破断面はきれいな一つの面として成長してお大きさの異なる水晶の成長を考える場合はまらず、少なくとも m 面があまり成長しないタイ

た、今回とは異なるメカニズムで水晶の成長を議プである田上ペグマタイトにおいて、D のタイプ

論する必要があると思われるが、破断面の方位との破断面を持つ結晶から六角柱状の両錐型水晶へ成長速度の関係という視点で水晶の成長を見直すと成長することは困難であると考えられる。

ことで新たな知見が得られると思われる。

B、C、D の c 軸 に 平 行 な 薄 片 の CL 像 か ら、

本研究の試料中には存在しなかったが、他結晶すべてのタイプに共通して主に菱面体面により破に付着して成長した場合など破断を経験せずに両断面が成長したと考えられる。そのために破断面錐型の水晶になる試料が存在する可能性もある。

が菱面体面と平行に近い B の試料は複数の錐面水晶の外形からどのようなことを経験してきたのを形成せずに成長したのに対し、C、D は複数のかを想像しつつ水晶の採取を行うことも、新たな錐面を形成していたと考えられる。

発見につながるかもしれない。

水晶は一般的に c 面を持つことはないため、c

謝辞

軸に垂直な破断面から成長する場合は複数の錐を形成した後に 1 つの錐になり、両錐型の水晶になると考えられる。本研究で観察した C の試料は、分析試料について、河野俊夫先生（元滋賀県立両錐型の水晶へと成長する途中段階であったと考

草津東高等学校教諭）に提供していただいた。こえられる。

こに記してお礼を申し上げる。

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引用文献
Götte, T., Ramseyer, K., Koch-Müller, M. andMullis, J. (2011): Cathodoluminescence
properties and trace element signatureof hydrothermal quartz: A fingerprint ofgrowth dynamics. Amer. Mineral., 96, 802813.
Jourdan, A.-L., Vennemann, T.W., Mullis,J., Ramseyer, K. and Spiers, C.J. (2009):
Evidence of growth and sector zoning inhydrothermal quartz from Alpine veins.
Euro. J. Mineral., 21, 219-231.
河野俊夫・中野聰志・下林典正 (2008): 滋賀県・
田上花崗岩体小ペグマタイト産のマントル長石の形成過程 . 地質雑，114，435-446.
長瀬敏郎・栗林貴弘・山田亮一・門馬綱一 (2012)
カソードルミネッセンス像による水晶の成長履
歴の解析，日本鉱物科学会 2012 年年会，R216.
奥村輔 (2005): 石英のカソードルミネッセンスおよびその地球科学への応用 . 岡山理科大学自然科学研究所報告 , 31, 27-41.
山田滋夫 (1981)

滋賀県田ノ上山産希有なξ面をもつ煙水晶．地学研究，32，37-39．

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田上ペグマタイト帯状構造における黒雲母の組成変化
Compositional variation of biotite through internal zonesof the Tanakami pegmatite
花田遥平 1Youhei Hanada 1

はじめに
田上ペグマタイトからは、新鉱物“益富雲母”象にした解析以外、そのような研究例がない。

をはじめとして数多くの産出鉱物が知られている（長島・長島 , 1960；中野，2013；本報告書）。し岩石試料

かし、その鉱物学的解析は、長石とジルコン以外
ほとんどない状態である。ペグマタイトの主要今回対象とした河野俊夫氏発見による小ペグマ

鉱物の一つである雲母類についても、例外では

タイト岩脈の産状の概要は次の通りである（図ない。一方，母岩である田上花崗岩中とそこに１）。図１a にはペグマタイト岩脈の露頭写真が、点在する苦鉄質細粒包有岩（通称 MME = mafic

図１b には図１a ペグマタイト岩脈の内部の帯状

microgranular enclave）中の黒雲母の化学組成区分を示したスケッチ図が、図１c には図１a 中については、それらの化学組成が既に公表されてのペグマタイト巨晶部を中心にした拡大写真が示いる（中野，2013；中野ほか，2013）．そこで，されている。露頭では、ペグマタイト岩脈下側（写本報告では，田上ペグマタイト中の黒雲母の化学

真右下側：以下、ペグマタイト下盤）でもペグマ

組成について予報的にその概要を報告する。本来

タイト岩脈上側（写真左上側：以下、ペグマタイ

黒雲母の組成変化を研究するためには、その組成ト上盤）でも、母岩から細粒帯→巨晶帯への岩相式の検討が必須であるが、そのためには Fe の２

変化あるいは巨晶帯→細粒帯から母岩への岩相変価・３価問題（Borodina et al., 1999）や複合置化が明瞭である（図１b）。母岩との両端境界部換の問題をはじめとする多種の構成元素におけるに黒雲母が濃集した明瞭な層状（帯状）部分は見

複雑な結晶化学的な検討が必要である（Rieder

られないが、ところどころ局所的に黒雲母が濃集

et al., 1999；Fleet, 2003 ほか）。田上ペグマタイ

している部分がある（図１b）。

ト黒雲母についても、そのような検討を既に一部

現在の露頭壁面の巨晶帯部（図１c）にはほと行っている（花田ほか，2011）が、本稿では、予んど空隙がなく自形の結晶もないが、発見当時は報的に化学組成の分析結果のみを提示する。

図 1 の巻尺本体左下の部分の内側に晶洞が残って分析試料については、本報告書でも記述されおり、自形の長石・水晶が残っていたとのことでている田上ペグマタイト岩脈内部の帯状構造に注ある（河野俊夫氏，私信）。また、その晶洞があ目して採取した。ペグマタイトの帯状構造に基づったまわりには明瞭な文象帯があったということいた鉱物分析は，特に長石類に関して、既に国外である。この巨晶帯は石英、長石からなっており、のペグマタイトについては詳しく研究されており

黒雲母の巨晶は見られない。3 ～ 5cm ほどにも（Černý, 1994；London, 2008；ほか）、雲母類になる大きな石英の巨晶が、巨晶帯の中心付近に並ついても研究例がある（Roda et al., 2006）。しか列している。現在の露頭で観察できる巨晶帯の中し、筆者が知る限り、国内においては本報告書中

心の位置は、下盤から 2 分の１～ 3 分の 2 の距離の牧野ほか論文中の文象組織（石英と長石）を対あたりである（図１）。ペグマタイト岩石試料は、

1 滋賀県立膳所高等学校

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a

c

ペ

グ

マ

タ

イ

ト

ペ
グ
マ
タ
イ
ト
岩
脈

岩

脈

b

図１ペグマタイト岩脈。

巨晶帯

a は全体写真、 b は a のスケッチ図、 c は巨晶帯部の拡大写真

下盤と上盤から採取したが、黒雲母解析試料としした。図 4b に、図 4a の各チップを通した帯状て上記 2 試料を帯状構造にしたがってさらに細かの内部岩相変化を示した。このペグマタイト上盤

く切断し薄片製作用試料を作成した。以下は、細試料切断面では、露頭での細粒帯のなかに（母岩

断した下盤試料（図 2・3）と上盤試料（図 4）の→）細粒斑状（相）帯→黒雲母濃集細粒帯（部分概要である。

的）→細粒帯→文象帯（→巨晶帯）というさらに
細かい帯状の岩相変化が認められた（図 4b）。

下盤試料

分析方法

今回採取した下盤試料においては、露頭での細粒帯（図 1b）のなかに、薄い黒雲母濃集層が挟まっていることが識別された（図 2）。この岩

滋賀大学教育学部設置の日本電子（株）JEOL-

石試料を図 3a のように切断し、さらに図 3b のJXA8300 タイプの微小電子線分析装置（Electron

ように細断し、それぞれの切断チップから岩石薄Micro Probe Analyser = EMPA） を 用 い て、 上片を作成した。図 3c には、図 3b の各チップを通記製作薄片中の黒雲母の化学組成を求めた。分析した本ペグマタイト下盤での帯状構造のスケッチ

条件は、加速電圧 15kv、プロベ電流 2.00 × 10-を示した。この本切断面では、下から母岩→細8粒帯→黒雲母濃集細粒帯→細粒斑状（相）帯（I）

は全て 2 価として算出した。F 以外の元素につい→細粒帯→細粒斑状（相）帯（II）→文象帯→巨ては測定時間をピーク波長位置 10 sec、バックグ

晶帯（巨晶部はわずかな一部しかついていない）

ラウンド波長位置 5 sec であるが、F の測定時間の帯状構造が識別できた（図 2c）。主として長石、はピーク位置 60 sec、バックグラウンド位置 30

石英からなる文象帯では、黒雲母が不規則に散在

sec に設定して行った。補正は、ZAF 法に従った。

している。斑状帯の斑晶（相対的）はアルカリ長

標準試料は、すべて JEOL 製を使用している。

石である。図 2 の写真および岩相区分は、図 1 の露頭での上下関係と一致している。

A、プロベビーム径 5 μ m である。測定の際、鉄下盤については母岩横の細粒帯、黒雲母濃集部
分から文象帯までの細粒帯、文象帯の各薄片中の黒雲母を、上盤については母岩、細粒帯、文象帯

上盤試料の各薄片中の黒雲母を、それぞれ分析した。下盤

今回採取した上盤試料の切断チップ面の写真が、図 4a である。写真の下部が、ペグマタイト

試料の薄片は図 3 に、上盤試料の薄片は図 4 に示した各チップのものである。

の上側にあたる。すなわち、図 4 では露頭写真と上下が反対になっているので、以下に記す帯状区
分は、図 1 における上部からの順番になる。図4a の連続チップから組成分析用岩石薄片を制作

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ab

図 2 下盤試料。 a は全体写真 （白線に沿って切断し図３に示す岩石チップを作成）、 b は細分した岩相を示した a のスケッチ図

a

a

b
c

図 3 下盤試料 （図 2） の切断試料。 a は試料写真、 b はさらに細分した薄片製作用岩石チップ、 c は細分した岩相を示した a, b の
スケッチ図

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図 4 上盤試料。 a は切断した試料写真、 b は細分した岩相を示した a のスケッチ図

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表 1 下盤 ・ 上盤各帯中の黒雲母組成 （平均値）

a

細粒帯→黒雲母濃集細粒帯→細粒斑状（相）帯（I）の順に FeO 量は増加、MgO 量は減少していく（図5a）。しかし、それより内側では、巨晶帯に接する文象帯の黒雲母ではなく細粒帯の黒雲母においてもっとも FeO が多く MgO が少ないという帯状構造の順番に沿わない結果である。表 1 および
図５(a) における細粒帯黒雲母データは、細粒斑状（相）帯（II）の両側２帯のデータを併せた平均値であり今後の分離が必要であるが、いずれにb

せよその外側２帯と内側の 3 帯中の黒雲母組成や
田上あるいは野洲花崗岩体中の一部の岩相中のものを除く一般的な黒雲母組成（MgO 1 wt% 以上）に比較して MgO が少ない（1 wt％以下）という大きな特徴を示しており、田上岩体 Gt1 中黒雲
母組成に対応する（後述）。
上盤に関しては、母岩から内側に細粒帯までの黒雲母には大きな組成変化は見られず、ほとんど

図 5 下盤および上盤の各帯中黒雲母の FeO-MgO 相関図。 a は下盤、 b は上盤、 データは表１に基づく各帯における平均値

一定の FeO-MgO 比である（図 5b）。この結果は下盤側の黒雲母組成変化とはまったく異なり、一般に認められているペグマタイト岩脈内の下盤
一上盤の非対称性を示す一例である。図 5a にお

結果とまとめいて、巨晶部に接する文象帯の黒雲母は相対的に下 盤、 上 盤 試 料 に お け る 各 帯 の 黒 雲 母 化 学

FeO が多く MgO が少ないが、下盤側の内側 3 帯

組 成 の 平 均 値 を 表 1 に 示 す。 雲 母 族 鉱 物 の 一の黒雲母ほどではなく、花崗岩体中の一般的黒雲

般 式 は、I{M3-x □ x} T4 O10 A2 (0 ≦ x ≦ 1) (I ( 層母組成変化範囲にほぼ収まる。

+

席 )： K, Na , Ca , Ba , Rb , Cs , NH4 ,今回報告した田上ペグマタイトの帯状構造にお2+

H3O , Sr , □ ( 空孔 ) ； M( 八面体席 )：Li , Fe ,ける黒雲母の FeO-MgO 変化を、琵琶湖南部周辺

Fe , Mg , Mn , Mn , Zn , Co , Ni , Cu ,の各花崗岩体を通しての黒雲母化学組成の FeO-

Al3+, Cr3+, V5+, Ti4+, □ ( 空 孔 )； T ( 四 面 体 席 )：MgO 図上の変化経路（信楽花崗岩体→田上・鈴Be ,Al ,B ,Fe ,Si ； A (OH 基、ハロゲンイオ

鹿花崗岩体→野洲花崗岩体）（中野ほか，2013）

ン な ど の 席 )：Cl ,F ,OH ,O ,S ) で 表 わ さ れ るおよび田上花崗岩体内の岩相変化を通しての黒（Rieder et al., 1999, Fleet, 2003）。黒雲母（—金雲母化学組成の FeO-MgO 変化経路と比較する雲母）を含む雲母族鉱物にはこのような多種元素と、下盤側外側 3 帯と上盤側全帯の黒雲母組成は、による複雑な固溶関係が存在するので、「はじめおおよそ前者および後者の田上花崗岩体内でのに」で言及したように黒雲母の組成変化を検討す

MME → Gt3 相（中〜粗粒黒雲母花崗岩：主岩相）

る場合組成式の構築が重要である。本稿では、琵

→ Gt2 相（中〜粗粒斑状黒雲母花崗岩）におけ琶湖周辺花崗岩体中の黒雲母組成との単純比較のる変化経路とほぼ重なっているとみなせる。

+

間

+

2+

2+

2+

+

+

2+

3+

2+

+

2+

3+

3+

2+

3+

3+

2+

2+

2+

2+

4+

-

-

-

2-

2-

観点から、表１の分析値を FeO-MgO 相関図（図一方、上記で述べた下盤側内側 3 帯の黒雲母
組成は、中野ほか（2013）の第 13 図（FeO-MgO5）にプロットして組成変化を検討した。
今回の試料の下盤の分析結果では、ペグマタイ

図）に示されている田上花崗岩体黒雲母では特異トの母岩境界から巨晶部（帯）に向かうにつれて、な領域にプロットされている Gt1 相中の黒雲母

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組成と重なり、前述した一般的な花崗岩黒雲母組族には多様な組成変化が存在する。田上ペグマタ

成変化経路からややはずれた経路上に位置するとイトのみならず、他の国内ペグマタイトにおいてみなせる。田上花崗岩体中の Gt1 相（ペグマタ

も、そのようなパースペクティブな視点が重要で

イト岩相を含む広義の細粒斑状黒雲母花崗岩）中ある。

の黒雲母の FeO 量が Gt2 相中の黒雲母とほぼ同じ（30-34 wt%）にもかかわらず MgO 量が少な謝辞

い（1 wt% 以下）。なお、解析された Gt1 相岩脈
は、直接の産状としてはペグマタイトと関係して本稿は、滋賀大学教育学部卒業論文の内容を予いないアプライト岩脈である（中野，2013）。同

報的にまとめたものである。河野俊夫氏には、研じく中野ほか（2013）中の第 14 図に示されてい究対象の露頭を教えていただき一部の試料をいたる野洲花崗岩体中の黒雲母は、他の花崗岩体中のだいただけでなく、多くのご教示と助言をいただ

ものに比べやや MgO に乏しい傾向にあり、一部いた。大橋義也氏には、EMPA の使用法を始めは田上花崗岩体中の Gt1 相中および今回のペグとして、多方面にわたるご協力と助言をいただき、

マタイト下盤側内側 3 帯中の黒雲母と組成的に重真庭香奈恵氏と末福歩生氏には野外調査に協力しなる。野洲花崗岩体は小岩体ではあるが、その岩ていただいた。これらの方々にお礼を申し上げま

体中に含まれている黒雲母は、岩体中にペグマタす。

イトが多く含まれているとともに細粒〜細粒斑状

引用文献の天井相が広く分布している（周琵琶湖花崗岩団体研究グループ，2005）ことから、田上花崗岩体
中のペグマタイト相を含む Gt1 相中の黒雲母にBorodina, N.S., Fershtater, G.B., and Votyakov
A.L. (1999): The oxidation ratio of iron in

相当するものと考えられる。
以上の比較結果は、田上花崗岩体 Gt1 相のな

coexisting biotite and hornblende from

かでの詳しい岩相対比およびそのなかでのペグマ

granitic and metamorphic rocks: the role of P,

タイト内部の帯状区分に基づいたさらなる黒雲母

T and f(O2). Can. Mineral., 37, 1423-1429.

組成の解析が必要であることを示している。そのČerný, P. (1994) Evolution of feldspars in

ような今後の田上ペグマタイト雲母（黒雲母）研granitic pegmatites. In Feldspars and their

究においては、各元素相互の正確な固溶関係を調reactions (Parsons, I. Ed.). pp. 650, NATO

べるための組成式の正確な決定がその前提にな

ASI Series C, 421, Kluwer Academicる（花田，2011）。黒雲母においては、Fe-Mg のPublishers, Dordrecht, 501-540.

固溶関係が主ではあるが、Mn の挙動（立川・藤Fleet, M.E. (2003): Rock Forming Minerals

本，1967）を含む Al, K などの主成分での複合置

Volume 3A Micas second edition. The

換（Fleet, 2003）やペグマタイトの成因に重要なGeological Society, London, 780pp.

役割を有する揮発性成分 F の置換関係（Rebbert

Forster, H.-J., Tischendorf, G., Rhede, D.,et al., 1995；London, 2008 ほか）、また今回分析

Naumann, R., Gottesmann, B., Lange, W.

されていない Li の置換（Roda et al., 2006）など、(2005): Cs-rich lithium micas and Mn-rich

組成変化の様相は多岐にわたる。その点において、

lithian siderophyllite in miarolitic NYF

今回のペグマタイト黒雲母中の F 含有量が多い

pegmatites of the Konigshain granite,

ことが注目される。なお、田上ペグマタイト中にLausitz, Germany. N. Jb. Mineral. Abh., 182,

おいても、黒雲母に限らず、白雲母、チンワルド

81-93.

雲母（zinnwaldite）、鉄リチア雲母、益富雲母な花田 遥平・木股三善・西田憲正・清水雅浩・越どの多種の雲母鉱物が知られているように、雲母

後拓也・中野聰志（2011）EMPA 分析を用い

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た黒雲母の化学組成式 : 結晶化学と成因的意
義．地球惑星科学連合 2011 年度学術大会（幕張），講演要旨 SCG067-P09．
London D. (2008) Pegmatites. Canad. Mineral.,Special Publication 10, 347pp.
長島乙吉・長島弘三 (1960)

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島乙吉先生祝賀記念事業会 , 京都 , 436pp.
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110

琵博研報

2021 No.33

田上ペグマタイト長石の色と微細組織
Colors and microtexrures of alkali feldspars from the Tanakami pegmatite
中野聰志 1
Satoshi Nakano 1

はじめによる青色とパッチ状曹長石のマイクロポア要因の長石鉱物（長石族（group））は、地殻構成鉱

白色との混合から説明できることを示した。本稿

物の約６割を占める重要な鉱物であり、その中にでは、Nakano and Makino (2010) および河野ほ

いくつかの系列（series）があり、その固溶体系

か（2008）の研究を受けて、長石の色変化とその列の中に個々の長石種（species）があるが、化要因の観点から、田上ペグマタイト産の淡青色曹

学組成と結晶構造から、その系列や種が分類され長石とカラー・マントル組織について調べた結果ている。長石族は、大きくは斜長石系列（曹長石を予察的に報告する。なお、田上ペグマタイト中—灰長石の固溶体）とアルカリ長石系列（正長石—の長石については、古く、中司（1945）が主たる曹長石）に分かれ、アルカリ長石系列では、サニ

鉱物種の違いよる晶洞タイプ別に肉眼的にわかる

ディン・アノーソクレースや正長石など、斜長石

アルカリ長石の双晶様式の産状を記録している。

系列では曹長石〜灰長石などの長石種が区別されている（中野 , 2019）*。

曹長石の産状花崗岩中の長石類についてはきわめて多くの研究が行われてきており（Deer et al., 2001）、日本

曹長石についてにおいても多くの研究が行われてきている（橋本

曹長石は、斜長石系列ではもっとも Na に富む

ほか , 2005；中野ほか , 2013）。一方、ペグマタ

長石であり、純粋な曹長石は NaAlSi3O8（略号はイト中の長石類についても研究が進められてきAb）である。天然の斜長石には一般的に少量のた（Černý, 1985, 1994; Lee and Parsons, 2015）

K イオンが含まれているが、曹長石はカリ長石が、日本ではこれまで野洲花崗岩ペグマタイト（KAlSi3O8: 略号は Or、鉱物名としてはサニディ

長 石（Nakano et al., 2001） と 田 上 ペ グ マ タ イン・正長石・微斜長石）との固溶体系列（アルカト長石（河野ほか , 2008；Nakano and Makino,

リ長石系列）の端成分でもある *。天延の Ab-Or

2010）の研究などがあるほかは非常に少ない。

系 列 の 長 石 は 大 な り 小 な り Ca 成 分（An 成 分

Nakano et al. (2001) は、無色透明な月長石部分=CaAl2Si2O8=anorthite の略号）を含むので、曹と共存するピンク色不透明なアルカリ長石部分の長石の組成は正確には Ab-Or-An 系として表され微細組織とその成因の違いを明らかにした。河野る。ちなみに、花崗岩分類においては、Ab 成分

ほか（2008）は、田上ミアロリティック小ペグマ

90mol% 以上の曹長石はアルカリ長石として扱わ

タイト中の白色不透明なコア部分とそれを包む無れている（Le Maitre, 2002）*。

色透明なマントル長石部分とからなるカラー・マ
ントル長石を調べ、対応する微細組織とそのでき方の違いを明らかにした。一方、Nakano and
Makino (2010) は、田上ペグマタイト中のアマゾナイト（天河石）を調べ、その淡青色がパーサイ
ト組織を構成する正長石〜微斜長石の Pb 要因に＊高校〜大学教科書 ・ 岩石専門書のほとんどにおいて、 花
崗岩中の長石鉱物について斜長石と 「カリ長石」 とが並列で書かれている。 しかし、 上記のことから系列名として、 「カリ長石」 は 『アルカリ長石』 としなければばらない。 また、花崗岩中の個々の鉱物記載においてもほとんどが慣習的に「カリ長石」 となっているが、 その実体は曹長石成分を 20
mol% 前後含む 『アルカリ長石』 である。

1 滋賀県立琵琶湖博物館・特別研究員

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琵博研報

2021 No.33

ペグマタイト曹長石：クリーブランダイト
花崗岩中における斜長石はほとんどすべて累帯し た（ 並 ん だ ） 特 異 な 産 状 を 示 し て い る。 こ

構造を示しており、その大部分の組成は中性長石の よ う な 曹 長 石 は、 通 称 ク リ ー ブ ラ ン ダ イ ト〜曹灰長石であり、曹長石部分は少ない（二次的（cleavelandite） と 呼 ば れ て い る（Cleaveland

な熱水変質反応部分として一部存在）。一方、花という人名に由来）が、これは正式な長石種名崗岩質ペグマタイトにおいて、曹長石は、石英及ではない。田上ペグマタイト場合も、ほとんどがびアルカリ長石とならんで主要構成鉱物のひとつ

葉片状結晶の集合体である（図 1）。なお、田上である。すなわち、花崗岩質ペグマタイト中の斜産および岡山産クリーブランダイトの薄片（日本

長石は、曹長石であると言っても過言ではない。

地科学社）を観察した範囲では、顕微鏡下でも細ペグマタイト曹長石は、葉片状の結晶が集合

かい葉片状組織が存在している。

図１ Cleavelandite 標本の写真。 a-h ： いずれも淡青色葉片状の田上ペグマタイ ト産の cleavelandite、 b と c は同一標本の写真、 e ： 故中沢和雄氏標本、 g と h は同 一標本 （h は g の右側部分の拡大写真 （撮影方向が異なる））

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琵博研報

2021 No.33

ペグマタイト産曹長石の化学組成の報告はいる徐冷（平衡成長）生成環境ではなく急速成長

そ れ ほ ど 多 く は な い。Deer et al. (2001) に は、

（非平衡結晶成長）こそペグマタイトの生成環境

Ab98.1An0.9Or1.0 の分析値が示されている。この数である（中野ほか , 本研究調査報告書参照））と値は、純粋（端成分）に近い曹長石の化学組成でも整合的である。

ある。ちなみに、類似の化学組成は、田上ミアロ
リティック小ペグマタイト産アルカリ長石のパー

田上ペグマタイト産アルカリ長石の色

サイト組織中の曹長石にもみられる（河野ほか ,2008）。また、ペグマタイトそのものではないが、

田上ペグマタイト産アルカリ長石の色は、ほと同じ生成環境と推定される南郷平津長石鉱床の曹んど淡ピンク〜ピンク色ないしは褐色系統に着色

長石もこれらに匹敵する化学組成である（中野 ,している場合がほとんどである。既に述べたよう

2013）。

に、他の鉱物の色の要因と同様、長石の着色もそれぞれ個別の鉱物学的・地質学的要因を有している（中野 , 2019）。なお、肉眼的に透明なアルカ

クリーブランダイトの淡青色
一般的に白色〜ピンク〜淡赤色のアルカリ長石

リ長石がほとんど見られないのは、マグマからのとは対照的に、田上ペグマタイト産の曹長石の色

晶出後のパーサイト形成・粗大化における二次は、淡い青みを帯びている。青色の正長石〜微斜的反応、特に熱水反応のため内部に多数生じる

長石は、一般にアマゾナイト（amazonite：天河

マイクロポアの散乱光による白色不透明化のた石）と呼ばれる。田上ペグマタイト産淡青色アルめである。花崗岩中の肉眼的に不透明な赤色系

カリ長石の色の要因については既に報告されてい（ピンク〜赤）アルカリ長石の色変化については、る（Nakano and Makino, 2010）が、青色着色にNakano et al. (2019) が詳しく解明したように、は微量の Pb の存在だけでなく放射線被爆も必要

主に赤鉄鉱粒子と nm サイズのマイクロポアの存であることが指摘されている。曹長石の青着色に在状態によって支配されている。なお、褐色系統

ついても同じ着色要因が考えられており、田上ペの色はゲーサイトをはじめとする鉄水酸化鉱物のグマタイト曹長石についても同様と考えられる。

存在状態に支配されている。田上ペグマタイト中の赤色〜褐色系色変化については、中沢晶洞から

葉片状形態についてのピンク系長石と褐色系（黄味がかった茶色）が

筆者は、葉片状の形状は、樹枝状結晶の一類型

共存するアルカリ長石を対象にした色測定の結果ではないかと推定している。樹枝状結晶の成長はは、ピンク系統の色は主に赤鉄鉱微粒子の存在状

急速成長（非平衡結晶成長）のあかしと考えられ態に対応する色データ、褐色系統の色はゲーサイている（アルカリ長石については詳しい実験的研トをはじめとする鉄水酸化鉱物の存在状態に対応

究がある）ので、その推定は最近のペグマタイトする色データと整合的である。アルカリ長石１結成因論（London (2008) ほかにより提唱され現在

晶内で色の違いがわかるカラー・マントル長石（図世界的に認知されてきている＝これまで知られて2）について、以下に述べる。

図 2 田上ペグマタイト産小マントル長石のコアとマントルの境界部についての EPMA マッピン
グ像。 CP 像は BSE 像 （反射電子線像） のことであり、 パーサイト組織の有無で明瞭にコアとマントルの境界がわかる。 K の元素マップ
においては、 マントルのアルカリ長石がコアのマイクロパーサイトのホスト長石よりさらに K に
富み、 その最外殻はさらに K に富む （＝端成分に近い “カリ長石”） ことがわかる。

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琵博研報

2021 No.33

カラー・マントル長石の CL 像

析を試みてきた。その結果、これまでの偏光顕微花崗岩及び閃長岩中のアルカリ長石微細組

鏡や微少電子線解析装置（electron microprobe

織 観 察 は 古 く か ら 行 わ れ て お り、 そ の 観 察 結

analyzer: 以下、EMPA）によって得られている果から冷却過程での長石の挙動が詳しく解明

解析像とは異なる CL 解析像が得られた。未だ解さ れ て お り、 最 近 で は カ ソ ー ド ル ミ ネ ッ セ ン

析途中であるが、得られた CL 像はこれまで報告ス（CL ＝ cathodoluminescence）による研究ものない新しいものと思われるので、以下に予察的進 ん で い る（Smith and Stenstrom, 1965; Raeに報告する。なお、Sanchez-Munoz et al. (2006)

and Chambers, 1988; Dempster, 1991; Finchの試料は、ペグマタイト産巨晶微斜長石アルカリ

and Walker, 1991; Dempster et al., 1994; Finch

長石であり、本稿でのカラー・マントル長石（正and Klein, 1999; Kempe et al., 1999; Ginibre et

長石—曹長石）とは異なる。

al., 2004; Nakano et al., 2005; Lee et al., 2007;
Parsons and Lee, 2008: Kayama et al., 2010;

解析試料

Slaby et al., 2008, 2011）。 そ し て、 こ れ ら の 研

解析したマントル長石は、いずれも田上花崗岩

究で明らかにされた長石類の各種 CL 発光につ体の天井相と考えられる細粒斑状相から河野俊夫

い て の 要 因 の 物 理 的・ 化 学 的 解 明 も 進 ん で い氏が採集した試料であり、その代表的な試料につる（Mariano, 1988; Marshal, 1988; Finch andいての内部組織（顕微鏡・EPMA 像）が既に詳

Walker, 1991; Finch and Klein, 1999; Götze,しく報告されている（河野ほか , 2008）。今回用

2000; Götze et al., 2000a; Krbetschek et al.,

いたいずれの試料も、基本的に同じ組織（コアの2002; Lee et al., 2007; MacRae et al., 2008;

白色不透明なマイクロパーサイト組織を示すアル

Parsons and Lee, 2008: Kayama et al., 2010;

カリ長石を、薄い無色透明なカリ長石がマント

Walker, 1985 ）。

ルしている：カラー・マントル組織）を有して一方、ペグマタイト長石研究も古くから行われいる。なお、マントル長石という用語は、一般ておりそのレビューが Cerny (1994) によってな的には、アルカリ長石を斜長石が包んでいる場されたが、その後もペグマタイト長石の研究ー微合（rapakivi zoning）と逆の場合（anti-rapakivi

細組織研究を含むーが進んでいる (Nakano andzoning）に使用されるのであるが、今回の田上

Makino, 2010; Lee and Parsons, 2015; Brown et

マントル長石については、肉眼的な色が異なり

al., 2017：その他の多くの文献はこれら論文中の組成の異なるアルカリ長石のマントル組織（構

文献リスト参照 )。これらの研究を通して、母岩造）にたいして広義に使用している。その模式図

花崗岩中のアルカリ長石と同様にペグマタイト中を図 2 左側に示している。試料の大きさには、多のアルカリ長石も、~700-200~℃の広い温度範囲

少のばらつきがあるが、いずれも長径 1-2 cm でにわたる多段階の冷却史を有することが明らかにある。また、これまで解析した結果では、内部組されてきた。

織（マイクロパーサイトの有無および産状）に対一方、ペグマタイト・アルカリ長石について応する化学組成の基本的な特徴についても、河野の CL 研究は、まだ非常に少ない。すなわち、ペほか（2008）の結果と同じである（コア部分およ

グマタイト長石についての詳しい CL 解析は、

そ Or75 前後、マントル部分（マントル長石部分）

Sanchez-Munoz et al. (2006) の微斜長石双晶とOr90 モル％以上）。なお、本稿では、マントルお

CL 発光の関係についての研究以外、管見の限り

よびマントル長石の用語を、便宜上、アルカリ長

見当たらない。その中、筆者たちは、河野ほか

石結晶全体を指す場合と外側のマントル長石のみ（2008）の研究の展開として、同じ田上ペグマタを指す場合との両方で使用している。

イト産小マントルアルカリ長石についての CL 解

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琵博研報

2021 No.33

luminescence（PL：蛍光発光）の研究結果が、観察手法
滋賀大学教育学部設置の JEOL JXA8230 を用河野ほか（2013）により既に報告されている。そいて（一部の観察は JXA 8800 による）、田上ペの PL 特性が、これまでにわかっているアルカリ

グマタイト産マントル長石の微細組織（反射電子

長石の CL 特性との対比から記述されているので

線像＝ BSE(back-scattered electron) 像、二次電参照できる（河野ほか , 2013）。

子線像＝ SE（secondary electron）像、元素マ

コア長石部分には、河野・中野（2008）に記載

ッピング）と化学組成の解析を行ったのち、付されているように、顕微鏡オーダーのパーサイト

属の CL 解析装置（中野ほか , 2011）を CL 解析

組織（マイクロパーサイト）が存在するが、マンに用いた。分析方法は Nakano et al., 2016 を参トル部分の Or 成分に富む正長石には顕微鏡オー

照。CL マッピング（波長解析範囲 400-900nm）

ダーでのそのような微細組織は観察されない。すにおいては、加速電圧は、15 kV、マッピングの

なわち、基本的には、河野ほか（2008）の記述に

ピクセル数は 400 × 400、１ピクセル 20 ms カウ

あるように、マントル長石部分は肉眼的にほぼ均

ント、照射電流は 4 × 10 A である。CL スペク

質な正長石ゾーン（Or90 以上）として認識出来る。

トル解析は、加速電圧 15 kV、照射電流、ビーム

また、図 4 に示したマントル長石についての CL

径 10-20 um、解析波長 300-900 nm、分解能、各発光パターンを、同じマッピング領域の元素分布

波長におけるカウント時間で行った。図 8 以外のパターンと併せてコア部分（図 5）とマントル部

CL マッピングは、パンクロマティック条件（400-分（図 6）に示した。コア部マイクロパーサイト

900nm 波長領域での積算強度）でのものである。

組織の CL 像には、BSE 像のパターンとは異なり、-8

特に、ホスト相の正長石において曹長石（〜灰曹BSE 像と CL 像の違い

長石：以下、すべて曹長石として記述）パッチや今回の試料についての境界部分でのコア長石とレンズの周辺およびそれらを切るような帯状に繰

マントル長石の組織の違いを既に図 2 に示したり返す発光強度が極めて領域を伴う発光パターン

が、さらに、今回の CL 解析を行った代表的な試が認められる（図 5）。ゲスト相の曹長石におい料についてのコア長石内部と境界部のコア長石・ては、一般的には正長石よりもはるかに発光強度

マントル長石の組織を図 3、4 に示した。

が弱いので正長石中のパターンほどの明瞭さを欠なお、同じマントル長石試料における photo

くが、かなりの不均一な発光パターンが認められ

図 3 コアとマントルの元素分布マップ（元素マップ）と CL マッピング像（CL マップ）。 （a）とマントル（b）のいずれにおいても、左上の Xe（a-1、b-1） はパンクロマティック CL マップを意味する。 マッピング条件は、 加速電圧 15kV、 プロベ電流 4 × 10-8 A、 測定波長 450 nm、 ピクセ
ル数 400 × 400、 1 ピクセルカウント時間 50ms (a) と 40ms (b) である。

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琵博研報

2021 No.33

図 4 今回主として解析したマントル長石のコア部分とマントル部分 （コアとの境界付近） の反射電子線像。 右は、 JXA8800
による写真。 両部分において、 マイクロポアのほかに、 マイクロポアか Ab-rich 長石か明瞭でないスポットも点在している。

ab

図 5 図 4 中左図中央部の K の元素分布マップ （a） とパンクロマティック CL マップ （b）。

反射電子線像

CL マッピング像

図 6 図 5 右図のマントル部分の反射電子線像と CL 像。 大きいポアの部分は、 無発光のため黒い。 微細な振動累帯パター
ンとそれを大きく湾曲させてコア部分まで連続するパターンが検出されている。

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琵博研報

2021 No.33

図 7 マントル長石部分の 2 種類の振動累帯パターンを示す CL 像。 a は図 6 左図上方部分の拡大、 b はマントルの別の場所での異なる湾曲パターンを示している。

図 8 図 4 左図中央部分のマントル長石コアのマイクロパーサイト組織の CL 像。 CL マッピングの個別条件は、 430 nm ＝ 5
× 10-8 A・30 ms、 580 nm ＝ 5 × 10-8 A・80 ms、 700 nm ＝ 2 × 10-8 A・150 ms、 パンクロ＝ 4 × 10-8 A・20 ms である。

る。なかには、正長石よりはるかに強い発光領域

微細な振動累帯構造が明瞭に解像されている（図が曹長石パッチ中に点在している（図 6 右下）。

6、7）。以下、今回の CL 像の解説である。

全体として基本的にはパーサイト組織と対応してはいるが、より複雑な組織がより極めて明瞭に解像されている。また、マントル長石部分では、顕微鏡や反射電子線像ではほとんど解像されない、

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琵博研報

2021 No.33

1. コア長石部分：顕微鏡オーダーのパーサイト

本的に同じである。図 8 では、曹長石パッチの中組織（マイクロパーサイト）中のホスト相の正長に局所的に赤色発光が強い領域が点在しているこ石においては発光強度が極めて複雑な発光パターとがより明瞭である。

ンが認められた。マッピング領域のほぼ中央を北
北西—南南東に走るマイクロパーサイト組織をク

CL スペクトルの特徴

ロスカットしてようにみえる太い脈状部は、発光以上紹介した顕微鏡観察像や EPMA 組成像と強度が非常に弱いこと、その内部にさらに発光強異なる複雑な CL 発光パターンが地質学的にまた度の異なるパターンが認められ、そのほぼ中央部

鉱物学的に何を意味しているかの解明が今後の課

レンズ状領域は極めて発光が弱いことがわかる。

題である。一般的には、CL 発光要因には、マイ

この脈状部分の中心部の最も発光の弱いレンズ部

クロパーサイト形成に関連する組成変化・構造変分のみ、K と Rb により富む組成変化と対応する化、それと連動する Al-Si ordering（正長石—微が、いまのところ他の部分ではそのような対応関斜長石転移）による局所構造・格子欠陥、熱水反係のある元素分布パターンは見いだせていない。

応の多段階にわたる影響（熱水の通路？）、それ

一方、ゲスト相の曹長石においても、全体として

らとの関連の有無を含めての各種微量元素の挙動

発光強度が弱いが、かなりの不均一な発光パターなどが挙げられる。いずれにせよ、CL 発光あるンが認められる。

いは CL 消光の要因は多様であり（鹿山（2007）

2. マントル長石部分：マントル長石部分は、試参照）、CL スペクトルの詳細な解析（たとえば、料ごとの若干の特徴の違いがあるが、今回の長石Kayama etal., 2010）をはじめとする多様な解析

試料の幅 2mm ほどのマントルは、マイクロポアが必要である。以下に、今回得られた CL スペクが点在するほかは鏡下においても BSE 像でもほトルについても予察的に報告する。

ぼ均質にみえる。ところが、CL 像では、極めてコア・マントル長石部分に分けて、それぞれ代

微細な振動累帯パターンが解像されている。最も表的な領域のスペクトルを集約したのが、図 9 で特筆すべき特徴は、この振動累帯パターンにおけある。マントル部分の正長石においては、より正る各ゾーンの界面が必ずしも平坦ではなく（試料

長石（Or）成分に富む“カリ長石”においても、によっては極めて美麗な振動累帯パターン）、極既に述べたような振動累帯パターンを示す CL 像

めて大きな湾曲構造を示していることである。場から予想されることであるが、非常に発光の弱い合によっては、マントルの振動累帯のいくつかのスペクトルが存在する（図 5b ⑤⑥）。一方、局部分ごとにコアのマイクロパーサイト部分に向か所的に存在するより Ab 成分に富む曹長石部分にって波状に侵入している。図 7 においては、コア

おいても、ほとんどの正長石アルカリ長石〜カリ部分から連続する不規則脈状の正長石部分と対応長石が示す青色発光の強いスペクトルに匹敵するするように、大きな湾曲した振動累帯が見られる。

スペクトルが得られている。コア部分のマイクロ

図 8 では、その拡大像（a）と別試料の振動累帯

パーサイト長石においては、図 9b からも分かるのそれぞれの帯ごとに小湾曲パターンが波状に繰ことであるが、発光の相対的に強い Or 成分に富り返している微細ゾーニング組織（b）が見られ

む長石は青色発光（400-450 nm）が強く（弱いる。

赤色発光を伴う）、発光が弱い Ab 成分に富む長図 5 ～ 7 で示した CL 像はいずれも、パンクロ

石は相対的に青色発光が弱く赤色発光が強いこと

マティック CL 像（400-900nm 波長領域での積算がわかる。これらのスペクトルパターンの変化の強度）であるが、図 8 からわかるように、パンク要因の解明が重要である。

ロマティック CL 像の発光パターンは 430 nm と上記強い青色発光長石のスペクトルパターン

580 nm のパターンと概略一致する。また、全体

は、チリ・アタカマ沙漠・コロラド産モンゾニに発光が弱い 720 nm の CL 発光パターンも、基岩中閃光長石 (Nakano et al., 2016) やイタリア・

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琵博研報

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イスキア島及び隠岐島後の粗面岩中アルカリ長

なお、Sanchez-Munoz et al (2006) は、ペグマ

石斑晶のものとほぼ同じである。したがって、

タイト長石の格子状双晶（微斜長石双晶）を詳し

Nakano et al. (2016) の解析結果から、青色発光く研究し、高温からの相転移でできた微斜長石双バンドは主たる Al 置換によるピークに Ti 置換に晶がさらにその後の二次的反応による組織・組成

よるピークの複合したパターンの可能性がある

変化を受けていくことを詳しく解明した。注目さ（Kayama et al., 2010）が、図 9 に示してあるよ

れるのは、その過程を CL 特性の観点からも明らうに見かけ状青色ピークの位置はそれぞれ多少異かにしたことである。すなわち、微斜長石双晶なる。主として Fe に拠ると考えられている赤においては非常に強い青色 CL 発光が認められる

色発光バンド（Finch and Klein, 1999; Kayama

が、その強度が双晶の二次的組織変化に対応してet al., 2010）も、発光は極めて弱いながらもいく

減少していくことを述べた。熱水反応は、青色

つかのピークの複合パターンであると考えられる

発光を消す過程でもあると考えられているのでが、チリ・パタゴニア・バルマセーダ閃長岩中の（Finch and Klein, 1998; Kayama et al., 2010）、

アルカリ長石マイクロパーサイト部分の強い赤色正長石から微斜長石への転移（熱水の寄与：西村

発光やこれまで言われたてきた熱水反応の指標のほか , 1981）やマイクロパーサイトの生成過程（熱赤色発光とは異なるパターンにみえる。これらの

水反応：Parsons et al., 2009; 2015）との関係をスペクトルパターンの真の理解には、繰り返しに含めて、アルカリ長石微細組織成因の解明に CLなるが、Kayama et al. (2010) が行ったように、研究が果たす役割は大きいと考えられる。熱水反

各ピークの精密な分解が不可欠である。

応に関連したこととして、第１０図の二次電子線3+（SE）像には、コア部分のマイクロパーサイト組
織中の曹長石ラメラ〜パッチ中に非常に起伏の多い空隙部分が多い形状が示されており、曹長石内部が大きく溶脱していることがわかる。これまで
花崗岩マイクロパーサイトの研究では、このような大きな空隙例は報告されていない（Lee et al.,
1995; Lee and Parsons, 1997）。図 10 を熱水条件
下での溶食現象によるものと解釈すれば、ペグマ
タイト長石における熱水反応の関与の程度は極めて大きい場合があることを示唆している。その特異な例が、図 11 に示したオレンジ色アルカリ長石巨晶表面での蜂の巣状空隙形状であると推測できる。

図 9 今回主として解析したマントル長石のコア （a） とマントル部
分 （b） のそれぞれの領域についての CL スペクトル （河野俊夫
氏作図）

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図 10 図 6 のコアマイクロパーサイト領域の中央部分の拡大反射電子線 （BSE） 像 （a） と二次電子線 （SE） 像 （b-d）。
b は a と同じ部分、 c は b の右端のラメラ部分の拡大、 d は b の中央部分野拡大。 b-d には、 いずれもマイクロポアおよび
溶食のためと考えられる各種の凹凸地形が顕著である。

図 11 “中沢晶洞” からのアルカリ長石巨晶 （故 ・ 中沢和雄氏標本）。 全体がオレンジ色のアルカリ長石の表面には、溶食のためと考えられる段差構造 ・ 蜂の巣状空隙 ・ 大きな溝状の空隙等が顕著に見られる。 蜂の巣状空隙の部分を中心にして、 変質鉱物 （粘土？） 部分が青く広がっている。

謝辞
薄片制作において、京都大学理学研究科の下林に研究を進めていただいた。今回報告した田上ペ

典正教授と堤久雄技官に多大なる便宜をはかってグマタイト産小マントル長石の CL 特性についていただいた。河野俊夫氏には、採取された試料をの知見は、氏との共同研究に拠っていることを明氏の滋賀大学教育学研究科研究生在籍当時に一緒

記します。

120

琵博研報

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122

琵博研報

2021 No.33

野洲・苗木花崗岩体ペグマタイトの文象組織
Graphic texture in pegmatites from the Yasu and Naegi granites
牧野州明 1・ 高橋

康 1・水野樹 2・高橋龍平 3

Kuniaki Makino1, Kou Takahashi1, Tatsuki Mizuno2 and Ryuhei Takahashi3

はじめには、鉱物組み合わせから温度を 550-600℃と限定

アルカリ長石と石英の連晶は文象組織（グラフィック組織）と呼ばれ、花崗岩ペグマタイトに特すると、275-350MPa が推定されている（London，
1986）。

有である。この組織は、アルカリ長石中に幾何学

本 報 告 で は、2 長 石 温 度 計 と 流 体 包 有 物 の的にくさび文字様の石英が配列している。それぞisochore を組み合わせて、野洲花崗岩体と苗木花

れの石英粒子は偏光顕微鏡下（直交ニコル）で同

崗岩体に産するペグマタイト、グラフィック花崗

時消光するが、両者の間には定まった結晶学的な岩と母岩の花崗岩の温度と圧力を推定し、両花崗関係は見出されていない（Lander, 1961）。

岩体のペグマタイト形成の P-T 履歴を報告する。

このグラフィック組織の形成過程は、合成実

野洲花崗岩体は、田上花崗岩体に隣接する類似の

験（Fenn, 1986）や花崗岩ペグマタイトの産状花崗岩体であり、ペグマタイトについても細野・（Lentz and Fowler，1992）から、メルト（マグ牧野（2002）の記載からみて、田上花崗岩体ペグマ融液）中での元素の拡散プロセスによって説

マタイトとの共通点が多い。また、苗木ペグマタ

明されている。この過程は、共晶組織が詳しく

イトと田上ペグマタイトは、同じく西南日本内帯調べられている金属組織学との比較からも支持の山陽帯に分布する白亜紀末の類似の花崗岩体中される。それによると、過飽和（過冷却）状態に産している。したがって、今回の解析結果は、での成長界面での元素拡散の挙動が共晶を作り

田上花崗岩体中ペグマタイトに類似していると考出す。具体的には、共晶組成の過飽和メルトが、えられる。

片方の鉱物を析出する毎に二相の液相延長の上（metastable extension）を何度も往来すること

解析方法

で、成長方向に垂直な二相の互層を繰り返し成長
界面が前進する。

アルカリ長石のパーサイト組織は、信州大学のまた、グラフィック組織やペグマタイトの合成

走査型電子顕微鏡（JEOL

JSM-6510A）の BEI

実 験（Fenn，1986；London，2005） に よ る と、で観察した。パーサイト組織の Or 相と Ab 相の共晶の形成は界面でのカイネティックな要因に依割合は、画像ソフト ImageJ（NIH）を使い BEI

拠していて、その際メルトが共晶組成である必要の輝度領域を自動で選択後、その領域を粒子解析

は必ずしもない。したがって、メルト組成や析出して算出した。

物の平均組成も共晶組成とはかけ離れることが報

アルカリ長石の化学組成は、上記 SEM に装着した EDS（SD エクストラ；EX-94400T4L1）を告されている。
ペ グ マ タ イ ト 形 成 の 温 度 と 圧 力 条 件 は、使用し、加速電圧：15 kV、照射電流：2.0 nA、London（2005） に よ る と、 花 崗 岩 ソ リ ダ ス 温

LiveTime 60s で測定した。Jeol の酸化物をスタ

度 か ら 650-750 ℃、 フ ィ ー ル ド の 証 拠 か ら 550

ンダードとし、ZAF 補正後未知試料 wt% を得た。

℃、2 長石温度計を使い 425-250℃（Morgan andパーサイト組織をもつアルカリ長石の平均化学組

London，1999） お よ び 550-200 ℃（ 河 野 ほ か，成は、矩形範囲の分析で測った。画像によるパー

2008）など値が報告されている。圧力についてサイト組織の Or と Ab 相の割合と Or、Ab 相の

1 信州大学理学部，2 東京大学大学院地球惑星科学専攻，3 名古屋大学大学院地球環境科学専攻

123

琵博研報

2021 No.33

分析値から求めた値と矩形範囲分析の結果はほぼ（周琵琶湖花崗岩団体研究グループ , 2005）。本

一致したので、今回の平均組成は、矩形範囲分析

岩体からは希元素鉱物を含むペグマタイトの産出の値を使う。

が報告されており（長島・長島， 1960）、細野・石英に含まれている液相包有物の均質化温度
は、片面研磨した 0.5mm 厚の石英片に含まれる

牧野（2002）によりペグマタイトの産状について
詳しく報告されている。

常温で気液二相の液相包有物を対象とした。顕微
鏡用加熱ステージは信州大学 Linkam600（ジャ苗木花崗岩体パンハイテック）を用いて、液相への均質化温度

苗木花崗岩体は、岐阜県中津川市苗木付近にを測定した。なお、氷点測定は行っていない。包分布する後期白亜紀花崗岩で、長野県木曽郡上松

有物の液相 isochore は、
L. Shi and S. Mao（2012）

町にかけて分布が連続することから苗木・上松花の曲線を使った。

崗岩とも呼ばれる（河田ほか，1961）。本岩体は、

長 石 ソ ル バ ス に よ る 温 度 推 定 は、Fuhrman

美濃帯のジュラ紀付加体（中江， 2000）や濃飛

and Lindsley（1988）などが導いた（詳しくは流紋岩を貫き、木曽駒花崗岩・小川岩体（赤羽，Wen and Nekvasil，1994）、 長 石 正 則 溶 液 モ デ1977）、同・大桑岩体（片田・磯見， 1958）に貫ルの自由エネルギー経験式を組み込んだソフト

かれる（山田ほか， 2005）。本岩体からは、52 ～SOLVCALC（Wen and Nekvasil，1994） を 使

68Ma の黒雲母の K-Ar 年代値が得られている（柴い、2 長石ペアが与える温度と圧力の関係を求め

田ほか， 1962；河野・植田， 1966；長沢， 1968；

た。さらに長石による温度 - 圧力と液相包有物の山田ほか，1992）。

isochore を組み合わせて、ペグマタイトなどの生成温度と圧力を定めた。

本岩体は細粒～粗粒、灰白色、塊状、一部斑状の黒雲母花崗岩および角閃石含有黒雲母花崗岩である（Yamada， 1977）。岩相により細粒～中粒

野洲花崗岩体と苗木花崗岩体の地質概略

花崗岩のものは苗木型、粗粒花崗岩は毛呂窪型と呼ばれ、苗木型の晶洞にはペグマタイトが発達す

野洲花崗岩体ることが古くから知られている（柴田，1939）。

野洲花崗岩体は、琵琶湖南部の滋賀県野洲市

ペグマタイト試料から湖南市にかけて分布する花崗岩体で、比良・比叡・田上岩体がなす環状配列のやや内側に位置している（周琵琶湖花崗岩団体研究グループ、

野洲花崗岩体ペグマタイト（M124）、苗木花崗

2005）。本岩体は美濃－丹波帯のジュラ系堆積岩

岩体ペグマタイト（NG1，NG3）および苗木ペグ類に接触変成作用を与えており（細野・牧野，

マタイトアルカリ長石（NG5）の 3 種類の試料

2002）、古琵琶湖層群に覆われる（古琵琶湖団体について説明する。

研究グループ，1977，1981）。沢田・板谷（1993）
により 69.7 ± 3.5Ma の K-Ar 年代値が得られている。

野洲花崗岩体ペグマタイト（M124，図 1a，2a）
野洲花崗岩体の母岩花崗岩中に産する晶洞を持

本岩体の主岩相は斑状～等粒状の黒雲母花崗つペグマタイトである。母岩花崗岩（hg）とペ岩（細野・牧野，2002）で、中粒～細粒の岩相でグマタイト（p）の間に、約 5cm の斑状細粒花崗は等粒状もしくは斑状を呈する（周琵琶湖花崗岩岩（fg）の層を挟む帯状構造を示す。母岩花崗岩

団体研究グループ , 2005）。細野・牧野（2002）は、の石英粒径は約 1.5mm 程度で、等粒状である。

花崗斑岩を主岩相からは区別したが、この花崗斑母岩から晶洞ペグマタイトに向かい細粒化して斑岩については、琵琶湖南部周辺の花崗岩体の天井状組織を呈する。径 5mm の斑状石英が石基岩相相にあたる細粒斑状相に類似するとの指摘もある

中（石英径は約 0.5mm）に散在する。次に急激

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に巨晶部に変わり、数 cm の大きい鉱物結晶の集苗木ペグマタイトアルカリ長石（NG5，図 2d）合体となる。母岩花崗岩、斑状細粒花崗岩、ペグ

NG5 は晶洞中に産するアルカリ長石自形結晶

マタイトの構成鉱物は同じで、石英、アルカリ長である。（001）、（110）、（010）の各結晶面を有す石、斜長石を主とし、少量の黒雲母を伴う。アルる。1 × 1 × 3cm サイズの自形の結晶外側にマカリ長石はパーサイト組織を示す。

ントルするようにアルカリ長石と斜長石が薄く付着している（エピタキシャル）。このような産状は、

苗 木 花 崗 岩 ペ グ マ タ イ ト（NG1，NG3，図 1b，

田上ペグマタイトでもよく見られる。ホストアル2b）

カリ長石結晶にはパーサイトが認められるが、マ

晶洞ペグマタイトである。母岩花崗岩（hg）とペグマタイト（p）の間に、約 3cm のグラフ

ントル部分のアルカリ長石はパーサイトを示さず
顕微鏡下で均質である。

ィック花崗岩層（gg）を挟み、帯状構造を示す。

長石の化学組成

母岩花崗岩の石英粒径は約 1.0mm 程度で、等粒状である。グラフィック花崗岩には数 cm 大の単結晶アルカリ長石中に丸みを帯びた柱状石英が散在する。石英はグラフィック組織の成長方向にほぼ平行に伸長する。同一アルカリ長石に含まれる石英は同時消光し、石英の結晶軸の向きは揃っている（ヘテロエピタキシャル，図 1c）。グラフィ
ック組織の石英は母岩花崗岩から晶洞ペグマタイ
トへと向かって次第に粗粒化し（柱状石英の幅は0.8mm ～ 23mm，図 1b，c）、巨晶部では数 cm の巨晶の集合体となる。グラフィック花崗岩ではア
ルカリ長石と石英の割合はほぼ一定である。斜長石はアルカリ長石粒間に散在する。いずれの岩相でも、石英、アルカリ長石、斜長石が主な構成鉱物で、少量の黒雲母を伴う。アルカリ長石はパーサイト組織を示す。

図 2 岩石組織 （BEI） (a) 斑状細粒花崗岩の石基部分 (b) 幾何学
的なグラフィック組織 (c) ペグマタイトアルカリ長石中のパーサイ
ト (d) 様々なパーサイトの混合組織

図 1 晶洞を構成する岩石。 野洲ペグマタイト （a）、 苗木ペグマ
タイト （b） と苗木グラフィック花崗岩 （c） 顕微鏡写真 （クロス）hg; host granite， fg; porphyritic fine granite， gg graphic granite， p;pegmatite

図 3 パーサイト組織と Or 相の割合

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パーサイト組織と平均化学組成の関連

イトへと変わり、Ab 成分は増加する（表 1）。そ

アルカリ長石のラメラ状クリプトパーサイトの組成変化は、野洲花崗岩体では Ab85 ～ 87%、

は、部分的にラメラ状マイクロパーサイトやさら苗木花崗岩体では、Ab88 ～ 94% である。アルカに粗粒なパッチ状マイクロパーサイトと共存する

リ長石の平均組成と斜長石の中心部組成は関連し（図 2c，d）。このようなパーサイト組織の変化に系統的に変化し、両岩体とも類似した傾向を示す

伴いホスト＋ラメラの平均化学組成の違いも調べ（図 4）。

た。より初期的なラメラ状クリプトパーサイトや
その後粗大化したラメラ状マイクロパーサイトおペグマタイトアルカリ長石のパーサイト相組成

よびパッチ状マイクロパーサイトおよび両者の混

野洲と苗木花崗岩体の母岩花崗岩、遷移層の斑合した組織において、パーサイトの Or 相と Ab状花崗岩とグラフィック花崗岩、ペグマタイトに相の比率（BEI と image J を使用）から、パー含まれるアルカリ長石には、パーサイトが存在す

サイト組織が異なっても Or 相 /Ab 相の値はほとる。両岩体のどの花崗岩相でもパーサイト組織のんど変わらないことが判明した（図 3）。すなわち、

サイズおよび形態変化パターンもほぼ同じであパーサイト組織のパッチ状マイクロパーサイトへる（表 2・図 2）。ラメラ状マイクロパーサイトのの改変が進んでも、アルカリ長石内での部分的に幅は 30 µm 前後で、パッチ状マイクロパーサイ

平均化学組成は変化してしない。

トの幅は 100 µm 前後であるが、ラメラ状マイク
ロパーサイトおよびパッチ状マイクロパーサイト

平均化学組成のラメラ組成に違いは無い。野洲花崗岩では母岩

野洲と苗木花崗岩体のアルカリ長石全体の平花崗岩からペグマタイトへと向かい、カリ成分に

均化学組成（表 1・図 4）は、母岩からペグマタ

富むパーサイト母相（正長石）の Or 成分が少しイトへと若干変化し、Or 成分が減少する傾向を増加する（Or: 85 ～ 93%）（図 4）。一方、苗木花示す。その変化は、野洲花崗岩体では Or75 ～崗岩母岩中のパーサイトの正長石母相の組成は73%、苗木花崗岩体では、Or71 ～ 67% である。

Or93 前後であるが、ペグマタイト中のそれらは斜長石の組成（粒子中心）は、母岩からペグマタ

およそ Or95-97 で高い（図 4）。

表 1 長石の平均化学組成

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ペグマタイトアルカリ長石の rim 組成

このようなマントル長石とホストアルカリ長石の苗木の NG5 のアルカリ長石の平均組成とパー関係は、田上ペグマタイト長石で酷似した例が報サイト組成は、苗木 NG1 とほぼ一致している。

告されている（河野ほか，2008）。ラメラ斜長石

しかしながら、NG5 にはアルカリ長石外殻（rim）

組成は NG1 のペグマタイトとほぼ同じ値である。

に部分的にアルカリ長石と斜長石が薄くマントル

しかし、rim にマントルする斜長石組成は著しくする。マントルするアルカリ長石は、母相のカリ

Na に富み Ab99% とほぼ端成分曹長石組成と同成分に富むアルカリ長石（正長石）から不連続にじである。

端成分に近い組成 Or98% へと変化する（図 4）。

液相包有物
野洲花崗岩ペグマタイトと苗木花崗岩ペグマタ
イトの母岩花崗岩、グラフィック花崗岩、ペグマ
タイトの石英にサイズ 10um 以下の液相包有物が多数含まれている。この包有物は、両岩体ともに、気液二相からなる（図 5）。それらの形は、不定形～円形を呈する。経験的に均質化温度（Th）は不定型包有物のほうが、小さな円形の包有物より高い傾向にある。なお、野洲花崗岩の漸移部分である斑状花崗岩中の石英には該当する流体包有物は見られない。また、苗木ペグマタイトではマントル長石（NG5）と共生する石英は見出されていない。
野洲と苗木の液相包有物試料についての均質化実験を行った（図 6）。その結果、100℃以上
から均質化を示す包有物が現れ、200℃を超えると 5 割程度の包有物は均質化する。また、母岩花崗岩石英の包有物は最高 320℃で均質化する。ペ図 4 アルカリ長石の平均組成と斜長石組成

表 2 パーサイト長石の化学組成

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グマタイト石英の包有物は最高 240 と 270℃の均よる流体包有物も保持していると考えられる。こ

質化温度を示す（順に野洲、苗木）。また、苗木のように、低温流体の影響も受けている可能性がグラフィック花崗岩ではその均質化温度は 250℃

大きいこと、初生包有物と 2 次包有物の識別が不である。野洲と苗木花崗岩の均質化温度はこれ

鮮明なことから、均質化温度の最高温度をその石までよく調べられている葛根田花崗岩中のもの

英の初生的な包有物の均質化温度として扱う。

に比べるとかなり低温の均質化温度を示し、乳頭花崗岩のそれと類似する（佐脇，2003；佐々ペグマタイトの生成温度と圧力

木ほか，1995）。乳頭花崗岩は、地熱地帯の低温
流体を捕獲していると判断されている（佐々木前述のようにペグマタイト形成の温度（T）と

ほ か，1995）。 ま た、San Diego ペ グ マ タ イ ト

圧力（P）を求める試みは様々である。鉱物組み（London，1986）のポケット鉱物（石英，beryl，合わせでは、P-T のある領域を限定できて、流体

spodumen）の流体包有物では、平均 210-250℃

包有物 isochore（P，T）や 2 長石温度計（P，T）の均質化温度が示されていて、野洲や苗木のペグ

では、P-T の関係式（自由度 1）を決定できるが、マタイトの均質化最高温度に合致する。したがっP・T の値は不定である。今回は，P・T 両方の関て、野洲と苗木の試料は、ペグマタイト形成時に数である石英流体包有物の isochore 曲線と長石捕獲した包有物とその後の低温熱水流体の侵入にソルバスペア分配曲線との P-T 図での交点を求め（図 7）、ペグマタイトとそれに伴う各岩相の温度と圧力を推定した。なお、パーサイトを持つアルカリ長石は平均化学組成を離溶（パーサイト形成）
前のペグマタイト融液からの晶出時の化学組成とした。
野洲花崗岩体と苗木花崗岩体のアルカリ長石平
均化学組成と斜長石平均化学組成（中心部組成を仮定）が連動して変化する（図 4）こと、長石の図 5 気液二相の液相包有物 . いずれもペグマタイト石英中

平均化学組成はパーサイト長石を構成する 2 相の組成変化とは関連性がないこと、パーサイト組織変化に関わらずアルカリ長石の平均組成はほぼ一定である（図 3）ことから、長石類の平均組成は晶出時の組成を保持していると考えられる。つま図 7 流体包有物アイソコアと長石ソルバスペアによる形成温度
Tf 、 圧力 Pf の決定。 Th は均質化温度

図 6 均質化温度 （Th）

128

琵博研報

2021 No.33

り、長石類の平均組成を基に母岩花崗岩、グラフ

ことは、マイクロパーサイトの形成に熱水の関与

ィック花崗岩、ペグマタイトがそれぞれメルトかが必要（Lee and Persons，1997）というパーサイら形成された温度と圧力を見積もることができ

ト研究の結果とも一致する。母岩花崗岩より低温る。野洲と苗木花崗岩体の母岩花崗岩は、ほぼ同まで熱水の影響下に置かれたであろうペグマタイ

じ 550℃・250MPa の形成条件が推定された（表トは、母岩よりも低いパーサイト形成閉鎖温度を3）。両花崗岩体のペグマタイトは、母岩花崗岩と示す。野洲と苗木の花崗岩体のペグマタイト長石はおなじ 550℃の温度が得られるが、より高い圧は、パーサイト閉鎖温度が約 390℃、田上の例で力の 350MPa で形成されている（図 8）。苗木グ

は 350-400 と見積もられ（河野ほか，2008）ほぼラフィック花崗岩は温度 550℃で、400MPa で、一致している。したがって、アルカリ長石の固体母岩から等温で過飽和状態を維持しほぼ連続的に内拡散による元素再分配が起きる離溶閉鎖最低

ペグマタイトへと晶出が進行し、そのとき固化に温度は 400℃足らずと推定できる。NG5 のアル伴う 2 次発泡によりペグマタイトポケットの水蒸

カリ長石のパーサイト形成温度も 390℃の NG1

気圧は変動を繰り返しながら増加したと考えられのペグマタイトパーサイト形成温度と一致するる。野洲花崗岩の遷移層である斑状細粒花崗斑岩（図 9）。なお、NG5 では、パーサイト組織を示の圧力は求められていない。液相包有物が認めらすアルカリ長石にマントル正長石と同じくマントれないためである。このことから、この花崗岩のル曹長石の形成温度をソルバスから見積もると、メルト状態での水の溶解濃度の低さがうかがえる

250℃以下という著しく低温度となる。このソルが、直説的な証拠はない。しかし、苗木ペグマタ

バス 2 長石温度計は、圧力効果は小さく（15℃

イトと同じように、野洲岩体のペグマタイトも母/100MPa）、圧力が変動しても計算温度は大きく

岩花崗岩と同じ温度（570℃）でより高い圧力下は変わらないので、おおよそ 200-300℃で熱水か（450MPa）で形成されている。

らホストアルカリ長石成長面にエピタキシャル成

一方、野洲花崗岩体と苗木花崗岩体で見られる長していることになろう。このマントル長石部分

パーサイト組織の形成温度は、母岩花崗岩からペの温度見積もりは、田上ペグマタイト中のマント

グマタイトの順に、440℃→ 390℃と系統的に低ル長石の形成温度見積もり（200℃以下 : 河野ほくなる（図 9）。今回の試料は 10cm 未満サイズ

か , 2008）と整合的である。なお、苗木ペグマタ

で母岩からペグマタイトまで産するので、岩相ご

イト NG5 アルカリ長石の場合、マントルされてとに経験した温度、圧力と冷却速度の違いはな

いる内部のアルカリ長石の組成はこのエピタキシ

い。今回の報告のように、離溶が停止する離溶閉ャル成長時に乱されていないようにみえる。

鎖温度の違いは、触媒効果を持つ熱水の関与により固体内で原子の拡散が制御されていると想像できる（拡散の活性化エネルギーを下げる）。この

図 8 野洲花崗岩体と苗木花崗岩体のペグマタイト形成の温度 - 圧力変化

129

琵博研報

図 9 野洲花崗岩体と苗木花崗岩体のパーサイト
析出温度の変化

2021 No.33

野洲・苗木ペグマタイトの形成過程について

引用文献

苗木花崗岩体では、母岩花崗岩からペグマタイ

赤羽久忠（1977）中部地方上松町西方の小川花

トへと遷移する過程で、グラフィック組織を形成

こ う 閃 緑 岩 に つ い て（ そ の 1）. 岩 鉱，72，する。グラフィック組織は、アルカリ長石と石英139-151.

の連晶で、組織の成長方向に石英が柱状に伸長している。母岩花崗岩付近では細い柱状石英だが、Fenn，P. M. (1986) On the origin of graphic
granite. Amer. Mineral.，71，325-300.

次第に巨大化し cm サイズの石英、アルカリ長石、Fuhrman，M.L. and Lindsley，D.H. (1988)

斜長石が集合したペグマタイトになる。柱状石英

Ternary feldspar modeling and thermometry.

とアルカリ長石の連晶組織は、金属組織で見られAmer. Mineral，73，201-215.

る共晶であり、その類推から解釈できる。
並列に連晶する石英成長前面とアルカリ長石前面のメルトでは、それぞれアルカリ長石成分と石英成分が過飽和であり、逆にアルカリ長石成分と石英成分が未飽和となる。成長前面の隣接メルト間での原子の拡散により、過飽和と未飽和成分の細野高啓 ･ 牧野州明（2002）琵琶湖南部，後期白亜紀野洲花崗岩体の岩相変化 . 地質雑，108，
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供給と排出が効率的に行われしかも継続できるの正人（1961）中央アルプスとその西域の地質－で、石英とアルカリ長石の連晶が連続的に並列しその 2. 濃飛流紋岩類－ . 地球科学，54，20-31.

て成長できる（図 10）。また、苗木花崗岩ペグマ

河野義礼・植田良夫（1966）本邦花崗岩の K-Ar

タイトで見られるように、グラフィック組織の形

dating（5）－西南日本の花崗岩類－ . 岩石鉱

成過程では鉱物の連続析出による過飽和度の減少

物鉱床学会誌，56，191-211.

が石英核の発生頻度の低下をもたらすので、石英

河野俊夫・中野聡志・下林典正（2008）滋賀県・

核の密度は析出とともに次第に小さくまばらにな

田上花崗岩体小ペグマタイト産のマントル長石る。このとき、水蒸気圧の上昇による原子の拡散の形成過程 . 地質雑，114，435-446.

速度が増すので石英核の成長が促進されて、柱状石英粒子径や粒子長も大きく発達するようになる。一方、野洲花崗岩ペグマタイトでは、斑状細粒花崗岩形成前に一度脱ガスによる著しい過飽和

古琵琶湖団体研究グループ，1977，水口丘陵西部の古琵琶湖層群 . 地球科学，31，115-129.
古琵琶湖団体研究グループ（1981）瀬田・石部地
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状態になる事で、細粒石基が形成され、その後水Lauder，W. R. (1961) Reaction of crystal

蒸気圧の回復上昇に伴い、過飽和度の緩和とメル

structures and reaction fabric. Amer.

ト中の原子拡散速度の回復によりペグマタイトをMineral., 46, 1317-1328.
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形成する条件に至ったと解釈できる。

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model for graphic quartz—feldspar
intergrowths in granitic pegmatites in the
図 10 グ ラ フ ィ ッ ク 組 織 の 成 長 界 面 近 傍 で の
Qtz,Akf 成分の移動

130

琵博研報

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2021 No.33

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131

哲一・高木

賢・佃

琵博研報

2021 No.33

田上ペグマタイトに産する電気石の産状および記録
Occurrence and records of tourmaline from the Tanakami pegmatite
高谷真樹 1
Masaki Takaya1
電気石（Tourmaline）は、ホウ素を主要元素に黒色または褐色不透明の結晶で、その形態は柱として含むケイ酸塩鉱物のグループである。花状、針状、また針状結晶が集合した網状など様々

崗岩質なペグマタイトやそれに関係した脈や鉱である。長さは 2~3 cm 以下、径は通常 1 mm 以

床、スカルンなどから産し、岩石中の副成分鉱物

下で、笹間ヶ岳、矢筈ヶ岳、国見山、六箇山からとして花崗岩をはじめとする火成岩や変成岩中に産出する。それらの電気石は、ペグマタイト中のも含まれる。一般に三角形の辺をやや膨らませた石英（水晶）やトパズの包有物として、それらのような断面をもつ柱状の結晶として産出し、長軸

ペグマタイト鉱物表面の付着結晶として、また方向に伸長して針状の結晶となることもある。特晶洞粘土中の結晶として産出する（中司 , 1929,

徴として柱面に結晶の伸びの方向と平行に条線が1932; 辻・北原 , 1979）。田上山で採取された電気発達するほか、結晶の上端と下端で形状が異な石を図 1 に示す。田上ペグマタイトに産する電気る異極晶をなす。また力や熱を加えると帯電す

石は、これまでいずれも鉄電気石であるとされてる性質があり（それぞれ圧電性、焦電性）、電気いる（辻 , 1968; 岡田 , 1978; 本調査研究報告書 福石という名称はこの性質に因む。硬度は 7~7.5 と井および白勢報告参照）が、褐色～褐色透明の電高く、宝石としても利用される。電気石の化学

気石も見出されており（高 , 1896; 中司 , 1929; 辻・

組成は複雑で、一般式は XY3Z6(T6O18)(BO3)3V3W

北原 , 1979）、これらは苦土電気石などの鉄電気の よ う に 表 さ れ、X = Na、Ca、K、 空 隙、Y =石以外の電気石種の可能性がある。電気石は母岩

Fe 、Mg、Mn 、Al、Li、Fe 、Cr、Z = Al、の花崗岩中にも含まれる（中司 , 1929）。

2+

2+

3+

Fe 、Mg、Cr、T = Si、Al、B、V = OH、O、W
3+

田上ペグマタイト中の電気石は古くから知られ= OH、F、O などの元素等で構成される（Henryet al., 2011）。そのためこのグループには多くの鉱物種が認められ、電気石（Tourmaline）はグ
ループ全体の総称として用いられる。産出が多く代表的な電気石の種は、X が Na であるアルカ
リ電気石に属するのもので、鉄に富む鉄電気石

図 1 田上ペグマタイト産電気石。 （a） 柱状～針状の分離結晶。 （b） 水晶錐面の付着結晶。
（c） 晶洞粘土中の針状結晶。
スケールバーは 1 cm。 写真はすべて河野俊夫氏撮影（Schorl）、鉄よりもマグネシウムを多く含む苦土
電気石（Dravite）、リチウムを含むリチア電気石（Elbaite）である（表 1）。
田上ペグマタイトに産出する電気石は、中司（1929, 1932）、辻・北原（1979）によれば、一般
表 1． 電気石の代表的な種、 色調、 理想的な化学組成1 京都大学理学研究科

132

琵博研報

2021 No.33

ており、専門雑誌においても明治中期には電気石

石針狀結晶­―白色砂土中に』の記述がある。まの記述が確認できる。田上ペグマタイトの電気石

た、『第二篇に関する文献は、滋賀県下に産出する鉱物をまと石の産状が記載されている。『1、水晶の包裹物とめた辻（1968a, b, c）、岡田（1978）や辻・北原（1979）

して褐色針狀の結晶をなす。2、電氣石のみの晶で参照できる。以下では、田上ペグマタイトにお洞中（笹間ヶ岳） 白色砂中の粘土中に針狀の電

ける電気石の産出や産状の記録として、それらの氣石無數に蜘蛛の巢の如き網狀をなして產出す

文献の一部を取り上げ、電気石に関する部分を抜（砂の光澤强く日光に反射する）。3、花崗岩中の粋してここに記述する。

副合分として針狀の電氣石あり。』さらに石英に各鑛物誌』では、次のように電気関する記載の中で、草入水晶において『煙水晶に山下（1894）

多く包裹物は主として、針狀の褐色電氣石なり。

『一時本地に黃玉の多量に產出せしは母岩たる（以下、略）』また、黒水晶において『黑色不透明花崗岩の霉爛したる部分若くは砂礫と交りて川底なる黑水晶も少々產出す。稀には電氣石附着す。』に堆積せるものを採集したるにありて今は其現出と記述されている。

稀なり之に随伴して發見せらるヽは煙水晶、正長石、黑雲母等にして稀に電氣石を出す是等の礦石

中司（1932）は往々晶形の完備したるものを出せり』との記述がある。

笹 間 ヶ 岳、 矢 筈 ヶ 岳、 国 見 山、 六 箇 山 に おいて、他の鉱物とともに電気石の記載がみられる。 笹 間 ヶ 岳 お よ び 矢 筈 ヶ 岳 で は、 そ れ ぞ れ篠本（1895）『Tourmaline（電気石） 針状、柱状』『Tourmaline『晶洞中にある諸礦物中最も多數なるは黑水晶

針状、柱状』と記載されている。国見山では次正長石及雲母の諸晶体にして黃玉ベリル黑電氣石のような記載がみられる。『Tourmaline （a）針曹達長石螢石等の良晶は比較的多產せず』との記

状

述がある。

の。（b）藍色の粘土を伴ひ独立の晶洞中より共Quartz、Orthoclase の晶洞中に共産するも産するもの Beryl ？かと思はるが針状、繊維状
高（1897）ものを随伴する。』また、国見山においてはトパ

日本産鉱物の産地や産状を記述したもので、電ズおよび石英の包有物として電気石の記載があ気石の項目において、『我國所產若くは花崗岩中る。トパズ『Topaz

褐色の美晶、庇面式、錐面にあり其の主なる產地を示せば左の如し』として

式、Tourmaline（電気石）を包裹するもの。』石

挙げられている 8 産地および 1 地方の中に『近江英『種々なるもの、堂山に似たるも、帽子被り、栗太郡田ノ上山』の記述があり、『美濃近江產は普通なるもの最も多し。包裹物、電気石。』六多くは褐黑にして不透明なり時として褐色透明の箇山においても石英の記載の中で『Quartz

ものあり』と同産地の電気石の特徴が記載されて裹 物 ―Cassiterite（ 錫 石 ）、Rutile（ 金 紅 石 ）、いる。また、緑柱石の項目において『美濃高山村

Tourmaline（電気石）』と記載されている。

包

近江田ノ上山に於て黃玉石長石石英雲母電氣石と供に花崗岩より產出せり』との記述もみられる。

中森（1932）
水晶晶洞で発見した鉱物として『一、水晶．二、中司（1929）

長石．三、雲母．四、黄玉石．五、綠柱石．六、

田上ペグマタイトの産出鉱物について、産地と電氣石．七、柘榴石．八、モナッアイト．九、狼各鉱物についての記載が行われている。『第一篇鉄鉱．一０、銅鑛．一一、錫石．一二、方解石．

田上山の範圍と產出鑛物』では、矢筈ヶ岳におい一三、マンガン鑛．等』との記述がある。

て、トパズ、石英、長石、緑柱石と並んで『電氣

133

琵博研報

2021 No.33

益富（1932）

中司

田上山に産する鉱物の案内書とも呼べるもの

稔（1932）田ノ上山の鑛物の分布狀態に就て．我等の鉱物，1，196–207．

で、産出鉱物の種類の項において他の鉱物とともHenry, D.J., Novák, M., Hawthorne, F.C., Ertl,に電気石が記述されている。『大正五年發行日本

A., Dutrow, B.L., Uher, P. and Pezzotta, F.

鑛物誌所載の田ノ上山地方產出礦物は正長石、曹(2011) Nomenclature of the tourmaline

長石、白雲母、黑雲母、チンワルド雲母、黑水supergroup minerals. Amer. Mineral., 96, 895-

晶、錫石、黃寶石、綠柱石、鐵錳重石、モナズ石

913.

の十一種に止まり、其後の記錄には電氣石、柘榴

高石、玉滴石、天河石、方解石、菱鐵鑛、カトリン

壮吉（1896）日本産鉱物雑説（続き）．地質

石、瀧藏石及脆玉石があり、總計二十種に達する

学雑誌，4，119–124．
益富壽之助（1932）田ノ上、石榑、水澤採集記（一）．

が、此の内水晶、長石、雲母の各種は採集容易であるが、他は困難で黃寶石の如きも餘程の幸運に

我等の鉱物，1，340–343．
中森寛三（1932）田ノ上山水晶々洞模型説明文．

惠まれぬ限り、なか〳〵發見されぬものである。
（以下、略）』

我等の鉱物，1，41–43．
岡田久（1978） 滋 賀 県 鉱 物 目 録 第 1 版．70

pp.，橋本印刷，京都．
辻・北原（1979）

篠本二郞（1895）近江國田ノ上山に登るの記．地

滋賀県の主な鉱物や鉱床について述べられており、その中で田上ペグマタイトの産出鉱物の研学雑誌，7，602–605．
辻

究史や各鉱物の産地、記載がまとめられている。

一信（1968a）滋賀県鉱物目録（予報）〔Ⅰ〕．

電気石に関しては、中司（1929, 1932）、中森（1932）

地学研究，19，13–21．
辻とともに、田上山の地質や産出鉱物を調査した大一信（1968b）滋賀県鉱物目録（予報）〔Ⅱ〕．

矢券一氏の 1943 年の京都大学卒業論文における地学研究，19，97–103．
辻

記載を引用し、以下の産状および特徴が記述され一信（1968c）滋賀県鉱物目録（予報）〔Ⅲ〕．

ている。

地学研究，19，165–168．
辻一信，北原隆男（1979）滋賀県下のおもな鉱『・単独または多数の小晶が水晶（石英）、黄物・鉱床，滋賀県の自然，総合学術調査研究報

玉に包含されて産するのが普通であるが、まれに告．滋賀県自然保護財団，479–541．

はペグマタイトから単独に産する。

山下傳吉（1894）近江國大谷山の黃玉．地学雑誌，

・黒色または褐色不透明で、まれに褐色半透明の

6，228．

ものもある。径 1 mm 以下の細い針状で、長さ2~3 cm 以下、縦の条線が見られる。しかし、結晶面は明らかでない。』

謝辞
本稿で使用した写真をご提供いただいた河野俊夫氏に、厚くお礼を申し上げる。

引用文献
中司

稔（1929） 田 上 山 の 鑛 物． 地 球，11，

330–344．

134

琵博研報

2021 No.33

田上ペグマタイト産繊維状電気石
Fibrous tourmaline from the Tanakami pegmatite
白勢洋平 1
Yohei Shirose1

はじめに細柱状結晶の先端部が繊維状になったものと、晶

電気石は花崗岩やペグマタイト中に含まれる洞中の長石や雲母の結晶表面を覆う細毛状から繊副成分鉱物であり，その産状や化学組成の変化の維状の集合がある（図 1a, b）。この結晶表面を覆傾向から形成時の環境を示唆する重要な手掛かり

う集合は、肉眼的には絹糸光沢を持つ粉状 - 粘土となる（Henry et al., 2011）。日本の Li ペグマタ状の集合に見える。柱状部も含めた電気石の色は、イトから産する電気石についてはその組成変化の無色 – 水色 – 褐色 – 黒色で、特に細毛状から繊傾向について報告がなされている（e.g., Shirose

維状部は無色 - 水色である。本研究ではこの中沢

and Uehara, 2013）。一方で、日本のその他のタ晶洞から産出した電気石を試料として扱う。

イプのペグマタイトから産出する電気石について

X 線 回 折 実 験 に は、 九 州 大 学 理 学 部 設 置 のは詳細な検討はなされておらず、滋賀県大津市のRIGAKU RINT RAPID II を用いた。化学分析

田上ペグマタイトについても同様である。電気石には、九州大学理学部設置の FE-EPMA JEOL

は多くの場合，肉眼的な大きさの柱状または粒状

JXA-8530F を 使 用 し た。 走 査 型 電 子 顕 微 鏡 にの結晶形態で産するが、フォイト電気石などのアよる形態観察には、京都大学総合博物館設置のルカリ欠如型の電気石では、繊維状の形態をとる

JEOL JSM-6060LV を使用した。微細組織観察にことが知られている。同時に、繊維状電気石は多は、九州大学超顕微解析研究センター設置の走査

くの場合フォイト電気石であると考えられてきた

透過型電子顕微鏡 JEOL JEM-ARM200CF を用が、近年、その化学組成の多様性が報告されていいた。

る（Dutrow and Henry, 2016）。しかしながら、その形態的特徴や形成過程は未だに明らかにされていない。本研究では，田上ペグマタイトから見出された繊維状電気石の産状及びその鉱物学的特徴について報告する。

試料・実験手法
田上山からは、中沢晶洞や不動寺のペグマタイ
ト中の晶洞から繊維状の電気石が産出する。繊維状電気石とは、形態的に高い軸比を持つ電気石であり、典型的には軸比 20（> 100）を超えている
細い長柱状の電気石のことである。不動寺のペグ

図１ 田上山中沢晶洞産繊維状電気石 (a) 先端部が繊維状になった細柱状電気石 (b) 長石や雲母の結晶表面を覆う細毛状電気石

マタイト晶洞中のものは、石英中のインクルージ
ョンまたは、石英や長石の表面を覆うように産出し、電気石を内包する石英は肉眼的には青色に見える。中沢晶洞から産出するものには、晶洞中の1 愛媛大学理工学研究科

135

琵博研報

2021 No.33

結果・考察気石超族の化学組成は、XY3Z6(BO3)3T6O18V3W

かった（図 4）。

で表される。化学分析の結果、田上ペグマタイト

多くの場合繊維状電気石は、ペグマタイト形の中沢晶洞から産出した電気石は、X 席は Na と成末期やスカルン中の熱水環境下で形成されると空位に富み、Ca はまったく含まれていない。Y考えられるが、田上ペグマタイトの晶洞中から産席については Fe に富んでおり、細柱状結晶はわ出したナノ繊維状電気石はその形態的特徴が大き

ずかに Mg を含み（< 0.16 apfu）、細毛状集合はく異なり、気相成長により形成された可能性も考ほとんど Mg を含まない（< 0.02 apfu）。Li につえられる。ナノ繊維状電気石については、転位観

いては計算によって求めているが、いずれも少量

察や、より精確な化学分析などさらなる研究が必含んでいると考えられる。また、F を含有してお要であり、その産出の普遍性についても調査が必

り、W 席が F ＞（OH）となる部分もある。鉱物

要である。ペグマタイト晶洞中の粘土鉱物や、晶種としては鉄電気石（フッ素鉄電気石）– フォイ

洞中の結晶表面に形成されるナノ繊維状電気石な

ト電気石系列である。

どは、フラックスに富むケイ酸塩流体の存在を示

細柱状の結晶は直径 200 µm 程度、長さ数 mm
程度で、結晶の先端が片方は単結晶からなる端面

唆するものであり、ペグマタイト形成末期の環境を探る重要な手掛かりとなる。

を持ち、反対側の先端は繊維状になっている。この繊維状部は直径 10 µm、長さ 150 µm 程度の結晶の集合からなり、先端部は単結晶のような電気石の端面の形をつくっている（図 2）。
晶洞中の鉱物を覆う細毛状の電気石は、走査型電子顕微鏡の二次電子像で確認したところ、直径10 µm、長さ 400 µm 以下の湾曲した柱状結晶が三次元的に重なり合った集合からなることがわかった（図 3）。他の産地の繊維状電気石とは大きく異なる特徴を持ち、細いものは直径 100 nm，
長さ 50 µm 程度（軸比 500）の湾曲した繊維状結

図 3 細毛状電気石の二次電子像

晶の集合からなる。細毛状結晶については、イソ
プロパノール上に拡散の後、マイクログリッド上に滴下し透過型電子顕微鏡を用いて詳細な観察を行った。このナノ繊維状電気石は六角柱状の単結晶であり、電子線回折や高分解能像観察の結果から c 軸方向に伸長しており結晶性が高いこともわ

図 4 ナノ繊維状電気石の透過型電子顕微鏡像

図 2 先端部が繊維状になった細柱状電気石の反射電子像

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琵博研報

2021 No.33

謝辞
田上ペグマタイトの現地をご案内いただき、
中沢晶洞から産出した電気石の試料を提供いただ
いた河野俊夫氏に感謝を申し上げます。

引用文献
Dutrow, B. and Henry, D. (2016) Fibroustourmaline: a sensitive probe of fluid
compositions and petrologic environments.
Canad. Mineral., 54, 311–335.
Henry, D.J., Novák, M., Hawthorne, F.C., Ertl,
A., Dutrow, B.L., Uher, P. and Pezzotta, F.
(2011) Nomenclature of the tourmalinesupergroup minerals. Amer. Mineral., 96,
895–913.
S h i r o s e , Y. , a n d U e h a r a , S . ( 2 0 1 3 ) : L itourmaline from Nagatare, Fukuoka
Prefecture, Japan. J. Mineral. Petrol. Sci.,
108, 238–243.

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琵博研報

2021 No.33

田上ペグマタイトの電気石
Tourmaline from the Tanakami pegmatite
福井龍幸 1
Tatuyuki Fukui 1
電気石は、硼素を含む六方晶系の珪酸塩鉱物

津市関津で採集した電気石を出品した。（日本鉱で鉄電気石やリチア電気石等 10 種程度の鉱物種

業史料集刊行委員会編 , 1983）当時、杉村は明治からなるグループ名である。

6 年から大阪の五代友厚設立の弘成館の副鉱長と県内各地から鉄電気石の産出は知られている

して永源寺町にあった銀鉛山の政所鉱山を経営しが、今回、特に滋賀県田上ペグマタイトの電気石ていた。併せて明治 7 年から 8 年にかけて工部省について、歴史的なことも加え田上山地域の 3 地

鉱山寮から滋賀県及び三重県の鉱物調査を委託さ点での産出状況を紹介したい。

れていた（滋賀県所蔵）。この時、採集した田上

まず、電気石の名称と用途についてであるが、ペグマタイト産トパーズが我国で、また電気石が我国では電気石の存在そのものについては、すで

県内初の記録になると思われる。ただ賞牌を授与に明治以前から知られており、（甲斐の傘石、薩された宝石のトパーズと違い、電気石はあまり注

摩の烏石、美濃の黒簾石等）それぞれの産地で俗目されなかった。しかし当時、県の出品物選考委

称が付けられていた（杉村・北村 , 1885）。これ員であった原田某からトパーズやトルマリンの和らの名称は鉄電気石の黒色という特徴的な色合い

名を杉村に尋ねる書簡も残されており、人々の啓や、結晶の集合形態から名づけられたと考えられ

蒙にも役立った意義のある出品だったと考えられるが、統一的な名称はなかった。ただ明治初期にる。また杉村が表した明治 11 年（1878 年）『金は、すでに美しい色彩のあるリチア電気石の存

石学必携上』の黄玉（トーパス）の説明文には、在や帯電性のあることが知られ、電気石、緑紅「近江栗太郡田上山ニ於テ余ノ発見シタルモノハ石、雷墨石等の名前も付けられていた。また用途

滑石質花崗石中ニオイテ石英、雲母、長石、リソとしては、石薬には使われず、もみじ石と呼ばれ

マルジ或ハ電気石或ハ柘榴石ト一處ニ在ルモノア

水石として楽しむ他、研磨剤として使用される他

リ」と電気石の産状も書かれている。また、その第二次世界大戦頃には実験器具やガラス材料と7 年後、明治 18 年（1885 年）に発刊された杉村

しても利用された（農商務省鉱山局 , 1900; 磯部 ,の口述書『日本金石解説』の電気石（らいき石・

1996）。

ツールマリン）の説明文には、産地として滋賀県

次に大津市田上ペグマタイト中の電気石につい下近江国栗太郡田上山他二か所が挙げられ、そのての記録の歴史であるが、我国では、上記のよう結晶形態や、熱すると両極に電極が生じることなにそれぞれの産地に於いて古くからある程度知らどの特徴が書かれ、「近江田上山ニ於テ曾テ余ノれていたものの重要な用途もなく、美しいリチア

採収セシ物ハ花崗石中ニ在リテ細小ノ柱形ヲナシ

電気石も殆ど見出されなかった。県内において其色ハ淡紅（紅電気石）ナルモノアリ藍色（藍電も同様で『雲根志』にも取り上げられず（横江 ,気石）ナルモノアリマタ黒色六面柱形ナルモノア2010）、その存在は広く知られることはなかった。

リ・・・」と記されている。この内容からは、杉しかし明治 10 年（1887 年）東京の上野公園で開村が明治 11 年から 18 年までの間に田上山に於い催された第 1 回内国勧業博覧会に於いて、元彦根て、花崗岩ペグマタイト晶洞からリチア電気石等

藩士族の杉村次郎 (1852 年～ 1895 年 ) が田上山を採集していた事が窺える。しかしその後、現在のトパーズや硫化銀鉱（方鉛鉱）などと共に大まで田上ペグマタイトでのリチア電気石産出の記

1 湖国もぐらの会

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図１ 田上山地域の電気石産地 （国土地理院 2 万 5 千分の 1 地
形図 「瀬田」 使用）
図 2 A 地点 煙水晶上の鉄電気石録や話は聞かない。
以上のような田上ペグマタイト産電気石の記録も踏まえながら、三カ所での産出状況を述べる（図 1）。
まず不動寺谷の産地Ａ地点は林道の終点付近にあり、小川の上方 10 ｍにある晶洞からのもの
で水晶上や中に出現しており（図 2，3）、白雲母、長石、トパーズが見られた。ただトパーズについては晶洞付近や直下の埋まっていたズリからも見られないため、上流から流れてきた可能性が高い

図 3 A 地点 煙水晶中の鉄電気石と思われる。
次に B 地点であるが瀬田川の西側。立木観音付近の晶洞から小さな蝕像のあるトパーズと一緒に分離晶として出てきている（図 4）。
また C 地点の物であるが、これは中沢晶洞からの産出で美しい曹長石の結晶間に灰色の毛状の電気石と思われるものである（図 5）。以前同様の物が比良山正面谷でも見られた。

引用文献
磯部

克（1996）鉱物の博物誌．青雲社，157pp.

図 4 B 地点 電気石とトパーズ

日本鉱業史料集刊行委員会編（1983）日本鉱業
史 料 集 第 3 期 明 治 篇 上， 明 治 十 年 内 国 勧 業
博 覧 会 出 品： 解 説 ( 砿 業 冶 金 )． 白 亜 書 房，
185pp．
農商務省鉱山局（1900）日本鉱産地．農商務省鉱山局，703pp.
滋賀県所蔵文書（明治期）
杉村次郎（1878）金石学必携（上），229pp.
杉村次郎 述・北村武四郎 記（1885）日本金石解説．文学社 , 131pp.
横江孚彦 (2010) 口語訳 雲根志．雄山閣，503pp．

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琵博研報

図 5 C 地点 曹長石上の毛状電気石

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田上ペグマタイト産トパーズ発見・記載の歴史
History of finding and descriptions of topaz
from the Tanakami pegmatite
多賀優1

Masaru Taga 1
澤田（2013）によると、日本で最初にトパーズ（黄る。当時も田上山は一面はげ山であり土砂の流出玉）と思われる記述が現われるのは江戸時代にさが激しく，砂防工事を進めるため土砂留検査が行かのぼる。近江国（現在の滋賀県）の坂本に生まわれていた。籠手田は大谷山（現在の田上山のこれた木内石亭は、若くから珍石寄石に興味を持ち、と）の土砂流出を検分するため、不動山道のあち

2000 種以上の石を採集した。また、木内は 1773

らこちらを巡検した。この時、川岸に流出した

年に「雲根志」の前編、1779 年に後編、1801 年

土砂から透明な八角状の石（6 ㎝× 9 ㎝）を拾っに 3 篇を著した。この後編に、トパーズと思われた。この石と彦根在住の副鉱長・杉村次郎所有のる石についての記載がある。「水晶に似て六角な茶色い石（高木勘兵衛から購入したトパーズと思らず、清浄明白に透徹す。石中を目に照らして見われるが美濃産か近江産かははっきりしない）をるに芥子粒（けしつぶ）のごときものあり、近江1877 年に上野公園で開催された第一回勧業博覧

国田上谷、羽栗山に希にあり」という記述である

会に出品をして、好評を博した。その後、籠手田が、「雲根志」を研究された益富寿之助博士もトは 1878 年に地方官会議の折に東京帝国大学理学

パーズとは断定していない。その 18 年後の 1797

部のハインリッヒ・エドムント・ナウマン教授（ド

年に滋賀県大津市にある石山寺で行われた奇石会

イツから招聘）を訪れ、その助教員である和田維で「瀬田川産青玻璃（あおはり）」が出品された。

四郎博士と共に鑑定してもらった。その結果、ト瀬田川は琵琶湖から流れ出る唯一の川で、最近でパーズと鑑定され英国人チャンブル及び米国人ダも川流れのトパーズが見つかる。青玻璃の標本は、ナの学説を添えて、「本邦最高の結晶鉱物なり」

江戸時代から明治時代の山本亡羊・愚渓父子のコという正式な鑑定書が宮内卿に差し出されたとのレクションに琵琶湖産青玻璃がある。益富博士はことである。以上のことが、和田の著作であり日「本品（青玻璃）は淡青色透明の角のとれた礫で本の一番古い鉱物学の教科書である「本邦金石略あるが、朧ながらトパーズの結晶形態を残してい誌」の黄玉の項に記述されている（和田 , 1878）。

る」とし、結晶形態と底面の劈開からトパーズと

なお上記中に出てくる弘成館副鉱長を努めた杉村

鑑定している。しかし、江戸時代の水晶磨き師には、田上ペグマタイト産黄玉について、色や形なとっては、水晶に似ているが、硬く、割れやすい

ど約 4 ページにわたる記述を残している（杉村，性質からやっかいものでかわった水晶という扱い

1878; 福井，本報告書電気石の稿）。

であった。このように江戸時代にトパーズが見つ

小林うさによると、その後田上産の八角型のかっており、青玻璃と呼ばれていた。しかし、明奇石は最良のトパーズとして世界的に有名になっ

治時代に鉱物学が導入される前なので鉱物としてていったのだが、1892 ～ 1893 年ごろ，米人宣教の認識はなかった。以上のことは澤田（2013）に師ゲンスが大勢の人夫を引きつれてトパーズを運詳しく述べられている。

び去った。その量は 2000 貫（7.5 トン）にも達

明治時代になると 1873 年、滋賀県県令（現在したという。このようにして田上ペグマタイトのの知事）であった籠手田（こてだ）安定により、

良質トパーズは世界に散在したのである。小林

大津市田上山からトパーズが発見された記録があ（1987）の追記には「1984 年、米国の首都ワシン

1 龍谷大学農学部

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トンにあるスミソニアン博物館のミネラル・コレ

物標本は和田維四郎博士からハーバード博物館にクションの中に田上ペグマタイト産トパーズはな送られたものも含んでおり、20 世紀から 21 世紀

かった。ところが、ニューヨーク自然博物館の中にかけて収集されたものである。これらの文献に TANOGAMI 産トパーズがあったという。多は、田上ペグマタイト産のトパーズが海外でもよ分それが明治期に流出したものの一つであろう。」

く知られていたことを示しているといえよう。ちとしており、今も田上ペグマタイト産トパーズがなみに和田維四郎博士の 3,700 個以上の鉱物コレ

世界中に散在しているのであろう。

クションは、彼の死後に三菱鉱業に移り、現在はまた、中沢和雄氏は 1974 年に、中沢晶洞にお生野鉱物館に展示されていることも紹介している

いて 6.2kg のトパーズを発見している。しかしな（Rakovan et.al, 2009）。著者も生野鉱物館で田上がら、2019 年現在では田上山一帯は植林も進み

ペグマタイト産トパーズを見て感激したことを記

トパーズの美晶は発見しにくくなっている。

憶している。

田上ペグマタイト産のトパーズについての外引用文献

国の書籍や文献の記述について見てみよう。最も有名な鉱物リファレンスであり 3,000 種類以上の鉱物を解説する Dana's New Mineralogy（1997）

Richard V. Gaines, H. Catherine W. Skinner,には、近江の田上（“たのうえ”と呼称）にトパ

Eugene E. Foord, Brian Mason, Abrahamーズが産する、という記述がある。しかし鉱物のRosenzweig (1997) Dana's New Mineralogy

特徴についてはとくに記述がない。また、ラコバ

Eighth Edition, New York, John,Wiley &ンたち（Rakovan et.al, 2009）は田上ペグマタイ

Sons, Inc., 1076-1076.

ト産鉱物を紹介する中で、トパーズ標本を写真と石山研堂（1908）明治事物起源 , 橋南堂，2019 年

共に紹介している。ラコバンたちは田上地域が日

8 月 , http://dl.ndl.go.jp/info:ndljp/

本でもペグマタイトを産する重要な地域であるこ

pid/898142/1．

とを述べており、トパーズはこのペグマタイト中

小林うさ（1987）田上山産トパーズが世界的にに産する代表的な鉱物であることを紹介してい知られる嚆矢について，2019 年 8 月，http://る。そこでは、www006.upp.so-net.ne.jp/thyme/sitetop1/『Extensive descriptions and goniometrictanakamiyamatopaz.htm．

measurements and numerous drawings andRakovan, J., Ono, M., Francis, C. A. (2009)

pictures of topaz from Tanakamiyama are

Ta n a k a m i y a m a : A C l a s s i c J a p a n e s epresented in Minerals of Japan (Wada 1904),

Pegmatite District, Rocks & Minerals, 84,

including the specimen that Wada considered520-527.

the best from this location. A color picture

澤田操（2013）日本産トパーズ発見史（特集トof this specimen, currently on display at theパーズ）, Minera : 地球の不思議発見 ! 鉱物・Ikuno Museum in Ikuno, Japan, is shown in

化石・ジェムストーンのミネラル情報誌 , エス

figure 3 of the Word to the Wise column titled

プレス・メディア出版 , 26, 17-19.

“NYF-type Pegmatite”(Rakovan 2008).』 と も杉村次郎 抄訳（1878）金石学必携（内編上）. 杉
村次郎 , 95pp, 229pp, 22pp.

紹介されている。
ハーバード鉱物博物館ではハーバードコレクシ
ョンとして田上ペグマタイト産のトパーズ、石和 田 維 四 郎（1878） 本 邦 金 石 略 誌， 日 就 社，
122pp．

英、アルバイトを伴うオルソークレースやアクア
マリンを所蔵しており、特に６枚の見事な写真も添えてトパーズ標本を紹介している。これらの鉱

141

琵博研報

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田上ペグマタイト産トパーズの色
Colors of topaz from the Tanakami pegmatite
中野聰志 1
Satoshi Nakano 1

はじめに

無色半透明（淡白色）の部分が共存するおよそ

太神山（標高約 600m）は、田上山とも称される。

1.5cm × 3cm の平板状のトパーズ（図１d）につ

後者は、主に地域的な広がりを有する意味でも使いて、含有元素の分布状態を調べた。本稿では、われている。その田上山一帯は、日本有数の花崗トパーズの色とその要因のこれまでの研究を紹介

岩ペグマタイトの地であり（辻・北原，1971；中野，

し今回の結果に言及する。

2013）、日本三大ペグマタイト産地の一つに挙げられている（Rakovan et al., 2009）。その最大のトパーズの色について

特徴は、トパーズ美晶の産出にある。なお、田上
ペグマタイトは新鉱物「益富雲母」の模式地でもある（長島ほか，1975）。

ト パ ー ズ の 化 学 組 成 は Al2SiO4(F, OH)2 で 表
され、硬度８、比重 3.4-3.6、ガラス光沢、劈開

1970 年代初頭その田上山に大晶洞を発見した{001} 完全と記述され、その透明から半透明の色

中沢和雄氏（中沢 , 1984）は、長年田上ペグマタ

変化は無色〜黄色〜桃色〜 wine-yellow 〜青味

イト探索を続けられるなかで、多くの貴重な鉱物色〜緑味色とされている（Klein and Hurlbut,

標本を採集されてきた。筆者も、いくつかの貴重

1999）。Klein and Hurlbut, (1999) によると、「無な採集標本をご恵与いただいた。その中の一部が、色、 ワ イ ン イ エ ロ ー、golden brown、 淡 青 色、

今回対象としたトパーズ試料である。氏所有のトピンク」と記述され、「濃い青色トパーズは、無パーズ標本は、大小各種あり鉱物学的に貴重であ色のものを放射線照射と熱処理（加熱）することる。筆者が知るそのうちの最大のものを、図１aによって作られている」との記述がある。下林・に示す。田上ペグマタイト産トパーズ（以下、田石橋（2014）では次の様な色についての記述があ上トパーズ）には、試料ごとの色の違いがある。

る『トパーズといえば、酒黄色の透明な宝石の代すなわち、田上トパーズとして一般に淡青色の美表で、黄玉という和名がついているほどだが、無晶が知られている（図 1b）が、白色や茶色系統

色、青、緑、オレンジ、ピンクなど、様々な色がのトパーズも存在している。上記巨晶トパーズにある。ブラジル産のシェリー酒色の石が特に高価

おいては、淡青色—褐色の色変化がある。鉱物のだ。ピンク色のものは更に価値が高いとされてい色の問題は、古くから多くの鉱物について研究がるが、天然のものは稀で、多くは黄色いトパーズ

進められており、トパーズについても古くからそを熱処理して作られる。ブルートパーズも人気がの色の要因の研究が進められてきている。最近であるが、不自然に色の濃いものは人工的に着色さは青色トパーズの着色要因も含め、各種の研究がれている場合が多い。強い光に長期間さらすと退進んでいる（後述）。

色することがあるため注意が必要だ』図１a のト

田上トパーズの色として、青色・褐色が注目されているが、無色透明〜半透明のものも多く、個パーズ巨晶の淡青色と褐色の色変化は、この光要因と考えられる。

体ごとの色相変化が大きい。これらの色変化は、
上述のように一結晶中でも認められる現象である。今回、中沢和雄氏から恵与された淡青色と1 滋賀県立琵琶湖博物館・特別研究員

142

琵博研報

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トパーズの着色研究

様に、放射線により生ずる約 220℃まで安定で鉱物の着色要因は、含有される遷移金属元素のある [AlO4]4- 錯体の存在に対応していると指摘

種類とその電荷や配位状態に支配されることが多されている（Petrov, 1983）。また、ブラジルミ

いが、各種の格子欠陥（着色中心）や微細包有鉱

ナスジェライス州産の light rose~deep violet 色

物の種類や存在状態、鉱物中の微細組織や微細構（orange~red Imperial Topaz） ト パ ー ズ の 着 色造等によっている場合も多い（赤井ほか，1996）。

は、Cr3+ イオンの d-d 遷移によるとされている

トパーズの赤褐色は、煙水晶の着色中心と同（Taran et al., 2003; Tarashchan et al., 2006）。

図１ (a) “中沢晶洞 “産の日本最大級の中沢トパーズ標本 (b) 一部に淡褐色部分がみられる淡青色トパーズの美晶 （中沢標本） (c)
無色半透明 （〜白色） 〜淡青色の破片状トパーズ結晶 （いずれも中沢和雄氏採集） (d) 筆者が中沢和雄氏から恵与され今回の解析に使用した無色半透明 （〜白色） 〜淡青色の破片状トパーズ結晶の切断面 (e) d 試料の薄片についての EMPA マッピングによる Al の元
素分布像＝淡青色の部分で Al が少なくそこから無色半透明部に向かって Al が増えていることが明瞭

143

琵博研報

2021 No.33

それらでは、青色着色に関係する構造欠陥の一ある 2.0 eV (620nm) の吸収バンドと相関があるつである可能性を有する Ti の 6 配意環境は、F −ことも指摘されており（Da Silva et al., 2005a,と OH の置換関係で変化するとも指摘されていb）、さらに O-hole center の成因はγ線照射ではる。一方、無色のトパーズは、褐色系統トパーズ

なく中性子照射の可能性が高いとの研究があるへのγ照射によって生ずることが報告されている（Krambrock et al., 2007）。

（Krambrock et al., 2007）。

Jackson and Valerio (2004) は、高エネルギー

青色の要因については、De Silva et al. (2005a)

を 要 す る Si 席 で の Al の anti-site 欠 陥 よ り も、が、天然と人工着色の青色トパーズともに O-Al

空孔放射線照射に先立っての、OH の置換により

空孔中心を調べた結果 O 中心が支配的である

F 席で生ずる O- 中心（構造欠陥）が青色着色へと報告している。O-hole center が青色の要因で寄与するとのモデルを報告している。

-

図 2 図１d 試料薄片の同一の領域についての反射電子線像 （CP 像） と各種元素の分布図。 黒点部は基本的にマイクロポアである、
淡青色の部分と無色半透明部分に Al 分布 （含有量） の違いが見られるが、 今回の測定条件における範囲では他の元素にはそのような違いがない。

144

琵博研報2021 No.33

田上トパーズの色構によるものかは、上記「トパーズの色の要因」

これまでの研究結果を参考にして、今回は、図1d 試料の顕微鏡観察用薄片について、滋賀大学

で紹介した各種研究成果と対応しているであろう
が、詳細は不明である。

教育学部のエレクトロンマイクロプロヴェアナラ

なお、今回調べた淡青色—無色半透明（淡白色）

イザー（EMPA）を使用して、上記関連微量元素

トパーズにおいては、両方の部分が透明ではなくの分布状態が色の異なる部分で変化があるのかな

半透明である。これは、EMPA 観察においてもいのかを調べた（図 2）。

認められるマイクロポア（分解能以下のものも含

偏光顕微鏡下では、各種不純物鉱物の存在は確

めて）の存在（図 3）によると考えられる。これ認されず、色の異なる部分でのその他の光学性のらのマイクロポアが、初生的なものかどうかを含違いも認められなかった。

めての検討が必要であるが、一般的にはトパーズ

EMPA での元素分布の結果、Al の分布状態に

晶出後の二次的反応の可能性が考えられるので、色の異なる部分での濃度差（含有量の差異）が認

もとの淡青色トパーズがその後二次的に無色半透められた。すなわち、淡青色トパーズの方が無明（淡白色）トパーズに変化したと考えられる。

色トパーズよりも Al の含有量が少ない（図 2）。

その場合の二次的反応には、おそらく熱水が関与

EMPA に よ っ て 得 ら れ た 他 元 素 の 分 布 マ ッ プ

したであろうと推測される。

（Si、Fe、Mg、Ca、Cr、Ti、Mn、B、F、Be）
では、Al の分布変化に対応する分布パターン（濃謝辞度変化）は認められなかった（図 2）ので、今のところ、Al の含有量の変化には H または OH 等

故・中沢和雄氏には、短い期間ではあったが色々の含有量の変化が対応している可能性が考えられなご教示をいただくとともに、本稿で扱ったトパる。ただ、F や B 等の軽元素については、さらーズ等の標本をいただいた。氏には、本調査報告に精密に調べる必要がある。

書の完成まで一緒に活動していただけるはずであ

今回報告した上記結果は、少なくとも、既述のった。故・中沢和雄氏に感謝をささげたい。

最近の青色要因の研究結果とは整合的にみえる。

引用文献

田上トパーズの色変化については、太陽光などの光によって、退色するとの観察がある（中沢和雄
氏談）。このような光反応がどのような物理的機

赤井純治・赤坂正秀・池田攻・大谷栄治・寒河

江登志朗・田崎和江・中野聰志・冨田克敏・牧野州明・松原聰・溝田忠人・山口佳昭・吉村

尚久（1996）鉱物の科学 , 新版地学教育講座
３, 東海大学出版会 , 199pp
Da Silva, D.N., Guedes, K.J., Pinheiro, M.V.B.,
Schweizer, S., Spaeth, J.M. and Krambrock,K. (2005a, b) The O- (Al2) center in topaz andits relation to the blue colour. Phys. Status
Sol. (c), 2, 397-400
Da Silva, D.N., Guedes, K.J., Pinheiro, M.V.B.,
Spaeth, J.M. and Krambrock, K. (2005a, b)
図 3 図 1d, e ・ 図２と同一薄片 ・ 同一領域についての二次電子
線像 （SL）， 淡青色の部分にはマイクロポアが少ないことが明瞭

145

琵博研報

The microscopic structure of the oxygenaluminium hole center in natural and

2021 No.33

neutron irradiated blue topaz. Phys. Chem.
Minerals, 32, 436-441

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146

琵博研報

2021 No.33

田上ペグマタイト産傘状ジルコン
Umbrella-shaped zircon from a large pegmatitein the Tanakami granite pluton
中野聰志 1
Satoshi Nakano 1
ジルコンは、量的には副成分鉱物であるが、れた。一方、田上花崗岩体中の通称“中沢晶洞”

鉱物学・地球化学・年代測定学上現在非常に注からは、上記微小ジルコンとは異なる、傘状の形

目され研究されている鉱物である（たとえば、態を有する長径数 cm の特異な集合体ジルコンがHancer and Hoskin, 2003; Harley and Kelly,

産する。このような形態のジルコンは、筆者が調

2007）。理想化学式は ZrSiO4 であるが、多種のべた範囲では岐阜苗木ペグマタイト産変種ジルコ

元素を固溶するので、極めて組成変異の大きい鉱ンについての、似たような形態を連想させる一文物と言える。特に、放射性元素（U・Th）を多があるのみである（長島・長島，1960）。

く含むことが大きな特徴でもある。そのことと、筆者は、中沢和雄氏が発見した田上山地域で花崗岩をはじめとする各種岩石中のジルコンは、は最大級の晶洞（中沢 , 1984）産の傘状ジルコン

もとの極めて長い地質学的履歴を保存している二を、氏から研究用としていくつかご恵与いただい次的に変質しにくい鉱物であると考えられておた（図１a, b）。いただいた傘状ジルコンもかな

り、最近の精密年代測定の主要対象鉱物になってり変質しており、いわゆるメタミクト状態になっいる。

ている部分がほとんどであるが、一部に顕微鏡下

一方、最近の研究により、田上ペグマタイト産

で鮮やかな干渉色のメタミクト化していない部分

ジルコンは、上記の理解とは対照的に、熱水反応が残っており（図１c-2）、化学量論を満たす化学をはじめ種々の二次的変質を受けていることが明

組成も保持していることがわかった。滋賀大学

らかになった（角谷ほか , 2012）。日本でも、ペ

教育学部設置の EMPA（エレクトロンマイクロ

グマタイト産ジルコンは古くから注目され研究がプロヴェアナライザー）JXA- を使用してそれら進められてきているが、多様な希元素組成の分析の化学組成を求めた結果、その特徴が前述の角谷が困難であったため、最近まで一般に変種ジルコ

ほか（2012）の田上花崗岩体中粒斑状花崗岩ペグンとして扱われている例が多い。しかし、その変マタイト（本報告書の中野ほか論文における図版

種ジルコンのほとんどは二次的に変質した結果でB-2-A ペグマタイト）中の放射状微小ジルコンのあり変質ジルコンと呼べるものである。その変質特徴とほぼ同じであり、同じく放射性元素（U,

反応の主なものとして、既に言及した熱水反応のTh）を多く含むことが明らかになった（財津 ,ほかに、含まれる放射性元素の崩壊による結晶構2013）。

造の破壊（メタミクト化）現象がある。その両者の複雑な関係の解明が個々具体的に進められてきている（文献は、角谷ほか , 2012 参照）ように、
田上ペグマタイト産ジルコンについても、メタミ
クト化と熱水反応との関連が重要な問題である。
角谷ほか（2012）により、田上ペグマタイト産
アルカリ長石中の微小ジルコンの特異な形状と化
学組成の特徴が詳しく明らかにされ、変質した部
分と初生的と考えられる部分の違いが明らかにさ1 滋賀県立琵琶湖博物館・特別研究員

147

琵博研報

図 1 （a, b） 傘状ジルコンの写真。 (c-1) 解放ニコル偏光顕微鏡写
真、 (c-2) 直交ニコルでの偏光顕微鏡写真

2021 No.33

引用文献
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長島弘三・長島乙吉（1960）日本の希元素鉱物 .
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148

琵博研報

2021 No.33

田上ペグマタイト産ウラン・トリウム含有鉱物
Uranium and thorium containing minerals from the Tanakamiyama pegmatite
中野聰志 1
Satoshi Nakano 1

はじめにる（角谷ほか , 2012；中野 , 本調査報告書）。角

ウラン原料は、天然の鉱物に含まれるウランを谷ほか（2012）によれば、タイプ I ジルコンでは、

濃縮してつくられている。ウランを含む鉱物は、

6~7wt%UO2 が含まれている。ただし、タイプ I

キューリー夫妻の研究で知られる放射性元素探求

ジルコンから変質した考えられるタイプ II ジルの出発点となった。

コンでは、1-2wt%UO2 になる。

ウラン含有鉱物

ウラン資源と田上地域「ウラン含有鉱物」（主成分としてウラン（U）

日本のウラン鉱床探査対象としては、戦中からを含む鉱物＝理想化学組成式で U が表記されての福島石川地方のペグマタイトがよく知られていいる鉱物）としての代表的なものに、閃ウラン鉱る（大林 , 2006）が、岐阜県苗木ペグマタイト等（uraninite）- UO2、ピッチブレンド（pitchblende、と並び田上山一帯もかつてウラン資源探査が実施

瀝青ウラン鉱）- 塊状の閃ウラン鉱、燐灰ウランされたことがある（中野ほか，2013 参照）。敗戦

石（autunite）- Ca(UO2)2(PO4)2・10-12H2O、 人

後の地質調査所による田上山一帯のウラン資源形石（ningyoite）- CaU(PO4)2・1-2H2O などがあ

調査は筆者が直接知るところではない。しかし、る。田上ペグマタイトからも、ウランおよび同じ

1970 年代の動力炉・核燃料開発公団によるウラく放射線元素であるトリウム（Th）を含む鉱物

ン探査の一端を、田上花崗岩体において体験した。

として、トール石 (thorite) – (Th, U)Si O4、モナ

ウランが二次的に花崗岩中の粘土脈に濃集していザイト (monazite) – (Ce, La, Nd, Th)PO4 や イッ

るとの知見から、動力炉・核燃料開発公団が田上

トロタンタル石 (yttrotantalite) – (Y, U, Fe )(Ta,

花崗岩体についても調査を計画したおり、私も 1Nb) O6 の産出が知られている。それらの鉱物は、回だけであったが予察的調査に駆り出された。田

ペグマタイト特有の希元素鉱物として知られてい上花崗岩体中の粘土脈は、いずれも小規模でありる鉱物でもある。また、ウラン（U）やトリウム

その資源的価値は乏しかったと聞く。

2（Th）が化学組成式のなかに表示されていない希1956 年の地質調査所報告第 190 号「日本にお元素鉱物の多くも、そのような放射性元素を大なけるウランの産状 I」中の別表「日本における放り小なり含んでいる。その代表的鉱物には、田上

射性鉱物を産するペグマタイト」に挙げられていペグマタイトからも産出が報告されているフェる近畿 11 カ所中 4 カ所が、琵琶湖周辺の花崗岩

ルグソン石 (fergusonite) – (Y, Ce, La, Nd)Nb O4体である（三国岳、比良谷、兜山、田ノ上山）。

コルンブ石 (columbite) – (Fe, Mn)(Nb, Ta) O6 ゼ

田上ペグマタイト中には、allanite, fergusonite,

ノタイム (xenotime) – YP O4 などがある。さらgadolinite, monazite, xenotime, yttrotantalite,に、花崗岩の副成分鉱物として広く知られている

zircon がこの順に挙げられている。日本鉱床誌—

ジルコンも、放射性元素を多く含む場合が多く、近畿地方（滝本 , 1973）のウラン鉱床の記述中に

ペグマタイト中に産するジルコンも同じである。

は、まったく同じ鉱物リストが載せられている。

田上ペグマタイト産ジルコンは、その一例であ

動力炉・核燃料開発公団（1988）の「日本のウ1 滋賀県立琵琶湖博物館・特別研究員

149

琵博研報

2021 No.33

ラン資源」は、基本的に尾関・松原（1956）と同の一つとして表示されている（45 ~ 55nGy/h）。

じであるが、動力炉・核燃料開発公団中部事業所

職場環境、生活環境、自然環境等により変動（1994）の「日本のウラン資源」中では鉱床各論があるものの一定程度の自然放射線による被爆の最後に「4.4 酸性貫入岩に伴うタイプー琵琶湖

は、誰しも免れることはできない（日本年間平均

周辺地域—」にやや詳しく田上花崗岩体でのウラ1.5mSv、世界年間平均 2.4mSv）。放射線被曝のン探査の結果が次のように記載されている。『大人体への影響について現在までの科学的知見にも

津市富川地区石倉長石鉱床坑道内において、花崗とづいて、「しきい値あるいは被曝限度は存在せ

岩中に 1mR/h, 0.52%U3O8 の強い鉱化作用を確認

ず弱い被曝でも確率的には病変が起こり得る」とし、（中略）1979 年まで探鉱作業を実施した』という見解が、低線量被曝の大問題として国際的にあり、『ウラン鉱化作用は花崗岩中の小規模な破認知されつつある（西尾 , 2012）。

砕帯および割れ目を充填している黄色〜灰黄色のウラン鉱物と教材研究

細粒砂〜粘土様物質中のメタミクトジルコンに含まれるウランに起因していることが判明した』とあるが、『この熱水性と考えられるウランの鉱化

環境教育の位置づけで、天白（2007）は滋賀〜

作用は地表付近のみでなく、地下深部においても京都〜奈良の花崗岩の自然放射線のうちのγ線強産状を確認している。しかし、その脈幅は薄く、度を測定している。測定した範囲では、田上花崗鉱体としてまとまる可能性は低いものと判断し岩からのγ線が他の花崗岩より強いということた』と結論されている。ただし、ジルコンのメタを、自然環境理解の一例として紹介している。こ

ミクト化とウランの挙動の関係は単純でないのでのような自然理解は、今後の自然科学的・地球科（角谷ほか，2014 文献参照）、動力炉・核燃料開学（地学）的な教材の一つとなろう。関連した教発公団中部事業所 (1994) による上記メタミクト材研究の一例に、光学的（物理的）・地学的観点

ジルコンとの記述はさらに検討の余地があろう。

からウランガラスを使用した例が挙げられる（多賀ほか , 2015）。その教材は、ウランガラスが紫

自然放射線

色波長レーザー光により強い発光を示すことを生かして、直接的には光の直進・屈折・複屈折を可

最近の岩石学的な研究の結果でも、田上山の花

視化する内容であるが、ウラン原料入手から製品

崗岩体は、西南日本の白亜紀花崗岩体の中では、開発までの過程を含むより広い理解が必要である

岐阜県の苗木花崗岩体には及ばないが、ウランおことに言及している。

よびトリウムが相対的に多い岩体である（石原ほか , 2005）。そこでは、『ウランは 3.1 ~ 6.0ppmU,

引用文献

トリウムは 18 ~ 30ppmTh であって、共に本邦の花崗岩類にあっては高い値である』と記述されている。なお、ウランやトリウムには直接関連しな

動力炉・核燃料開発公団（1988）日本のウラン資源．動力炉・核燃料開発公団，59pp．

いが、花崗岩の主要構成鉱物であるアルカリ長石

動力炉・核燃料開発公団中部事業所（1994）日本には少量であるが放射性の K が含まれている等のウラン資源．動力炉・核燃料開発公団中部事のことから、これも含めて花崗岩地帯は自然放射

業所，391pp．

40

線が相対的に強い。たとえば、苗木花崗岩地帯を石原舜三・中野聰志・寺島滋（2005）近畿地方

含む岐阜県は自然放射線が高い（55nGy/h 以上）

田上花崗岩の化学的特性—特に放射性元素と希（中津川市鉱物博物館 ,1999）。同書によれば、県

土類元素の役割−．地質調査研究報告，56, 93-

単位の自然放射線強度では広島県が岐阜県と同等98.

であり、滋賀県はこの２県に次ぐレベルの 16 県

150

琵博研報

角谷安華・河野俊夫・中野聰志・西村彰子・星野2021 No.33

美保子（2014）滋賀県田上花崗岩体ペグマタイ
ト中のジルコン：産状・形態・組織・化学組成．
地質調査研究報告 , 63, 203-226.
中野聰志・田口雄作・水野清秀（2013）京都東
南部地域の地質，第 10 章

資源地質，地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）．産業技術総合研究所地質調査総合センター，95-101.
中津川市鉱物博物館（1999）中津川鉱物博物館常設展示書 . 中津川市鉱物博物館，45pp.
大林達生（2006）石川地方の鉱物：日本のペグマ
タイト産地

その２．中津川市鉱物博物館第８回企画展解説書，29pp.
尾関幸治・松原秀樹（1956）日本におけるウランの産状 I. 地質調査所報告第 190 号，11-26．
多賀優・河野俊夫・中野聰志（2015）紫色レーザー光励起による蛍光現象を用いた方解石の 複 屈 折 に つ い て の 教 材． 地 学 教 育 , 68,
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瀧本

清（編）
（1973）日本鉱床誌—近畿地方．朝倉書店，436pp.
天白俊馬（2007）γ線の測定．地学教育と科学運動 , 26, 61.

151

琵博研報

2021 No.33

田上花崗岩体に産する球顆花崗岩
Orbicular granite in the Tanakami granitic masses
高阪一慧 1・大井修吾 1
Ikkei Kohsaka1 and Shugo Ohi1

はじめにるものがある。笹間ヶ岳におけるアルカリ長石に球顆花崗岩は日本でも古くから注目され、そは格子状双晶（microcline structure）はあるが、の形成過程については様々な議論が行われてきパーサイト組織はないことが特徴と記載されていた。球顆岩は、結晶晶出の順番から特徴的な層がる。一方、新免産球顆では、どちらも存在し、特形成されると考えられている（McCarthy et al.,にパーサイト組織はほとんどすべての球顆におい2016）。しかし形成過程において様々な要因が絡て確認できると記載されている。充填部は粗粒質、み合うため、完全に形成過程を説明できていない。

細‐中粒質の場合があり、どちらも混然としてい田上花崗岩体中にも球顆花崗岩が産出しておりる場合もある。充填部の結晶は外殻の放射状アル（稲垣 , 1966；竹本ほか , 1977）、その形成過程にカリ長石とは明確な場合がほとんどであるが、球ついては主にアルカリ長石の観察により推測され顆充填部とは漸移的に変化している場合がある。

ている。一方、ペグマタイトとの関連についても分析試料示唆されているが、その後 40 年近くの間それ以上の議論はない。そこで、本研究は田上山に産出分析した試料は新免の球顆岩の露頭から南南する球顆花崗岩について観察を行い、形成過程お東方向へ約 3 ㎞ 進んだ、草木のあまり生えていよびペグマタイトとの関連について考えた。

ない尾根で採取した（図 1、図 2a）。道中で確認できた花崗岩は中－粗粒黒雲母花崗岩であるが、球顆岩周辺の産状と地質

尾根付近は細粒‐中粒の岩石が散在していた。笹
間ヶ岳と比較すると、周辺地質の花崗岩の粒径は田上山において、笹間ヶ岳付近の露頭（稲垣 ,1966）、新免町吉祥川沿い（竹本ほか , 1977）の2 ヶ所で球顆岩が報告された（図 1）。

やや大きめだった（図 2b）。
笹間ヶ岳とは異なり本地域は球顆が十分に観察できる露頭はほぼ存在しなかったが、尾根から

今回の球顆岩は、中‐粗粒黒雲母花崗岩との境

東側に少し離れた露頭および人為的に掘削された界に近い地点で、細‐中粒黒雲母花崗岩を母岩と尾根上の露頭のみ観察が可能であった。球顆岩をして産出している（図 1）。田上山において球顆
の形状は球形ないし楕円形を示し、最大で 15 ㎝のものも存在する。中心より内核、外殻、充填部と区分され、内核は 1~2 ㎝ほどでアルカリ長石の単晶もしくはアルカリ長石を主に斜長石・黒雲
母・石英などの結晶集合体である。外殻は a 軸に伸長した放射状のアルカリ長石を主とし、これに石英・斜長石・黒雲母が含まれているポイキリ
ティック様部分も存在する。またこの放射状結晶を埋めるように間隙充填部があり、ここに存在する石英はアルカリ長石と同じ方向に伸長して見え

図１ 採取地点周辺の地質図 （中野 2013）□ ： 本研究の採取地。 〇 ： 稲垣 (1966) の採取地
△ ： 竹本 (1977) の採取地。

1 滋賀大学152琵博研報2021 No.33

図 新免における採取地と試料 (a) 採取地周辺の様子、 尾根下方より撮影、 右側にペグマタイトらしき岩脈があり、 左上方に球顆岩の露頭がある、 (b) 尾根上露頭から採取した結晶粒 （①球顆岩充填部・細粒～粗粒、 ②球顆岩母岩周辺・中粒～粗粒、 ③尾根下方・細粒～中）、(c) 露頭から採取した球顆岩を含む花崗岩

含む花崗岩は、周囲の花崗岩とは明瞭に異なる。

たがって、球顆を中心部で二分した断面は円形も採取した試料の多くが、比較的新鮮な直径 4

しくは楕円形である。なお、稀に球顆同士が融合㎝前後の球顆である。球顆の間を埋める花崗岩（充した形状もみられる。

填部花崗岩）とは石英・斜長石・アルカリ長石の集合組織が異なる。なお、試料を採取した各露頭

内核は互いに距離が 5m と離れておらず、シート状（も観察した球顆花崗岩の多くは、斜長石を主としくは dyke 状）“岩体”としての一連のもののしてアルカリ長石、石英を伴うものであり、それように見えた。このようなシート上の産状は、稲らの多くが自形・半自形である。内核の鉱物含有

垣 (1966) の笹間ヶ岳付近の産状に対比できる。

量はおおよそ斜長石：アルカリ長石：石英＝ 8：1：

中野（2013）の田上花崗岩の区分（図 1）によ

1 であり、黒雲母はほとんど存在しない。内核はると、球顆岩周辺は中‐粗粒黒雲母花崗岩、尾根

稀に石英の結晶集合体からなることもある。この下方は細粒‐細粒斑状黒雲母花崗岩である。なお、

場合、石英以外の鉱物はわずかしか伴われていな

尾根西側および球顆岩露頭の上方にペグマタイト

い。

らしき岩脈があった。
採集試料（図 2c）から 8 つの薄片を作成し、主に偏光顕微鏡観察を行い、一部滋賀大学教育学
部設置の電子微小プロヴェ分析装置（JEOL JXA8230）のエネルギー分散型マイクロアナライザー
を用いてスタンダードレスで解析を行ったが、本稿では顕微鏡観察結果を報告し、それに基づき球顆花崗岩の成因について言及する。

観察結果
球顆花崗岩
球顆の径は 3 ～ 6 ㎝程度である。球顆は、常に 0.5 ～ 2 ㎝の内核を有しており、その箇所を中心とし、放射状に発達する長石が外殻として存在する。
球顆は楕円体をしており、その多くは球顆同士が直接連結せず互いに離れて存在している。し

153

琵博研報

図 3 内核のアルカリ長石の偏光顕微鏡写真 （複ニコル）、 (b)は (a) を 45°回転 , パッチパーサイトとカールスバッド双晶がわ
かる、 Kfs= カリ長石、 Ab= 曹長石2021 No.33

アルカリ長石は大きさが平均 1~3 ㎜ 、大きいも外殻ので 10 ㎜ になるものがあり、他形を示すものが外殻を構成している鉱物は、内核から扇状に多い。基本的にタービリティーを伴い、石英・斜伸長するアルカリ長石が主である。石英・黒雲母

長石・黒雲母を包有している。カールスバット双は様々な形状をとり、疎らに含まれている。斜長晶および不明瞭なパッチパーサイト組織を示す場

石は偏って分布している。外殻を構成する鉱物比合がある（図 3）。稀にパーサイト組織とマイクはおおよそ、アルカリ長石：石英：斜長石：黒雲

ロクリン双晶が同一結晶内で共存する。

母＝ 60：20：17：3 である。

斜長石は大きさ 0.5~2 ㎜ 程度であるが、大きアルカリ長石は、大きいものでは 10 ㎜ を超え

いものでは 3 ㎜ に達するものもある。ほとんど

るが平均 1.5 ～ 5 ㎜ 程度である。そのほとんど

は、自形もしくは半自形であり、明瞭なアルバイ

が他形であるが、内核を中心として放射状に伸長

ト集片双晶を示す。また、中心に近づくほどソーしており、充填部（花崗岩）に近づくほどその幅

シュライト化（熱水作用）した部分がみられる（図が大きくなる。基本的にタービリティーを伴い、4）。アルカリ長石と同様に、一部石英・黒雲母をほとんどが不明瞭なパッチパーサイト組織を示し

包有する場合がある。

た。稀に、パーサイト組織のないマイクロクリン

石英は、大きさ 0.1~0.5 ㎜、形は多様であるが、双晶を示す部分がみられる。また、カールスバッ

長石結晶の間隙部を埋める（間隙充填）か、もしト双晶もみられる。全体として、他鉱物を包有しくはそれらに包有されている。一部の結晶は波動て放射状に伸長している。それぞれのアルカリ長消光を示す。また、この内核にある石英は、結晶石放射状結晶の間には、幅 0.5-2.0 ㎜程度の部分

ごとに消光位が異なる。

があり、そこには主に石英・斜長石・黒雲母がみ

黒雲母は大きさ 0.5 ㎜ 前後で、他形である。

られるが、アルカリ長石も含まれる。しかし、アルカリ長石は外殻・放射状結晶から間隙部結晶へとはつながっていない。なお、放射状アルカリ長

図 4 熱水作用を受けたと思われる黒雲母と斜長石の偏光顕微鏡
写真、 (a) 複ニコル、 (b) 単ニコル、 Bt ＝黒雲母
図 5 (a) 文象帯での石英結晶の複ニコル像、 (b) の石英血相は c
軸が立っている、 (b) の右下は (b) の×印におけるコノスコープ像

154

琵博研報

2021 No.33

石との境界部では、アルカリ長石に比べて斜長石や石英が比較的多くみられる。

物も少ない。
斜長石は 1~3 ㎜ 程度の大きさであり、ほとん

斜長石は主に外殻の間隙部や内核との境界にどが半自形である。普遍的にアルバイト集片双晶

多いが、多くはアルカリ長石の間隙を埋めるようが見られ、ソーシュライト化している場合がある。

にあり、それらの全体としての大きさは 0.2~1.5

石英は 0.5~3 ㎜ 程度の大きさで、半自形また㎜程度である。自形もしくは半自形である。内核は他形である。外殻付近のものは比較的小さく、の斜長石同様、アルバイト集片双晶を示すものがそこから離れるほど結晶が大きくなる。また、大大半で、ソーシュライト化したものは充填部付近

きい結晶ほど波動消光を示す。黒雲母は他結晶ので多く確認できる。斜長石結晶の方位はばらばら間隙にあり、大きさは 0.5~1 ㎜ のものが多い。

である。

考察

石英は、斜長石同様、アルカリ長石放射状結晶の間隙を埋めるか、もしくはそれに包有される
ように分布する。間隙を埋めるものは、半自形〜

形成順序

他形で他鉱物とともに 0.1~1 ㎜ 程度の等粒状組

内核・外殻に存在している斜長石は自形〜半自織を呈する。アルカリ長石に包有されているも形結晶であり、比較的早い段階で晶出したものでのは、大きく二つに分けられる。一つは 、0.1 ㎜あろう。外殻の放射状アルカリ長石が他鉱物を包以下の結晶としてポイキリチックに含まれる。も有している一方で、充填部花崗岩アルカリ長石にう一つは、アルカリ長石の伸長方向に直交方向には包有物がほぼ存在しておらず、形成条件などが細長く共生した文象構造を示すもので、大きさは異なると考えられる。また外殻のアルカリ長石中

1~5 ㎜ と大きい（図 5）。包有石英の形状は、紡には文象構造があり、そのなかには c 軸伸長では錘形が多く、円形状、楕円形状、長柱状、ノコギない石英も存在する。ペグマタイト中の文象構造

リ状などがあった。その約半数の石英は、波動消は急速に成長したためにできる構造であり、本来光を示すものであった。また紡錘形の石英には、であれば c 軸方向に成長する石英も、急速成長下

切断面（薄片面）にたいして光軸が垂直方向に立では a 軸方向に成長する（London, 2012）。したっており常に消光する場合がある（図 5b）。

がって、外殻の形成は、比較的早い成長速度で行

黒雲母の大きさは 0.1~0.3 ㎜ と小さいが、中にはわれたと考えられる。一方、充填部花崗岩は、結プレコリック＝ハロを伴った 1.5 ㎜ 程度の大き

晶の大きさが他の部分と比較して大きく、母岩花

な結晶もまれにみられる。

崗岩程度に相対的に遅い成長速度で成長したものであろう。

充填部花崗岩充填部花崗岩の結晶は、球顆内の結晶よりも他の球顆花崗岩との比較大きく、結晶の大きさや鉱物集合組織が球顆部分

笹間ヶ岳の露頭（稲垣 , 1966）および新免町吉とは異なる。含有鉱物比も、観察した薄片により

祥川沿い（竹本ほか , 1977）の二地点において田多少異なるが、アルカリ長石、斜長石、石英がほ上山の球顆花崗岩についての報告がされており、

ぼ同等量含まれており、球顆部とは異なる。黒雲球顆岩の形成過程についていくつかの可能性が示

母は、母岩の花崗岩に比べて少ない。

唆されている。竹本ほか（1977）でも言及されてアルカリ長石は大きさ 3~5 ㎜ 、中には 10 ㎜

いるように、球状花崗岩は世界中で多様なものがを超すものも存在し、半自形から他形である。基古くから知られ、その成因についても研究が行わ

本的にタービリティーを伴い、明瞭なパーサイト

れてきている。その成因としては、大きくマグマ構造を示した。観察した限りでは、マイクロクリ（メルト）からの晶出説と、もとの岩石への（揮ン双晶はみられなかった。また、包有する他種鉱

発性分に富む）侵入液（メルト〜高温熱水溶液〜

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低温熱水溶液）による交代作用説の二つに分けら半自形）長石の存在という共通点がある。したがれる。

って、球顆岩とペグマタイトとの間には、内核と今回の球顆形成については、既述のように、母岩花崗岩（の一部）、外殻と細粒体・文象帯、球顆の中心の内核がマグマ残液（メルト）から最充填部と巨晶帯がそれぞれ対応すると考えること

初に晶出し、その後さらなるマグマ残液から順次も可能ではないかということが、本稿を終えるに異なる晶出条件下でできたものである。球顆花崗

あたっての問題提起である。

岩の内核については、笹間ヶ岳付近球顆ではアル謝辞

カリ長石が主、本研究の球顆では内核は自形または半自形の斜長石が主であるという違いがある。
このことは、内核結晶を晶出させたマグマ残液（メ河野俊夫氏には、野外調査、論文の紹介など様々ルト）の化学組成の違いに起因するものと考えるな面でアドバイスをいただいた。ここに深く感謝ことができる。その後にできる球顆花崗岩の外殻いたします。

については、笹間ヶ岳付近球顆花崗岩と本研究の引用文献

球顆花崗岩とに大きな違いはない。
また愛知県の猿投山でも球顆岩が観察されている。猿投山の球顆岩の外殻は本研究の観察したも

McCarthy, A., Müntener, O., Bouvier, A.-S. andのと同様であるが、内核はアルカリ長石が主のも

Baumgartner, L.（2016）Melt Extractionの、石英・斜長石・アルカリ長石・黒雲母など花

Zones in Shallow Arc Plutons: Insights from崗岩質の自形結晶が集合したもの、アプライト質

Fisher Lake Orbicules (Sierra Nevada,のものと産地により異なる（河野、1938a）。猿Western USA). Jour. Petrol., 57，2011-2052.

投山の球顆岩の形成過程について、河野（1938b）

稲垣紘武（1966）田ノ上産花崗岩質球顆岩に就いはもとのマグマの成分の違いにより内核結晶は異て . 地学研究 , 17，129-142.

なるが、石英 - 斜長石 - アルカリ長石を 3 成分と竹本健一・吉田源市・中野聰志（1977）滋賀県大する熱平衡関係を考えると、内核の鉱物が最初に

津市田上山における球顆花崗岩の新露頭の発見 .

晶出し、その後外殻が形成され最後に充填部が形

地球科学 , 31，130-131.

成されたとした。これは本研究で提起した田上花

中野聰志・大橋義也・石原舜三・河野俊夫（2013）

崗岩体の球顆花崗岩の形成過程とも一致する。

滋賀県琵琶湖南方・田上花崗岩体中の細粒暗色
包有岩．地質調査研究報告，64，25-49．
London, D. and Morgan, G.B.（2012）The

ペグマタイトと球顆花崗岩の比較
ペグマタイトは、母岩の花崗岩から細粒帯→文Pegmatite Puzzle. Elements，8，63-268.

象帯→巨晶帯に代表される帯状構造を示す。本研

河野義礼（1938a）猿投山産球顆岩石の化学的研究で観察した球顆岩は、自形の多い内核、文象帯

究（Ⅰ）．岩石礦物礦床學会誌 20, 14-25．

の見られる外殻、結晶が大きい充填部の順番で形

河野義礼（1938b）猿投山産球顆岩石の化学的研成すると考えられることは既に述べた通りであ

究（Ⅱ）．岩石礦物礦床學会，20, 60-70．

る。一種の帯状構造とも言える。
肉眼観察または偏光顕微鏡による観察では、球顆岩の外殻がペグマタイトにおける細粒帯や文象
帯と、充填部花崗岩は周囲の母岩と比較して大きな結晶が多いという点で巨晶帯と、それぞれ対比
できる可能性がある。内核と母岩花崗岩の対比については無理があろうが、初期晶出を示す自形（〜

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田上花崗岩体の接触変成作用による菫青石
Cordierite in hornfels thermally metamorphosed by the Tanakami Granite
大井修吾 1・原俊介 1Shugo Ohi1 and Shunsuke Hara1

はじめにく産出する。まれに花崗岩やペグマタイトにも産

大津市大石地域は滋賀県南部に位置し、琵琶湖出することがある。田上ペグマタイから産出してから約 10km 離れた瀬田川流域にあたり（図１）、いる 40 種近い鉱物の中では、本調査報告にも記

その東側および瀬田川へ流入する加河川を挟んだ

載のある電気石や緑柱石（ベリル）が同じサイク

北側には田上花崗岩体が広がるとともに、瀬田川

ロケイ酸塩鉱物である。菫青石は、高温時には多を挟み鹿跳橋以西にも田上花崗岩体の延長部が岩形であるインド石に変化することが知られてい脈状に分布している。したがって、花崗岩体は瀬る。インド石は Si、Al が無秩序に配列しており

田川付近の中生代の堆積岩類の地下にも連続して六方晶系に属する。

分布しているものと考えられる。堆積岩類は、丹菫青石はインド石と多形の関係にあり、インド

波帯に属するジュラ紀付加コンプレックスからな

石が高温安定・菫青石が低温安定の相関係にある砂岩、泥岩、チャートからなる。本論での対象る。図 2 からわかるように、両鉱物相が共存する地域の田上花崗岩体との境界部、すなわち富川か不混和領域が存在する。また菫青石三連双晶結晶

ら瀬田川流域においては強い接触変成作用を受けており、ホルンフェルスとなっている。特に大石地域周辺の泥質ホルンフェルスからは猪瀬山周辺の黒雲母帯や当採取地点の菫青石帯、一部地域では紅柱石帯など、多様な鉱物が報告されている（脇田・竹内 , 2013）。これらの石は奇岩怪石が多く、古くから庭石として重宝されてきた。なかでも、
鹿跳橋付近の河床に出現するホルンフェルス中の菫青石は近隣地域の中でも大きいことで有名であ図 1 大石地域における採取地点周辺の地質図 （中野 , 2013） 図
中の黒い三角は採取地点を示す

る。ここでは、ペグマタイトを多産する田上花崗岩体にちなんで、鹿跳橋の北側の瀬田川河床域に分布するホルンフェルス中の菫青石三連双晶を報告する。

菫青石三連双晶について
菫青石は Mg と Fe から構成されるサイクロ
アルミノケイ酸塩の一種であり、Al、Si が秩序的に配列しており斜方晶系に属する。化学式は(Mg,Fe)2Al3(AlSi5O18) である。一般的に高温低圧で発生した泥質ホルンフェルスや広域変成岩に広図 2 菫青石の Mg-Fe 含有量比による相平衡図 (Kitamura andHiroi, 1982)

1 滋賀大学教育学部

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ができるのは菫青石とインド石が同時成長下結果

組成分析、後方散乱電子回折 (EBSD) による結晶であることが、Kitamura and Hiroi (1982) によ方位解析を行った。

り示されている。菫青石の三連双晶結晶は、そのSEM-EPMA（JXA-8230）による化学組成分

内部において 8 つの花弁状の成長分域に分かれて

析では波長分散 X 線分光法（WDX）を使用した。

いる。この内部組織の解析の結果から、インド石

分析は、加速電圧 15kV、電流値 10nA、スポと菫青石は同時に成長し、インド石は c 軸方向のットサイズ 3 μ m で行い、菫青石に含まれや

2 つの分域として成長し、菫青石は周囲の花弁状

す い Si、Mg、Fe、Al、Mn、Cr、Na、Ti の分域として成長していく。菫青石の結晶方位はイ８原子について分析した。

ンド石の方位に依存し、共通の c 軸を持つ 60°

SEM-EBSD（Quanta200 3D + ） は 京 都 大

回転した関係となっている。図 2 のようにインド

学大学院理学研究科鉱物学講座にて行った。分

石と菫青石が同時に成長する温度および化学組成

析は加速電圧 15kV、電流値 2.6nA で行った。

（Mg,Fe 比）は決まっており、この条件を満たす

菫青石の結晶構造は六方晶系のインド石と類似地域は限られている。またインド石として成長ししており、c 軸を中心に 60°回転させた結晶と比

た分域は温度降下に伴い、共通の c 軸を持つ 3 つ較したとき、Al と Si が入れ替わるのみでほとんの方位の菫青石へと相転移する。なお、花弁状結

ど同じ結晶構造を持つ。そのため EBSD で菫青晶が風化によって雲母や緑泥石に変化したものを

石の方位を決定する際、共通の c 軸を中心に 60°

桜石と呼ぶ。

回転した 3 方位が結晶方位の候補として挙がり、

滋賀県周辺では京都市西部に位置する大文字山

EBSD のみで結晶方位を決定することは困難で周辺や長浜市北部に位置する金糞岳周辺、甲賀市ある。一方それぞれの方位を持つ結晶を通った光中心部に位置する古城山で桜石及び菫青石の三連の偏光方向は異なり、偏光顕微鏡下で消光位の違双晶が報告されている。また、京都府亀岡市でといとして判断できる。そこで本研究では EBSD

れる桜石が有名で、京都府の県の石・鉱物としてパターンから結晶方位の候補を 3 種類に絞り、ス認定されている。

テレオネットを用いてそれぞれの場合の偏光方向を作図し、偏光顕微鏡で消光位を観察することで解析試料

菫青石の結晶方位を 1 つに決定した。

瀬田川河岸の鹿跳橋やや北での田上花崗岩体との接触部付近で分析試料を採取した（図 3）。採取したホルンフェルスには菫青石特有のガラス光沢を持つ結晶を観察することはできなかったが、
幅 1cm 程度の黒色の斑状変晶を複数確認できた。
また斑状変晶の中には一部分が白く変色したものも確認できた。これらのホルンフェルス及び斑状
変晶は田上花崗岩体の熱によって泥岩が変成し、生じたものと考えられる。

図 3 試料採取地点。 花崗岩との接触部付近のホルンフェルスを
採取した

研究手法

観察・分析結果

図 1 で示した場所で採取した菫青石ホルンフェ

解析対象のホルンフェルスは主に粒径の小さい

ルスの薄片を作成し、偏光顕微鏡による観察、滋鉱物が多い基質と大きく結晶成長した斑状変晶

賀大学教育学部設置の SEM-EPMA による化学から構成されている。偏光顕微鏡観察及び SEM-

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EPMA 観察の結果このホルンフェルスからは、変晶は独立に核形成したわけではないということ

菫青石、石英、アルカリ長石、黒雲母、燐灰石、が分かった。

鉄チタン酸化物が観察できた。

また菫青石斑状変晶の中には細粒な黒雲母やカ

偏光顕微鏡サイズの菫青石斑状変晶は最大で約リ長石、石英、燐灰石を包有しているものがあり、

2 ～ 3mm くらいであり（図 4）、ホルンフェルス

また多量に包有しているものもあった（図 5 c, d）。

中の他の鉱物と比較して大きい。クロスニコル下

そのような包有物の多い菫青石は、偏光顕微鏡ので菫青石斑状変晶は波動消光を示す。また SEM-

オープンニコル観察では一見基質の部分と類似のEPMA 分析により菫青石の Mg:Fe = 56:44 が得組織に見えるので菫青石とはわからないが、クロられた（表 1）
。菫青石斑状変晶の中には、隣接

スニコル下では基質の部分とは異なり全体がほぼしていないが同じ結晶方位を持つ菫青石や、隣接同時に消光するため菫青石とわかる（図 5a）。菫

しているが異なる結晶方位の菫青石が存在し、中青石の包有物と基質の構成鉱物及び粒径はほとには花弁状結晶のものも存在した（図 4a, b)。花んど同じであった。図 5 の菫青石も 3 種類（方弁状の結晶は 3 種類（方位 A1,B1,C1）の消光位

位 A2、B2、C2）の消光位からなっていた。このからなり、中心部は 3 種類の結晶方位が混ざって

菫青石に対しても EBSD を行った結果（図 5f）、

いた（図 4c）。この花弁状の菫青石斑状結晶に対

図 4 の菫青石斑状変晶同様に、方位 A2、B2、C2

して EBSD を行い、ステレオネットにプロット

は c 軸 を 共 有 し て お り、 方 位 A2、B2、C2 の a

した結果（図 4d）、方位 A1、B1、C1 は c 軸を共軸、b 軸は c 軸を中心に 60°回転させた関係にな有していることが分かった。また方位 B1、C1 のっていることが分かった。このことから方位 A2、

a 軸、b 軸は方位 A1 の a 軸、b 軸から c 軸を中

B2、C2 は結晶学的な関係を持っており、それら

心に 60°回転させた方位であることが分かった。

の方位を持つ菫青石斑状変晶は独立に核形成した

このことから方位 A1、B1、C1 は結晶学的な関わけではないということが分かった。

係を持っており、それらの方位を持つ菫青石斑状

図 4 花弁状の菫青石斑状変晶の光学顕微鏡写真。 (a) オープンニコル像 (b) クロスニコル像 (c) 同時に消光する領域の模式図(d) A1、 B1、 C1 の a 軸、 b 軸、 c 軸の方位関係を示したステレオネット、 単結晶は最大 2 ～ 3mm でありクロスニコル像において消光位は 3 種類に限られる。 菫青石三連双晶を一つの鉱物組織であるとするとこの花弁状の菫青石は 1cm ほどになる

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考察の結果、この成長分域には共通の c 軸を持つ異な菫青石斑状変晶の包有物について

る 3 つの結晶方位の菫青石が存在）という形成過既に述べたように、本地域の菫青石斑状変晶内程を意味している。また、図 5 の菫青石は細粒鉱には石英をはじめとした他の鉱物が包有されてお物を多量に包有しているという特徴を除き、従来

るが、これらの鉱物は基質部分にも分布している。

まで報告されているインド石由来の菫青石三連双これらの鉱物は基質部分から菫青石が成長する過晶（雲母化した後に桜石となる）と鉱物組織上の程で取り込まれたものと考えられる。図 5d に見差が見られず、図 5 の菫青石もインド石由来の菫られるように、細粒の鉱物が菫青石成長中に多量

青石三連双晶であると考えられる。当地域ではこに包有されていることから、大石地域は接触変成のような菫青石三連双晶の報告例がなく、本報告

作用の際に菫青石の結晶が急成長するような環境が初である。同様に大石地域において桜石の報告にあったと考えられる。

例もないが、本研究が示したとおりインド石由来の菫青石は存在するため、桜石もまたこの地域で

菫青石斑状変晶の方位関係について発見される可能性がある。

EBSD による結晶方位解析と偏光顕微鏡観察から図 4 の菫青石の斑状変晶は c 軸を中心に 60°

滋賀県内の他の地域の菫青石との比較

回転した方位関係の結晶から構成される。そのため、本研究で観察したこの菫青石斑状変晶は三連

周琵琶湖花崗岩帯ではこれまでに、大文字山周双晶を形成していることがわかった。これは桜石辺や長浜市北部に位置する金糞岳周辺、甲賀市中をはじめとした“インド石に由来”した菫青石が心部に位置する古城山、甲賀市東部に位置する土持つ特徴である。“インド石に由来”の表現は、

山町山女原地域等接触変成作用により三連双晶

既に説明したように、菫青石三連双晶斑状変晶は、を示す菫青石または桜石が報告された。また原

1．インド石の核ができる、2．c 軸方向にインド（2018）により新たに高島市北部に位置するマキ石が成長し周囲の花弁状分域として菫青石が成長

ノ町白谷地域でも三連双晶を示す菫青石が報告さする（菫青石の結晶方位は c 軸方向に 60º 回転）、3．

れた。これらの地域の菫青石の化学組成を表１に

温度降下に伴いインド石は菫青石に転移する（そ示す。なお、古城山の菫青石ホルンフェルスは甲図 5 細粒な包有物を多量に含む花弁状の菫青石三連双晶。 (a) オープンニコル像、 (b) クロスニコル像、 (c) 同時に消光する領域の模式図、(d) 後方散乱電子像、 (e) 菫青石中に包有される多量の細粒結晶を示す、 (d) の黒枠を拡大した後方散乱電子像、 (f) (c ) 中の A2,、 B2、C2 の a 軸、 b 軸、 c 軸の方位関係を示したステレオネット

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表 1 各地域の菫青石の化学組成

賀市指定天然記念物となっているため採取できな部に位置する田上花崗岩体の温度は 550-600 ˚Cかった。菫青石三連双晶の花弁状結晶はインド石以上であったと考えられる。

と菫青石が同時成長する必要があり、図 2 の相平

また、他地域の三連双晶を示す菫青石から取得

衡図において 2 相共存を満たす温度、化学組成条した化学組成（表 1）から二相共存の温度範囲を件であるときに生成されると考えられる。大文字推測すると、その全てで 600 ± 50˚C の範囲とな

山の菫青石の場合 MgO,FeO の平均比率はおよそった。そのため、周琵琶湖花崗岩体５地点の接触

55:45 であり、2 相共存の温度範囲はおよそ 550-

部は 600 ± 50˚C 程度で変成作用を受けたと推測

600˚C になる。

できる。これに伴い各花崗岩体は接触部付近におまた大文字山では炭質物のグラファイト化からいて最低でも 600 ± 50 ˚C 以上と考えられる。

変成温度の推測がされており、その温度範囲は
530-590˚C 程度と考えられている ( 中村 , 1995)。

まとめ

炭質物のグラファイト化から推測された変成温度
範囲と花弁状菫青石から推測からのものはほぼ同

今回の調査により、大石地域の鹿跳橋付近に出様のものとなっており、その他の地域の変成温度

現する接触変成岩内から菫青石の三連双晶を発見

も花弁状の菫青石三連双晶の化学組成から推測すした。また、菫青石はその成長過程で周囲の基質ることは可能だと考えられる。

を包有した可能性があることがわかった。

大石地域の花弁状菫青石三連双晶の MgO とさらに三連双晶の発見から当地点での熱変性

FeO の比はおよそ 56:44 であり、図 2 の相平衡図作用を受けた温度は最低でも 550-600˚C 前後であでインド石と菫青石の共存する温度範囲は 550-

り、熱源の田上花崗岩体は最低でも 550-600˚C 以

600 ˚C である。つまり当地域では最低でも 550-

上であると推測することができた。

600˚C 前後で変成作用を受ける必要があり、接触

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謝辞
後方散乱電子回折による結晶方位解析を行うにあたり、伊神洋平博士（京都大学）のご協力を得た。ここに記してお礼を申し上げる。

引用文献
脇田浩二・竹内圭史 (2013) 京都東南部地域の地
質 , 第 3 章 丹波帯ジュラ紀付加コンプレック
ス．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）
産業技術総合研究所地質調査総合センター ,10-21．
中野聰志 (2013) 京都東南部地域の地質 , 第 4 章
後期白亜紀火成岩類 , 地域地質研究報告（5 万分の１地質図幅）産業技術総合研究所地質調査
総合センター , 22-54.
Kitamura, M. and Hiroi, Y. (1982) Indialite
from Unazuki pelitic schist, Japan, and its
transition texture to cordierite. Contrib.
Mineral. Petrol., 80, 110-116.
中村大輔（1995）接触変成帯と広域変成帯での炭質物のグラファイト化の比較とその解釈 . 日本
地質学会第 102 年学術大会 ( 広島 ) 講演要旨集，276.
原俊介（2018）周琵琶湖花崗岩体により変成作用を受けた菫青石ホルンフェルスの調査．2017年度滋賀大学教育学研究科修士論文 .

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田上ペグマタイト：鉱物研究への自然の手引き
The Tanakami pegmatite as a guid to the study of minerals
大西政之 1
Masayuki Ohnishi 1
1995 年、筆者が中学 3 年生だったある日の理が紹介されており、自宅から比較的近く産出鉱物

科の授業で、担任でもあった石尾淑子教諭は 3 段が魅力的という理由で、田上山へ行くことを思い組みの平たい木箱を教室へ運ばれてきた。その中立った。1996 年 7 月、東大阪市の自宅から JR とには紙箱に入った鉱物が整然と納められていたバスを乗り継ぎ、2 時間以上かって最寄りの帝産(1 段に 25 個程入っていたように思う )。その時

バス「アルプス登山口」バス停にたどり着いた。

の授業内容は覚えていないが、自然硫黄や無色透ここから「鉱物採集フィールド・ガイド」の大ま明な水晶を見て、「こんなものが自然にできるのかな概略図を頼りに、天神川から笹間ヶ岳付近をか！」と感銘を受けたことはよく覚えている。

歩いてみた。とはいっても、素人が登山道をただこれがきっかけとなり、益富地学会館監修「日歩くだけでは要領を得られるはずもなく、登山道

本の鉱物」( 成美堂出版、東京、1994 年 ) を買いや天神川で 2~3 cm 程度の白い塊状の石英やチン求めた。これは小型のポケット図鑑でありながら、

ワルド雲母のかけらを拾っただけであった。これ

日本各地の鉱物のカラー写真が掲載されており、が筆者にとって鉱物を目的とした初めてのフィー

しかも美しいものや珍しいものなども紹介されてルドワークとなった。今から思えば、まともな装いたので、すぐに本書の虜になってしまった。そ備や情報を持たない無謀なものであったが、鉱物して常に学生服のポケットに入れて持ち歩き、暇

産地に足を踏み入れるという意味では貴重な体験さえあればページをめくっていた。その中には滋となった。

賀県田上山から産出したトパズの美しい結晶、新その後、1996 年 10 月から京都市にある益富地

鉱物の益富雲母、チンワルド雲母 ( 現在は独立種学会館に出入りするようになった。1998 年 7 月、

名ではなく、シデロフィライトとポリリシオナイ

同館主催の採集会が田上山の中澤晶洞で行われる

トを端成分とする系列名 )、ジルコンが紹介されことになったので、初めてフィールドでペグマタており、大阪で生まれ育った筆者とって比較的近イトを見ることができると喜んで参加した。中澤

くにある“宝の山”には特に心惹かれた。

晶洞は、大津市在住であった中澤和雄氏によって高校に入学して間もない頃であろうか、「日本1974 年に発見されたペグマタイト晶洞で、田上の鉱物」に続いて草下英明著「鉱物採集フィール

山では戦後最大ともいわれ、多量のペグマタイト

ド・ガイド」( 草思社、東京、1982 年 ) を買い求鉱物が産出したことで有名である。中澤氏が発見めた。本書はタイトルの通り、実践的な鉱物採集された当時は花崗岩の露頭にぽっかりと晶洞が口のガイドブックで、鉱物採集の方法や全国の鉱物を開けているようであったが、採集会の時にはす産地が紹介されていた。鉱物産地紹介は、産地へ

でに砂防工事が行われて久しく、周囲には草木がのアクセスから観察・採集のポイントまでが親切

繁茂し様変わりしていた。それでも晶洞前の斜面に書かれており、読んでいるだけで産地に行ってには晶洞から搬出されたとみられるペグマタイト

鉱物を手にできそうな気がするほどおもしろく、鉱物が“ずり”のように堆積しており、その中に何度も読み返しているうちに、自分の手で鉱物をは不完全ではあるものの、長さ 10 cm を超える

採集してみたいと強く思うようになった。その中煙水晶や 1 cm 程度のトパズの破片は普通に転がには「トパズ ( 黄玉 ) の山」と題してあの田上山っており、中には 10 cm を超える立派な益富雲

1 京都市

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母の劈開片を見つけた参加者もいた。筆者も 3~4と身に着けることができたように思う。まだ今日cm の益富雲母の劈開片などを拾うことができた。

のようにインターネットが普及する前のことで、サイズは小さいものの、図鑑に載っているような珍しい鉱物の標本を採集することができ、大変文献の入手には苦労したことが懐かしい。
さらに、大学・大学院を通じて鉱物学が専門

感激したことを覚えている。この時の標本は、今の小林祥一教授と草地功教授のもとで記載鉱物

でも筆者の標本箱に収まっている。

学をはじめとする地球科学の教育を受け、これま

中澤晶洞での採集会が終わってしばらくしたでに沼野石、大阪石、箕面石といった新鉱物や十ある日、益富地学会館の標本展示室で鉱物標本を数種の日本新産鉱物の研究に携わることができた

眺めていると、同館主任研究員の藤原卓氏からが、そのほとんどで高校生の時からの経験が基本「先日、中澤晶洞で採集したチンワルド雲母の中となっている。鉱物と出会って早い段階から多くに含まれている黒色の鉱物を X 線粉末回折装置の経験に恵まれたことは本当に幸運であったと思で調べてみないか」と言われた。まさか自分で機っている。

器を使って鉱物を分析できるとは夢にも思っても2015 年 9 月、約 10 年ぶりに中澤晶洞を訪れた。

いなかったので、二つ返事でお手伝いさせていた晶洞前の“ずり”は健在で、アルカリ長石・斜長

だいた。最初に藤原氏から簡単な手順を教えてい石の劈開片や文象花崗岩はいくらか見られたが、ただき、まずはナイフとピンセットでチンワルド

煙水晶、トパズ、チンワルド雲母、益富雲母など

雲母を劈開に沿って剥がしながら、双眼実体顕微はほとんど見つけることができなかった。これま鏡で 2 mm にも満たない黒色鉱物だけを分離しでに田上山には十数回足を運んでいるが、残念なた。ようやく集めた黒い粒は藤原氏が乳鉢で粉末

がらいまだにペグマタイト晶洞を自ら発見する経にし、ホルダーにマウントして装置にセットされ験には恵まれず、田上ペグマタイトのトパズの美た。そして装置をスタートさせると、PC のディ

しい結晶はいまだに憧れの存在である。しかし、スプレイにデータが少しずつ現れ、約 40 分で測

田上山との出会いを通じて得られた経験は、その定が終了した。測定データを処理して検索すると、後の様々な鉱物、多くの人々との出会いにつながコルンブ石に一致することがわかった。コルンブ

り、筆者の人生における宝となっている。田上山

石には鉄とマンガンそれぞれ端成分とする 2 種がは筆者にとってまさに“宝の山”なのである。

あるが、この装置ではそこまではわからないことも教えられた。それまで鉱物はフィールドで採集したり肉眼で同定したりすることだけに注意を払っていたが、この体験によって鉱物の見方が変わり、物性や化学組成などにも関心が深まる機会となった。
その後も様々な鉱物産地へ行っては採集した鉱物を同館へ持ち込み、随分と多くの試料を調べさせていただいた。自分で装置を使って鉱物の同定を行うようになると ( 大抵は何か珍しいものではないかと思って分析するので )、最初の肉眼での予想と違っていた場合、なぜ最初はそう思ったのか、どこが違っていたのか、といったことを考えるようにもなり、鉱物種の肉眼での同定力の向上にもつながったように思う。また、データの解析や比較を行うために、文献を調べる方法も自然

164

琵博研報

2021 No.33

苗木地方と田上地方：共通点の多いペグマタイト産地
Naegi and Tanakami districts: similar pegmatite fields in Japan
大林達生 1
Tatsuo Obayashi 1

はじめに

205 点）、それに次ぐのが「苗木地方」を含む岐

筆者が学芸員として勤務する中津川市鉱物博

阜県で 228 点（全体の約 10％、「苗木地方」の標

物館は、「田上地方」とともに日本三大ペグマタ

本は、長野県田立産を含め 148 点）となっている。

イト産地のひとつに数えられる「苗木地方」に立

ところが、「田上地方」のある滋賀県はわずか 17

地する。当地出身で日本における在野鉱物研究家

点しかなく、しかもそのほとんどが滋賀石の模式の先駆けである長島乙吉氏と、その子息・長島弘産地として知られる五百井鉱山の標本である。

三博士から寄贈された「長島鉱物コレクション」

ちなみに、福島県の標本が多いことは乙吉氏を基礎に、その収蔵・展示と、「苗木地方」の産が嘱託をしていた理化学研究所の拠点が石川町に出鉱物、地域地質の紹介を柱とする、地質・鉱物

置かれていたことを考えれば不思議はなく、岐阜にフォーカスした博物館である。

県については乙吉氏の故郷であり、故郷の地に寄小文では、当館で開催した企画展「田上地方

贈したことを考えれば素直に肯ける。「田上地方」の鉱物」（大林 , 2002）の開催経緯と、その企画・については、父子共著の「日本希元素鉱物」（長島・準備を通じて筆者が興味深く感じた「田上地方」

長島 , 1960）にも記載があり、調査・採集に訪れと「苗木地方」の共通点について記してみたい。

ていなかったとは考えられない。弘三博士は、田上を模式地とする益富雲母の発見・記載（長島ほ

第 6 回企画展「田上地方の鉱物」

か , 1975）に携わっていることから、寄贈した「コレクション」に「田上地方」の標本を含めなかっ三大ペグマタイト産地のひとつ「苗木地方」のた理由は、当時まさに研究対象の標本だったから博物館として、他の 2 産地を企画展で紹介したい

かなどと想像を巡らせてはみるが、はっきりしたと当初から考えていたが、開館から丸 4 年を経てことは分からない。したがって、「田上地方」にようやく開催に至ったのが、2002 年の第 6 回企

ついての企画展を開催するには、すべての展示標

画展「田上地方の鉱物—日本のペグマタイト産地

本を借りる必要があった。幸い、益富地学会館のその１—」である。

藤原卓博士の仲立ちで、「中沢晶洞」の発見で著

実は、当館には田上地方産出の鉱物標本はほとんど収蔵されていない。収蔵標本の中核をなす「長名な中沢和雄氏から標本を貸していただけることになり、開催が実現した。

島鉱物コレクション」は、「希元素鉱物」（長島・長島 , 1960）を中心とするコレクションで、各地共通点が多い苗木地方と田上地方のペグマタイトに産する鉱物標本が収められているが、なぜか「田上地方」の標本は含まれない。

開催に向けて「田上地方」やその周辺の地質に「長島鉱物コレクション」標本の産地別内訳

ついて文献を調べていくと、地質セッティングあを、目録（大林・荻野 , 2001）化が完了しているいは地質的バックグラウンドが「苗木地方」とる 2,293 点についてみてみると、三大ペグマタイ

よく似ていることが分かり、たいへん興味深かっ

ト産地の「石川地方」を擁する福島県が最も多た。最も印象的だったのは、花崗岩類と火砕流堆

く 381 点で全体の約 17％（「石川地方」の標本は積物を主とする流紋岩質火山岩類との関係である。

1 中津川市鉱物博物館

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琵博研報

2021 No.33

企画展の内容をまとめた図録（大林 , 2002）で地域での研究成果が他方の謎の解明にもつながも紹介しているが、琵琶湖周辺には田上花崗岩体

り、その相乗効果で両地域のペグマタイトについのほか、東部に鈴鹿、北部に貝月山・江若、西部て、より理解が深まることを願っている。

に比良・比叡の各花崗岩体が分布し、近江盆地を

引用文献

取り巻く山地の脊梁部を形成している。このうち比良・比叡・田上・鈴鹿岩体からなる環状花崗岩
体は、湖東流紋岩類と火山‐深成複合岩体をなしている（沢田・板谷 , 1993; 沢田ほか , 1994）。

福島県石川町町史編纂委員会 編 (2011) 石川町史
第 7 巻 上：各論編２ 自然 . pp334.

苗木地方では、苗木花崗岩（苗木‐上松花崗岩）

Ishihara, S. and Wu, C. (2001) Genesis of late

が濃飛流紋岩類と大規模な火山‐深成複合岩体をCretaceous–Paleogene granitoids with

形成している（山田・赤羽 , 2005）。

contrasting chemical trends in the Chubu

いずれの地域でも、花崗岩マグマがかなり浅いところ（地表から 1 ～ 2km ?）まで上昇して噴出相である火砕流堆積物に貫入し、天井部に多くのDistrict, central Japan. Bull. Geol. Surv.
Japan, 52, 471–491.
石原舜三・中野聰志・寺島滋 (2005) 近畿地方

ペグマタイトを形成したと考えられる。マグマの田上花崗岩の化学的特性 —特に放射性元素と希成分も U、Th（放射性元素）や希土類元素の含類元素の役割—. 地質調査研究報告 , 56, 93–98.

有量が多く（石原ほか , 2005; Ishihara and Wu,

長島弘三・原田一雄・本田真理子 (1975) 滋賀県
大 津 市 田 ノ 上 山 産 新 鉱 物 益 富 雲 母

2001）、産出鉱物も共通する部分が多い。
企 画 展 開 催 後 の 2010 年 に は、 田 上 地 方 か ら
ア マ ゾ ナ イ ト が 報 告 さ れ て い る（Nakano and
Makino, 2010）が、苗木地方の田立（長野県木曽（Masutomilite）. 地学研究 , 26, 319–324.
長島乙吉・長島弘三 (1960) 日本希元素鉱物 . 長島乙吉先生祝賀記念事業会 , 京都，436pp.

郡南木曽町）にもアマゾナイトの産出が知られてNakano, S. and Makino, K. (2010) Amazonitic

いる（長島・長島 , 1960; 長島鉱物コレクション

alkali feldspar from the Tanakami Granitic

EA66NA1035, EA66NA1630, EA66NC0359）。 田

pegmatite, southwest Japan. J. Mineral.

立のアマゾナイトは詳しく記載されてはいない

Petrol. Sci., 105, 45–56.

が、Nakano and Makino (2010) と見比べてみる

大林達生 (2002) 第 6 回企画展図録

田上地方の限り、よく似ているように見える。日本国内では、

鉱物—日本のペグマタイト産地 その 1—. 中津川

ほかに甲府花崗岩体（長島・長島 , 1960; 長島鉱

市鉱物博物館 , 20pp.

物コレクション EA66NB0241）、奥黒部花崗岩（長大林達生・荻野義雄（2001）長島鉱物コレクショ

島鉱物コレクション EA66NA1058）中のペグマタ

ン標本目録 . 中津川市鉱物博物館収蔵資料報告 ,イトからもアマゾナイトが産出しているが、三大no.1, 120pp.

ペグマタイト産地の残る１カ所・石川地方（例え沢田順弘・板谷徹丸 (1993) 琵琶湖南部後期白亜

ば、福島県石川町町史編纂委員会 , 2011）からは、

紀環状花崗岩質岩体の K-Ar 年代 —巨大コール

筆者が把握する限りアマゾナイトの記載はない。

ドロンにおける冷却史—. 地質雑 , 99, 975–990.

このことからも、三大ペグマタイトの中でも田沢田順弘・加々美寛雄・松本一郎・杉井完治・中上地方と苗木地方のペグマタイトは、形成条件・野聰志・周琵琶湖花崗岩団体研究グループ (形成環境がより共通していたことがうかがえる。

1994) 琵琶湖南部白亜紀環状花崗岩体と湖東コールドロン . 地質雑 , 100, 217–233.
山田直利・赤羽久忠 (2005) 濃飛流紋岩を貫く花

おわりに崗岩類 . 地団研専報 , 53, 89–97.
共通点が多い両地域であるから、それぞれの

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明治期の鉱物コレクションに見られる田上ペグマタイト鉱物
Mineral collections from the Tanakami pegmatite in the Meiji Period
白勢洋平 1
Yohei Shirose 1

はじめにータベースで画像なども閲覧することができる。

20 世紀初頭に蒐集された著名な日本の鉱物コ

田上山産鉱物は、トパズ、石英（水晶，黒水晶，

レクションには，いずれも田上ペグマタイト産の煙水晶）、緑柱石、白雲母、チンワルド雲母、鉄鉱物が含まれており，当時の日本の鉱物を特徴付

リシア雲母、微斜長石、曹長石、鉄電気石、錫石、けるものとなっている。日本の地質学・鉱物学のモナズ石が含まれる。また、田上山落下の隕鉄も黎明期でもある明治から大正にかけて蒐集された

収蔵されており、国立科学博物館所蔵の田上隕石

鉱物コレクションとしては，「和田標本」，「若林と同様なものである。トパズ標本の多くは自形の標本」，「高標本」，「比企標本」が特筆して挙げら分離晶であり、「本邦金石畧誌」（和田 , 1878）、「日

れる。いずれのコレクションにおいても共通する

本鉱物誌」（和田 , 1904）、「本邦鉱物標本」（和田田上ペグマタイト産の鉱物としては，トパズ，チ, 1907）に結晶形態の詳細な観察や産状の記載がンワルド雲母，長石，緑柱石などが含まれており，なされている。長さ 17 cm の緑柱石（アクアマ

中でも「比企標本」には極めて多くの田上山ペグリン）やトパズ中の赤色のモナズ石などの興味深

マタイト産の鉱物が含まれている。著名な鉱物コい標本も含まれている。

レクションの田上ペグマタイト産鉱物（以下の記述においては、紹介する文献ならびに標本のもと

若林標本の表記にしたがい、田上山産鉱物あるいは田上山「若林標本」は、三菱鉱業の若林彌一郎（1874-

産などと表記する）を紹介するとともに，近年調1943）が蒐集した約 1,932 点に及ぶ鉱物コレクシ

査・整理を行っている京都大学所蔵の鉱物コレク

ョンで、のちに東京大学に寄贈されたものであ

ション中の田上山産鉱物について記述する。

る。若林は 1898 年に東京帝国大学工科大学採鉱冶金学科を卒業後、三菱合資会社を経て三菱鉱業

日本の３大鉱物コレクション

株式会社（現在の三菱マテリアル株式会社）で技師長を務めるかたわら、鉱物標本の蒐集を行っ

和田標本た。アマチュアのコレクションとしては世界的で、まず、日本の鉱物コレクションとしても筆頭格

Sadanaga & Bunno (1974) により目録が作成さの「和田標本」について紹介する。和田維四郎

れており、現在は東京大学総合研究博物館に収蔵（1856-1920）は近代鉱物学の創始者であり、日本されている。田上山産鉱物としては、トパズ、緑人として初めて帝国大学（のちの東京大学）にて

柱石、チンワルド雲母、微斜長石、曹長石を含ん

鉱物学の教鞭をとった著名人である。また、鉱物

でおり、いずれもペグマタイトから産出したもの

蒐集家としての一面も持ち、標本室を整備し、標である。

本を重視した教育を行っていた。4,000 点を越える至高の標本は、和田の没後、大部分は三菱マテ

高標本

リアル株式会社所蔵となっている。

「高標本」は、九州帝国大学工学部採鉱学教

多賀井（2001）による「和田鉱物標本」にその室応用地質学講座の教授であった高壮吉（1869-

詳細はまとめられており、東京大学総合博物館デ

1946）が収集した、大型豪華な結晶標本を多数含

1 愛媛大学理工学研究科

167

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2021 No.33

むことで著名な鉱物コレクションである。高は上山産鉱物について紹介する。

1897 年に東京帝国大学工科大学採鉱冶金学科を卒業後（前述の若林の一学年上であった）
、和田

三高標本

が長官を務めていた八幡製鐵所で勤務の後に、九「三高標本」の内訳としては、標本 3,163 点（鉱州帝国大学の教授となった。標本の数は約 1,200

物種 260 種）であり、クランツ標本 496 点を含む。

点であり、鉱物の偏りが多いものの、九州の金属

標本蒐集の背景には、旧制第三高等学校（三高）

鉱山の見事な大型標本を含む。現在は、九州大で地質学の教授を担当していた松島鉦四郎（1888-

学総合研究博物館に所蔵されており、白水ほか

1939）、岩崎重三らの尽力によるものが大きい。特（1971）により詳細な記載のなされた目録が作成に松島はクランツ標本を取り寄せたり、島津製作された。田上山産鉱物として、トパズ、石英（水所より標本を購入したりと、教育のための標本の晶，黒水晶）、正長石、白雲母、黒雲母、チンワ

充実に力を注いでいた。松島は、1888 年帝国大ルド雲母、錫石、紅柱石を含む。トパズについて

学地質学科卒業ののち、陸軍教授、第一高等中学

は小結晶ではあるが、柱状結晶と両錐八面体の結校（のちの第一高等学校：一高）教授となっており、晶が記載されている。白色長柱状の紅柱石も記載

高壮吉や後述する比企に教鞭をとっていた。1899

されており興味深い標本である。

年に三高に招聘されたのちは 21 年間同校にて教授を務め、多様な鉱物標本を蒐集した。田上山産

京都大学総合博物館の鉱物標本

鉱物を 130 点含み、その多くは当時の島津製作所

ここまで明治期の日本の 3 大鉱物コレクション

標本部より購入した標本である。鉱物種としては、について紹介してきたが、京都大学総合博物館に

トパズ、石英（水晶，煙水晶）、緑柱石、正長石、は、「比企標本」をはじめ明治期以降の貴重な鉱物・

曹長石、チンワルド雲母、白雲母、加水黒雲母、鉱石標本が多く所蔵されている。旧教養部より移カオリナイト、モナズ石、錫石、鉄マンガン重石、管された旧制第三高等学校由来の「三高標本」。

蛍石が含まれる。島津製作所からの標本には、産工学部より移管された京都帝国大学理工科大学採地が近いこともあり田上山の標本が多く含まれて

鉱冶金学科由来の「比企標本」。農学部より移管いる。トパズやチンワルド雲母の美晶が含まれてされた「農学部標本」などがある。現在これらのいるのはもちろん、この時代の他の標本ではあま標本の整理及び調査が行われており、「三高標本」

りみかけない田上山産の蛍石が含まれていることについては、第三高等学校鉱物標本目録（豊ほか，も特徴的である（図 1）。

2017）として目録を刊行するに至った。京都大学
総合博物館の目玉ともいえる鉱物コレクションで比企標本ある「比企標本」についても現在整理が進んでお「比企標本」は、京都帝国大学理工科大学採り、「三高標本」及び「比企標本」に含まれる田鉱冶金学科教授であった比企忠（ひき ただす，

図 1 蛍石 （三高標本 No. 3174*、 左右長 8 cm）

図 2 トパズ （比企標本 No. 1452*、 左右長 12 cm）* 標本登録番号。 いずれの標本も京都大学総合博物館所蔵。

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琵博研報

2021 No.33

1866-1927）が蒐集した国内外の鉱物・鉱石標本

た標本も多くあるが、比企が自身で採集した標本からなる。標本数は約 8,000 点に及び、鉱物種やも多く含まれていることがわかる。また、比企の産地の網羅性に非常に富んだ鉱物コレクションで後進である上治寅次郎が採集した標本や、中司稔ある。現在も標本の整理・調査を行っており、「比氏寄贈の標本も存在する。上治は田上山の鉱物を

企鉱物標本目録 第一部」として、元素鉱物、硫用いて、田上山のペグマタイト晶洞の大型模型を化鉱物、ハロゲン化鉱物、酸化鉱物を収録した目作成しており、その教育熱心さが窺える。「比企録が刊行された（白勢ほか，2019）。

標本」に含まれる田上山産の鉱物種としては、ト

目録第一部の内訳としては、2622 点（162 種）

パズ、石英（水晶，煙水晶）、緑柱石、正長石、であり、標本の質や網羅性から鑑みても 3 大鉱物

曹長石、チンワルド雲母、益富雲母、白雲母、モ

コレクションに劣らない明治期の貴重な鉱物コレ

ナズ石、錫石、鉄マンガン重石などが含まれる（図クションである。比企忠は帝国大学（のちの東京

2 －図 6）。また、トパズの標本ラベルには、比企大学）時代に、教授であった菊池安の試料を引き直筆の緻密な結晶図が付されている（図 4）。「比継ぎトパズの結晶形態の研究を行っており、そ企標本」は明治期の鉱物コレクションの中では、の成果を卒業論文として報告した（Hiki, 1895）。

田上山産の鉱物を最も多く含んでいる。

当時としては、近代鉱物学の手法を取り入れた最まとめ

先端の研究であり、日本の鉱物学の幕開けともいえる研究であった。卒業論文に使用された岐阜県
苗木や田上ペグマタイトのトパズも「比企標本」

1877 年に第一回内国博覧会が開催され、そのに含まれている。1898 年に京都帝国大学に着任

展覧標本を納めている「和田標本」には質の良いしたのちは、退職するまでの 28 年の間に標本室

トパズの標本が含まれている。本邦金石畧誌（和をつくりあげ、前述した素晴らしい鉱物標本を蒐

田 , 1878）には“三四年前始めて近江に於て発見集した。中でも田上山の鉱物標本については、ラす”と記述されており、近江栗太郡大谷山（田上ベルの情報を読み解くと、島津製作所から購入し山のこと）の地名が登場する。その後、菊池安や

図 3 トパズ、 石英 （比企標本 No. 4302*、 長さ 9 cm）

図 4 トパズと結晶図 （比企標本 No. 3035*、 結晶 幅 12 cm）

図 5 緑柱石 （比企標本 No. 4304*、 長さ 7.5 cm）

図 6 チンワルド雲母 （比企標本 No. 3266*、 左右長 17 cm）

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比企忠の研究により田上山産のトパズの研究が行われるとともに、学術上で田上山のトパズが知れ渡るとともに、多くの標本が流通するようになった。田上山からきわめて近い距離にあった島津製作所や京都帝国大学では田上山の鉱物標本は身近なものであり、多くの標本を得ることができたと考えられる。また、3 大鉱物コレクションのよう出版，東京，135 pp.
和田維四郎（1878）本邦金石畧誌 . 日就社，東京，
122 pp.
和田維四郎（1904）日本鉱物誌 . 和田維四郎，東京，281 pp.
和田維四郎（1907）本邦鉱物標本 . 和田維四郎，
東京，307 pp.

な明治期の代表的な鉱物コレクションには必ず田上山のトパズやチンワルド雲母などが含まれており、これらの鉱物コレクションの特徴づけともな
る代表的な鉱物産地であったいえるだろう。

引用文献
豊遙秋・下林典正・高谷真樹・石橋隆・白勢洋平（2017）京都大学総合博物館収蔵資料目録 第 2号 第三高等学校鉱物標本目録 . 京都大学総合博物館，京都，124 pp.
Hiki, T. (1895) Notes on the Topaz from Mino.
Journal of the College of Science, Imperial
University, Tokyo, Vol. 9, Part 1, 1-8.
Sadanaga, R. and Bunno, M. (1974): The
Wakabayashi Mineral Collection. The
University Museum, The University of Tokyo,
University of Tokyo Press, Tokyo, 193 pp.
下林典正（2015）大会記念講演「総合博物館 平
成 26 年度特別展『地の宝』を開催して：比企
標本の紹介」. 水曜会誌，24，949-960．
白勢洋平（2018）総合博物館コレクション研究 <４> 第三高等学校鉱物標本 - 松島鉦四郎と地質
鉱物学教育 -. 京都大学総合博物館ニュースレ
ター，44，8-9.
白勢洋平，下林典正，高谷真樹，豊遙秋（2019）：京都大学総合博物館収蔵資料目録 第 5 号 比企
鉱物標本 第一部 元素鉱物・硫化鉱物・ハロゲ
ン化鉱物・酸化鉱物 . 京都大学総合博物館，京都，114 pp.
白水春雄，桃井斉，尾崎正陽，渡辺隆，東正治，勝本憲夫，原田力（1971）高壮吉鉱物標本 . 九
州大学理学部研究報告，地質，11，147-208.
多賀井篤平

170

編（2001）和田鉱物標本 . 東京大学

琵博研報2021 No.33

琵琶湖博物館所蔵の田上ペグマタイト鉱物
Tanakami pegmatite minerals in the Lake Biwa Museum's collection
里口保文 1
Yasufumi Satoguchi 1

はじめに

検索で残っている。「田上」は大津市の地区名の滋賀県立琵琶湖博物館（以下、当館）は、「湖一つであるが、ここで必要な「田上」の範囲は、と人間」をテーマに博物館活動を行っており、各

いわゆる「田上山」である。「田上山」は、国土種研究に関するものを中心として多様な資料を収

地理院発行の地形図には示されていないが、太神集・保管をする使命を負っている。対象となる資山を中心とする田上の山岳地一帯をいう（有限会

料の範囲は広く、湖の器である地盤や地質そのも社平凡社地方資料センター , 1991）ので、地域とのもそのひとつである。現在の人々はもとより将しては桐生地区や大石地区を含んでいる。そのた

来世代の人々へ向けての学術・文化資源として、め、このリストにはそれらの地域の鉱物資料は含

滋賀県を中心とした地質情報となる標本や資料のまれていない。あくまでこのリストはそのように収集・保管は、当館の重要な使命のひとつである。

現在登録された資料のみであり、寄贈いただいた

滋賀県には、多くの鉱物産地が知られており、未登録資料も多く登録数は今後さらに増える

研究者や愛好家などを問わず、多くの人々によっ

登録資料のうちもっとも多いのは石英（水晶）て多種類の鉱物標本が採集されてきた。地域のであり、ついで長石類、雲母類、黄玉、緑柱石の人々が収集してきた標本は、開館前の準備室時代順に多い。複数の鉱物からなる標本も多い。詳細から寄贈などによって当館に順次蓄積・保管されな産地については、資料保存の観点から明らかにている。当館が開館した 1996 年には岩石・鉱物はできないが、いわゆる“中沢晶洞”から産出し資料は、約 1,600 件であったが（滋賀県立琵琶湖

たものは、発見者であるご本人から寄贈いただい

博 物 館 , 1997）、 そ の 24 年 後 の 2020 年 10 月 31

た標本であるが、一つ一つの産状までは記録でき

日現在の登録資料数は 10,823 件である。このうていないものの、産出地の詳細がわかっている標

ち鉱物資料は約半数の 4,638 件であるが、当館に本としては、今後の田上ペグマタイト鉱物の研究

岩石や鉱物を専門とする学芸職員が在籍していなにとって重要な標本である。

いため、既に述べたように鉱物資料の多くは寄贈

引用文献されたものという状況である。なお、上記資料数は既に登録された数であり、整理中のものを含めて未登録資料も多い。大津市の田上地域のペグマ

滋賀県立琵琶湖博物館（1997）年報．no.1，pp78．

タイト鉱物も、そのような整理・登録状況にある。

有限会社平凡社地方資料センター（1991）滋賀県の地名．日本歴史地名体系，25，pp1226．

田上ペグマタイト鉱物
現在、当館の田上ペグマタイト鉱物として、
134 件が登録されている（第１表）。これらは岩石鉱物データベースにおいて、「田上」をキーワ
ードに鉱物標本を検索した結果によるものである
ため、地名として「田上」が含まれるものだけが1 滋賀県立琵琶湖博物館

171

琵博研報

2021 No.33

第１表 滋賀県立琵琶湖博物館に登録されている田上ペグマタイト鉱物 （2020 年 10 月 31 日現在）

172

琵博研報

2021 No.33

173

琵博研報

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採取地はすべて滋賀県⼤津市の⽥上地域．資料保護の観点から、有名採取地以外は詳細地情報を掲載しない．

174

琵博研報2021 No.33

編集後記2010 年からの「ペグマタイト研究会」による研究調査活動の帰結として、琵琶湖博物館研究調査報告「田上ペグマタイト」の出版をめざして具体的に動き始めたのが 2017 年。それから、3 年あまりでようやく出版にいたりました。田上ペグマタイトについてできるだけ多くの記録を集めたいという当初の企図からすれば道なかばですが、執筆者のそれぞれの意図を了としていただき、現在の日本のペグマタイトの記録の一端として、多くの方々に本書を読んでいただけることを願っています。
私が滋賀の地で鉱物学・地質学の研究調査を始めたのが 1971 年です。最初の研究は、ペグマタイト長石を対象にした X 線解析の手法によるアルカリ長石のパーサイト組織と対応するソルバス（不混和曲線）の解明でした。その試料が「田上ペグマタイト」の一部である南郷ペグマタイトと福島・石川ペグマタイ
トのアルカリ長石でした。ペグマタイトの研究や田上花崗岩体の研究とは無関係でしたが、故・小林うさ氏と小林幹男氏には当時田上ペグマタイトのことをいろいろご教示いただきました。
田上花崗岩体の調査研究は、周琵琶湖花崗岩団体研究グループ（1979 年発足当時は、滋賀花崗岩研究グループ）により本格的に取り組まれ、最初の論文が 1982 年に公表されました。しかし、その調査範囲
は湖南市〜伊賀市地域でしたので、「田上ペグマタイト」地域は含まれていませんでした。2000 年に至り、「田上ペグマタイト地域」を含む大津市域の田上花崗岩体についての調査結果が同グループにより公表され、私自身が産総研の「京都東南部図幅」（「田上ペグマタイト」地域を含む）の花崗岩調査を分担しました（2013 年公表）ので、「田上ペグマタイト」への関心が高まりました。
折しも、2003 年ごろから、田上在住の「田上ペグマタイト」に非常に詳しい河野俊夫氏との田上ペグ
マタイト・アルカリ長石（カラーマントル長石）についての鉱物学研究が始まりました。それらの研究やその河野俊夫氏にお世話いただいたペグマタイト研究会、そして上記田上花崗岩体の研究を通して、かつては市民の方々にも広く知られ親しまれていた「田上ペグマタイト」の記録が乏しい現状に気づき、さらには世界的ペグマタイト研究の進展の中での「田上ペグマタイト」の位置づけを試みる意義に気づくことができました。
これらの経緯のなかで、本研究調査報告にたいしてペグマタイト研究に関係がある方々からの多様な原稿をいただくことができました。本報告書作成においては、ペグマタイト研究会でお世話をしていただいた河野俊夫氏、また親身なご指導をいただいた故・中沢和雄氏、ご教示をいただいた高田クリスタルミュ
ージアムの高田雅介氏、日本地学研究会の石橋隆氏、鹿山雅弘博士（当時神戸大学、現東京大学）をはじめとする多くの方々のご協力をいただきました。ここに、これらの方々に心から感謝を申し上げます。
また、本調査報告を出版するまでのお世話をしていただいた共編集者の里口保文博士、本報告書作成を支援していただいた琵琶湖博物館地学研究室の方々にも、心からの感謝を申し上げます。
なお、原稿整理や基礎的編集作業を私が行いましたが、本報告書にそれらの作業を通じた不備や誤りがあれば、著者の方々と本書を手にしていただいた方々に深くお詫びいたします。
琵琶湖博物館特別研究員

中野聰志2021 年 1 月 10 日

175

琵博研報

2021 No.33

琵琶湖博物館研究調査報告第 33 号

田上ペグマタイト2021 年（令和 3 年）3 月
編

発行

集：中野聰志・里口保文

レイアウト：出口武洋
発

行：滋賀県立琵琶湖博物館〒 525-0001
電話

滋賀県草津市下物町 1091 番地

077-568-4811

https://www.biwahaku.jp/
印

刷：モリワキ印刷(c) 滋賀県立琵琶湖博物館

2021

琵博研報

Printed in Japan

2021 No.33