フィッション・トラック論

ニュースレター第 17 号

9-16 2004 年

説栃木県鬼怒川低地の西縁および地下に分布する珪長質軽石凝灰岩のFT 年代測定
山田隆二・林 広樹・笠原敬司

Fission-trackdatingoffelsicpumicetuffdistributedinandaroundtheKinugawa
LowlandofTochigiPrefecture,centralHonshu,Japan
RyujiYamada*,HirokiHayashi* andKeijiKasahara**

防災科学技術研究所,NationalResearchInstituteforEarthScienceandDisasterPrevention

Abstract
Zircon fission-track ages were determined for Miocene felsic pumice tuffs distributed in andaroundtheKinugawaLowland ofTochigiPrefecture,centralJapan.TheagesofoutcropsamplesofFukaya, Oya and NagaokaFormations were 13.7

 0.6, 12.9

 0.6 and 12.9

 0.7 Ma(1σ),

respectively. Thefelsicpumice tuff waslocatedat adepthof1010.3 min aborehole core drilledfor the Moka Observatory of the High Sensitivity Seismograph Network Japan (NIEDHi-net) inthemiddle ofthe Lowland.Groupsofzircons weredistinguishedinthe tuffon thebasis oftheircrystalcolorandshape.Eachgroupformedpeaksat13.8

 0.5and55.8

 4.0Mainthesingle

grain age distribution. Theyoungerage of the core sampleis concordant with the ages ofthreeoutcrop sampleswhilst the olderage ispresumed to beamixturefromCretaceousor Paleogene
igneous rocks in the vicinity of the Lowland. It is concluded that Miocene felsic pumice tuffs atthe western edge of the Lowland are not correlated with the Motegi Formation (˜16 Ma) at theeasternedge.

Keywords:fission-trackdating,KinugawaLowland,Miocene,radialplot,TochigiPrefecture

1. はじめにを復元することは, 関東平野の形成機構を解明す関東平野北部, 筑波̶八溝山地と足尾山地に挟る観点からも重要である.

まれた鬼怒川低地 (図 1) には, 地下に厚さ 1000低地帯の東西両縁, すなわち足尾山地東縁と八m を超える中新統が伏在していると考えられて

溝山地西縁には下部̶上部中新統が露出しており,いる (例えば鈴木, 2002). こうした厚い堆積層の地下に伏在する中新統に連続するものと考えられ分布を把握する事は, 関東平野の強震動予測をする. したがって, 陸上に露出するこれら中新統のるうえで重要な課題である. また, 低地帯東縁に層序を確立し, ボーリング調査によって得られるは重力急変帯として烏山̶菅生沼 (すごうぬま)

地下層序と精密に対比することが, この地域の地構造線が推定され (石井, 1962), 他方, 北部西縁質構造を解明する重要な戦略のひとつである. しには活構造としての関谷断層 (例えば, 宮下ほか,かし, 低地帯西縁に分布する下部̶中部中新統は2001) が存在する. こうした地質構造の発達過程

微化石に比較的乏しいため, これまで地域間の詳9細な対比は困難であった.
低地帯西縁部, 宇都宮市周辺には中新統の厚い珪長質軽石凝灰岩が分布し (大谷層とその相当層), 石材として盛んに採掘されている. また, 低地帯東縁部の茂木 (もてぎ) 町周辺にも同様の岩相が分布する (茂木層). 低地帯の西縁部と東緑部でこれまで報告されている放射年代や古地磁気層序の結果を比較すると, 西縁部の方が東縁部のものより 100 万年以上若いとされている (林ほか, 2004). これら東西両縁に分布する軽石凝灰岩は発泡良好な軽石から構成されること, 層理が不明瞭で塊状を呈することなど, 岩相上類似しているため, 放射年代や古地磁気記録等を用いて慎重に対比を行う必要がある. 一方, この岩相は,ボーリング調査によると低地帯の地下にも厚く分布している. この低地帯地下に分布する軽石凝灰岩が, 地表地質におけるどの層準に対比されるのかはまだ判っていない.

図 1. 栃木県鬼怒川低地周辺の地質図および試料採取地点 (＋印). 太い点線は重力異常に基づく推定断層を示す. 地質図は地質調査所発行 20 万分の 1 地質図「宇都宮」を一部改変した.

本研究では, 防災科学技術研究所によって低地帯中央部で掘削された栃木県真岡市のボーリングで得られた珪長質軽石凝灰岩をフィッション・ト
ラック (FT) 法により年代測定する. さらに, こ(図 2). 中川層群は主に陸成の火山砕屑岩類およれまで年代資料に乏しかった低地帯西緑部に分布び溶岩から構成され, 荒川層群は海成砕屑岩類かする大谷層とその相当層の年代測定を行い, 東縁ら構成される. このうち, 中川層群最上部の茂木部の茂木町周辺の層序と対比する事によって, 低層は, 珪長質軽石凝灰岩を主体とし, 最大層厚地帯の基盤構造発達史に制約を与える事を目的と400 m 以上に達する (星・高橋, 1996). 茂木層する.

は放射年代や古地磁気層序により古地磁気極性層序の Chron C5Br に対比され, その堆積年代は2. 地質概要

およそ 16Ma である (石塚・星,1997; 高橋・星,栃木県鬼怒川低地の周辺丘陵部には中新統が分

1995; 星,1998).

布する (図 1). それら中新統は, 大局的に低地帯低地帯西側, 宇都宮市北部の丘陵に分布する中の中央部に向かって緩やかに傾斜している. 低地新統は下位よりナガド坂層, 茗荷沢 (みょうがざ

帯東縁の烏山̶菅生沼構造線では基盤の大きな高わ) 層, 風見山田 (かざみやまだ) 安山岩, 横山

度差が生じていると考えられる. 低地帯の全域に層, 長岡層, 山本層, 大曽 (おおぞ) 層に区分さわたって第四系ローム層・砂礫層が分布し, それれ, 横山層より上位の地層は一括して宇都宮層群

らが中新統を不整合に覆っている.と 呼ば れ てい る ( 図 2) ( 阿久 津, 1953; 酒井 ,低地帯東側, 栃木県烏山̶茂木地域に分布して1986b). 各層の境界は横山層と風見山田安山岩

い る 中 新 統 は , 下 部 中 新 統 の 中 川 層 群  ( 河 田 ,が傾斜不整合であるほかは, 概ね整合的である.

1947) と, それを傾斜不整合で覆う中部̶上部中

このうち, 珪長質軽石凝灰岩を主体とする地層は新 統 の 荒 川層 群  ( 酒 井 , 1986a) に大 別 さ れ る

長岡層である. 長岡層は不明瞭ながら層理を持つ

10

図 2. 栃木県鬼怒川低地東縁部および西縁部における従来の年代測定結果のレビュー. 微化石および古地磁気の複合年
代尺度には斎藤 (1999) を用いた.

3. 分析試料

発泡良好な軽石凝灰岩によって構成されるが, 上位に向かって砂質になり, それに伴って斜交層理

岩石試料の採取は, 宇都宮市から鹿沼市にかけが発達する事, また貝化石や有孔虫化石を産出すての丘陵部 3 地点, および真岡市で掘削されたボる事など, 他の大谷層相当と言われる地層には見ーリングコアより行った (図 2, 図 3). 各試料かられない特徴も有する. 長岡層は分布の北部でら一般的な鉱物分離法により十分な量のジルコン

14.2 Ma の K-Ar 年代を示す流紋岩に貫入されて粒子を得た. 以下, 各試料の概要を述べる.

おり (吉川, 1998), また上部の凝灰質砂岩から浮HK-1: 深岩層の模式地である鹿沼市深岩から,遊性有孔虫化石帯 N.9 帯を示す浮遊性有孔虫群

本層最下部の黒雲母を含む塊状軽石凝灰岩を採取

集, および茂庭型動物群に対比される貝類化石群

した. この試料はやや珪化・固結しており, 均質集が産出する (林ほか, 2004). これらの化石記録な自形のジルコン結晶を含む.

から, 長岡層上部は烏山地域の荒川層群小塙層最OYA-1: 宇都宮市大谷付近に露出する, 大谷下部付近に対比される (林ほか, 2004) (図 2). 宇層中部の発泡良好な塊状軽石凝灰岩を採取した.

都宮市大谷付近における珪長質軽石凝灰岩は大谷

この試料は均質な自形のジルコン結晶を含む.

層と呼ばれ (太田, 1948), 塊状の発泡良好な軽石

NG-1: 長岡層の模式地である長岡百穴周辺か凝灰岩からなり, 石材として盛んに採掘されていら, 長岡層中部のやや砂質な軽石凝灰岩試料を採る. 大谷層の最大層厚は 300 m を超える. 宇都取した. この試料は薄いピンク色 (80%) と濃い

宮市の南西, 鹿沼地域には, 同様の珪長質軽石凝赤色 (20%) のジルコン結晶を含む.

灰岩から構成される地層が分布し, 深岩層と呼ばMKC-1: 防災科研真岡中深層観測井で得られれる (栃木県, 1977). 大谷層と深岩層からはこれたボーリング試料中, 深度約 710-1090 m の区まで放射年代は報告されていない.

間は, 長岡層ときわめて類似する発泡良好な軽石凝灰岩を主とする地層から構成されていた. この

11

図 3. 試料採取位置図. 国土地理院発行
2.5 万分の 1 地形図「大谷」「鹿沼」「宝積寺」「壬生」をそれぞれ使用した.

うち, 深度 1010.3 m の珪長質軽石凝灰岩を年代χ 2 確率 (Green, 1981) は 5%以下であったが,測定試料として採取した. 肉眼観察によると, 含

これはおそらく, Danahara et al. (1991) が指摘まれる異質砕屑粒子としては極粗粒砂から細礫大しているように, ED1 法ではトラック計測に際しの円磨された黒色頁岩片, および風化花崗岩起源てポアソン分布以外の要素によってχ2 確率が下と見られる極粗粒砂大の円磨された石英粒が卓越がりやすくなるためであると考えられる. この試する. これら異質粒子の除去は特に行わなかった.

料について, 結晶の観察結果, および年代値ヒス

この試料から分離したジルコンは, ピンクから赤トグラム, トラック密度の相関, radial plot から色の自形結晶 (50%) と褐色の自形結晶 (25%),は外来粒子の混入の可能性は低いと判断された.

紫色の砕屑性結晶 (25%) から成る. 紫色の結晶

そこで各単結晶年代の誤差による加重平均年代値

は明らかに外来結晶であるため, 測定対象から除を算出すると 13.7

いた.

代値は 30 粒子によって得られた年代値 13.3

 0.6 Ma となった. この年

0.4Ma とよく一致する.

4.FT 年代測定

OYA-1: 各 粒 子 の 単 結 晶 年 代 は よ く 一 致 し ,2

FT 年代測定は外部ディテクター法を用いて行χ 確率も 5%以上である. 測定粒子は同一起源でった (ED1; Gleadow, 1981). 年代値はゼータ法あると考えられる. 年代値は 12.9

 0.6 Ma,2により更正した (Hurford, 1990). 自形でトラッχ 確率は 12%となった.

ク密度が均等な結晶 30 粒子を選んだ. 各粒子のNG-1: 各粒子の 単結晶年代はほぼ 一致した.

結晶形と色を記載した. 手順の詳細については

しかし, χ2 確率は 5%以下であった. 年代測定しDanhara et al. (1991), Danhara et al. (2003)

た 30 粒子の中に濃い赤色の結晶が 2 粒子含まれを参照されたい. 測定結果を表 1 に, 単結晶年代ており, これらのχ2 値が大きいためχ2 確率が低の分布を図 4 に示す.

くなった. この 2 粒子を除くと, 年代値は 12.9
 0.7 Ma, χ2 確率は 50%となった. この年代値

HK-1: 各粒子の単結晶年代はほぼ一致した.

12表 1. ジルコン FT 年代測定結果

All track densities (ρ) are in 105 tracks/cm2, while the numbers of counted tracks (N) are given inparentheses. All samples were analyzed with the external detector method, using ζ-calibration withdosimeter glass SRM 612 (ζ = 380  3, 1σ). The 4π/2π geometry correction factor is 0.5. P(χ2) is theprobability of obtaining χ2 value for ν degrees of freedom where ν = (number of crystals - 1) (Galbraith,1981).For NG-1, age is recalculatedusing28 grainswheretwo dark-redonesexcluded. WeightedmeanagesarealsogivenwhereP(χ2)<5%.

は 30 粒子によって得られた年代値 15.0 0.7

これらの測定結果から, 低地帯西縁の丘陵部にMa よりも 1σレベルでは有意に若い.

露出する深谷層, 大谷層, 長岡層, およびボーリ

MKC-1: 年代ヒストグラムや radial plot を見

ングコア深度 1010.3 m 地点の軽石凝灰岩の年代ると, 単結晶年代値には 2 つの明瞭なピークが認は, いずれも中期中新世中期であると判断される.

められる. 若いグループには 19 個のピンクからこれまで, 低地帯西縁の軽石凝灰岩は低地帯東縁赤色の自形結晶が含まれ, 古いグループには 11の中川層群茂木層に対比されてきたが (吉川ほか,個の褐色粒子が含まれる. ピンクから赤色結晶の2001), 茂木層は 16 Ma 前後の年代を示すため,若いグループだけで見ると, 単結晶年代はほぼ一

本研究により大谷層およびその相当層と茂木層は致し, 再計算年代値は 13.8

2 0.5 Ma, χ 確率別個の凝灰岩層である事が示された. 前述のようは 6%となった. 褐色結晶の古いグループでは,に, 浮遊性有孔虫および貝類化石に基づくと長岡

単結晶年代は約 35 から 81 Ma と広く分布し, 再層上部の凝灰質砂岩は小塙層最下部に対比される

 2.7 Ma, χ2 確率は 1%と(林ほか, 2004). この化石に基づく見解は本研究なった. χ 2 確率が低いため, 加重平均年代値をによって測定された長岡層中部の軽石凝灰岩の算出すると 55.8

 4.0 Ma となった. これら新FT 年代と矛盾しない. ただし, 化石年代と FT 年

旧の年代値は, 全粒子から計算した年代値 24.0

代には有意差があるようにも見受けられる (図計算年代値は 56.1

 0.7Ma とはどちらも有意に異なる.

2). また, 本研究によって測定された低地帯地下
1010.3 m に分布する軽石凝灰岩の FT 年代は,

5. 議論大谷層相当層の FT 年代と良く類似するものの,露頭で得られた 3 試料 HK-1, OYA-1, NG-1のジルコン FT 年代は 12.9

茂木層の年代と比べると誤差を考慮しても有意に

 0.7 Ma から 13.7若い. したがって, この軽石凝灰岩は茂木層より

 0.6 Ma の範囲で 1σレベルにて一致している.

も大谷層相当層に対比される可能性が高い. なお,

コア試料 MKC-1 では, radial plot などから単結低地帯東縁の茂木地域では小塙層の下位に, 最大

晶年代の分布には複数の成分があることが分かる

積算層厚 2000 m の中川層群が分布している. し(図 4). 若い方のグループは露頭から得られた 3

たがって, 低地帯の地下 1010.3 m に認められた試料の年代とよく一致した. 一方古い方のグルー軽石凝灰岩が大谷層相当層である事を前提とする

プの年代値は周辺の先新第三系基盤岩類から混入と, それよりも下位に中川層群相当層が厚く伏在した試料のものであると考えられる.

している可能性がある. もし低地帯地下に中川層

13図 4. 各試料における単結晶年代ヒストグラム, 自発・誘導 FT 相関図および radial plot. HK-1, Oya-1 では概ね良好な一致を示す. NG-1 で色の異なる 2 粒子のみ傾向が異なる. MKC-1 では, 複数の起源を持つ粒子の混合であることが明瞭に示されている.

群が茂木地域と同様に厚く発達するならば, 低地には, ボーリング調査や物理探査等の手法により,帯中央部の先新第三系基盤の深度は地下 1010.3

低地帯地下における地層の分布を詳細に把握する

m から最大で 2000 m 深く, すなわち 3000 m

事が求められる.

以上に達する可能性が指摘される. こうした大き最後に, コア試料 MKC-1 で得られた古い方のな基盤の起伏形状およびその成因を把握するためグループの年代値について補足する. radial plot

14

によって単結晶年代を解析した結果見つかった古Galbraith,R.F.,1981.Theradialplot:Graphical2いグループの年代値は, χ 確率が低いものの,assessmentofspreadinages.Nucl.Tracks

再計算年代値は 56.1

Radiat.Meas.,17,207-214.

 2.7 Ma となった. 低地帯西方では, 長岡層および大谷層の分布地域に隣Gleadow,A.J.W.,1981.Fission-trackdating

接して, 奥日光流紋岩類と言われる後期白亜紀̶

method:whataretherealalternatives?

暁新世にかけての珪長質溶結凝灰岩類および花崗Nucl.TrackDetection,2,105-117.

斑岩が分布している. これらの K-Ar 年代値は65 Ma および 56 Ma であり (矢内, 1972), コア

Green,P.F.,1981.Anewlookatstatisticsinで得られた古いグループの年代値と良く似ている.

fission-trackdating.Nucl.Tracks,5,77-86.

一方, 低地帯東方の八溝山地に分布する八溝花崗岩類の K-Ar 年代は 60-70Ma であり (柴田ほか,林 広樹・栗原行人・酒井豊三郎,2004. 浮遊性有孔1973), 誤差を考慮すると本研究による古いグル

虫および貝類化石に基づく宇都宮丘陵地域に分ープの年代値に近い. 試料 MKC-1 には先述のよ布する海成中新統の年代対比. 石技誌,69,

うに風化花崗岩類起源と思われる石英粒子が多数361-373.

混入している事から, 古い年代値を示すジルコン

Hayashi,H.,Takahashi,M.,2002.Planktonic

は, これら低地帯周辺に分布する白亜紀̶古第三foraminiferalbiostratigraphyofthe紀の火成岩類を起源とする可能性が高い.

MioceneArakawaGroupincentralJapan.
RevistaMexicanadeCienciasGeologicas,

謝辞

19,190-205.

査読者の星 博幸氏, 大平寛人氏には本文の改

星 博幸,1998. 栃木県茂木地域に分布する下・中部

善に有用なコメントをいただいた. 本研究は文部中新統中川層群に対する磁気層序磁極帯の修正

科学省の新世紀重点 研究創世プラン (RR2002)と意義. 地質雑,104,60-63.

による, 大都市大震災軽減化特別プロジェクトの星 博幸・高橋雅紀,1996. 八溝山地中部, 茂木地域

中の大都市圏地殻構造調査研究 (研究代表者: 平に分布する下部中新統の地質構造:N-S 系断層田 直) の一部として行われた.の運動と中新世テクトニクス地質雑,102,2539.

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