対の変成帯

変成岩ってなに?

岩石が高い温度や圧力を受け、 固体のまま化学反応 が起こり、もとの岩石の鉱物が別の鉱物(変成鉱物)に変わる現象を「変成作用」といいます。

もとの岩石のちがいと、温度や圧力のちがいにより、 異なった変成鉱物の組み合わせをもった変成岩 ができます。

温度や圧力が低下するときにも、もとの鉱物へ戻るような方向の変成作用は起こるのですが、低温での変成作用はひじょうに遅いことと、水を含んだ鉱物が変成時に水を失っているため、ふつうはその岩石が経験した最高温度の変成作用で生じた変成鉱物の組み合わせが残っています。

変成条件(温度と圧力)

地球の内部は高温ですが、地球表面は低温の宇宙空間に放熱して冷えています。そのため地表から地球内部へ深くなるにしたがい地温が上がっていきます。これを 「地温勾配」 といいます。いまの日本列島の、火山帯でないところでは、1000メートル深くなるにしたがい、20度〜30度地温が上がります。深さ20kmではおよそ500℃です。

また、深くなるにしたがい 「岩圧」 が大きくなります。深海に潜ると水圧が大きくなるのと同じです。岩圧は、その上の岩石の重さがかかって生じます。深さ15kmでは500MPa(メガパスカル)の圧力がかかっています。岩圧は、四方八方から均一な圧力です。

熱いマグマが上昇している場所では、深さの割りに温度が高い領域ができます。冷たい海洋プレートが沈み込んでいる場所は、深さの割りに温度が低い領域ができます。そのような領域では、それぞれの温度と深さ(=圧力)に応じた変成岩ができます。

変成の場

高温低圧〜高圧変成の場所
プレート沈み込み帯では、海洋プレートが100km以上沈み込んだ位置でマグマが発生し、上昇します。そこで、内陸に入った位置で海溝に平行に、それほど深くない(=岩圧が低い)けれども地温が高い領域ができます。そこにある岩石は広い範囲で 「高温低圧型の変成岩」 になります。縞状の片麻岩は、代表的な高温低圧型の広域変成岩です。高温低圧型の広域変成岩は、海溝から内陸に入った位置で、海溝に平行にできます。

接触変成の場所
マグマが上昇してくる場所でも、地表の近くでは、広い範囲で変成岩ができるほどの地温にはなりません。マグマの通り道から数100メートルの範囲だけ、熱を受けて 「接触変成岩」 ができます。泥岩や砂岩が硬く焼き締められたようなホルンフェルスは、代表的な接触変成岩です。

埋没変成の場所
海溝の近くで、陸地から大量の砂や泥が堆積するような場所では、地層がたまるにしたがい、古い堆積物は下方へ圧縮されていきます。水が絞り出されるとともに地温がやや高い場所へ埋没するため、堆積物が固まって岩石になり、埋没が進むと弱い変成作用が生じます。これを「埋没変成作用」といいます。泥質の堆積物の場合は、泥→泥岩→頁岩(けつがん)→千枚岩→粘板岩のように変化します。

低温高圧変成の場所
冷たい海洋プレートが沈み込んでいく先では、陸側プレートも冷やされます。そのような場所では、深い(=岩圧が高い)のに地温はあまり高くない領域ができます。そこにある岩石は、 「低温高圧型の変成岩」 の変成岩になります。低温でゆっくりと成長する変成鉱物が、偏った圧力を受けて薄板のように成長し、板状の鉱物がつくる面(片理面)が発達した結晶片岩ができます。低温高圧型の変成岩は、海溝に近い位置で、海溝に平行にできます。

広域変成帯

高温低圧型変成岩と低温高圧型変成岩は、それぞれ海溝に平行に帯状にできます。のちに、深部の岩石が隆起と侵食により地表にあらわれると、これらの変成岩は広い範囲に帯状に露出します。

広い範囲に帯状に変成岩が分布している地域を 「広域変成帯」 といいます。

領家変成帯は白亜紀に高温低圧型の変成を受けた広域変成帯です。
⇒領家変成岩標本

三波川変成帯は白亜紀に低温高圧型の変成を受けた広域変成帯です。
⇒三波川変成岩標本


対の変成帯

1961年に都城秋穂(みやしろあきほ)博士は、同時代の低温高圧型変成帯と高温低圧型変成帯が、それぞれ海溝から一定の距離に並走していることを見出し、「対(つい)の変成帯」と名づけました。その例として、日本列島の三波川変成帯と領家変成帯のセットと、北アメリカのフランシスカン変成帯(低温高圧型)とシエラネバダ変成帯(高温型)のセットを示しました。


左:サンフランシスコ湾の蛇紋岩(フランシスカン変成帯)、右:ヨセミテ渓谷の花崗岩(シエラネバダ変成帯)

いまの北アメリカでは、カリフォルニア半島を載せた太平洋プレートは、北アメリカプレートにたいし北西にずれ動く右横ずれ運動をしており、沈み込みは起こっていません。しかし白亜紀の対の変成帯の存在は、白亜紀にカリフォルニアでもプレートの沈み込みがあった証拠(「沈み込み帯の化石」)とされています。
(注:現在のワシントン州からアラスカにかけては海洋プレートの沈み込みがあります。)

「対の変成帯」は太平洋のまわりをはじめ、過去に沈み込み帯であったヨーロッパアルプスや南アメリカ北岸にも見られます。


左:中央アルプス大田切川の泥質片麻岩(領家変成帯)、右:埼玉県上長瀞の黒色片岩(三波川変成帯)

「対の変成帯」は、過去の同時代に、地下の中深部で高温の“高温低圧変成の場”でできた変成岩と、地下深部で低温の“低温高圧変成の場”でできた変成岩が、その後の変動で、ともに地表に露出しているものです。

日本列島の「対の変成帯」としては、領家帯(高温低圧)と三波川帯(低温高圧)のセットのほか、飛騨帯(高温低圧)と三郡−飛騨外縁帯(低温高圧)、日高帯(高温低圧)と神威古譚帯(低温高圧)、阿武隈山地の御斉所変成岩(高温低圧)と竹貫変成岩(低温高圧)のセットが知られています。


領家変成帯と領家花崗岩

内帯には、白亜紀〜古第三紀花崗岩が広く分布しています。このうち、領家変成岩の分布地域に見られる花崗岩を「領家花崗岩」といいます。
⇒領家花崗岩・山陽花崗岩・山陰花崗岩

領家花崗岩類は、かつては同時代の噴出岩である「濃飛流紋岩(のうひりゅうもんがん)」をものさしにして、その噴出時期の前か後かで「古期」と「新期」に分けていました。しかし濃飛流紋岩類の噴出は長い期間にまたがっていたことが分かり、時代を決めるものさしとして役立たないことが分かりました。

いまは、領家変成岩の構造に沿って貫入している花崗岩を「古期」、領家変成岩の構造を切って貫入し周囲の変成岩に接触変成をあたえている花崗岩を「新期」に分類しています。

領家変成岩の上昇と、花崗岩の関係を考えてみます。古期花崗岩は、地温が高い中深部で、変成岩が広域変成を受けている時代に、貫入したものと考えられます。新期花崗岩は、地温が低い浅部へ上昇し、広域変成作用が終了したのちに貫入し、接触変成を与えたと考えられます。

では、領家変成帯の北方に分布している山陽花崗岩の下には、まだ露出していない広域変成岩があるのでしょうか。あるいは地下の広域変成作用には、白亜紀特有の現象・・・たとえば白亜紀にあったとされる中央海嶺の沈みこみ・・・が効いているのでしょうか。あるいは大規模なマグマ上昇と大規模な隆起の両方が関わっているのでしょうか。


三波川変成帯の上昇問題

低温高圧型の変成岩が地表にあらわれるためには、高温低圧型変成岩よりも、もっと深部から上昇しなければなりません。

低温高圧型の変成作用は、深部へ冷たい海洋プレートが沈み込んでいる先で起こります。そのような場所では、深部の冷たい海洋プレートに向かって地温が下がる、地温の逆転現象が考えられます。つまり、深部の低温高圧領域と地表のあいだに、やや高温の中間領域が存在する可能性があります。

低温高圧変成岩が上昇するときに、そのような中間領域にとどまれば、変成作用が進んでしまい、もはや「低温高圧変成岩」でなくなってしまいます。「変成の場」で引用したNelson教授によれば、現在の地球でみられる低温高圧変成帯は、上昇途中で変成が進まずに地表に到達できる条件を満たしたもので、上昇中に変成を受けて失われた低温高圧変成岩も多いと考えられるとしています。

このように、三波川変成帯があらわれるためには、やや高温の中間領域を一気に通り抜けるか、冷たい海洋プレートが沈み込んでいるすぐ上の低温域を沈み込みと逆向きにたどる必要があります。三波川変成帯を急上昇させた原動力や経路も未解決です。


対の変成帯を接しさせた中央構造線

三波川変成帯と領家変成帯は、日本列島の代表的な「対の変成帯」です。

プレート沈み込み帯の断面図を見れば分かるとおり、同じ時代の低温高圧変成の場と高温低圧変成の場は、離れた位置に平行に生じます。したがって、そのまま隆起すれば、低温高圧変成岩と高温低圧変成岩は、互いに離れたまま平行に地表に露出するはずです。カリフォルニア州のシエラネバダ変成帯とフランシスカン変成帯の間には100kmほどの中間地帯があります。

ところが、日本列島の領家変成帯と三波川変成帯は、直接接しています。
もともと離れた場所にあった領家変成帯と三波川変成帯を接しさせた大断層が、中央構造線です。

両帯が接するためには、水平距離(海溝に直交する方向)で60km、深さの差で20km、近づく必要があります。

都城博士は、中央構造線と棚倉構造線を結び、400kmの左横ずれ運動により、両帯が接するようになったと考えました。日本海ができる前は日本列島のもとはアジア大陸の東部にありました。その位置にもどすと、中央構造線と棚倉構造線は一直線につながります。

現在の棚倉構造線の海側には白亜紀の阿武隈花崗岩があります。中央構造線の内帯側には中央アルプス−伊那山地の領家花崗岩があります。都城博士は、阿武隈の花崗岩と中央アルプス−伊那山地の領家花崗岩が、はじめは一体だったと考え、阿武隈花崗岩が中央構造線−棚倉構造線により北東へ400kmずらされて今の位置まで動いたと考えました。その横ずれにより三波川変成帯が南西から北東に動かされ、領家変成帯と接するようになったと考えました。

いまは、阿武隈花崗岩の方が領家花崗岩より少し古く、成分もちがうことが分かり、阿武隈花崗岩と領家花崗岩が、かつて一体だったという考えは、受け入れにくくなりました。しかし、ほかのものさしから、100km〜数100kmの横ずれモデルが提案されています。

また、最近は、横ずれだけでなく、日本列島に直交する方向に地質帯が別の地質帯をのりこえて入れ替わるような動きも考えられています。

しかし、領家変成帯と三波川変成帯がどのように動いて、中央構造線を境に接するようになったかという問題は、決定的な答えがみつかっておらず、依然としてナゾのままです。


中央構造線の定義

領家変成岩・花崗岩や三波川変成岩が地表に露出しても、それらの上に堆積岩が載っている場合があります。たとえば、紀伊半島から西の領家変成帯の中央構造線沿いの幅10kmほどは、白亜紀末の堆積岩の和泉層群におおわれています。そこで中央構造線は、次のように定義されます。

「領家帯の南縁を画す大断層。三波川変成岩類を覆う新期の地層と領家帯を覆う新期の地層の間の断層も中央構造線と呼ばれる。」
新版地学事典(1996)伊藤谷生・田中秀実による


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