[SGL34-P07] 石川県能登半島の高洲山層と忍閃緑岩の形成年代と道下層の後背地
キーワード：中新世、新第三紀、U-Pb年代、ジルコン、西南日本
はじめに
能登半島には，漸新統以降の火山岩類や堆積岩類が広く分布する．本研究では，能登半島の高洲山層および忍閃緑岩の形成年代と道下層の後背地を検討するため，それらに関連する地質単元のジルコンU–Pb年代測定を行い検討した．
地質概説
能登半島北部には，漸新世のものとされる安山岩主体の高洲山層が広く分布し，忍閃緑岩と呼ばれる閃緑岩に貫かれる（鹿野，2018）．一方，能登半島の北西部には飛驒帯構成岩類を覆って，別所岳安山岩類（従来の穴水層），縄又層，および道下層が分布する（例えば，尾崎，2010）．縄又層は礫岩，砂岩，および泥岩からなる．縄又層を不整合に覆う道下層は礫岩を主体とし，砂岩や泥岩，および凝灰岩を挟在する．礫の多くは円礫で，主に安山岩，流紋岩，凝灰岩，および花崗岩である．
手法
高洲山層の安山岩溶岩，忍閃緑岩，道下層の砂岩および花崗岩礫を採取した．また，岐阜県大野町白川村周辺で濃飛流紋岩を貫く白川花崗岩を採取した．以上の試料から抽出したジルコンのU–Pb年代測定を行った．測定は名古屋大学大学院環境学研究科設置のLA-ICPMSを使用した．206 Pb/238U値と207 Pb/235U値の誤差楕円（2σ）がコンコーディア曲線に重なるものをコンコーダントデータとして採用した．
ジルコンU–Pb年代測定結果
測定結果を添付の表に示した．
考察
高洲山層とそれを貫く忍閃緑岩から，それぞれ32.8 ± 2.3 Maと28.09 ± 0.67 Maの加重平均値を得た．そのため，高洲山層は約33 Maに形成され，約29 Maの忍閃緑岩に貫かれる．一方，道下層の砂岩からは，23 Ma，59–74 Ma，173–201 Ma，および252–267 Maのジルコンが得られた．また同一露頭の花崗岩礫は181–206 Maのジルコンを含むため，砂岩中の173–201 Maのジルコンは礫を供給した花崗岩体由来であろう．また，この花崗岩の年代は飛驒新期花崗岩類に相当する（例えば，Takahashi et al., 2010）．飛驒古期花崗岩類及び飛騨変成岩類が約266–229 Maであること（Horie et al., 2010; Takahashi et al., 2018）から，173–201 Ma，および252–267 Maのジルコンの起源は飛驒花崗岩類であると考えた．約23 Maのジルコンの起源候補としては，約22–23 MaのジルコンU–Pb年代をもつ月長石流紋岩（大田ほか，2019；山田ほか，2019）が挙げられる．月長石流紋岩は富山県南西部や石川県鷲尾ヶ岳に分布する．さらに 道下層から得られた59–74 Maのジルコンの起源は，66–72 MaのジルコンU–Pb年代が得られている濃飛流紋岩や太美山層群（Hoshi et al., 2016；金子ほか，2019）が考えられる．さらに，今回白川花崗岩から60–66 MaのジルコンU–Pb年代を得た．従って，道下層の後背地は，富山県と岐阜県境周辺に分布する濃飛流紋岩，太美山層群，および白川花崗岩類の分布域まで広がっていたと考えられる
今回，道下層の南に位置する地質単元からのジルコン供給が推定されたが，道下層に覆われる約15–17 MaのK–Ar年代を示す別所岳安山岩（柴田ほか，1981）や道下層の東に広く分布する高洲山層や忍閃緑岩（約 29–33 Ma）由来のジルコンは確認されていない．このことは，道下層の先行研究から得られている南から北向きの古流向（吉岡ほか，1984）を支持する．
引用文献
Horie et al., 2018, Precambrian Res., 183, 145–157／Hoshi et al., 2016, 35th IGC, 1512／金子ほか，2019，地質雑，125，781–792／鹿野，2018，地質雑，124，781–803／大田ほか，2019，日本地質学会第126回学術大会講演要旨，215／尾崎ほか，2010，海陸シームレス地質情報集能登半島数値地質図S-1／柴田ほか，1981，岩石鉱物鉱床学会誌，76，248–252／Takahashi et al., 2010, Gondwana Res., 17, 102–115／Takahashi et al., 2018, Isl. Arc, 27, e12220／山田ほか，2019，2019 JpGU, SGL28-P01／吉岡ほか，1984, 日本地質学会第91回学術大会講演要旨，288．
能登半島には，漸新統以降の火山岩類や堆積岩類が広く分布する．本研究では，能登半島の高洲山層および忍閃緑岩の形成年代と道下層の後背地を検討するため，それらに関連する地質単元のジルコンU–Pb年代測定を行い検討した．
地質概説
能登半島北部には，漸新世のものとされる安山岩主体の高洲山層が広く分布し，忍閃緑岩と呼ばれる閃緑岩に貫かれる（鹿野，2018）．一方，能登半島の北西部には飛驒帯構成岩類を覆って，別所岳安山岩類（従来の穴水層），縄又層，および道下層が分布する（例えば，尾崎，2010）．縄又層は礫岩，砂岩，および泥岩からなる．縄又層を不整合に覆う道下層は礫岩を主体とし，砂岩や泥岩，および凝灰岩を挟在する．礫の多くは円礫で，主に安山岩，流紋岩，凝灰岩，および花崗岩である．
手法
高洲山層の安山岩溶岩，忍閃緑岩，道下層の砂岩および花崗岩礫を採取した．また，岐阜県大野町白川村周辺で濃飛流紋岩を貫く白川花崗岩を採取した．以上の試料から抽出したジルコンのU–Pb年代測定を行った．測定は名古屋大学大学院環境学研究科設置のLA-ICPMSを使用した．206 Pb/238U値と207 Pb/235U値の誤差楕円（2σ）がコンコーディア曲線に重なるものをコンコーダントデータとして採用した．
ジルコンU–Pb年代測定結果
測定結果を添付の表に示した．
考察
高洲山層とそれを貫く忍閃緑岩から，それぞれ32.8 ± 2.3 Maと28.09 ± 0.67 Maの加重平均値を得た．そのため，高洲山層は約33 Maに形成され，約29 Maの忍閃緑岩に貫かれる．一方，道下層の砂岩からは，23 Ma，59–74 Ma，173–201 Ma，および252–267 Maのジルコンが得られた．また同一露頭の花崗岩礫は181–206 Maのジルコンを含むため，砂岩中の173–201 Maのジルコンは礫を供給した花崗岩体由来であろう．また，この花崗岩の年代は飛驒新期花崗岩類に相当する（例えば，Takahashi et al., 2010）．飛驒古期花崗岩類及び飛騨変成岩類が約266–229 Maであること（Horie et al., 2010; Takahashi et al., 2018）から，173–201 Ma，および252–267 Maのジルコンの起源は飛驒花崗岩類であると考えた．約23 Maのジルコンの起源候補としては，約22–23 MaのジルコンU–Pb年代をもつ月長石流紋岩（大田ほか，2019；山田ほか，2019）が挙げられる．月長石流紋岩は富山県南西部や石川県鷲尾ヶ岳に分布する．さらに 道下層から得られた59–74 Maのジルコンの起源は，66–72 MaのジルコンU–Pb年代が得られている濃飛流紋岩や太美山層群（Hoshi et al., 2016；金子ほか，2019）が考えられる．さらに，今回白川花崗岩から60–66 MaのジルコンU–Pb年代を得た．従って，道下層の後背地は，富山県と岐阜県境周辺に分布する濃飛流紋岩，太美山層群，および白川花崗岩類の分布域まで広がっていたと考えられる
今回，道下層の南に位置する地質単元からのジルコン供給が推定されたが，道下層に覆われる約15–17 MaのK–Ar年代を示す別所岳安山岩（柴田ほか，1981）や道下層の東に広く分布する高洲山層や忍閃緑岩（約 29–33 Ma）由来のジルコンは確認されていない．このことは，道下層の先行研究から得られている南から北向きの古流向（吉岡ほか，1984）を支持する．
引用文献
Horie et al., 2018, Precambrian Res., 183, 145–157／Hoshi et al., 2016, 35th IGC, 1512／金子ほか，2019，地質雑，125，781–792／鹿野，2018，地質雑，124，781–803／大田ほか，2019，日本地質学会第126回学術大会講演要旨，215／尾崎ほか，2010，海陸シームレス地質情報集能登半島数値地質図S-1／柴田ほか，1981，岩石鉱物鉱床学会誌，76，248–252／Takahashi et al., 2010, Gondwana Res., 17, 102–115／Takahashi et al., 2018, Isl. Arc, 27, e12220／山田ほか，2019，2019 JpGU, SGL28-P01／吉岡ほか，1984, 日本地質学会第91回学術大会講演要旨，288．