本特集 PartⅢは，PartⅠおよび PartⅡに引き続き，日本列島の地体構造のなかでも比較的古い日本海側の造山帯要素の記載とその造山運動についての新しい研究成果が前半で紹介される。後半はこの特集全体の総まとめにあたり，最新の日本列島の構造発達史と古地理変遷のまとめ，日本列島の起源に関係する超大陸の歴史の解説，そして最後に太平洋型造山運動論の役割を地球史のなかで位置づける総論からなる。　松本ほか（2011）は，本州中部，飛騨帯周辺の古生代低温高圧型変成帯をなす青海変成岩の地質と，380 Maの沈み込み帯での累進的変成作用を論じた。日本最古の広域変成帯の初生的内部構

造，すなわち造山帯中核部の地質構造が保存されているのは，青海地域のみである。ある程度の広がりをもっていた広域変成帯の側方延長部は後の構造侵食によってほぼ完全に失われてしまったからである。膨大な量の岩石試料について鉱物のEPMA分析がなされた結果，複数回に及ぶ変成作用の実態，なかでも日本最古の広域変成作用の輪郭が明らかにされた。　高地ほか（2011）は，これまで三波川変成帯の西方延長とみなされてきた九州西端の長崎変成岩の砕屑性ジルコン年代を測定し，原岩の堆積年代が 80 Maよりも若いことを解明した。その結果，長崎変成帯の一部は四万十変成帯に対比され

特集号「日本列島形成史と次世代パラダイム （Part III）」表層地質からマントル対流起動論へ

―巻頭言―

磯 﨑 行 雄 1） 丸 山 茂 徳 2） 柳 井 修 一 3） 笠 原 順 三 4） 下 司 信 夫 5） 佐 野 修 6）

Preface for the Special Issue on

“Geotectonic Evolution of the Japanese Islands under New Paradigms of the

Next Generation （Part III）”

Yukio ISOZAKI1）, Shigenori MARUYAMA2）, Shuichi YANAI3）,

Junzo KASAHARA4）, Nobuo GESHI5） and Osam SANO6）

1）東京大学大学院総合文化研究科宇宙地球科学教室2）東京工業大学大学院理工学研究科地球惑星科学専攻3）株式会社ジオコミュニケーションズ4）静岡大学理学部地球科学教室5）産業技術総合研究所地質情報研究部門6）元東京大学地震研究所1）Department of Earth Science and Astronomy, The University of Tokyo, Tokyo, 153-8902, Japan2）Department of Earth and Planetary Sciences, Tokyo Institute of Technology, Tokyo, 152-8551, Japan3）Japan Geocommunications Co. Ltd., Tokyo, 160-0004, Japan4）Institute of Geosciences, Faculty of Science, Shizuoka University, Shizuoka, 422-8529, Japan5）Geological Survey of Japan, AIST, Tsukuba, 305-8567, Japan6）Former Earthquake Research Institute, The University of Tokyo, Tokyo, 113-0032, Japan

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地学雑誌（Chigaku Zasshi）Journal of Geography120（1）1—3 2011

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ることになり，中新世に拡大した日本海西端を区切る大規模トランスフォーム断層の位置を束縛する重要な制限条件が与えられた。　大森・磯﨑（2011）は日本列島形成史の前半を大きく左右する東アジアの大陸塊，とくに中国本土の北中国および南中国地塊と，韓半島および日本との地体構造的関係を論じた。なかでも対比の鍵になるのが両地塊間のトリアス紀衝突型造山帯の要素の分布であり，中圧型変成岩の原岩の特徴，変成作用の性格，そして年代の比較に基づき，日本列島内での両地塊間の境界通過位置を明示した。その結果，日本列島の主部は南中国地塊の南縁に発達した付加型造山帯であること，また飛騨帯および隠岐帯が北中国地塊の要素であることが確認された。また北中国要素が南中国要素の構造的上位に定置されたのは，中新世の日本海拡大時であったことを改めて議論した。　従来，オフィオライトは大西洋や太平洋サイズの過去の大海洋の存在の証拠とみなされ，造山帯の重要な構成要素の一つとされてきた。1970年代の研究ブームはすぐに日本に伝染したが，その後オフィオライトは造山帯内の異地性岩体ではなく，むしろ沈み込み帯の現地性地質体であると理解されるようになった。本特集では日本列島産の過去の例を扱わなかったが，石川ほか（2011）は，インドネシアの前弧が拡大して生じた前弧海盆オフィオライトの実例を紹介し，現世島弧に関連してできた世界で最も若いオフィオライトがもつ岩石学的多様性を示した。　Part Ⅰ-Ⅲに紹介された最近 20年間の新しい知識をまとめ，磯﨑ほか（2011）は日本列島の構造発達史をまとめ直した。とくに，これまでの造山帯研究で見逃されていた構造侵食の役割を組み込んで，活動的大陸縁でのプロセスが海洋側への付加成長と大陸側への縮退の繰り返しであったことを示した。また最新の知見に基づいて新しい古地理図を提案した。Santosh・千秋 （2011） は，大森・磯﨑 （2011） が示した北中国と南中国の構造境界に関して，北中国地塊と南中国地塊それぞれのプレート古地理を 18-9億年前までさかのぼり，超大陸の復元図のなかで両地塊それぞれの位

置・移動経路について新しいモデルを提案した。　丸山ほか （2011） は，Miyashiro （1961），都城（1965） やMatsuda and Uyeda （1971） にさかのぼる太平洋型造山運動の概念の変遷をまとめた上で，さらに新しい概念として再構築を試みた。とくに地球史のなかで太平洋型造山運動がどのような役割を果たしたかを議論し，地球史前半の 20

億年間の大陸地殻成長は 100％太平洋型造山運動によるものであったこと，さらにその時に生じた大陸地殻がすでにほぼすべてマントルへ沈み込んでしまった結果，その後のマントル対流と地球の熱史を支配したことを指摘した。　各号の巻頭言とは別に，本特集全体の概観については，すでに PartⅡに収録された国際的読者のための英文 Overview （Kasahara et al., 2010） でも解説・紹介されているので，参照されたい。

文 献

石川　晃・金子慶之・太田　努・磯﨑行雄 （2011）: インドネシア非火山性外弧のオフィオライト—世界最若オフィオライトの産状と岩石学的多様性—．地学雑誌，120，52-64．［Ishikawa, A., Kaneko, Y., Ota, T. and Isozaki, Y. （2011）: Journal of Geography （Chigaku Zasshi）, 120, 52-64.］磯﨑行雄・丸山茂徳・中間隆晃・山本伸次・柳井修一 （2011）: 活動的大陸縁の肥大と縮小の歴史—日本列島形成史アップデイト—．地学雑誌，120, 65-99．［Isozaki, Y., Maruyama, S., Nakama, T., Yamamoto, S. and Yanai, S. （2011）: Journal of Geography （Ch-igaku Zasshi）, 120, 65-99.］

Kasahara, J., Sano, O., Geshi, N., Isozaki, Y., Maruy-ama, S. and Yanai, S.（2010）: Overview of a special issue on “Geotectonic evolution of the Japanese Is-lands under new paradigms of the next generation （Part I-III）”. Journal of Geography （Chigaku Zasshi）, 119, 947-958.高地吉一・折橋裕二・小原北士・宮田和周・下條将徳・大藤　茂・青山正嗣・赤堀良光・柳井　修 （2011）: 九州西端部からの四万十高圧変成岩類の発見．地学雑誌，120，30-39．［Kouchi, Y., Orihashi, Y., Oba-ra, H., Miyata, K., Shimojo, M., Otoh, S., Aoyama, M., Akahori, Y. and Yanai, S. （2011）: Journal of Ge-ography （Chigaku Zasshi）, 120, 30-39.］丸山茂徳・大森聡一・千秋博紀・河合研志・Windley,

B.F.（2011）: 太平洋型造山帯—新しい概念の提唱と地球史における時空分布—．地学雑誌，120，115-223. ［Maruyama, S., Omori, S., Senshu, H., Kawai, K. and Windley, B.F. （2011）: Journal of Geography （Chigaku Zasshi）, 120, 115-223.］

Matsuda, T. and Uyeda, S. （1971）: On the Pacifictype orogeny and its model: Extension of the paired

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meamorphic belts concept and possible origin of marginal seas. Tectonophysics, 11, 5-27.

松本謙一・杉村和子・時田いずみ・椚座圭太郎・丸山茂徳 （2011）: 飛騨外縁帯糸魚川—青海地域の地質と変成作用—日本列島地質体最古の沈み込み帯型変成作用と上昇期の加水変成作用—．地学雑誌，120，4-29．［Matsumoto, K., Sugimura, K., Tokita, I., Kunugiza, K. and Maruyama, S. （2011）: Journal of Geography （Chigaku Zasshi）, 120, 4-29.］

Miyashiro, A. （1961）: Evolution of metamorphic belts. Journal of Petrology, 2, 277-311.

都城秋穂 （1965）: 変成岩と変成帯．岩波書店，458p．［Miyashiro, A. （1965）: Henseigan to Henseitai. Iwanami Shoten, 458p.］大森聡一・磯﨑行雄 （2011）: 古生代日本と南北中国地塊間衝突帯の東方延長．地学雑誌，120，40-51．［Omori, S. and Isozaki, Y. （2011）: Journal of Geog-raphy （Chigaku Zasshi）, 120, 40-51.］

Santosh, M.・千秋博紀 （2011）: 超大陸と日本列島の起源．地学雑誌，120，100-114．［Santosh, M. and Senshu, H. （2011）: Journal of Geography （Chigaku Zasshi）, 120, 100-114.］

活動的大陸縁の肥大と縮小の歴史―日本列島形成史アップデイト―

磯 﨑 行 雄＊ 丸 山 茂 徳＊＊ 中 間 隆 晃＊＊

山 本 伸 次＊＊ 柳 井 修 一＊＊＊

Growth and Shrinkage of an Active Continental Margin:

Updated Geotectonic History of the Japanese Islands

Yukio ISOZAKI＊, Shigenori MARUYAMA＊＊, Takaaki NAKAMA＊＊,

Shinji YAMAMOTO＊＊ and Shuichi YANAI＊＊＊

Abstract　　The ca. 700 million year-long geotectonic history of the Japanese Islands comprises three distinct intervals; i.e., （1） the age of a passive continental margin off the South China continen-tal margin （ca. 700-520 Ma）, （2） the age of an active margin characterized by an arc-trench sys-tem （ca. 520-20 Ma）, and （3） the age of an island arc off East Asia （20 Ma to the present）. These three intervals are chronologically separated by two major boundaries with significant tectonic episodes; i.e., the ca. 520 Ma tectonic inversion from a passive to an active margin by the initiation of subduction from the Pacific side, and the ca. 20 Ma tectonic isolation of the modern island arc system from the Asian margin by the back-arc basin （Japan Sea） opening. Here, the evolutionary history of the Japanese Islands is revised significantly on the basis of new lines of information that derived from a new dating technique of detrital zircon in sandstone. Particu-larly noteworthy is the recognition of the Early Paleozoic to Middle Mesozoic arc batholiths that were exposed extensively in the past but not at all at present because the pre-Cretaceous gran-ites merely occur as kilometer-size blocks in the modern Japanese Islands. As to these older granites, the remarkable disagreement between the current distribution and the predominance of their clastic grains in younger sandstones suggests the effectiveness of past tectonic erosion processes in the fore-arc domains. The newly documented historical change in sandstone prove-nance suggests that proto-Japan has experienced not only accretionary growth but also large-scale tectonic erosion in multiple stages. During the ca. 500 million-year history of the Japanese Islands, a large amount of juvenile arc （continental） crust was formed several times, however, most has already disappeared from the Earth's surface. In short, the orogenic growth of Japan, even in a long-lasting active continental margin setting, is explained as the intermittent repeti-tion of ocean-ward continental growth and continent-ward contraction of an active arc-trench system.　　In contrast to these arc batholiths, the terrigenous flux from the neighboring two major con-

　　＊ 東京大学大学院総合文化研究科広域システム科学系宇宙地球科学教室　＊＊ 東京工業大学大学院理工学研究科地球惑星科学専攻＊＊＊ 株式会社ジオコミュニケーションズ　　＊ Department of Earth Science and Astronomy, The University of Tokyo, Tokyo, 153-8902, Japan　＊＊ Department of Earth and Planetary Sciences, Tokyo Institute of Technology, Tokyo, 152-8551, Japan＊＊＊ Japan Geo-communications, Yotsuya, Tokyo, 160-0004, Japan

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地学雑誌（Chigaku Zasshi）Journal of Geography120（1）65—99 2011

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I．は じ め に

　日本列島の形成史の解明は，日本人地質学者にとって不可避の使命といえるだろう。明治初期の近代化開始以来，西欧から地質学の知識が急速に流入し，国土の鉱産資源の開発といった実利追求とは別に，自らが生まれ生活する大地の歴史を解明したいという好奇心に導かれた努力が100年以上続けられてきた。その研究史における古典として，Naumann （1885），Kobayashi （1941），Minato et al. （1965） らによるまとめがある。それら先人達の努力の結果，21世紀初頭にいる私達は，すでにかなり詳しい日本列島史を知るようになった。とくに進歩が著しかったのは，1980

年以降のプレート・テクトニクスに基づく列島形成史の理解で，研究者達の意識はそれ以前の記載博物学的地質観から大きく改められた。なかでも1980～ 1990年代初頭に進んだプレート沈み込みに関連する付加体や広域変成帯の理解は，列島の形成史を根本的に書き換えたといっても過言ではない。これらの考え方には日本独自のものが少なからず含まれており，ようやく日本の地球科学がBasalla （1967） がいう 「植民地科学の段階」 から脱却したことを物語っている （磯﨑ほか, 2010a）。　1990年前後の激しい動きの後，世紀境界を挟

んでこの 20年間はさほど大きな進展がなかったが，本特集（Part Ⅰ-Ⅲ）の多数の論文が示すように，いまあらたにさまざまなアイデアや研究手法が導入され，再び大きな進展がはじまった。それらの成果は，1990年前後にいったん落ち着いたかにみえた列島形成史の理解に大きな変更を迫る内容を含んでいる。とくに日本列島形成史の前半については従来の解釈が大きく誤っていたことが顕在化した。まだすべてのデータがでそろったわけではないが，本稿ではそれらの新知見をとり入れてまとめ直した最新版の列島形成史を紹介する。　まず新しいデータに基づき明らかにされた形成史を考え直す際の重要な点について整理して解説した後で，日本列島の誕生から現在の姿に至るまでの具体的な古地理の復元について論じる。

II．日本列島形成史の概略

　約 7億年に及ぶ日本列島の構造発達史の本質的シナリオを簡潔にまとめれば，次の 3つの明瞭なステージに分割される。すなわち，（1） 約7-5億年前の受動的大陸縁のステージ，（2） 約 5

億年前から約 2000万年前までの活動的大陸縁のステージ，および （3） 約 2000万年前以降の島弧

のステージである（磯﨑・丸山, 1991; Isozaki,

tinental blocks （South and North China） was less significant than previously imagined, except for the Jurassic to Early Cretaceous time when the collisional suture between North and South China blocks was selectively eroded to produce abundant terrigenous clastics. It is also signifi-cant that the eastern extension of this collisional suture was recognized in Japan as a chain of fragmentary remnants of the Triassic medium-pressure metamorphic belt. On the basis of these new lines of information, the South China-related origin of the main part of Japan is confirmed, whereas the Hida and Oki belts along the Japan Sea are identified as detached fragments of North China block.　　Summarizing all of these results, a series of revised paleogeographic maps of Japan from the Late Neoproterozoic to the Miocene is illustrated.

Key words： Japanese Islands, South China, arc-trench system, accretion, granite batholith,

detrital zircon, tectonic erosion, collision suture, island arc, back arc opening

キーワード： 日本列島，南中国，弧—海溝系，付加，花崗岩バソリス，砕屑性ジルコン，構造浸食，衝突縫合帯，島弧，背弧拡大

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1996; Maruyama, 1997; 磯﨑, 2000）。この大きな枠組みについては 1990年代の理解からの大きな変更はない。日本列島形成史の概略年表を図 1

に示す。　日本は，約 7億年前の後期原生代に超大陸ロディニア （Rodinia） が分裂し （図 2），南中国地塊が分離独立したことに関連して生まれた。ロディニアの分裂とは，古太平洋 （＝パンサラサ海;

Panthalassa） を誕生させた事件そのものであった。ロディニア分裂後に南中国と北米との間に生まれた原日本 （proto-Japan） は，最初の 2億年間，南中国 （揚子） 地塊の受動的大陸縁の近傍に位置していた。約5.2億年前 （カンブリア紀中頃） に，海洋プレートの沈み込みが開始し，この時点で原日本はそれまでの展張応力場から水平圧縮応力場へと移行し，太平洋型 （都城型） 造山帯としての成長の歴史を刻みはじめた。このような受動的縁辺から活動的縁辺への大きな構造反転の後，日本は海洋プレート沈み込みに支配された活動的縁辺におかれ，その状況はほぼ 5億年間継続した。その間，南中国地塊は北中国やインドシナ地塊と衝突・合体し，アジア大陸の東部ができた。その後，約 2000万年前 （中新世） にアジア大陸東縁は局所的なリフティングを被り，背弧海盆

（日本海） が拡大した結果，日本はアジア大陸から分離し，それまでの陸弧から島弧へと姿を変えた。　現在のプレート運動をそのまま未来へ継続させるならば，南極大陸を除くすべての大陸はもう一度合体して次世代の超大陸を形成し，これに伴って日本の周囲では，次のような地質事件が起こると予想される。現在から約 5000万年後にはオーストラリア大陸が，パプアニューギニア，フィリピンおよび日本列島など多くの島弧群を巻き込みながらユーラシア東縁に衝突する （図 1）。さらに 2.5億年後には，北米大陸がユーラシアに衝突し，太平洋を閉塞して，その結果，次世代の超大陸アメイジア （Amasia＝ America＋ Asiaの意）を形成される。その時点で日本は大陸内の衝突造山帯の一部となり，独立の造山帯としての歴史を終える。このように，巨大海洋の歴史であるウィ

ルソン・サイクルという観点からみると，上述の7億年前の誕生から 2.5億年後の終焉に至る日本列島の構造発達史は太平洋全体の地史と鏡像関係にある （Maruyama, 1997）。現在は，この日本列島史全体の，あるいは太平洋のウィルソン・サイクル全体の約 3/4が過ぎようとする段階にある。

III．付加体成長と構造浸食

　その説明原理が地向斜説であるかプレート・テクトニクスであるかにかかわらず，日本列島構造発達史は，これまで一貫して太平洋に向かう一方向の大陸成長過程として説明されてきた （Ko-

bayashi, 1941; Minato et al., 1965; 勘米良, 1980;

磯﨑・丸山, 1991）。その最も重要な根拠は，日本列島に帯状配列する地体構造単元が基本的に大洋側に向かって順次若くなる極性を有することであった。とくに近年の日本列島形成史では，弧火成活動と海溝での付加体形成により，新規の弧

（大陸） 地殻の成長が海洋側に向かって順次起きたことが強調された。しかし，形成された各種地体構造単元が示す形成年代の経年変化は明らかに断続的で，弧地殻の形成は定常的に継続したわけではない （図 1）。弧地殻が特定の時期に集中的に追加されたことについては，約 1億年に一度の間欠的な海嶺沈み込みが原因であったことが，付加体が記録する海洋プレート層序の検討から明らかにされた （磯﨑・丸山, 1991）。一方，現在の地殻表層に残存する付加体の形成時期は，そのリズムとは一見無関係にみえる。この付加体形成時期の不連続性については，海洋プレートが海溝に対して大きく斜め沈み込みをしたことによるというad hoc

な解釈 （Maru yama and Seno, 1986など） がなされた。　このような説明がなされた背景には，従来の地質学研究の主対象が実際に地表に残されている岩石や地層そのものに限定されていたことが関係している。一方で，かつて存在したが現存しない過去の地質体については，堆積岩中の礫からの希少な情報はあるものの，定量的に検証・議論する方法を地質学者はもちあわせていなかった。ところが，最近導入された砕屑性ジルコンを用いた供給

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図1（

Fig

. 1）

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源 （後背地） 解析は，かつて日本列島に存在し，その後消失した “失われた地質単元” を半定量的に復元することに成功した （中間ほか, 2010b; Iso-

zaki et al., 2010）。さらに，日本に隣接する 2つの主要な大陸地塊 （北中国と南中国） から日本への砕屑物供給の詳細な歴史さえも明らかにしつつある。これらの新知見は，従来の日本列島構造発達史の主部を大幅に修正することになった。　1）古生代の弧花崗岩　図 3に中間ほか （2010b） による日本産砂岩についての砕屑性 （火成） ジルコン年代測定の結果を示す。日本の古生代中期およびトリアス紀の砂

岩は，5.2～ 4億年前の砕屑性 （火成） ジルコン粒を大量に含んでいる。火成ジルコンのほとんどは珪長質な火成岩 （おもに花崗岩類） に由来すると考えられるが，顕生代を通して日本にはマントル・プルーム活動がつくった巨大火成活動区はまったく認められない。したがって，これらの古生代の火成ジルコンは，プレート沈み込み帯にできた火山弧—花崗岩（tonalite-trondhjemite-gra-

nodiorite; TTG） バソリスに由来すると考えられ，かつて日本の後背地には古生代前半の花崗岩類が広域に露出していたこと，またそれらが大規模に浸食されて大量の砕屑物が供給されたことが推定

図 1　日本列島のテクトニクス概略年表（磯﨑, 2000; Isozaki et al., 2010から抜粋, 改変）．日本列島の歴史は約 7億年前の超大陸ロディニアの分裂にはじまる （事件 1）．南中国地塊縁辺のリフト帯として生じた原日本は，その後しばらく受動的大陸縁として過ごしたが，約 5.2 億年前にプレート沈み込み帯に転じた （事件 2）．その後は活動的大陸縁として新規の弧地殻を成長させた．約 2.3 億年前に北中国地塊と南中国地塊が衝突合体し，それ以降の日本は両地塊が接する部分の海洋側縁辺に成長した （事件 3）．約 2000 万年前に背弧海盆 （日本海）が 拡大し，日本は大陸から独立した島弧になった （事件 4）．今から約 5000万年後に北上するオーストラリアがアジア東縁に衝突し，日本での地殻成長は終結する （事件 5）．さらに 2億年後には北米がアジアに衝突合体して，太平洋が消滅し，かわりに超大陸アメイジアができる （事件 6）．これらを整理すると，日本の構造発達史は次の主要な 3つのステージに区分される．すなわち，（1） 大西洋型受動的大陸縁辺の時代 （700-520 Ma），（2） 太平洋型造山運動が起きる活動的大陸縁の時代 （520 Maから－50 Ma），そして （3） 大陸衝突の時代 （－50 Maから－200 Ma） である．このような 9 億年に及ぶ日本列島の構造発達史は，7 億年前頃に現れ，あと 2 億年で消失する太平洋のウィルソン・サイクルの鏡像にあたる．東アジアの日本が占める部分では，第二の時代すなわち活動的大陸縁の時代に大陸成長が起きた．中段に日本列島の表層地殻中で確認されている付加体 （緑色） および花崗岩バソリス （赤色） の年代範囲を表示する．海洋プレートの沈み込みに伴うマグマ活動が火山フロント直下で新規の大陸地殻物質を形成し，一方で付加体が形成されることによって海側への空間的成長はがなされた．ただし，この第二の時代のなかにあって，新規の付加体および花崗岩が現在まったく残されていない期間が数回認められる （図の青色の領域）．この期間の意味については後述する．

Fig. 1　 A brief history of the geotectonic evolution of the Japanese Islands （simplified from Isozaki, 2000; Isozaki et al., 2010）.

The history of the Japanese Islands started with the breakup of the supercontinent Rodinia at ca. 700 Ma （Event 1）. Proto-Japan originated near the rifted margin of South China and remained as a passive margin element until tectonic conversion into a subduction zone at ca. 520 Ma （Event 2）. Proto-Japan grew afterwards, forming a juvenile arc crust. Af-ter the collision between the North and South China blocks at ca. 230 Ma （Event 3）, Japan evolved along the continental margin of these two amalgamated continental mass, i.e., East Asia. At ca. 20 Ma, a back-arc basin （Japan Sea） opened to separate Japan from the main Asian continent as an isolated island arc system （Event 4）. About 50 million years after present, Australia will move northward and collide with the eastern margin of Asia, terminating continental growth in Japan （Event 5）. In 200 million years, North America will collide with Asia to close the Pacific Ocean and form Amasia, the next-generation supercontinent （Event 6）. On the basis of the above sequence of events, the geotectonic history of the Japanese Islands can be divided roughly into three major stages: （1） the passive continental margin stage （700-520 Ma）, （2） the active continental margin stage （520 Ma to －50 Ma） with the island arc sub-stage, and （3） the collision and coalescence stage （－50 Ma to －200 Ma）. This geotectonic chronicle of the Japanese Islands corresponds essentially to the Wilson cycle of the Pacific Ocean, which appeared around 700 Ma and will disappear in another 200 million years. The continental growth of the Japan segment in East Asia occurred solely during the second stage when subduction-related magmatism produced juvenile crust beneath the volcanic arc. The middle column illustrates geologic records of past arc crust materials, i.e., accretionary complex （AC） and granite batholith. Net growth of arc crust was caused by arc magmatism immediately beneath the volcanic front, whereas the spatial oceanward growth of the continental margin occurred at the trench through the formation of AC. Nonetheless, several intervals with no additions of juvenile AC and granite （dark blue intervals） existed. The geological implications of these intervals will be discussed later.

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図2（

Fig

. 2）

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される。日本最古の弧火成活動産物は，約 5.2億年前頃 （カンブリア紀中期） の年代をもつ（Saka-

shima et al., 2003; 田切ほか, 2010）。また，西南日本のシルル系前弧盆堆積物中には溶結凝灰岩が含まれ （吉倉・佐藤, 1976），十分に成熟した弧—海溝系すなわち島弧地殻の存在を示唆することから，同様に巨大な花崗岩バソリスの発達を強く支持する。　日本産の先新第三紀花崗岩類のなかでは白亜紀—古第三紀のものが卓越する。そのほかにジュラ紀，トリアス紀，ペルム紀，シルル紀，およびカンブリア紀の花崗岩類が知られているが，いずれも白亜紀の例と比べるときわめて小規模な岩体にすぎない。とくに古生代前期の花崗岩類の日本での分布はきわめて限られている。例えば，黒瀬川帯に散点的に産するシルル紀の三滝花崗岩 （市川ほか, 1956） や長門—蓮華帯の台花崗岩

（質片麻岩） の岩体 （河野ほか, 1966; 村上・西村,

1979） はいずれも直径数 kmあるいはそれ以下ときわめて小規模である。　また日本に近接する東アジアにおいて，1.9～1.6 億年前 （ジュラ紀） および 1.1億～ 9000万年前 （白亜紀） 花崗岩類は，アジア東縁に沿って3,000 km以上追跡され，ユーラシア／太平洋境界沿いに一連の陸弧システムを形成している （Taka-

hashi, 1983）。また，2.9～ 2.1億年前 （ペルム紀・トリアス紀） 花崗岩類の一部も南中国東南縁に沿った陸弧に対比できる可能性が大きい。これに対して，東アジアとくに古生代日本と密接な関係にあった南中国には前期古生代の花崗岩バソリス帯がまったく産しない。しかし，砕屑性ジルコンのデータは陸縁の陸弧あるいは海洋中に独立した島弧のいずれであれ，大量の火成ジルコンを供給しえた大規模な花崗岩バソリスが古生代日本の後背地に存在したことを明示している。　このような現在の地質体の分布と砕屑性ジルコ

図 2　 原生代中期—後期の超大陸ロディニア （Rodinia） およびゴンドワナ （Gondwanaland） の古地理図と原日本の位置 （Rino et al., 2004から一部変更）．

右：ロディニアは約 1300-1000 Ma の間の一連の大陸衝突によってできた超大陸で，衝突した大陸塊間にグレンビル造山帯 （濃紺色の領域） が形成された．日本主部と近縁な南中国 （S. China） 地塊は北米 （Laurentia; Laur） 地塊，オーストラリア （Aust） 地塊そして東南極 （E. Ant） 地塊に挟まれた位置にあった．南中国地塊自体はグレンビル期に揚子 （Yangtze） ブロックとカタイシア （Cathaysia） ブロックが衝突してできたが，両者間の衝突帯は四堡 （Sibao） 造山帯となった．当時の日本の位置は，低緯度地域にあって，南中国地塊，とくに北米地塊に接したカタイシアの縁辺にあった．ちなみに北中国 （N. China） 地塊はシベリア （Sib） 地塊の横に位置していたらしい．超大陸ロディニアは，原生代後期に巨大な太平洋スーパープルーム （赤色円で示す） などの複数のマントル・プルームの活動によって約 7億年前頃に分裂した．左：超大陸ロディニアのなかでは北米地塊をとり囲んでいた多数の大陸塊は，分裂後は四方へ離散したが，約 540 Ma （カンブリア紀最初期） 頃までに地球の反対側で再度集結して別の大陸ゴンドワナを形成した （Hoffman, 1991; Dalziel, 1992; Li, 1999）．当時の南中国地塊はオーストラリア地塊からは分離していたものの，その東側の近接した地域に位置していた．現在の日本主部にあたる部分は，ロディニアのなかでは低緯度にあって，南中国地塊のカタイシア・ブロックの北米側に位置していた．北中国地塊はゴンドワナ北西部のアフリカと南米の北側に隣接していた．

Fig. 2　 Paleogeographic maps of the Meso- and Neoproterozoic supercontinents Rodinia （right） and Gondwanaland （left） with respect to the contemporary position of proto-Japan （modified from Rino et al., 2004）.

Right: Rodinia was assembled through successive continental collisions that formed the Grenville orogen （dark blue area） during 1300-1000 Ma. South China accompanying proto-Japan was surrounded by North America （Laurentia）, Australia, and Eastern Antarctica. South China is composed of the Yangtze part at the northwest and the Cathaysia part at the southeast, and these two blocks were stitched by the 1.0 Ga Sibao collisional orogen of the Grenvillian stage. In central Rodinia, the domain corresponding to future Japan was positioned at the Cathaysia margin that was connected directly to Laurentia. North China was located at the external part of Rodinia next to Siberia. In the Neoproterozoic, Rodinia broke up due to the activation of mantle plumes, in particular, the large-scale Pacific superplume （the largest red circle）. Left: Rifted continental fragments once surrounding Laurentia drifted away and re-assembled to form Gondwa-naland on the other side of the globe by 540 Ma （the earliest Cambrian） （Hoffman, 1991; Dalziel, 1992; Li, 1999）. During the Early Paleozoic, South China was located somewhere close to the eastern part of Australia. Proto-Japan was located in a low-latitude domain off South China, particularly at the Cathaysian side. North China probably existed off Gondwa-naland to the north of Africa and South America.

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ンのデータは見かけ上矛盾するようにみえるが，以下のように考えると説明が可能である。すなわち，古生代日本にはかつて大規模な古生代花崗岩バソリスが形成され，それらが広域に表層露出したことがあったが，その後のプロセスでそのほとんどが二次的に消失したと考えられる （中間ほか, 2010b; 磯﨑ほか, 2010b, 鈴木ほか, 2010）。このような事情は，さらに若い 1.9～ 1.6億年前および 2.9～ 2.1 億年前の花崗岩類についてもまったく同様である。これらも現在の分布はきわめて限定的で （例えば，西南日本の飛騨帯，舞鶴帯，および黒瀬川帯，さらに中央構造線に南接した地帯など） あるにもかかわらず，その年代を示す砕屑性ジルコンがジュラ紀砂岩中に大量に含まれることが確認された （中間ほか, 2010b; 図 3）。

　造山帯のなかでの古期の島弧複合体の復元については，その構成岩石の産出を野外で認定できれば最も直接的な証拠となる。しかし，さらに重要なのは，かつて存在した古生代島弧が二次的に消失した場合であっても，その痕跡が後の時代の地層中から解読できることにある。とくに成熟した弧地殻のように 100-200 km幅の規模の地質体がいったん形成された後に，ほぼ完全に消滅してしまったことの認定は，以下に述べるように物質収支の観点からもきわめて重要である （山本,

2010; 磯﨑ほか, 2010b; 鈴木ほか, 2010）。　2）弧地殻の減少と堆積物の大量沈み込み　プレート沈み込みに伴う太平洋型 （都城型） 造山帯において，いったん形成された弧花崗岩バソリスの大部分を消去するには，通常少なくとも次

図 3（Fig. 3）

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の 4つの段階のプロセスが不可欠となる。すなわち （1） バソリスの大規模な地表露出，（2） 急速な浸食，（3） 砕屑物の海溝への輸送，そして （4） マントルへの沈み込みである。日本の中期古生代からトリアス紀砂岩が古生代の火成年代をもつジルコン粒子を大量に含む事実は，上述の（1）—（3）のプロセスが実際に効果的に働いた結果，かつて存在した古生代の弧花崗岩バソリスが大量に浸食・削剥されたことを示す。しかし，たとえ花崗岩バソリス帯が大規模に削剥されたとしても，その砕屑物が堆積物／堆積岩という形で同じ弧—海溝系の表層に留まる限り，弧地殻物質の総量は変化しない。前弧堆積物はもとより，付加体や高圧型変成岩の原岩についても，その体積の 70-80％以

上は粗粒陸源砕屑物から構成されており，そのほとんどは花崗岩質な大陸地殻の破片・粉末にほかならないからである。　日本列島の地殻には先白亜紀の古期バソリスは少量しか残されていない。また先ジュラ紀砕屑岩の総量もきわめて少なく，大量の砕屑性古生代ジルコンを生じた弧花崗岩は，等量の砕屑性堆積物としてさえほとんど残っていない。したがって古生代—中生代の弧バソリスの大部分そしてその砕屑物は，ほぼすべてどこか他所へ移送されて，日本列島から消失したことになる。周辺に巨大な堆積盆地を形成することなしに既存の花崗岩質地殻を弧—海溝系の地表から消去することは，それらを海溝からマントルへ埋没させることと同義である。

図 3　 本邦古生代—中生代砂岩および現世の河川砂中の砕屑性ジルコンの年代頻度スペクトルが示す後背地の顕著な変化（中間ほか, 2010bを一部修正）.

5 億年前以降の日本に流入した陸源砕屑物の後背地の長期的変化が読みとれ，おもに 3つの期間が識別される．すなわち （1） トリアス紀末 （約 200 Ma） 以前，（2） ジュラ紀から白亜紀中期 （約 200-90 Ma），そして （3） 白亜紀後期以降 （90 Ma頃以降） である．すなわち陸源砕屑物を供給した後背地に約 2億年前と約 1億年前に 2回の大きな変化があったことが読みとれる．（1） の時代では，陸源砕屑物は，おもに原日本島弧に新規に形成された弧花崗岩バソリスからもたらされた．一方，隣接していた南中国地塊からの陸源砕屑物質の流入はきわめて限定されていた．しかし，これらの古生代砕屑粒子はトリアス紀末以降の砂岩には含まれなくなり，古生代前期の弧花崗岩はほぼ完全に削剥されたと推定される．（2） の時代にはペルム紀—ジュラ紀の花崗岩バソリス由来の砕屑性粒子が主体となった．とくに白亜紀砂岩には北中国地塊および南中国地塊由来の原生代砕屑粒子が特徴的に含まれる．これは南中国地塊と北中国地塊とがトリアス紀中頃に衝突して，ジュラ紀以降にその縫合帯の巨大山脈から多量の陸源砕屑物質が太平洋側へと供給されるようになったことを反映している．後背地の 2度目の大改変が起きて （3） の時代に入った．それまで卓越したペルム紀からジュラ紀のバソリス由来の砕屑物は完全に消滅し，ほぼ白亜紀バソリス由来のものばかりになった．これらの 2回の後背地の体制変化は，構造浸食が間欠的に起きて前弧域の古期バソリスが順次消滅していった様子を物語っている．ただし （1） の時代には，弧地殻物質が欠損する時代が複数ある （図 1） ことから，さらに数回の構造浸食がおきた可能性があるが，残された地質体の総量が少ないので検証は難しい．

Fig. 3　 Age spectrum of detrital zircons of the mid-Paleozoic to Mesozoic sandstones and recent river sands in Japan, showing spectacular changes in provenances （modified from Nakama et al., 2010b）.

Note the three distinct intervals of terrigenous clastics in the over-500 million-year history of the Japanese Islands; i.e., （1） before the Late Triassic （ca. 200 Ma）, （2） Jurassic to mid-Cretaceous （ca. 200-90 Ma）, and （3） after the Late Cre-taceous （ca. 90 Ma）. This suggests that a major change occurred twice in the provenance of the Japanese Islands. During the first interval, the major terrigenous source was the Paleozoic arc granite, which developed in juvenile Japan, forming an intra-oceanic arc （proto-Japan arc complexes）. Despite the physiological proximity, the terrigenous flux from the two major continental blocks （South and North China） in East Asia was highly limited. The post-Late Triassic sandstones lack those Paleozoic grains, suggesting that the Paleozoic arc batholiths were almost completely eroded out. This major re-organization of the provenance regime occurred around 200 Ma with respect to severe tectonic erosion in the fore-arc domain of proto-Japan. In the second interval, sandstones were dominated by Permian—Jurassic clastic grains. In addi-tion, the collision between South China and North China brought the production of abundant Proterozoic terrigenous clastics in East Asia and their delivery to the Late Mesozoic basins along the Pacific rim. In particular, the Cretaceous sandstones are replete with Proterozoic grains both from North and South China cratons. The second regime change oc-curred around 90 Ma （mid-Cretaceous） when almost all of the pre-Cretaceous grains became absent; instead, Cretaceous arc-derived clastics dominated in sandstones in Japan. These two major regime changes suggest the intermittent activa-tion of tectonic erosion that removed older batholiths from the fore-arc domain. The barren periods of juvenile arc-crust formation during the Paleozoic （Fig. 1） may record more frequent activation of tectonic erosion; however, this is difficult to confirm due to the highly limited total amount of remnant materials.

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　日本の古期岩類の産出パタンは，かつてプレート沈み込みで形成された新規の大陸地殻物質の多くが，すでに日本の弧—海溝系から失われたことを明示している。それを可能にする唯一のメカニズムは，前弧地殻物質の海溝から沈み込ませることである。ただし海溝から沈み込んだ弧地殻物質にしても，そのすべて前弧の下に底付け （under-

plate） されるのであれば，弧地殻の総量が変化することはない。したがって，それらの弧地殻物質の （4） マントル内までの運搬が重要である。　上述の日本列島での古期バソリスと砕屑性ジルコン年代に関する観察事実は，過去の活動的大陸縁での大陸成長すなわち新規地殻の追加が決して定常的に進まなかったこと，とくに前弧域での地殻の削剥が何度も起きて地殻成長が中断され，さらに既存の古期地殻までもが消滅したことを示唆する。5億年に及ぶ日本の沈み込み型造山帯の歴史において，付加体の成長はつねに継続して起きたのではなく，明らかに間欠的であった （磯﨑・丸山, 1991; 図 1）。この間欠的な付加体欠損については，プレートの斜め沈み込みに伴う横ずれテクトニクスの結果と従来説明されてきた。しかし，想定された数 100 kmオーダーの長距離に及ぶ横ずれ変位の直接的証拠はない。この付加体形成年代の断続性については，いったん形成された既存の付加体が二次的に削剥・消滅したと説明するのが妥当である。　図 1に示す日本列島の約 5億年間の歴史を通覧すると，付加体および花崗岩がまったく残されていない期間が 6回あったことがわかる。すなわち，（1） 470-440 Ma （オルドビス紀—シルル紀最初期），（2） 400-370 Ma （デボン紀），（3） 350-280 Ma （石炭—ペルム紀前期），（4） 250-240 Ma

（トリアス紀前期），（5） 140-110 Ma （白亜紀前期），そして （6） 80-60 Ma （白亜紀後期—古第三紀最初期） である。ただし，その年代幅は現在残っている地質体の年代に制限されており，とくに残存地質体の総量が少ない前期古生代については付加体や花崗岩類が形成後に二次的に消去された可能性を考慮すると，欠損期間はより短くなる。それでも，デボン紀，石炭—ペルム紀前期，および

白亜紀前期における弧地殻物質の欠損は際立っている。これらを弧地殻が成長ではなく縮退した期間として捉えると，日本列島の形成史は従来の描像よりはるかにダイナミックな変化に満ちていたことが理解される。　また，さらに印象的な事例として，日本海を開裂させた中新世の背弧拡大が，ほぼ水平な地殻中部のデタッチメント断層 （古中央構造線; 磯﨑・丸山, 1991） を活動させ，前弧域の短縮を引き起こした事件 （青木ほか, 2010; 竹下, 2010; 柳井ほか, 2010） があげられる。前弧域の地殻内での水平短縮の結果，膨大な量の弧地殻 （既存の付加体，花崗岩，および低温高圧型変成付加体） が隆起・浸食されたと考えられる。現在の日本列島に唯一残っている巨大バソリス帯は白亜紀—古第三紀の例 （領家帯，山陽帯，および山陰帯） であるが，とくに白亜紀の花崗岩は上述の前弧域での水平短縮時に大量に砕剥されたため，もともと形成された総量の一部しか残されていないことに留意する必要がある。古くから知られていた領家変成帯の高温軸の南翼の大規模欠損やそれを覆う上部白亜系和泉層群の堆積盆地南半の欠如は，当時の弧地殻の縮小を如実に物語っている。またこの時期に生じた大量の陸源砕屑物は海溝を満たし，四万十帯南端の中新世付加体をつくった。しかし，西南日本の地殻断面 （伊藤・佐藤, 2010） から判断すると，花崗岩質地殻由来の大量の陸源砕屑物の大部分は，もはや前弧域には残っておらず，すでにマントルへと移送されたと考えられる。これは，活動的な沈み込み体制が継続し，海溝で付加体が形成されている間でさえ，弧地殻が縮小しうることを示している。とくに現世の海溝域の詳細な弾性波探査 （長谷川ほか, 2010） は，付加体が形成されている最中でも大量の堆積物がマントル深部へと運ばれていることを明示しており，きわめて示唆的である。　3）構造浸食　プレート沈み込みによる弧地殻の減少プロセスの存在は1990年前後から何度も議論されており，構造浸食 （tectonic erosion） と呼ばれている。構造浸食の具体例は，もともと東北日本沖の日本海

 75—　　—

溝やチリ海溝沿いの海洋調査から認識されるようになった （von Huene and Scholl, 1991）。実際に東北日本沖の日本海溝陸側斜面では新生代付加体がほとんど発達せず，かつ北海道南方沖では白亜紀付加体の地質構造の延長が海溝によって斜断されており，二次的に削られている様子が観察される。実際に海洋プレートが沈み込み続けている現世の海溝の半分以上においては付加体が形成されておらず （Clift and Vannucchi, 2004; Scoll and

von Huene, 2007, 2009），逆に大量の弧地殻物質がマントルへ定常的に沈み込んでいることが確認されている （長谷川ほか, 2010）。構造浸食については，前弧表層での隆起・削剥および砕屑物の沈み込みのみならず，沈み込む海洋プレートの上面での機械的剥離がより重要である （山本, 2010

の解説参照）。　西南日本の各時代の付加体とその変成部の体積を比較すると，より若い付加体ほどその体積が大きいという明瞭な傾向 （古生代付加体＜中生代付加体＜新生代付加体） が認められる （磯﨑ほか,

2010b）。とくに，西南日本の地殻断面に典型的に観察されるように，西南日本の前弧地殻のほとんどすべてを白亜紀およびそれ以降の付加体が占領するのに対し，花崗岩を含めて先白亜紀地殻物質の総量は微々たるものにすぎない （図 4）。これらの事実は，古い付加体およびその変成部が形成後に順次浸食され，その総量を減じてきたことを物語っている。ただし前期古生代以降の多様な非変成前弧盆堆積岩が少量ながらも残存していることから，古期の弧地殻の削剥は表層からのみ一方向に進行したわけではなかったことは明らかである。現世例から指摘されるように，おそらく沈み込む海洋プレートの上面での機械的削剥が前弧地殻物質の消去に最も効果的であったと考えられる。このような前弧域の地殻物質を大量に消去することに関しては，構造浸食作用が唯一無二の現実的な機構であり，上述の西南日本に残存する付加体の年代の偏りを最も無理なく説明する。ちなみに高圧変成岩の原岩は付加体が沈み込み帯の深部へもたらされたものにほかならない。偶発的な海嶺沈み込みによる地表への上昇などがなけれ

ば，その埋没自体は地殻物質を表層から深部へ運搬する構造浸食過程の一部を担っているとみなされる。　構造浸食の効率，あるいは弧地殻物質のマントルへの搬入率は時間とともに変化するらしく，図1に示される地殻物質の欠損期間から判断すると，過去の日本では少なくとも数回，構造浸食が極端に活発化した時期があったことが推定される。その時には沈み込むプレートの上面で前弧の地殻を直接削りとられ，既存の付加体／高圧変成岩そして花崗岩の総量が短期間に減少したと判断される。　現在の日本列島の地殻構成は，このような付加体・バソリスの成長と構造浸食の卓越が間欠的に何度か繰り返された結果であり，おそらく南中国の大陸縁において約 5億年の間，海溝の位置は何度も海洋側への前進と大陸側への後退を繰り返し，大陸地殻の成長も間欠的な増減を繰り返しながら進んだと考えられる （磯﨑ほか, 2010b; 鈴木ほか, 2010）。弧地殻の海側への成長と大陸側への縮退の反復による大陸縁の成長という新しい観点に基づくと，日本のなかで相対的に古い岩石

（前期古生代の変成岩・花崗岩，蛇紋岩など） が複雑に混在化した西南日本の黒瀬川帯が，造山帯のなかで，さらには現在の島弧のなかでも，かなり海溝に近い位置に産するという一見不思議な現象についても妥当な説明が可能である。黒瀬川帯は他の付加体の構造的上位にクリッペとして産するが，その形成に関しては，もともと日本海側にあった地質体が巨大異地性岩体として長距離移動して弧の前面部に二次的に定置したわけではない。磯﨑・板谷 （1991） がクリッペとしての解釈を提案した当初から一貫して説明してきたように，その構成岩類は形成以来 （先日本海の南中国地塊からみると） 前弧域のほぼ同じ位置の表層に残存し続けていた。現在は，下位の地質体に対しては相対的に異地性クリッペとして累重するが，実際に新たな物質の消長や移動を経験したのはその構造的下位のより若い地質体 （付加体や高圧変成岩） の部分であった。　以上のように，南中国の縁辺でプレート沈み込

 76—　　—

図4　西南日本の地殻断面と弧地殻物質の年代構成（伊藤・佐藤

, 201

0に基づく磯﨑ほか

, 201

0bの図

3を改変）．

現在の日本列島の地殻はほぼ白亜紀（黄色および黄緑色）と新生代

（桃色，水色および白色） の物質でできている．構成岩石の種類や多様性は共通ながら，

ジュラ紀

（赤色） および先ジュラ紀

（青色） の物質は圧倒的に少量であることが読みとれる．日本は約

5億年にわたり活動的大陸縁として成長してきたが，

とくにその前弧地殻はほぼ新生代の弧地殻物質のみでできていることがわかる．また古い地殻物質はいずれも表層近くに薄く存在していることから，

古期地殻物質の削剥は単純に表層での浸食によってなされたのではなく，構造的下位からの構造浸食が効果的に働いたことを暗示する．

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みがはじまって約 5億年が経過し，その一部をなす日本の弧—海溝系では大量の新規弧地殻が形成されたが，二次的な構造浸食によって，最終的に蓄積して残っている量は，本来の生産総量に比べると極端に少なくなったと考えられる。これは日本列島の発達史や古地理の復元に関する意味のほかに，マントルへ運ばれた弧 （大陸） 地殻物質の行方に関して大きな示唆を含んでいる （Yamamoto

et al., 2009）。なぜなら東アジア下のマントルに5億年間にわたって膨大な量の放射性元素に富む花崗岩質物質が運ばれたことになり，それらの自己発熱によってその後の上部マントルの対流パタンの改変や局所的なプルームの活発化を促しえたからである。　4）隣接大陸塊からの砕屑物供給　太平洋西縁の太平洋型造山帯の一部をなす日本が，付加型大陸縁として成長をはじめた場がどの大陸の縁辺であったのかは，日本の起源の問題そのものであり，これまでもさまざまに議論されてきた。堆積盆地の後背地解析自体は地質学における古典的手法であり，西南日本の美濃—丹波帯のジュラ紀礫岩が原生代 （18億年前） 花崗岩と片麻岩礫を多数含むこと （Shibata and Adachi, 1974）はよく知られている。先カンブリア時代基盤をもつ日本に隣接する大陸塊 （図 5） と比較すると，原生代中期の岩石は南中国地塊の基盤岩にはまれで，むしろ北中国地塊に広く産する。また現在の地理的な近さもあって，日本の先新生代地質体はおもに北中国地塊に近縁な場で形成されたと伝統的に考えられてきた。1990年代には砕屑粒子のCHIME年代測定が試みられ，その結果，飛騨帯と同様の原生代中期の砕屑性ジルコンを産する隠岐帯 （Suzuki and Adachi, 1994） も含めて，古生代日本は北中国地塊に近縁だったという従来の解釈を支持する証拠とみなされた。　一方，古生物群集の類似性，東シナ海と九州 /

琉球との連続性，そして東アジアのトリアス紀中圧型変成帯の評価 （図 5） から，飛騨帯を除く日本列島の主体は南中国地塊縁辺で形成されたという指摘があり （磯﨑・丸山, 1991），日本列島のルーツの問題について必ずしも統一的な合意は得

られていなかった。　上述のような伝統的な礫岩組成の検討や砕屑粒子の CHIME年代測定に対して，最近導入された砕屑性ジルコンの大量年代測定 （Iizuka and

Hirata, 2004） は，砕屑性粒子の構成比に定量性を加えた点で画期的であった。日本産の砂岩についての砕屑性ジルコン年代のデータは，原生代の砕屑性ジルコンを多産するのはジュラ紀—白亜紀の砂岩に限られ，先ジュラ紀の砂岩は原生代の砕屑粒子をほとんど含まないことを明らかにした

（図 3; 中間ほか, 2010b）。これは北中国地塊と近縁という伝統的解釈から予想された，中期原生代以前の砕屑粒子の卓越を否定している。一方，わずかに含まれる原生代砕屑物は 700-1000 Maの年代をもち，これらに相当する年代の基盤岩は北中国には露出しない。以上のことから，古生代日本は北中国地塊ではなく，むしろ南中国地塊に近縁な位置にあったことが確認された。ちなみに砕屑性ジルコンが記録する限りでは，北中国地塊と日本列島とが関与しはじめたのは，南北中国地塊同士が衝突・合体した後の中生代中頃以降であった （磯﨑ほか, 2010b; 大森・磯﨑, 2011）。　原生代末のロディニア分裂時に生じたリフトに沿って，南中国縁辺にも受動的大陸縁が形成された （図 6B） が，やがて受動的大陸縁は活動的大陸縁へと構造反転した。新しい海洋プレート沈み込みの体制は，大陸・海洋地殻境界からはじまったのではなく，おそらく現代のインド—オーストラリア・プレートと同様のパタンで，古太平洋

（古パンサラサ海） の海洋プレートのなかで生じた。日本最古の海洋地殻由来の岩石は長崎県野母半島に小規模に露出する 5.8億年前変斑レイ岩である （猪木ほか, 1979） が，これは沈み込み開始によって南中国と新たに生まれた海洋島弧の間に構造的にトラップされた海洋地殻の断片とみなされる （磯﨑・丸山, 1991; 図 6C）。しかし，日本の古生代砂岩には南中国由来の砕屑物がわずかに含まれるだけなので，古生代日本の弧—海溝系は南中国縁辺そのものからはある程度離れた位置にあった海洋内島弧であったと推定される （Isoza-

ki et al., 2010; 中間ほか, 2010b）。白亜紀砂岩に

 78—　　—

限って原生代前期—中期のジルコン粒子の含有量が急増するのは，おそらく大別山—蘇魯 （Dabie-

shan-Sulu） 衝突縫合帯 （図 5） に沿う超高圧変成帯の上昇と，とくに上盤側の北中国の地殻の大規模な隆起・浸食が起きて，大量の砕屑物が海溝域にもたらされたことが原因と考えられる。白亜紀の花崗岩バソリス （山地） が急成長して巨大な障壁ができ，さらに中新世に日本海が拡大して以降は，古い大陸基盤からの砕屑物の供給経路がほぼ完全に遮断され，日本と北中国との間には砕屑物の授受などのつながりが途絶えた。　日本海側に分布する中新世砂岩中の砕屑性ジルコンの年代分析結果は，日本列島がアジア大陸から分離した時の状況をよく記録している。すなわち，原生代の砕屑性ジルコンは中新世の砂岩からは少量産するものの，ある特定の時期 （約 1600

万年前） 以降はまったく含まれなくなる （中間ほか, 2010b）。これは，日本海という深くて （＞

3000 m） 広い （＞ 1000 km） 背弧海盆の拡大によって，日本列島が島弧として完全にアジアから独立し （図 5），もはや列島側には大陸からの砕屑物が届かなくなったことを示している。

IV．古 地 理

　上述の新しい知見さらに地体構造区分の改訂

（Isozaki et al., 2010; 磯﨑ほか, 2010b） を考慮に入れて，誕生から現在に至る日本の古地理復元を試みる。プレート・テクトニクスに基づく造山運動論の理解が定着した 1980年代以降において，日本列島の古地理変遷はMaruyama et al. （1997） によって編纂された。本稿では，そのまとめをもとに，最近 15年間の知識を加えて修正したものを示す。主要変更点として，（1） 最古の弧—海溝系要素としてカンブリア紀の諸岩石の識別，（2） 古生代—中生代弧バソリスの形成と構造浸食による消失，（3） 南北中国地塊間境界の東方延長とし

図 5（Fig. 5）

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てのトリアス紀中圧型変成帯の識別，（4） 日本海拡大に伴う先新生代地質体の変位の復元などがあげられる。以下に，日本列島の起源に関わる原生代末から現在の姿に至る年代順に説明し，順次古地理図を示す。　1）ロディニアの分裂と日本の誕生　原生代中期 （約 13-10億年前） に当時の主要な大陸塊は一カ所に集まり，新しい超大陸ロディニアを形成した （Rino et al., 2004; 図 2）。その時期に大陸衝突によってできた造山帯は，いわゆるグレンビル期 （Grenvillian） の造山帯と一括される。このロディニアのなかにあって，日本に関係の深い南中国および北中国地塊にあたる部分は，おのおのオーストラリア／東南極／北米 （Lauren-

tia） 地塊に近い部分，また北米／シベリア地塊に近い部分に隣接していたと推定されている （Li et

al., 2007; Santosh・千秋, 2011）。　オーストラリア，東南極および北米西岸に挟まれた位置にあった南中国地塊のなかには，グレンビル造山帯の断片が残されている。南中国はその南半であるカタイシア （Cathaysia） ブロックと北半の揚子ブロックから構成され，両者間には約10億年前 （グレンビル期末） の四堡 （Sibao） 衝突造山帯が発達する （図 5）。ロディニア内にあった時は，カタイシア・ブロック側が北米西岸と，また揚子ブロック側が東南極大陸あるいはオーストラリアと，おのおの接していた （図 2）。　約 7.5-6億年前に複数のスーパープルームが活

図 5　東アジアと日本列島の地体構造．東アジアの主要な 2つの大陸塊に北中国地塊 （黄色） および南中国地塊 （桃色） がある．南中国地塊は北西の揚子 （Yangtze） ブロックと南東のカタイシア （Cathaysia） ブロックから構成され，両者間にはグレンビル期の 1.0 Ga四堡造山帯 （Li, 1999） が発達する．両中国地塊間にはトリアス紀中頃 （2.3 億年前） にできた秦嶺—大別山—蘇魯縫合帯衝突縫合帯 （赤色） が発達し，超高圧 （UHP） 変成岩 （黒点） を伴う．衝突縫合帯では，南中国の上に北中国がほぼ水平に重なる．この縫合帯の東方延長は山東半島から渤海湾をわたり韓半島北部の臨津江地帯に追跡される．韓半島には東西方向の背斜軸があるため，半島中央部に南中国地塊の延長が，一方半島の付け根部分および先端部には北中国地塊の延長が露出する．日本海は，中新世に拡大した背弧海盆である．日本海拡大によって，日本列島の先新生代地殻は南方へ移動し，隣接する中国本土および韓半島との地体構造上の連続性は必ずしも明瞭ではなかった．北海道東部を除く日本主部 （濃い桃色の部分） は南中国地塊との地質学的関わりが深い．琉球弧の背後の沖縄トラフでは，新しい背弧海盆がひらきつつあるが，基本的に九州と南西諸島は南中国地塊の東方延長にあたる．日本は古生代初期以降，南中国地塊の太平洋側で，長期間の海洋プレート沈み込みにより活動的大陸縁として成長した．日本のなかで本州中央部の飛騨山地と山陰—北九州地方のみが北中国地塊の延長部にあたる．南北中国地塊間の衝突縫合帯の延長は，日本に点在する中圧型変成帯 （橙色） として追跡される （九州中部と北関東ではクリッぺをなす）．日本は古生代の間，南中国地塊の縁辺で，そして中生代トリアス紀以降は衝突・合体した南北中国地塊の海洋側で成長した．

Fig. 5　Geotectonic framework of East Asia and the Japanese Islands. East Asia is composed of two major cratons: i.e., North China （yellow） and South China （pink）. South China is further subdivided into Yangtze （northwest） and Cathaysia （southeast） parts, which were stitched by the 1.0 Ga （Grenvillian） Sibao orogen （Li, 1999）. The two cratons collided in the mid-Triassic （ca. 230 Ma） to form the Qinling—Dabieshan—Sulu collisional suture （red）, which features ultrahigh-pressure metamorphic rocks （black dots）. Along this suture, North China subhorizontally overlies South China. This suture in mainland China continues further eastward, across the Bohai basin from the Shandong peninsula to the Imjingan belt in the Korean peninsula. Due to the E-W trending anti-cline, rocks of South China are exposed in the middle, whereas those of North China are exposed at both northern and southern parts of the peninsula. The Japan Sea behind NE and SW Japan represents a Miocene rifted back-arc basin. Due to the offset of the main part of Japan by this back-arc opening, the geotectonic continuity of the pre-Cenozoic units has not been clear among mainland China, the Korean peninsula, and the Japanese Islands. The major part of Japan （dark pink）, except Hokkaido, has an intimate geologic link to South China. Kyushu and Ryukyu islands are a direct eastern continuity of South China, although nascent back-arc spreading recently started at the continent side of Ryukyus （Okinawa trough）. Since the Early Paleozoic, proto-Japan has evolved as a long-lasting active continental margin at the Pacific side of South China. The sole exceptions are fragments of North China in the Hida mountains in central Honshu and San-in/N. Kyushu. The collisional suture between the two cratons is traced as a fragmentary distribution of the mid-Triassic medium-pressure metamorphic belt （orange）, which occurs as a klippe in northern Kyushu and northern Kanto areas. Thus, Japan grew oceanward at the South China margin during the Paleozoic, and along the merged North and South China cratons after the Triassic.

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動し，超大陸ロディニアは分裂・解体し （Hoff-

man, 1991; Dalziel, 1992など），同時に新しい海洋 （古太平洋あるいはパンサラサ海）が開きはじめた （図 6A）。その結果，ロディニアから分離した 10個以上の大陸塊はおのおの異なる方向へと移動した。北米を除く主要な大陸塊 （現在の南半球に分布するもの） は約 6-5億年前に地球の反対側で再び合体し，各大陸間にパンアフリカン

（Pan-African） 造山帯と一括される広範な衝突縫合帯をつくりながらやや小振りな超大陸ゴンドワナ （Gondwanaland） を形成した （図 2）。　原日本の主体は南中国地塊の周辺に生じた海洋中の島弧に起源をもつと考えられる （Isozaki et

al., 2010; 磯﨑ほか, 2010b; 中間ほか, 2010b; 図6C）。すでに原生代末までに南中国地塊はオーストラリアから分離していたので，原日本はゴンド

ワナ大陸本体に帰属することはなかった。日本最古の地質体は，九州西部の野母半島に産する 5.8

億年前の変はんれい岩である （猪木ほか, 1979）。このオフィオライトの断片は，南中国地塊がロディニアから分裂した際にその周囲に最初にできた海洋地殻の破片であり，古太平洋底のなかでも最古部分にあたる （磯﨑・丸山, 1991; 磯﨑, 1998）。　一方，西南日本の飛騨帯および隠岐帯だけは，北中国地塊の断片であり （磯﨑ほか, 2010b; San-

tosh・千秋, 2011; 大森・磯﨑, 2011），当時の原日本の主部 （そして南中国地塊） からは大きく離れていた。当時の南中国地塊と北中国地塊はゴンドワナ大陸の反対側に位置しており，まったく異なる海洋に面していた （図 2）。　2）古生代前半の原日本 （5.2-3.5億年前）　古太平洋側からの海洋底沈み込みは，カンブリ

図 6（Fig. 6）

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ア紀後期 （約 5億年前） までに環パンサラサ （古太平洋） 大陸縁辺部のほぼすべてではじまった

（図 7A）。当時の原日本を含む南中国は，オーストラリア地塊からは分離していたものの，さほど遠くない位置に隣接していた。南中国のカタイシア・ブロック側の沖でも，約 5.2億年前 （カンブリア紀前期） までに海洋底の沈み込みがはじまり，原日本として海洋性島弧—海溝系が成立しつつあった。　カンブリア紀からオルドビス紀にかけての原日本は，未成熟な海洋島弧地殻およびその背後のトラップされた海洋地殻という 2つの構成要素から構成されていた （図 6C）。前者には，小規模な付加体の高圧変成部 （丸山・植田, 1975; Tsuji-

mori and Itaya, 1999など），前弧堆積物 （束田・小池, 1997; 中間ほか, 2010a; Tagiri et al., 2010），および弧花崗岩 （Sakashima et al., 2003; 田切ほか, 2010など） が含まれていた。後者は南中国地

塊が北米から分離した際にできた最古の太平洋底の海洋性岩石 （オフィオライト） からできていた。このトラップされた小海域によって分離された原日本弧と南中国地塊縁辺部との間には，陸源粗粒砕屑物が到達しない程度の距離があった （中間ほか, 2010b）。　約 4.5-3.5億年前のシルル紀—デボン紀には，継続した沈み込みでイアペタス （Iapetus） 海域が閉じてカレドニア造山帯をつくり，北米と北欧は衝突・合体してローラシア大陸を形成した （図7B）。南中国は，すでにオーストラリアの北側へと移動して，古太平洋中に散在する他の大陸地塊から孤立するようになった。一方，当時の北中国地塊の古地理上の正確な位置は不明だが，おそらくゴンドワナ大陸の北西沖にあったと推定されており （図 2），少なくとも南中国地塊とは大きく異なった動物地理区に属していた。　南中国の沖に存在した原日本は，シルル紀—デ

図 6　 原生代末 （700-600 Ma） の古地理図と南中国の受動的大陸縁の模式断面，およびカンブリア紀 （約 500 Ma） 日本の模式断面図．

A：世界の主要大陸塊の分布 （Maruyama et al., 1997 を改変）．約 7 億年前に超大陸ロディニアが分裂し，南中国地塊が北米，オーストラリア，東南極地塊から分離した時に超海洋太平洋は生まれた．原日本は南中国の沖にあり，オーストラリア東岸近くに位置していた．B：大陸分裂に伴うリフティング構造を残した南中国の受動的大陸縁．C：原日本は南中国地塊の縁辺に位置し，約 5.2 億年前に海洋プレートの沈み込みが開始し，未成熟な海洋島弧として生まれた．プレート沈み込みで生じるトーナル岩—トロニエム岩—花崗閃緑岩 （TTG） 集合体の形成で象徴される海洋内島弧が生じて，最古の地殻が形成された．この原始的な弧—海溝系で発生した最古の 480 Ma高圧変成岩 （Tsujimori and Itaya, 1999），最古の 520 Ma弧花崗岩 （Sakashima et al., 2003; 田切ほか, 2010），そして最古の 520 Ma熱水変質岩 （飛騨外縁帯: 椚座・後藤, 2010） がその痕跡として残されている．弧地殻の形成は約 5.2億年前からであったが，日本にはそれに先行して形成された約 6 億年前の海洋地殻 （太平洋で最古の部分） の断片が残されている．リフト化した南中国の大陸縁辺と島弧の間には小さな海洋地殻がトラップされ，その断片が，日本最古岩石である 580 Ma 変はんれい岩 （オフィオライト） として西九州に残されている （猪木ほか, 1979）．南中国 （カタイシア） 縁辺と形成期の原日本弧との間の海洋域 （仮に古日本海と呼ぶ） はある程度の幅をもっていたので，当時の前弧堆積物に大陸由来の先カンブリア時代砕屑粒子が含まれることはなかった．

Fig. 6　 Paleogeographic map of the latest Neoproterozoic （ca. 700-600 Ma）, and schematic profile of the passive margin of Neoproterozoic South China and that of Cambrian proto-Japan （ca. 500 Ma）.

A: Distribution of major continental blocks of the ca. 700-600 Ma world （modified from Maruyama et al., 1997）. The superocean Pacific was born when the supercontinent Rodinia broke up at ca. 700 Ma, and South China became sepa-rated from Laurentia （North America）, Australia, and East Antarctica. Proto-Japan off South China was located close to Australia. B: The latest Neoproterozoic passive margin of South China characterized by various rift-related geologic structures and sedimentary units. C: Proto-Japan formed an immature intra-oceanic arc system characterized by a sub-duction-related TTG （tonalite-trondhjemite-granodiorite） suite of ca. 520 Ma （Early Cambrian; Sakashima et al., 2003; Tagiri et al., 2010）. In addition, the oldest metasomatism （Kuzugiza and Goto, 2010） and the oldest high-P/T metamor-phism （Tsujimori and Itaya, 1999） in Japan occurred within this system. The oldest fore-arc sediments in proto-Japan contain detrital zircon of 472 Ma （mid-Ordovician; Nakama et al., 2010a）. The oldest （ca. 580 Ma） metagabbro in Japan （Igi et al., 1979） probably represents the trapped oceanic crust （the oldest part of the Pacific floor） next to the rifted con-tinental margin of South China （B）. The oceanic domain between South China and proto-Japan probably had a sufficient ambient width to prohibit continent-derived terrigenous flux into the arc sediments.

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図 7　オルドビス紀，デボン紀，および石炭紀の古地理図（Maruyama et al., 1997から改変）．大陸塊の略称については図 2参照．A：オルドビス紀前期 （約 480 Ma） には古大西洋 （イアペタス海など） が拡大し，太平洋周辺ではプレート込み込みによる弧—海溝系が発達した．南中国沖の原日本は南半球のオーストラリア （現在の東岸側） 近傍に位置していた．B：デボン紀前期 （約 400 Ma） には，原日本を伴った南中国は北方へ移動しオーストラリアの北側へ達した．C：石炭紀末 （約 300 Ma） までに，ゴンドワナとローラシアが合体して超大陸パンゲアができた．一方，北半球にはマントル内に超下降域が出現し，将来のアジアの部品となる多数の大陸ブロックがはき寄せられた．そのなかには原日本を伴う南中国ブロックやインドシナ地塊が含まれていた．

Fig. 7　Ordovician, Devonian, and Carboniferous paleogeographic maps （modified from Maruyama et al., 1997）. See Fig. 2 for name abbreviations of continental blocks. A: During the Early Ordovician （ca. 480 Ma）, proto-Atlantic oceans （Iapetus and others） expanded, whereas subduction-related arc-trench systems developed around the Pacific. Proto-Japan off South China was located adjacent to Australia （at the present east coast side）. B: By the Early Devo-nian （ca. 400 Ma）, South China with proto-Japan migrated northward to the northern side of Australia. C: By the latest Carboniferous （300 Ma）, Gondwanaland and Laurasia merged to form Pangea. On the other hand, a super-downswell of the mantle appeared in the northern hemisphere, and dragged many continental blocks to form future Asia. South China with proto-Japan was one of those pieces, as well as Indochina.

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ボン紀には広域の弧火成作用と沈み込み帯での高圧変成作用が進行する成熟した弧—海溝系に成長していた （図 8）。シルル紀の前弧盆には温暖な環境で生育するサンゴなどオーストラリアと近縁な低緯度動物群が繁栄した （Kato, 1990）。火山弧直下では花崗岩 （三滝花崗岩, 氷上花崗岩,

台花崗岩質片麻岩; 市川ほか, 1956; Minato et al.,

1965; 河野ほか, 1966; 下條ほか, 2010） が形成され，地表ではカルクアルカリ岩系の火砕流堆積物を伴う前弧堆積盆 （岡成—横倉山層群;市川ほか,

1956; 吉倉・佐藤, 1976） が発達し，海溝域では付加体およびその高圧変成部 （木頭名・普甲峠変成 岩; 丸 山・ 植 田, 1975; Tsujimori and Itaya,

1999） が形成された。約 4.5億年前には，南中国地塊縁辺に海嶺が沈み込んで，沈み込み帯深部から高圧変成岩の上昇や花崗岩バソリスの形成が起きた。成熟した島弧地殻の一部はすでに地表に露出し，その削剥がはじまると，前期古生代バソリスの砕屑物が大量に前弧盆へと供給された （中間ほか, 2010b）。原日本の背後には，ある程度の海域が残っていたため，南中国地塊の基盤をなす原生代の砕屑物はほとんど供給されなかった。　一方，前弧域直下のプレート境界では島弧地殻の構造浸食がはじまっていた。このように原日本は古生代前半にはいったん成熟した島弧として，おそらく幅 200 km以上の弧 （大陸） 地殻をもつに至った （図 8A） が，古生代中頃には構造浸食による前弧地殻の選択的喪失によって，その幅を大いに減じた。その構造浸食時には，くさび状マントルのかんらん岩が沈み込みに伴う加水によって蛇紋岩化し，浸食された前弧の岩石と混在化された。このような構造浸食が最も陸側に及んだ限界には，その痕跡として長門—蓮華帯や黒瀬川帯の蛇紋岩メランジュ （村上・西村, 1979; Maruy-

ama, 1981） が残された （図 8B）。そのなかには古期の弧—海溝系の多様な要素が異地性ブロックとして混在化された。　3）パンゲアからアジアへ （3.5-2億年前）　石炭紀からトリアス紀までの期間 （3.5-2億年前），あたかも大きな吸い込み口に引き込まれてゆくように，南中国，北中国，タリム，そしてイ

ンドシナなどの複数の大陸塊が，低緯度地域さらには南半球から一斉に北方へ移動した （図 7C）。さらに，シベリアやカザフスタンなども他の大陸塊と同じ領域へ移動した。この動きは現在のアジア大陸の形成過程の本質を表しており，その領域の直下のマントル内に大規模な下降流 （super-

downswell） が発達した結果と説明される （Maru-

yama et al., 1997）。ペルム紀前期 （約2.8億年前） 頃には，モンゴル，北中国，南中国などの地塊は，それぞれの間の海を収縮させながら北方へ移動した。その結果，トリアス紀末までにそれらの地塊はシベリアと衝突・合体して中央アジア造山帯をつくり，東アジアの大枠が固まった。　他方，イアペタス海の閉鎖によってカレドニア—アパラチア山脈の造山帯が完成し，北欧とカザフスタン／シベリアとの間のウラル水路も閉塞して北半球にローラシア大陸ができた。3億年前には，南半球のゴンドワナ大陸と北半球のローラシア大陸とがつながって超大陸パンゲアとなった （図 7C）。　このようなテクトニクスの枠組みのなかで，南半球にあった原日本の弧—海溝系も徐々に北進した。石炭紀—ペルム紀の日本は，南中国地塊の東方にあって直接パンサラサ海に面していた （図9）。原日本は古生代中頃に起きた構造浸食によっていったん幅を狭めたが，古生代末に向けて再び，花崗岩バソリス （金勝山石英閃緑岩;高木・藤森, 1989），前弧盆堆積物 （球磨層, 坂本沢—登米層;勘米良, 1953;生出ほか, 1989） そして付加体

（秋吉帯; Kanmera et al., 1990） および高圧変成岩 （蓮華変成岩・伊野層など; Maruyama, 1981;

松本ほか, 2011）などの弧—海溝系要素をすべてそろえた成熟した弧地殻を形成するようになった。ペルム紀の間，南中国地塊およびその近隣の日本は低緯度地域にあり，前弧盆には温暖な浅海を特徴づけるフズリナ・サンゴ群集が栄えた。また陸上でもカタイシア （南中国） 型の熱帯性植物集団が繁栄した （Kimura and Ohana, 1990）。一方，日本の沖の古太平洋にはファラロン・プレートがあり，古生代末の日本弧の下に沈み込んでいたが，その上にはホットスポット起源の秋吉—沢谷海山列 （群） があった。それらの海山頂部には低緯

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度を特徴づける礁成石炭—ペルム紀石灰岩が発達しており，ペルム紀末にはその一部が日本に付加された （Kanmera and Nishi, 1983; Sano and Kan-

mera, 1991）。

　2.4-2.3億年前のトリアス紀中頃， 南中国地塊が北上し，アジア東部の古テチス海域を閉鎖して，北中国地塊と衝突した （図 10A）。その時に現在の中国の中央部に位置する秦嶺—大別山—蘇魯

図 8（Fig. 8）

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衝突縫合帯 （図 5） が形成された。衝突帯では超高圧変成帯が形成され （Wang et al., 1989; Zhang

et al., 2009），その東方延長は韓半島や日本の中圧型変成帯 （臨津江帯・沃川帯: Cluzel et al.,

1990; Yin and Nie, 1993; Oh, 2004;肥後帯: Osa-

nai et al., 2006; 磯﨑ほか, 2010b; 大森・磯﨑,

2011） となった。また，北中国地塊とシベリア地塊の間にあった古アジア海 （モンゴル海路）が 2

列の沈み込み帯の収束を通して狭まった。　合体した 2つの中国地塊の太平洋縁ではファラロン・プレートの活発な沈み込みによってトリアス紀の付加体が形成された。南中国地塊の南東縁の日本では，海嶺の沈み込みによって高圧変成帯 （周防帯） の上昇が起きた （Nishimura, 1998）。また，前弧盆には厚い石炭層を挟む浅海—陸成中・上部トリアス系 （美祢層群） がペルム紀付加体などの古期岩類を覆って堆積した。一方，別の海洋内島弧—海溝系が当時の日本の西半に衝突して，オフィオライト （舞鶴帯; Ishiwatari, 1985） や少量の付加体 （超丹波帯; Caridroit et al., 1985） を追加した （図 10A）。

　トリアス紀中頃には再び日本の弧—海溝系では構造浸食が進行しはじめた。古生代後期に蓄積した付加体や花崗岩などによってある程度の幅まで戻っていた日本の前弧域は，再び構造浸食にさらされ，大きく幅を減じた。とくにかつて広大に地表露出していた古生代の花崗岩バソリスは，トリアス紀末までにほとんど削りつくされた （中間ほか, 2010b）。その構造浸食が大陸側に及んだ限界の痕跡として新しい蛇紋岩メランジュ帯が形成されたが，その際にはより古い古生代の蛇紋岩メランジュ （長門—蓮華帯） をも巻き込んだため，多様な岩石・地層の混在化が起きた。この構造浸食には石垣—玖珂構造線よりも大陸側あるいは構造的上位に産する先ジュラ系のすべての要素が巻き込まれた （黒瀬川帯;磯﨑ほか, 1992, 2010b）。　古生代後半から中生代前半の南中国地塊東側の大陸縁は，このような海側への成長と陸側への縮退を繰り返したため，継続的に太平洋型造山帯に位置しながらも，その弧地殻の総量は造山帯の形成開始期と比べてもさほど増大しなかった。

図 8　 古生代中・後期の日本の模式的地殻断面と継続する沈み込み下での対照的な 2つの活動的大陸縁のモード；シルル紀における大陸縁の海洋側への付加成長モード （A） とデボン紀末—石炭紀はじめにおける大陸側への縮退モード （B）．

A：シルル紀の日本は成熟した弧—海溝系に成長し，火山フロント下での弧マグマ活動による新規花崗岩地殻の追加がなされ，また前弧では付加体成長によって海溝の位置が海洋側へと移動し，弧地殻は増大した．B：デボン紀末から石炭紀の日本は，構造浸食によっていったん成長した前弧地殻の大部分を消失した．プレート沈み込みが続きながらも活動的大陸縁は大陸側へと大幅に縮退した．和達—ベニオフ帯直上のくさび状マントルは沈み込みに伴う加水によって蛇紋岩化し，構造浸食面にそって蛇紋岩メランジュを形成した．構造浸食によって既存の前弧域地殻物質のほとんどはマントルへ運び去られたが，それらのさまざまな弧—海溝系要素の小断片は構造岩塊として乱雑に蛇紋岩メランジュ中にとり込まれた．いずれも海洋プレートが継続的に沈み込みながら進行した．日本列島の形成史のなかでは，このような大規模な弧地殻の海洋側への成長と大陸側への縮退が複数回繰り返された．

Fig. 8　 Schematic crustal profile of the Late Paleozoic Japan, and two contrasting modes of an active continental margin under a continuous subduction regime; i.e., an ocean-ward accretionary growth mode during the Silurian （A）, and a continent-ward shrinkage mode during the late Devonian—early Carboniferous （B）.

A: During the Silurian, proto-Japan evolved into a mature arc-trench system, in which juvenile granitic crust was added by arc magmatism beneath the volcanic front, and accretionary complex formed in the fore-arc to shift the trench position toward the ocean. B: During the late Devonian to early Carboniferous, proto-Japan lost a large quantity of the pre-ex-isting Paleozoic arc crust to tectonic erosion. Regardless of continuous subduction, the active continental margin shrank remarkably continent-ward. The wedge mantle immediately above the Wadti—Benioff zone was serpentinized by subduc-tion-related hydration, and a serpentinite mélange was formed along the surface of tectonic erosion. The tectonic erosion removed most of the pre-existing arc crustal materials from the fore-arc to the mantle. Smaller fragments of these vari-ous components of the older arc-trench system were incorporated as tectonic blocks into the serpentinite mélange. Note that both modes occurred during the continuous subduction of oceanic plates. During the entire geotectonic history of the Japanese Islands, a similar repetition of large-scale ocean-ward growth and continent-ward shrinkage of the arc crust oc-curred multiple times.

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　4） 東アジアと日本大陸縁の成長 （2億年前—2500万年前）

　約 2.1億年前までに古アジア海が東側末端を残して閉塞して，東アジアのおもな大陸衝突・合体

はほぼ完了した （Maruyama et al., 1989）。東アジアの東端という現在の日本の位置が定まった。中国の大別山—蘇魯衝突帯では，コース石やダイヤモンドを生じた深度から超高圧変成帯が上昇し

図 9　ペルム紀前期 （約 280 Ma） の日本列島周辺古地理図 （Maruyama et al., 1997を一部修正）．色の凡例は以下の通りで，図 9-13 まで共通に用いる．橙 : 陸域，青：海域，黄：中央海嶺，赤：花崗岩バソリス帯，緑：海山・海台，紫：広域変成帯，茶：主要堆積盆地．ペルム紀の南中国地塊は低緯度地域に位置していたが，北中国地塊との距離を詰めながら徐々に北方へ移動した．一方，北中国地塊自体も北方へ移動し，シベリア地塊に接近した．日本の主部は南中国地塊北東端の太平洋側にあった．南中国地塊の北東方への延長部は，東北日本まで追跡できるので，従来想定されたよりも 1000 km 程度長かったことに留意する必要がある．ペルム紀末からトリアス紀初期の日本には，付加体，高圧変成岩，前弧盆堆積物，そして花崗岩バソリスなどの構成要素がそろっており，全体として成熟した弧—海溝系を形成していた．沈み込むファラロン・プレート上には多数のホットスポット起源海山があり，その頂部には石炭・ペルム紀礁石灰岩が堆積していた．これらの一部は海溝で付加体のなかにとり込まれた．

Fig. 9　Early Permian （ca. 280 Ma） paleogeographic map of Japan （partly revised from Maruyama et al., 1997）.The following color legends are used commonly in Figs. 9-13. Orange: land, blue: sea, yellow: mid-oceanic ridge, red: granite batholith, purple: regional metamorphic belt, brown: major sedimentary basin. South China, which was located in a low-latitude domain during the Permian, started to migrate northward and approach North China. North China per se also migrated northward, approaching Siberia. The main part of proto-Japan was located at the northeastern edge of South China on the Pacific side. As confirmed in NE Japan, note that the northeastern extension of South China was nearly 1000 km longer than previously imagined. The late Permian to earliest Triassic Japan formed a mature arc-trench system that features a full a set of components; i.e., accretionary complex, high-P/T metamorphic belt, fore-arc basin, and granite batholith. The Farallon plate subducting beneath proto-Japan was ornamented with numerous hotspot-seamounts that were capped by Permo—Carboniferous paleo-atoll reef limestones. Some parts of the reef complex were incorporated into an accretionary complex at the trench of the Japan margin.

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図10　トリアス紀—ジュラ紀の古地理図（

Mar

uya

ma

et a

l., 1

997を改変）．

A：トリアス紀中期には，南中国は北中国に衝突し，秦嶺—大別山—縫合帯

（Q

inli

ng—

Dab

iesh

an—S

ulu

su

ture

: Q—D—S） を形成した．南中国の南縁には日本の弧—

海溝系が発達したが，古生代付加体は構造浸食で削られはじめていた．それに直交するように別の海洋島弧

（舞鶴帯のオフィオライト） が衝突・付加し

て，少量の新たな弧地殻が追加された．

B：トリアス紀後期までに縫合帯は山脈となり，超高圧（

UH

P）変成帯が上昇しはじめた．そこから大量の砕屑

物がまだ閉じていない海域に供給され，海溝では再び付加体が成長したが，一方で構造浸食をこうむって古生代弧地殻物質が激減した．

C：ジュラ紀

前期には，衝突縫合帯からの大量の陸源砕屑物が海溝沿いに供給され，それを素材として，日本の前弧では広範な付加体が発達しはじめた．

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 88—　　—

図11（

Fig

. 11）

 89—　　—

はじめた （図 10B）。衝突にともなう山脈形成によって表層地殻の浸食が進み，大量の陸源砕屑物がまだ衝突が完了していなかった縫合帯末端の河口へと輸送された （磯﨑・丸山, 1991; Maruy-

ama et al., 1997）。この膨大な量の陸源堆積物は，活動的な太平洋縁に沿って海溝にもち込まれ，ジュラ紀付加体の主要な構成物になった。これによって日本の周辺にはじめて北中国地塊由来の砕屑物が大量に到達するようになった （Shiba-

ta and Adachi, 1974; 中間, 2010b）。この縫合帯からの砕屑物の潤沢な供給によって，アジア東縁では海溝沿いに大規模なジュラ紀 （正確にはトリアス紀後期—白亜紀初期）付加体 （美濃—丹波帯,

秩父帯および北部北上—渡島帯） が形成された。この弧—海溝系の体制は，北はロシア沿海州から南はフィリピン西部の北パラワンまで少なくとも数 1000 kmにわたって連続し，そのなかで日本弧の部分は再び弧地殻の幅を広げた （Isozaki,

1997）。とくにこの時期の付加体中には，頂部にペルム紀の礁複合体をもつ赤坂—葛生の海山列

（群） の多数の断片がとり込まれた。またアジア東縁にそって火山フロント直下で巨大な花崗岩バソリスが形成された （Takahashi, 1983）。このような構造的体制は白亜紀前期まで維持された。　その頃の日本は現在よりも低緯度に位置し，前弧域にはアンモナイトを多産する下部ジュラ系

（豊浦層群），サンゴを産する上部ジュラ系石灰岩

（鳥の巣層群），亜熱帯—熱帯気候を示す植物群化石群を産する最下部白亜系 （領石層） などが堆積した。ちなみに同時代の暖温帯型植物群を産する上部ジュラ系・下部白亜系 （手取層群） は，当時まだかなり北方に位置していた北中国地塊内部で堆積したもので，日本の主部とは大きく離れた位置にあった。　ジュラ紀中期・後期に活発だった付加体の成長は白亜紀前期まで継続し，日本弧の地殻総量は増大した。しかし，白亜紀中頃までに再び構造浸食が活発化し，先白亜紀の付加体のみならずトリアス紀—ジュラ紀の花崗岩バソリスは完全に削剥された （中間ほか, 2010b; 図 11B）。その構造浸食が及んだ陸側限界は仏像構造線にあたり，それより構造的上位の地質体の総量が大きく減少した（図 4）。白亜紀中頃から末にかけての日本では独立した 2回の海嶺沈み込みという特異な事件が短期間にたて続けに起きた （図 11）。1回目は白亜紀中頃 （1.2-1.1 億年前頃） にイザナギ・クラ

（Izanagi-Kula） 海嶺が，また 2回目は白亜紀末—古第三紀初頭 （8000-6000万年前頃） にクラ・太平洋 （Kula-Pacific） 海嶺が沈み込んだ （図 11C）。これらの 2回の海嶺沈み込み事件によって，再び大陸側の火山フロントの下には巨大な花崗岩バソリス帯の形成が，また海溝付近の沈み込み帯深部

図 11　ジュラ紀後期—白亜紀の古地理図 （Maruyama et al., 1997を一部修正）．A：ジュラ紀後期 （約 150 Ma） には古アジア海はほぼ完全に閉塞し，アジア東縁の大陸の形がほぼ定まった．アジアの東縁では引き続き広大な付加体が形成された．日本の沖には巨大な海台 （御荷鉾海台） が近づいていた．B：白亜紀中頃 （約 100 Ma） には，日本列島縁辺の海溝にイザナギ / クラ海嶺が沈み込み，海溝・海溝・海嶺三重点が南西から北東へ移動した．その結果，高圧変成帯と花崗岩バソリスが形成された．また大規模な構造浸食が起きて，前弧にあった先白亜紀の付加体や花崗岩などが大量に消えた．C：白亜紀後期 （約 80 Ma） には海溝沿いに巨大な付加体 （四万十帯北帯） が形成され，また前弧盆地には厚い上部白亜系 （和泉層群・蝦夷層群など） が堆積した．

Fig. 11　Late Jurassic to Cretaceous paleogeographic maps of Japan （modified from Maruyama et al., 1997）. A: During the late Jurassic （ca. 150 Ma）, the Paleo-Asian ocean closed completely to stabilize the overall shape of East Asia. Along the eastern margin of Asia, a large belt of accretionary complex was built by utilizing the abundant terrig-enous clastics. A large oceanic plateau （Mikabu plateau） was approaching the trench of the Japan margin. B: During the mid-Cretaceous （ca. 100 Ma）, the Japan margin was subducted by the Izanagi/Kula ridge, and the relevant trench—trench—ridge triple junction migrated from southwest to northeast along the margin. A pair of high-P/T meta-AC belt and granitic batholith belt was formed. The pre-Cretaceous accretionary complex and granite batholith were tectonically eroded away in the fore-arc. C: In the Late Cretaceous （ca. 80 Ma）, a huge accretionary complex （Northern Shimanto belt） was formed along the Japan margin. In addition, large fore-arc basins developed to accumulate thick Upper Creta-ceous sediments （Izumi Group, Yezo Group）.

 90—　　—

からは低温高圧型変成帯の上昇がおのおのの時期にあわせて起きた。その結果，2対の花崗岩帯—高圧変成帯のペア，すなわち白亜紀中頃の領家帯・山陽帯の花崗岩帯と三波川高圧変成帯のペア，そして白亜紀末—古第三紀の山陰帯の花崗岩帯と四万十高圧変成帯のペアが形成された （Isozaki et

al., 2010; 青木ほか, 2010）。　白亜紀中頃のバソリスの形成は，大陸前縁に巨大な山脈 （障壁） をつくったため日本の白亜紀堆積物の後背地が大きく変わった。ジュラ紀末から白亜紀前期に活発かけて中国の先カンブリア基盤岩由来の砕屑物が大量に流入したが，白亜紀中期以降は完全に途絶えた。

　古第三紀には東アジアは相対的に北へ移動し，日本も中緯度に達した。後背地にそびえるバソリスおよび周辺の地殻物質から由来した砕屑物が海溝に運ばれ，四万十帯南帯の巨大な付加体が形成された （図 12A）。前弧においては，北九州，常磐地域および北海道，石狩地域などで広大な石炭の堆積がおきた。　5）日本島弧の成立 （2500万年前から現在まで）　中生代はじめにいったん固まったかにみえた東アジア直下では，新生代後半に小規模なプルーム活動が起きはじめた。その結果，大陸地殻に断裂帯を生じ，とくに北中国やシベリア地塊のなかに日本海や渤海湾あるいはバイカル湖のような小海

図 12A（Fig. 12A）

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図 12　始新世 （45 Ma頃）—中新世前期 （20 Ma頃） の古地理図．A: 始新世には前弧盆地に石炭を伴う地層が堆積した （宇部—筑豊—天草，常磐，久慈，石狩盆地）．海溝よりの堆積盆に堆積した同時代層 （瀬戸川・久万層群） は石炭を含まなかった．海溝では大量の付加体が成長した （四万十帯南帯）．火山フロントの位置は Imaoka et al. （2011） による．B: 中新世前期には，日本海，渤海湾，千島海盆および南シナ海などの東アジア東部の複数の地域において大陸のリフティングがはじまった．海溝では付加体が形成されたが，それ以上に大量の前弧地殻が構造浸食で地表から消えはじめていた．この地図は，現在の日本海にある多数のリフト化した大陸ブロックをもとの位置に復元してつくられた （柳井ほか, 2010）．とくに白亜紀の同時期の火山フロントと海溝との間の 「失われた前弧地殻」 と示された領域に注目されたい．この部分は古中央構造線の活動による前弧の短縮がおきて失われてしまった．先行する白亜紀後期と始新世の古地理図 （図 11および図 12A） は，この復元に基づいている．

Fig. 12　Eocene (ca. 45 Ma) and Early Miocene (ca. 20 Ma) paleogeographic maps of Japan.A: In the Eocene, coal-bearing strata were deposited in fore-arc basins （Ube—Chikuho—Amakusa, Joban, Kuji, Ishikari）, whereas basins close to trench （Setogawa, Kuma） lacked coal seams. A large accretionary complex （Northern Shimanto belt） was formed at the trench. The position of the volcanic front is after Imaoka et al. （2011）. B: During the Early Mio-cene, continental rifting started in East Asia to open up several marginal basins including Japan Sea, Bohai basin, Kuril basin, and South China Sea. At the trench, accretionary complex was formed, whereas a large mass of fore-arc crust was consumed by tectonic erosion. This map was reconstructed by restoring numerous rifted continental blocks within Japan Sea into the primary configuration （Yanai et al., 2010）. Particularly noteworthy is the domain between the coeval Creta-ceous volcanic front and trench, as shown as “missing fore-arc crust”. This domain was lost during the fore-arc contrac-tion by the activation of Paleo-MTL. The fore-running paleogeographic maps of the Late Cretaceous and Eocene （Figs. 11, 12A） are based on this reconstruction.

図 12B（Fig. 12B）

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図 13（Fig. 13）

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盆やリフト帯ができた。それぞれのリフト盆地形成の初期の段階を特徴づけるバイモーダルな火山活動がおきた。　中新世前期の日本は，まだ中国本土や韓半島と地続きであった （図 12B） が，中新世後期 （約2000-1500万年前） に，背弧海盆として日本海が拡大して弧状列島になった （図 13）。プルーム上昇によって北中国地塊内部にリフティングが生じて日本海の拡大がはじまった。そのリフト化した大陸地殻が展張・薄化して，複数の東西方向の拡大軸ができた （Tamaki, 1985; Jolivert et al., 1994;

柳井ほか, 2010）。拡大域の北限はロシア沿海州側で大陸に固定されていたため，南北方向の拡大分の変位はすべて海洋側へ押し出された大陸地殻，すなわち日本の地殻の南方への移動として達成された。このように開裂した背弧海盆 （日本海） の東および西側の縁辺には 1対の横ずれ断層が発生した （図 13B）。約 1500万年前までに日本海はほぼ現在のサイズに達し，これに伴って日本列島は大陸から分離し，独立の島弧として存在するようになった。　このリフティングによって多数のホルスト・グラーベンが生じ，グラーベンにはアバット不整合を介して粗粒砕屑物が厚く堆積した。とくにリフティングによる地殻薄化に伴ってバイモーダルな火成活動がおきた結果，それらの堆積物には大量の珪長質な火砕岩が頻繁に挟まれた。これらはその岩石の特徴的な色調からグリーンタフと伝統的に呼ばれ，日本海側とくに東北日本で集中的に堆積した。一方，日本海の拡大時にできたトランスフォーム断層の南延長が日本主部に達し，西南日本と東北日本との間に南北方向の大きな盆地が生

じた （柳井ほか, 2010）。この部分には，とくに厚い地層が堆積し，後に強い変形を被って Nau-

mann （1885） がフォッサマグナ地域と名付けた特異な領域になった。　一方で，背弧における展張テクトニクスとは対照的に，前弧域では島弧に直交する向きで短縮が起きた （磯﨑・丸山, 1991; 青木ほか, 2010; 竹下,

2010; 磯﨑ほか, 2010b）。ほぼ水平な断層 （古中央構造線; Paleo-MTL） を介して，もともと大陸側に存在した地質体が構造的に海洋側へと衝上・累重した （図 13B）。その際に，白亜紀バソリスの海側半分が地表で削剥され，和泉層群堆積盆地を含む領家帯の南半が消失した。その縮小幅は100-200 kmに及び通常の島弧のほぼ半分が失われた。その結果，同じ弧—海溝系のなかで本来隔離していたはずの低温高圧型変成岩 （変成付加体） の上に同時代の花崗岩バソリスが累重するという特異な配列ができた。このような日本列島の中新世の事件は，背弧拡大という特殊な事例ではあるが，結果として大幅な島弧地殻の減少がおきており （図 12B），広義の構造浸食の 1つのパタンとみなされる。　日本の沖では別の背弧海盆が開いてフィリピン海プレートが拡大した。そこでは，伊豆—小笠原弧は，九州—パラオ弧を分離して，新たに四国—パレセベラ盆地を生んだ。若くて熱いフィリピン海プレートの沈み込みは西南日本下でのスラブの溶融を導いた。　現在，フィリピン海プレートが沈み込んでいるため，伊豆—小笠原弧は西南日本弧に衝突している。このほぼ直交した衝突は日本中央部の帯状配列する付加体やその変成部に顕著な対曲構造を刻

図 13　 日本海形成前後の中新世最前期 （約 23 Ma） と中期 （15 Ma以降） の東アジアの古地理図 （Maruyama et al., 1997 から改変）．

日本海拡大は 15 Ma までに終了した．それまでに日本列島前弧地殻は大洋側に移動し，低角度の古中央構造線(Paleo-MTL) が生じて，高圧変成付加体 （三波川変成帯） 上に同年代の花崗岩バソリス （領家） 帯が累重した．中新世の日本海拡大で，日本は島弧としてアジアから独立した．

Fig. 13　 Earliest and middle Miocene （ca. 23 Ma and ca. 15 Ma） paleogeographic map of East Asia before and after the opening of Japan Sea （modified from Maruyama et al., 1997）.

The opening of Japan Sea ended around 15 Ma, after transporting oceanward the fore-arc crust of Japan to emplace co-eval granitic batholith （Ryoke） belt over the high-P/T meta-AC （Sanbagawa） belt. The Miocene opening of the Japan Sea made Japan into an independent island arc system.

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図14（

Fig

. 14）

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印した。中新世の背弧海盆拡大時にできたフォッサマグナは，ブロック化した西南日本と東北日本との隙間に生じた開口部であったため，別の島弧が衝突する際の挿入口になった。伊豆—小笠原弧がフォッサマグナ南端に誘い込まれるように突き刺さって，対曲構造ができた。その後もこの領域は日本列島内の弱線として挙動し，現在もプレート境界となっている。　日本列島はおおむねユーラシア，北アメリカ，フィリピン海，そして太平洋という 4つのプレート間境界の近傍に存在している。それらの間には，東北日本—千島弧，西南日本—琉球弧，そして

伊豆—小笠原弧の 3つの活動的な弧—海溝系が発達している。フィリピン海プレートの斜め沈み込みは西南日本—琉球弧に沿って前弧スリバーを発生させた。前弧スリバーの陸側境界として低角度の Paleo-MTLを切る高角の Neo-MTL （新中央構造線） が生じた （図 4）。琉球弧の大陸側には未発達の背弧海盆である沖縄トラフが活動しており，軸部ではリフティングに伴って熱水活動が起きている （図 5）。

V．お わ り に

　プレート・テクトニクスに基づく造山運動論の

図 14　7億年前の誕生から 2億年後の終焉まで日本列島テクトニクスの総括年表（Isozaki et al., 2010を改変）．日本の構造発達史は次の主要な 3 つのステージに区分される．すなわち，（1） 受動的大陸縁辺の時代 （700-520 Ma），（2） 活動的大陸縁の時代 （520 Maから－50 Ma），そして （3） 大陸衝突の時代（－50 Maから－200 Ma） である．現在のプレートの動きをそのまま外挿すると，いまから約 5000 万年後にオーストラリアが，そして約 2 億年後に北米がアジア東縁に衝突し，次世代の超大陸アメイジアを形成すると予想される．このような日本の一生は，約 7 億年前に生まれ約 2 億年後に消滅する超海洋太平洋のウイルソン・サイクルの鏡像であり，本質的にマントル内のスーパー・プルーム活動に支配されている．日本における弧地殻の成長は 2番目の活動的大陸縁の時代に限られておきた．その場合海洋プレートの沈み込みに伴うマグマ活動が火山フロント直下で若い大陸地殻を形成した．また大陸縁辺部の大洋側への空間的成長は，既存の弧地殻が大規模に浸食 （陸源物質の海溝への投棄） と，海溝で大規模な付加体 （AC） の形成によって海側へ進行した．ただし，これは弧—海溝系でつくられた既存物質のリサイクルにすぎない．新たな地殻体積の純増は，弧マグマ活動のみに依存し，とくに日本縁辺下への複数回にわたる中央海嶺沈み込み時に極大化した．付加体，高圧変成岩，花崗岩質バソリスの形成など，日本列島の表層地殻に記録された過去の主要な地質現象を整理して表示する．沈み込んだ過去の海洋プレートの海溝での年代は，付加体の海洋プレート層序 （OPS） から推定した．一方，構造浸食が活発化した期間を最下段に示す．海洋プレートの沈み込みが継続しても，間欠的に構造浸食が起きて，先行して形成された付加体や時には前弧域の花崗岩質地殻自体が消失した．日本列島の成長は従来考えられたような活動的大陸縁の海側への一方的肥大ではなく，肥大と縮小を繰り返した複雑な歴史をもっている．

Fig. 14　 Grand summary of the geotectonic evolution of the Japanese Islands from their birth at ca. 700 Ma until their demise at ca. 200 million years after the present （modified from Isozaki et al., 2010）.

Note that the geotectonic history of Japan can be divided into three distinct stages: （1） the passive margin stage （700-520 Ma）, （2） the active continental margin stage （520 Ma to －50 Ma） with the island arc sub-stage, and （3） the collision and coalescence stage （－50 Ma to －200 Ma）. By extrapolating the current regime of plate motions, what is expected next is the stage with the final collision （ca. 50-200 Ma after the present） of the Australian and North American con-tinents with Eurasia to form Amasia, a future supercontinent. This geotectonic chronicle of the Japanese Islands corre-sponds essentially to the Wilson cycle of the Pacific Ocean, which appeared around 700 Ma and will disappear in another 200 million years, as controlled by superplume activities in mantle. The continental growth in the Japan segment in East Asia occurred solely during the second stage when subduction-related magmatism produced juvenile crust beneath vol-canic arc. Spatial oceanward growth of the continental margin occurred at the trench through the formation of an accre-tionary complex （AC）, by virtue of large-scale erosion and mass wasting （= material recycling） from the pre-existing arc crust. Net addition of new crust culminated several times when mid-oceanic ridges subducted beneath the Japan margin; however, tectonic erosion often took away the pre-existing fore-arc crust. Geologic processes in Japan, such as formation of AC unit, exhumation of high-P/T meta-AC unit, emplacement of granitic batholith, etc., are summarized with respect to the history of subducted oceanic plates and supercontinent/superocean history. Age of the subducted oceanic plate at trench was estimated from ocean plate stratigraphy （OPS） analysis of AC units. In addition, the intervals of active tec-tonic erosion are shown in the bottom column. Even under the continuous subduction regime, tectonic erosion occurred intermittently, erasing pre-existing ACs and sometimes granitic crust per se. The Japanese Islands recorded a complex history of repeated growth and shrinkage of an active continental margin, rather than a unidirectional oceanward growth along time as previously believed.

 96—　　—

なかでいったん大枠がまとまった観があった日本列島形成史の研究であったが，21世紀に入って再び大きな改訂がなされつつある。その全貌はやがて詳細なデータがでそろった時点で明らかにされるであろうが，現時点で確認できる最大の変更点は，日本という付加型造山帯の成長プロセスの理解にある。それは従来考えられたような，間欠的ではあってもつねに海洋側への地殻の増加で特徴づけられるという単純なシナリオではなかった。海洋側からプレートが沈み込み続けても，つねに付加体や弧花崗岩バソリスが形成され続けるわけではなく，逆にいったん形成された弧地殻

（物質） が構造的に浸食・削減され，マントルへと移送されたことが 5億年に及ぶ日本列島史のなかで少なくとも数回起きたことが確認された。現在の地殻表層に広範に露出する白亜紀—古第三紀の弧花崗岩類も，やがて同様に削剥され消えてゆく運命にあると予想される。この事実は，日本列島に限らず，すべての弧—海溝系で，すなわちすべての太平洋型造山帯で同様の現象が起きることを示唆しており （丸山ほか, 2011），プレートの沈み込みと新規地殻の形成との間の関係が一義的でないことを理解する必要がある。最後に，日本列島の形成史を総まとめしたテクトニクス年表を示す （図 14）。

謝　辞　大藤　茂氏からは粗稿に対して建設的なコメントをいただいた。本研究には，日本学術振興会の科学研究補助金 （No.20224012） をもちいた。

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（2010年 7月 27日受付，2010年 12月 12日受理）