火山 第 60 巻 ( 2015)
第 3 号 381-397 頁

論 説

姶良火砕噴火のマグマ溜まり深度
安田敦＊・吉 本 充 宏＊＊・藤 井 敏 嗣＊＊（2015 年 5 月 11 日受付，2015 年 8 月 24 日受理）

The Depth of a Magma Chamber Associated with the Aira Caldera Formation
Atsushi YASUDA＊, Mitsuhiro YOSHIMOTO＊＊ and Toshitsugu FUJII＊＊
Volcanic deposits from Tsumaya pyroclastic flow and Osumi pumice fall, which composed the first half of Aira
pyroclastic eruption occurred about 29,000 ago, were studied to clarify magma plumbing system of the eruption. Both
volcanic deposits contain phenocrysts (15-20 vol. %) of quartz, plagioclase, orthopyroxene, magnetite and ilmenite. In
addition, a very small amount of amphibole is observed in Osumi pumice fall deposits. The chemical composition of thephenocrysts and their melt inclusions were analyzed by EPMA. The core compositions of the phenocryst plagioclase andorthopyroxene cluster around An42 and Mg#=48, respectively. Although some cores of plagioclase and orthopyroxene
phenocrysts show remnants of magma mixing, the rim compositions having essentially the same composition as theclustered core composition suggest that the magma erupted from an approximately homogeneous magma reservoir.
Application of geothermo- and geobarometers (Fe-Ti oxides, orthopyroxene-liquid, amphibole) reveals that thecondition of magma storage was 790-850℃, 110 MPa, and FMQ to 0.6 orders of magnitude above it. Estimated watercontents of unleaked melt inclusions hosted in quartz, plagioclase and orthopyroxene determined by reflection FT-IR
technique were 3.1-5.4 wt.% with an average of 4.5 wt.%. Coexistence of bubbles in some melt inclusions suggests thatthe magma was water-saturated prior to eruption. Phenocrysts content calculated by MELTS program agreed with theobserved one when the given pressure was 80-110 MPa. In summary, all estimates indicate that the pressure at the top of
the magma chamber is probably around 100 MPa. This pressure is equivalent to a depth of 4-5 km. The suggested depth
is quite shallower than the previously considered depth of magma chamber, i.e. 8-10 km, which was responsible for theAira pyroclastic eruption.
Key words : Aira caldera, magma chamber, depth, water content, FT-IR

1．は じ め にの知識の集積をはかることは，火山学的に重要であるばカルデラ形成噴火は，頻度は低いものの大量の火山噴かりでなく，防災の面からも重要な課題である．

出物を広域に堆積させるため，社会や環境への影響は甚

マグマ溜まりのマグマが噴火に到る要因としては，よ大である．カルデラ火山は，Yellowstone 火山や阿蘇火り深部からのマグマの供給を原因とするものとマグマ溜山のように巨大噴火を繰り返す傾向がある（Bindeman et

まり自身が自発的に噴火するものが極端な 2 つの物理モ

al., 2008 ; 町田・新井，2003 など）．したがって，カルデ

デルとして提案されており，実際の噴火はこれらの中間

ラ地域で起きている現在の火山活動から噴火の推移やカ的なものと考えられている (e.g., Blake, 1981 ; Bower and

ルデラ形成噴火に到る可能性を予測できるように，過去

Woods, 1997 ; Folch and Martí, 1998 ; Tait et al., 1989)．しの噴火事例やカルデラ形成噴火の発生プロセスについて

かし，カルデラを形成するような大規模噴火の場合，ど＊〒113-0032 東京都文京区弥生 1-1-1
東京大学地震研究所
Earthquake Research Institute, The University of Tokyo,
1-1-1 Yayoi, Bunkyo-ku, Tokyo 113-0032, Japan.
＊＊〒403-0005 山 梨 県 富 士 吉 田 市 上 吉 田 字 剣 丸 尾
5597-1
山梨県富士山科学研究所

Mt. Fuji Research Institute, Yamanashi Prefecture, 5597-1
Kenmarubi, Kamiyoshida, Fujiyoshida, Yamanashi 4030005, Japan.
Corresponding author : Atsushi Yasudae-mail : yasuda@eri.u-tokyo.ac.jp

382

安田

敦・吉本充宏・藤井敏嗣

ちらが主要因かについての定説はまだない．このため，個々のカルデラ形成噴火について，噴火に関与したマグ
マがどのような状態（組成，温度）で，どの深度に蓄え約 20 km の陥没地形であり，およそ 29 ka の姶良火砕噴
火で形成された（荒牧，1969 ; 奥野，2002）．この噴火は，

おおすみ

つま や

かめわりざかいと大隅 降下軽石，妻屋 火砕流，亀割坂 角礫，入戸 火砕流，られていたのかを，実際の火山噴出物の分析から明らか

姶良 Tn (AT) 火山灰の 5 つのユニットで構成され（荒牧，にすることが極めて重要になる．

1969），噴出総量はマグマ換算体積で 110 km3 に達する

この目的のために有効なのが，斑晶組成と斑晶メルト(Aramaki, 1984). この噴火について，荒牧 (1969), Kobayashi

インクルージョンの分析である．マグマ溜まり環境で成et al. (1983), Aramaki (1984)，津久井・荒牧 (1990) に従い，長した斑晶の組成や，そこに捕獲されて現在ではガラス噴火の概略とマグマ溜まりの描像を述べる．

となっているメルトインクルージョンの組成を分析する

2-1

姶良火砕噴火の経緯

ことによって，マグマの蓄積環境（温度，圧力，含水量）

噴火は大隅降下軽石噴火から始まった．この噴火は大を知ることができる (Lowenstern, 2003 ; Putirka, 2008)．ま規模なプリニー式噴火 (VEI=6) で，東南東にのびる主

た，マグマ溜まりの含水量は，マグマがマグマ溜まりか軸を持つ火山灰の分布域から判断して姶良カルデラの南らどの程度の量を噴出できるかの直接的な指標になりう

端，現在の桜島付近を給源とする．噴出体積は火山灰体る (Bower and Woods, 1997)．さらに，斑晶組成の多様性や積で 98 km3 と見積もられている (Kobayashi et al., 1983)．

斑晶内部に見られる累帯構造などの組成不均質に着目す

噴出物はよく発泡した灰白色の軽石を主体とするが，暗れば，マグマ混合の量比や混合から噴火に到るまでのタ

灰色の軽石との縞状構造を示すものも存在する（津久イムスケールを評価することもできる (Druitt et al., 2012)．
我々は，カルデラ形成につながる巨大噴火を引き起こ

井・荒牧，1990）．石質岩片は噴出物のおよそ 5 vol. % 程度である．

すようなマグマ供給系の特徴について明らかにするため

続いて妻屋火砕流噴火が開始した．大隅降下軽石噴火のテストフィールドとして，およそ 29 ka に巨大な火砕との間に時間間隙は見いだされていない．この火砕流噴噴火を発生させた姶良カルデラを選び，斑晶とメルトイ

火の給源も現在の桜島付近と考えられている．噴出物はンクルージョンに着目した研究に着手した．姶良カルデ

淡黄色から薄黄褐色の細粒の軽石で，カルデラ形成以前

ラにおける火成活動については，姶良カルデラを形成しから海抜標高が低い，鹿児島湾湾奥部の海岸線から 10

あい らた巨大噴火を挟んで，およそ 10 万年前から現在に到る

km 程度以内の沿岸部に堆積しており，最大層厚は霧島までの全岩組成の変化が Takahashi et al. (2013) や関口・市国分付近で 130 m である．堆積物の基質は細粒で溶結

他 (2014) に詳しく報告されている．また，現在の姶良作用は全く認められない．このため，火砕流はあまり高カルデラ地域のマグマ供給系については，柳 (1991),

温ではなかったと考えられている（荒牧，1969）．噴出量

Yanagi et al. (1991)，宇都・他 (2005)，中川・他 (2011) 等，

は火山灰体積で 13.3 km3 と見積もられている．

歴史時代の桜島火山の火山噴出物の全岩分析や斑晶分析

亀割坂角礫噴火は，一部の露頭においてその堆積物とに基づいた多くの研究がなされており，マグマ供給系像

妻屋火砕流との間に水流による不整合がみられることかが詳細に提案されている．しかし，姶良カルデラ自体をら，妻屋火砕流噴火からわずかな時間間隙をへて開始し形成した巨大噴火時のマグマ溜まりについては，第 2 章

たらしい．ただし，土壌や水成の堆積物が境界部分に存で述べる幾つかの先行研究しかなく，分析データに乏し

在しないことから，数ヶ月以下の短時間の間隙と考えらいとともにデータ解析に用いられている熱力学温度圧力

れている (Aramaki, 1984)．この噴火の堆積物は石質岩片

計がやや古いという問題があった．そこで本研究では，（基盤岩等）が全体の 8 割を超えており，新たな火口形成

新たに斑晶とメルトインクルージョン組成の分析を多数に伴う噴火と考えられている．噴出中心は大隅降下軽石行い，それらに最近の熱力学温度圧力計を適用して議論や妻屋火砕流とは異なり，現在の姶良カルデラ中央部とすることによって，姶良カルデラ形成噴火時のマグマ溜見なされている．

まりについての描像を更新することを目指している．本

最後に入戸火砕流とその co-ignimbrite ash である AT

稿では，その初報として，この姶良火砕噴火の一つの噴火山灰が噴出した．噴出中心は現在の姶良カルデラ中央

火ユニットである妻屋火砕流の試料についての分析結果部と考えられている．亀割坂角礫噴火との間に時間間隙を中心にして，マグマの含水量と結晶成長の場については見いだされていない．入戸火砕流と AT 火山灰噴火は新たにわかった知見について報告する．

火山灰体積で噴出量 300 km3 を超える非常に大規模な噴火で，火砕流は南九州一帯を厚く覆うとともに，火山灰

2．背景姶良カルデラは南九州の鹿児島湾北部に位置する直径は偏西風に乗って東北地方にも到達している（町田・新
井，2003）．本質物質はよく発泡した白色の軽石で，火砕姶良火砕噴火のマグマ溜まり深度
流堆積物の一部は溶結している．
2-2

先行研究のマグマ溜まり像

383の噴出物に対して計算された圧力範囲が狭いことを，マ
グマ溜まりの圧力幅が小さいことの証拠としてとらえ

大隅降下軽石から入戸火砕流と AT 火山灰までの一連た．また，ほぼ一様な組成のマグマが，高い噴出率で大の噴火の本質物質の全岩化学組成は高シリカ流紋岩であ量に噴出することから，やや扁平で均質なマグマ溜まりり，組成変化に乏しい．斑晶鉱物組み合わせは，斜長石，を提案し，その深さとしては Aramaki (1984) の議論を踏

石英，斜方輝石，磁鉄鉱，イルメナイトで，斑晶量は襲し 8-10 km を与えた．

10-30 vol. % と見積もられており（Aramaki,1984 ; 宮坂・

マグマ溜まりの温度と圧力環境を制約するのによく用他，2013），斑晶鉱物組み合わせと斑晶量のどちらにも噴いられる角閃石斑晶については，その存在を報告した例

火の全期間を通じて系統的な変化は認められていない（町田・新井，1976）と確認できなかった例（津久井・荒（津久井・荒牧，1990）．斑晶組成の組成頻度分布につい

牧，1990）があり，化学組成分析値はまだ報告されていても，一連の噴火の噴出物には大きな差がなく，これらない．

をもたらしたマグマ溜まりはかなり均質であったと考えられている（津久井・荒牧，1990）．加えて，Sr と Nd 同

3．分析試料と分析方法

位体についても均質で，周辺の花崗岩等の地殻物質と同

今回報告を行う姶良火砕噴火の試料は妻屋火砕流堆積

様な値を示し，現在の桜島火山噴出物の同位体比とは有物を中心としたが，比較のため大隅降下軽石試料も加え意に異なる（Arakawa et al., 1998 ; 倉沢・他，1984）．このている．妻屋火砕流を選択した理由は，(1) 妻屋火砕流ため，姶良カルデラの流紋岩質マグマは主として地殻浅堆積物試料は先行研究で組成の変動や不均質が報告され部の溶融で形成されたと考えられている（Arakawa et al.,ておらず，採取した 1 試料で噴出物を代表できると思わ1998 ; 津久井・荒牧，1990）．

れること，(2) 姶良火砕噴火自体が組成の変化に乏しい

姶良火砕噴火噴出物の組成の均質性は高いが，マグマので，その中頃に噴出した妻屋火砕流堆積物試料で姶良混合等を排除するものではない．津久井・荒牧 (1990)

火砕噴火をもたらしたマグマ溜まりの描像を得ることがは，以下の 3 つをマグマ混合や泥質岩等の地殻物質の混期待できること，(3) 妻屋火砕流は非溶結であり噴出後染を示唆する物質として報告している ; (1) 大隅降下軽の結晶化が進行していないため斑晶メルトインクルー

石中に若干量存在するややシリカに乏しくマグネシウム

ジョンの分析に支障がないこと，の 3 点である．
試料記載に富んだ暗灰色の軽石，(2) 入戸火砕流噴出末期のやや3-1

鉄に富むかんらん石，(3) 大隅降下軽石や入戸火砕流堆

妻屋火砕流の分析試料は，鹿児島県姶良市弓削付近（北積物中に若干量存在する高 An (=100×Ca/ (Ca + Na)) コ

緯 31 度 45 分 13 秒，東経 130 度 42 分 39.5 秒）の露頭のア組成をもった斜長石．

下位に露出する，非常に淘汰が悪く塊状で直径 10 cm 以

ゆげ

マグマ溜まりの温度と圧力環境について，Aramaki

下の白色軽石と細粒火山灰からなる火砕流堆積物の層位(1971) は，大隅降下軽石，亀割坂角礫噴火軽石，入戸火から採取した．本露頭では妻屋火砕流堆積物の上位に亀砕流の基質および軽石の 4 種の石基ガラスに対して高圧

割坂角礫層，入戸火砕流堆積物が存在する．採取した試

相平衡実験を行い，石英と斜長石の共晶関係からマグマ

料は，よく発泡したこぶし大の淡黄白色軽石岩塊である．

の温度と圧力を 770-780℃，160-195 MPa と求めた．し大隅降下軽石の試料は，東京大学地震研究所に所蔵さかし，この実験は，酸素雰囲気が未制御のため斜方輝石

れている岩石コレクションの中から 1 試料（SA65011207，が再現されていないことと，水飽和が仮定されて実験が採取地鹿屋市）を分析した．この試料はよく発泡した粒行われたこと，という 2 点の問題点があった．Aramaki

径数 mm の白色軽石で，基質部分は細長く引きのばされ(1984) では，茂木モデル (Mogi, 1958) で見積もられた現た繊維状のガラスとなっている．

在の桜島噴火に対する地殻変動の圧力源深度と Aramaki

妻屋火砕流の軽石には石英，斜長石，斜方輝石，磁鉄(1971) の高圧相平衡実験結果の両方を考慮して，マグマ

鉱，イルメナイト斑晶が含まれており，斑晶量は 15-20

溜まりの深度を 10 km 程度と評価している．津久井・荒vol. % である．大隅降下軽石も同じ斑晶組合せ，斑晶量

牧 (1990) では，大隅降下軽石から入戸火砕流までの 4を示すが，ごく少量の自形の角閃石斑晶（長径 0.2 mm）

つの噴火ユニットの噴出物に磁鉄鉱-石英-斜方輝石の平を含む点が異なる．

衡を用いた圧力計 (Carmichael et al., 1974) を適用して，いずれも試料においても，石英は粒径 1.5 mm 以下が3-5×102 MPa の平衡圧力を求めた．しかし，もともとのほとんどで，大きいものは半自形で融食された外形を持

圧力計の精度が 3×102 MPa 程度の誤差を有するというつものが多いが，0.5 mm 以下の小さい結晶には自形のもことを勘案し，圧力の絶対値としては有効とせず，複数のもある．斜方輝石は長径 1.0 mm 以下が多い．長径が

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Fig. 1. Optical photographs of melt inclusions. (a) Quartz-hosted melt inclusion from Osumi pumice. (b) Plagioclasehosted melt inclusion (left) and Quartz-hosted melt inclusion (right) from Tsumaya pyroclastic flow (pfl.). (c)Orthopyroxene-hosted melt inclusion from Tsumaya pfl.

1.0 mm から 0.5 mm サイズのものは長径と短径の比がトインクルージョンは，不定形で斑晶中心部に複数個捕

2：1 から 4：1 程度だが，0.5 mm 未満のものは長径と短獲されているものが多い．大きさは長径 40 μm 以下の径の比が 4：1 から 8：1 程度で細長い形状のものが多くものがほとんどだが，70 μm を超える細長い形状のもの

なる．斜長石は自形で長径 2 mm 以下が多い．磁鉄鉱ともある．一方，斜長石に含まれるほとんどのメルトイン

イルメナイトは，斜方輝石中に捕獲されている 20-50

クルージョンは，コアの周辺をとりまく波状累帯や逆累μm 程度の小さいものが大部分だが，100 μm 程度の大き帯を示すマントル部分に，多数の小さなものとして帯状さで融食された外形を持ち単独で石基ガラス中に存在すに分布して捕獲されている．形状は扁平な封筒型で，長るものもある．

径 30 μm 以下のものが多い．

妻屋火砕流堆積物試料と大隅降下軽石試料のいずれに

閉鎖系になっているメルトインクルージョンは，多くおいても，石英，斜方輝石，斜長石はメルトインクルーの場合が数 vol. % 程度の収縮気泡と思われる単独の気ジョンを持つものが多い (Fig. 1)．光学顕微鏡の観察で泡を持つ．一方，より大きな気泡を持つメルトインク

はメルトインクルージョンは清澄であり，走査電子顕微

ルージョンも多数存在するが，これらは外界と連結して鏡でも娘結晶の晶出は観察できない．一方，メルトイン

いたりクラックを伴ったりしている．斑晶がメルトイン

クルージョンの色は，妻屋火砕流堆積物試料と大隅降下

クルージョンを捕獲した後にマグマが減圧した場合，メ

軽石試料では明確に異なっている．ホスト斑晶の種類に

ルトインクルージョンが完全に閉じていなければ，内外よらず，妻屋火砕流堆積物試料では濃褐色を呈しているの圧力差を解消するためにメルトあるいは気泡が膨張しのに対して，大隅降下軽石試料では，非常に薄い褐色かて外界と連結した経路にむけてメルトを押し出す．まら無色である．後述するようにメルトインクルージョン

た，メルトインクルージョンが一旦完全に閉鎖系になっの主元素組成にはほとんど差がない．したがって，色のたとしても，斑晶外部のマグマの減圧時に斑晶が内外の違いは，冷却過程の違いに起因する走査電子顕微鏡や光圧力差を支えきれない場合にはクラックが生じて，メル

学顕微鏡では認識できないような微小な結晶が妻屋火砕

トインクルージョン内部も減圧して気泡が成長すること

流堆積物試料のメルトインクルージョン中に存在するがある．したがって，大きな気泡はこれらのプロセスにか，あるいは，酸素雰囲気の違いによる遷移元素の酸化

よって，メルトインクルージョンの捕獲後に生じたもの

還元状態を反映したガラスの着色のためと思われる．

であろう．これらとは別に，完全に閉鎖系でクラックが石英斑晶に含まれるメルトインクルージョンの場合，無いにも関わらず複数の気泡を持ち，それらの体積が収

斑晶が融食され湾入した部分に捕獲されているものも多縮気泡と考えることができる数 vol. % をはるかに超え数存在する一方で，結晶の中心部に球形から不定形の複るようなものも存在する．これは気相共存下でメルトイ

数のメルトインクルージョンを持つものが非常に多い．

ンクルージョンが捕獲されたことを示唆している．

中心部のメルトインクルージョンは完全に閉鎖系になっ3-2ているものあれば，細長い経路で石基と連結しているも試料は 10 g 程度を全岩分析用に，20 g 程度を鉱物分析

試料の処理のもある．閉鎖系のメルトインクルージョンは長径 30用にした．鉱物分析用試料は，ジョークラッシャーで最μm 以下のものが大部分を占める．開放系のものは 100

大粒径 2 mm 程度に粉砕した後，JIS 規格のステンレス製

μm を超えるものも多い．同様に斜方輝石斑晶中のメルの網ふるいで分級し，1-0.5 mm と 0.5-0.25 mm の大きさ姶良火砕噴火のマグマ溜まり深度

385の粒子を回収した．回収した粒子は超音波洗浄器で水洗るメルトインクルージョンのみを分析したので，斑晶して付着した細粒粉末を除去した後，シャーレに入れてオーバーラップ補正は行っていない．この測定条件下で水に浸した状態のまま実体顕微鏡でメルトインクルーの分析誤差 (1σ) は 0.3 wt.% H2 O と見積もられているジョンの捕獲状態を観察しながら 1 個ずつ選り分けた．

(Yasuda, 2014)．

各斑晶鉱物種ごとにそれぞれ 100 個程度を集め，それらをスライドガラスにエポキシ樹脂でマウントした．
3-3

XRF 分析

4．分析結果4-1

全岩化学組成全 岩 化 学 組 成 の 分 析 は，東 京 大 学 地 震 研 究 所 の妻屋火砕流堆積物試料と大隅降下軽石試料の全岩化学

RIGAKU ZSX-Primus-II 蛍光 X 線分析装置を用い，5：1

組成分析結果を Table 1 と Fig. 2 に示す．Fig. 2 には，比ガラスビード法により行った．試料の調整や分析条件の較のため津久井・荒牧 (1990) の大隅降下軽石，妻屋火砕

詳細，および分析誤差については外西・他 (2015) に記載

流，入戸火砕流の試料分析結果も示した．今回分析した

してある．
3-4

EPMA 分析

鉱物組成，ガラス組成の分析は，東京大学地震研究所

2 試料は津久井・荒牧 (1990) の白色軽石組成の報告値とよく一致し，姶良火砕噴火の代表的な組成である．
4-2

斑晶化学組成の JEOL JXA-8800R 電子線マイクロプローブ (EPMA) を

妻屋火砕流堆積物試料と大隅降下軽石試料で斑晶化学用いた．分析条件は，加速電圧 15 kV，ビーム電流 12 nA

組成にはほとんど違いがみられず，津久井・荒牧 (1990)

である．主元素についてはピーク位置で 15 秒，バックとほぼ同様の結果が得られた．そこで，分析点数が多い

グラウンドはピーク位置を挟んで 2 カ所をそれぞれ 7 秒

妻屋火砕流堆積物試料の結果を主に説明する．

ずつの計測をおこなった．斜方輝石，磁鉄鉱，イルメナ

斜方輝石 : コア組成は Mg# (=100×Mg/(Mg + Fe)) がイト，角閃石は絞ったビームで，斜長石と石英は 10 μm

45 から 62 に分布しているが，Mg# が 46 から 50 にゆる径に広げたビームでスポット分析を行った．ガラス部分

やかなピークを持つ．リム組成は Mg# が 46 から 48 には，アルカリ元素の時間減衰を避けるため，一辺 10 μm

集中している (Fig. 3a)．ほとんどすべてが正累帯を示すの矩形領域が確保できる大きさの分析対象を 7000 倍かが，変化幅は大きくはない．メルトインクルージョンはら 1 万倍の倍率でラスター分析を行った．ガラスの分析

ほとんどの場合に斑晶の中心部に捕獲されているが，特においては，S と Cl の測定も行った．計測時間はいず

定の Mg# の領域に特に多く捕獲されているという傾向

れもピークで 30 秒，バックグラウンドは 2 カ所で 15 秒

はみられない．

ずつである．補正計算は ZAF 法を適用した．
3-5

FT-IR 分析

斜長石 : コア組成は An 値が 42 と 80 あたりをピークとするバイモーダルな組成分布を示すが，An80 のピーク

メルトインクルージョンと石基ガラスの含水量測定は
東京大学地震研究所に設置されている真空型顕微赤外FT-IR 分光光度計システム（日本分光製 FT/IR-660plus，
IRT-30V）を使用し反射分光法でおこなった（安田，2011 ;Yasuda, 2014）．
測定手順と測定条件は次の通りである．試料を試料室に入れ，油回転ポンプで 100Pa 以下の真空度に全光路を排気した後，ナローバンド型 MCT 検出器と 32 倍カセグ
レン鏡の組み合わせのもとで，アパーチャで一辺 30 μmの矩形領域に反射光を制限し，金の蒸着板をレファレン
スとして反射スペクトルを取得した．続けて同一のアパーチャで試料の反射率測定を行った．その際，ノイズ低減のため 512 回から 1024 回のデータ積算を行ってい
る．O-H 結合による赤外吸収に対応する，反射率の 3650
cm−1 近傍の負のピーク高さを，反射率で規格化した値に対して，流紋岩組成の標準物質から定めた校正直線(Yasuda, 2014) を当てはめて含水量を計算した．アパー
チャサイズよりも十分に大きな領域が試料表面に出ていTable 1.

Bulk chemical composition of samples.

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安田

敦・吉本充宏・藤井敏嗣

Fig. 3. Frequency diagrams of plagioclase and orthopyroxene phenocrysts from Tsumaya pfl.

に表面に出ている，type 3 : 大部分が外部，type 4 : 完全に外，の 4 つにタイプ分けして組成頻度を調べた (Fig.4b).
完全に内部のものは組成が分散しているのに対して，それ以外のものは狭い組成範囲に集中している．
角閃石 : 大隅降下軽石に含まれていた角閃石は普通ホ
ルンブレンドでコアからリムにかけて弱い正累帯を示している．組成を Table 2 に示す．
4-3

メルトインクルージョン組成

Fig. 5 にホスト斑晶別のメルトインクルージョン組成
Fig. 2. Variation diagrams (MgO, CaO, K2O vs. SiO2) of
Aira pyroclastic deposits. Closed circle : this study;
plus : Tsukui and Aramaki (1990)

を示す．斑晶のオーバーグロースによる組成変化の補正は行っていないが，後述するようにホスト斑晶の違いによらずにメルトインクルージョン組成が同一の組成トレンド上に乗ることから，メルトインクルージョン捕獲後の組成変化は無視しうる程度と考えている．

近 傍 の も の は 多 く な い (Fig. 3b)．斜 長 石 リ ム 組 成 はメルトインクルージョンの主元素組成については以下

An44 付近に集中している．An80 近傍のコア組成を持つの注目すべき特徴がある．メルトインクルージョンは全斜長石も厚い An44 近傍のリムを持ち，コアからリムに岩組成と比較して，SiO2 に富み CaO や MgO に乏しい．

かけては組成の大きな飛びがある．コア組成 An60 未満

SiO2 と MgO や CaO は負の相関を持つ．メルトインクの斑晶の大部分がゆるやかな正累帯を示すが，逆累帯構

ルージョンの K2O 含有量は SiO2 との相関が弱く，全岩造をマントル部分に持つものも存在する．メルトインク

組成よりもやや高い 3-4 wt.% 程度の値が大部分を占めルージョンはほとんどの場合，この逆累帯部分（An60 程る．その一方で，K2 O が 6 wt.% を超えるようなメルト度）に捕獲されている．

インクルージョンがわずかに存在する．

Fe-Ti 酸化物 : Anderson et al. (1993) の QUILF プログ

ホスト斑晶によるトレンドの差異はほとんど見られラムによるウルボスピネル成分 (Xulv) とイルメナイト

ず，石英，斜方輝石，斜長石をホストとするメルトイン

成分 (Xilm) で表現する．磁鉄鉱は Xulv 成分が 0.27-0.38，

クルージョンは同一の分布トレンド上に分布する．しかイルメナイトは Xilm 成分が 0.90-0.92 と比較的均質であしながら，SiO2 の組成範囲に関しては，ホスト斑晶がメる (Fig.4a)．しかしながら，産状によって若干の組成差

ルトを捕獲した時期を反映したと思われる差異が見られがみられる．そこで，斜方輝石内部と表面に捕獲されてる．石英に捕獲されているメルトと斜方輝石に捕獲されいる磁鉄鉱について，type 1 : 完全に内部，type 2 : わずかているメルトでは SiO2 の分布中央値が若干異なってお姶良火砕噴火のマグマ溜まり深度

387

Fig. 4. Composition of opaque minerals. (a) Frequency diagrams of magnetite and ilmenite.
(b) Xulv composition of opx-hosted magnetite classified by their trapped positions.
Table 2. Major element composition of phenocrysts
amphibole from Osumi pumice.

ほど捕獲された液組成の SiO2 が低く K2O が高いという関係が見られることである (Fig. 6)．このような相関は
大隅降下軽石試料でも観察されるが，妻屋火砕流堆積物
試料ほど顕著ではない．通常の結晶分化やマグマ混合では再現されない特徴であり，その成因については後であらためて議論する．
斜方輝石の場合，捕獲しているメルトインクルージョンの周囲でホスト斑晶の組成が比較的均一なので，ホストの斜方輝石の Mg# とメルトインクルージョン組成との関係を容易に調べられる．一方，斜長石の場合，メルトインクルージョンを捕獲している部分は逆累帯構造の中の組成変動が大きな領域にある．このため，メルトイ
ンクルージョンの周囲でホスト斑晶の組成が一様ではないことから，ホスト斑晶の組成とメルトインクルージョ
ン組成の関係を明らかにすることは容易ではなく，斜方輝石で見られたようなホスト組成とメルトインクルージョン組成との間の相関関係は見いだせなかった．
4-4

含水量

妻屋火砕流堆積物試料の 45 個のメルトインクルーり，斜方輝石に捕獲されているメルトの方が低 SiO2 側ジョン（石英 26，斜方輝石 15，斜長石 4）と石基ガラス(SiO2 < 78 wt.%) にある．一方，斜長石に捕獲されてい4 点について反射分光法で測定した含水量を Fig. 7 に頻るメルト組成は，石英と斜方輝石の両方の領域にまた度分布で示す．

がって広がっている．
興味深い点は，ホストである斜方輝石の Mg# が高い

実体顕微鏡下の観察で閉鎖系の確認ができた 29 個のメルトインクルージョンについては，含水量の平均は 4.5

388

安田

敦・吉本充宏・藤井敏嗣

Fig. 5. Composition of melt inclusions (MI) from Osumi pumice (open) and Tsumaya pfl. (closed). Bulk compositionof Aira pyroclastic eruption from Tsukui and Aramaki (1990) and this study are shown for comparison.

Fig. 6.

Relationship between glass composition of melt inclusions and Mg# of their host orthopyroxene.

wt.%，最大値は 5.4 wt.%，最小値は 3.1 wt.% であった．
ホスト斑晶の種類による含水量の差異は見いだせない．
平衡共存する複数種類の斑晶で含水量が等しいことから，この含水量はマグマ溜まりの環境を反映しているものと考えられる．
含水量分析したメルトインクルージョンは一辺 30 μmの矩形領域が確保できる比較的大きなものだけである．
しかしながら，EPMA 分析では 10 μm サイズの小さなメ
ルトまで測定を行っており，主元素組成に関してはサイズ依存性が認められない．したがって，含水量に関してもサイズ依存性は無いものと考えられる．
一方，外部と連結しているメルトインクルージョンや石基ガラスの含水量は 0.69 から 2.3 wt.% であった．これは，1 気圧下の飽和量よりは有意に高い．メルトイン
クルージョン内部の気泡周辺のガラスや軽石のクラック
周辺の石基ガラスの含水量だけが高いというわけではな
いので，この水は噴火後の地下水や雨水による二次的なFig. 7. Water content of melt inclusions within various
host phenocrysts. Inclusions with H2O content below
2.5 wt.% are connected to matrix glass. Water saturation pressure at 800℃ calculated after the formulation of Moore et al. (1998) is also shown.

姶良火砕噴火のマグマ溜まり深度

389

Fig. 8. Phase diagram calculated by Rhyolite MELTS at (a) FMQ and (b) NNO oxidation state. Shaded areas show
crystallinity (10-20 vol.% and 20-30 vol.%). Numbers in square indicate the Mg# of equilibrium orthopyroxene at thosepressure and temperature conditions.

ものではなく，もともとマグマに由来する水であると考NNO 雰囲気下の方が 20-30℃晶出温度が高く，60-180

えられる．噴火の際に火道内のある程度深い所でマグマ

MPa の範囲では斜長石に次ぐ第二相として結晶化する．

が冷却したため，完全に脱ガスが完了していない遷移的

斑晶量 10-30 vol. % の境界線を相図に重ねているが，そな状態を保持したのであろう．

の斑晶量の範囲で晶出するのは，斜長石，石英，斜方輝石，磁鉄鉱（イルメナイトを含む）だけである．正長石

5．MELTS による相図

は晶出温度が低く，いずれの条件においても結晶量がか

軽石の全岩組成 (Table 1) を用い，メルトインクルーなり増加しないと出現しない．

ジョンの分析で得られた含水量平均値 4.5 wt.% を初期含正長石が晶出していない温度範囲では，結晶量が増加

水量として仮定し MELTS プログラム (Rhyolite-MELTSするにしたがってメルト中の K2 O 量は増える．した

v.1.0.1 (Gualda et al., 2012)) による相平衡計算を行った．

がって，メルト中の K2O 量は結晶量の指標となりうる．

この仮定は，噴出物で観察された斑晶量 (15-20 vol. %)結晶量の温度依存性は水の飽和圧力より高圧側か低圧側はメルトインクルージョン捕獲後の結晶成長の影響を受かでかなり様相が異なる．含水量 4.5 wt.% の場合，飽和

けているため，メルトインクルージョン捕獲時の斑晶量

圧力は 140 から 160 MPa あたりに位置する．この飽和は観察された量よりもずっと少なかったという推定に基圧力よりも低圧側では，15℃程度の温度変化幅で結晶量

づ く．酸 素 雰 囲 気 は FMQ (fayalite-magnetite-quartz) とは 10 から 30 vol. % にまで大きく変化する．一方，飽和

NNO (nickel-nickel oxide) の 2 つの場合について，温度は圧力よりも高圧側では結晶量が 10 から 30 vol. % に増加

950℃から 700℃まで 5℃刻み，圧力は 40 MPa から 280

するのに必要な温度変化幅は急速に拡大し，280 MPa で

MPa まで 20 MPa 刻みで平衡結晶化条件で計算を行い，は 50℃にも達する．上記の傾向は酸素雰囲気にはほと

安定鉱物相，量比，組成等について調べ相図を作成した

んど依存しない．

(Fig. 8)．計算結果の概略は以下のとおりである．

斜方輝石の組成は酸素雰囲気によって変化する．酸素

いずれの圧力においても斜長石がリキダス相に出現す

雰囲気が高いと磁鉄鉱の晶出領域が拡大するとともにメる．石英と斜方輝石の晶出順序は圧力によって異なる．

ルト中の Fe3+ /Fe2+ が高まるため，斜方輝石の Mg# は70 MPa 以下の低圧側と 240 MPa 以上の高圧側では斜長高くなる．例えば，同じ 800℃，80 MPa の環境で，酸素石，石英，斜方輝石の順で結晶化するが，中間的な圧力

雰囲気が NNO の場合には Mg# が 51.5，酸素雰囲気がや

では斜長石，斜方輝石，石英の順となる．磁鉄鉱の晶出や低い FMQ 環境の場合には Mg# が 41.9 である．温度は 酸 素 雰 囲 気に よ っ て 大 き く変 化 し，酸 化 的 で あ るや圧力変化だけによってこのように大きく Mg# を変化

390

安田

敦・吉本充宏・藤井敏嗣

させることは困難である．
6．議
6-1

論
組成に基づくマグマ溜まり環境の評価

6-1-1

温度

妻屋火砕流堆積物試料において，磁鉄鉱とイルメナイ
ト同士が接しているもの，および，両者とも斜方輝石内部の同一の組成累帯上に存在しているものに対して，鉱物の組成平衡を用いた Fe-Ti 酸化物温度計 (Anderson and
Lindsley, 1988) を 適 用 し て 平 衡 温 度 を 求 め た と こ ろ，
790-850℃（平均 810℃）いう結果を得た (Fig. 9b)．大隅
降下軽石試料については分析点数が少ないが，妻屋火砕
流堆積物試料より若干低温側 (790℃) に温度分布の中心が求められる (Fig. 9a)．また，妻屋火砕流堆積物試料中の斜方輝石のメルトインクルージョン組成とホストの斜方輝石の組成を用いて，Putirka (2008) の斜方輝石-液温度 計 を 適 用 し て 温 度 計 算 を 行 う と 800-850℃（平 均
820℃）となる．斜方輝石-液温度計の方が若干高い温度を示すものの，妻屋火砕流堆積物試料についての 2 種類の温度計の示す値はおおむね一致した (Fig. 9c)．先行研
究との比較では，姶良カルデラ噴火全体として，津久井・
荒牧 (1990) は 740-810℃，宮坂・他 (2013) は 810-870℃を報告しており，今回の結果は両者の中間的な値となっ
ている．
6-1-2

圧力

マグマ溜まりの圧力については，4 つの異なる方法に

Fig. 9. Temperatures of the erupted products estimatedby Fe-Ti oxide geothermometer (Anderson and
Lindsley, 1988) : (a) Osumi pumice, (b) Tsumayapfl., and by orthopyroxene-liquid geothermometer(Putirka, 2008, eq. 28a) : (c) Tsumaya pfl.

よる見積もりが 100 MPa 程度で一致した．
まず，妻屋火砕流堆積物試料のメルトインクルージョンの組成を Blundy and Cashman (2001) の Qz-Ab-Or 図に投影した圧力評価では，大部分のメルト組成が 100 MPa
以下の平衡圧力を示した (Fig. 10)．EPMA を用いて組成分析したメルトインクルージョンは，外界と連結しているものと連結していないものを区別していない．加えて，Qz-Ab-Or 図を用いた圧力評価自体，数十 MPa 程度の誤差を含む．このため，あまり厳密な議論はできない
が，メルトインクルージョンの捕獲完了圧力，すなわちマグマ溜まりの圧力が 100 MPa 程度という一つの目安にはなりえよう．
次いで，大隅降下軽石に含まれていた角閃石に対してRidolfi et al. (2010) の方法を適用すると，110 MPa となる．この計算手法で圧力と同時に計算される含水量と温度についてはそれぞれ 5.6 wt.%，790℃となり，実測されFig. 10. Projection of glass compositions onto Qz-AbOr ternary (Blundy and Cashman, 2001).

た含水量および他の熱力学温度計での計算結果とよく一致している (Table 2)．

たことが確実な，閉鎖系をなしているメルトインクルー

三番目の方法として，斑晶メルトインクルージョンのジョンの含水量は，3.1 から 5.4 wt.% であった（平均値

含水量をもとにして考える．マグマ溜まり中で捕獲され4.5 wt.%）．姶良火砕噴火の噴出物の含水量については，姶良火砕噴火のマグマ溜まり深度391

Miyagi and Yurimoto (1995) がメルトインクルージョン
17 個，石基 3 個について二次イオン質量分析器を用いた測定を行っている．その中で，妻屋火砕流のメルトイン
クルージョンについては，斜方輝石と石英斑晶中のメル
トインクルージョン 7 個の含水量を 3.6 から 5.1 wt.%（平均値 4.6 wt.%）と報告しており，今回の分析結果は彼らの結果とよく一致している．
今回の FT-IR 反射分光法の測定では，分析したすべての試料で CO2 は FT-IR 反射分光法の検出限界 (250 ppm)
以下であった．そこで CO2 量は無視し，温度 800℃の条
件下で Moore et al. (1998) の式に従って，含水量 3.1-5.4
wt.% から飽和圧力を計算すると 50-150 MPa となる．気相が共存していない場合には，上記の数値はマグマがメ
ルトインクルージョンに捕獲された圧力の下限を示すに過ぎない．しかしながら，今回の分析では斑晶に捕獲された時点で気泡が共存したメルトインクルージョンが存在することから (Fig. 1 (b))，計算された圧力下でメルト

Fig. 11. Temperature-fO2 relationships calculated fromequilibrium Fe-Ti oxide.

インクルージョンの捕獲が行われたと考えることができる．この場合，分析誤差 (1σ=0.3 wt.%) を大きく超えてる例はよく知られている．例えば，Erebus 火山の噴火に含水量の範囲が広いのは，メルトインクルージョンの捕おいて，深部で捕獲されたベイサナイト-フォノライト

獲がある程度幅のある圧力範囲で行われ，且つ，その時質組成の揮発性成分に富んだメルトインクルージョンよにメルトは揮発性成分に飽和していたとも解釈できる

りも，浅所で捕獲されて揮発性成分に乏しいメルトイン

し，もともとのマグマ溜まり内部で含水量の不均質が存

クルージョンのほうが還元的であり，酸素雰囲気の変化在していたとも考えることができる．前者の場合，測定量は log fo2=−1 程度であった (Moussallam et al., 2014)．

値の上限と下限の値からそれぞれ分析誤差 (2σ) 分だけ

脱ガスの前後で酸素雰囲気が還元的に変化する事例は狭くして信頼性の高い含水量の範囲を求めると，3.7-4.8

2000 年三宅島噴火の際にも観察されている（安田・他，

wt.% になる．これは，75-120 MPa の飽和圧力に相当する．

2001）．2000 年三宅島噴火の場合，玄武岩質安山岩のメ

四番目の方法は噴出物の斑晶量と MELTS による計算

ルトインクルージョンと比べると，石基ガラスは log fo2

値との比較である．今回の分析試料の斑晶量は 15 から=−0.9 程度還元的であり，脱ガスによって還元的方向

20 vol. % であった．また，姶良火砕噴火に関する先行研に変化している．こうした脱ガスに伴ってマグマが還元究においても類似の 10-30 vol. %（Aramaki, 1984 ; 宮坂・的になる原因は，マグマ中の硫黄の価数変化 (S2−→ S4+)

他，2013）という値が示されている．磁鉄鉱-イルメナイと SO2 ガスの分離のためと考えられている (Moussallam

ト温度計の示す平均温度 810℃の温度下で，MELTS に

et al., 2014)．

よる斑晶量計算値が 10-30 vol. % となるのは，80-110

これに対して，揮発性成分に富んだマグマから水が脱

MPa の圧力範囲になる．温度幅を ±10℃とると，圧力ガスする際に H2 も同時に抜けることよって脱ガス後の範囲は 70-130 MPa に拡大するが，これまで示した 3 つ

方が酸化的になるという考えもある (Humphreys et al.,の方法による推定値と調和的である．

2014)．彼らは，硫黄を含まない流紋岩組成の含水マグ

6-1-3

酸素雰囲気

マの脱ガス実験を行って回収した急冷ガラスの含水量と磁鉄鉱とイルメナイトの平衡に基づく酸素雰囲気の計

Fe3+ /ΣFe 量を調べ，含水量の低下に伴ってメルトは酸

算結果は，低温ほど還元的 (FMQ) で，高温になるにした化的になるという結果を報告している．一方，島弧の天がって酸化的 (FMQ+0.6) となり，鉱物バッファーと斜然の黒曜石を分析して脱ガス前後の酸素雰囲気の変化を行するが，変化は極めて直線的である (Fig. 11)．大隅降調べた研究では，検出できるような酸素雰囲気変化は脱下軽石試料も妻屋火砕流堆積物試料と同じ変化の直線上

ガス前後で見いだされていない (Waters and Lange, 2011)．

に大部分の試料が乗っており，マグマ溜まり全体で起き今回分析を行った大隅降下軽石と妻屋火砕流堆積物試ている何らかの事象を反映しているものと考えられる．

料のメルトインクルージョンに含まれていた硫黄の量

一連の噴火の際に，酸素雰囲気が噴出物によって異な（SO3 に換算）は多くても 200 ppm 程度に過ぎなかった．

392

安田

敦・吉本充宏・藤井敏嗣

このため，たとえ減圧による脱ガス時に SO2 がガスとし火のトリガーにはなったかもしれないが，大量のマグマて分離したとしても，大きく酸素雰囲気を変化させるとを噴出させたことの主因ではないと思われる．

は考えにくい．硫黄の価数変化の影響がないならば，マ

それでは，マグマの大量噴出の主因はなんであろうか．

グマ中の水の脱ガスはむしろ酸化的変化をもたらすはず

Toramaru and Maeda (2013) ではモデル実験とシミュレー

であり，観察結果を説明できない．したがって，今回観ションの結果から，浅部マグマ溜まりでのマグマの温度察されたように高温ほど酸化的で変化幅が log fo2=0.6

や含水量の不均質が，噴火の規模や様式に重大な影響をもあるような特徴は脱ガス過程では説明できない．

与える可能性を指摘している．具体的には，マグマ溜ま

ではマグマ溜まり内で酸素雰囲気が部分的に異なる要りの含水量がより均質で全体として飽和に近いほど，マ因としてどのようなことが考えられるだろうか．前述のグマ溜まりを空にするような大規模噴火に到りやすいとように，もともと姶良火砕噴火のマグマは浅所の地殻物論じている．本論で示した含水量と温度・圧力の分析結質の溶融と考えられている（津久井・荒牧，1990）．溶融

果は，姶良カルデラのマグマ溜まりが噴火前に飽和か飽した地殻部分に有機炭素などが含まれていれば，その影和に近かったことを示しており，Toramaru and Maeda

響で地殻が溶融して作られたマグマはより還元的とな(2013) を当てはめれば，マグマの大量噴出に到りやすいる．一方，溶融させるための熱源となるマグマが通常の状態にあったと言えよう．また，Bower and Woods (1997)

島弧マグマと考えれば，その酸素雰囲気は FMQ よりもは数値モデルを用いて，マグマ溜まりに蓄えられている

やや酸化的であろう (Carmichael,1991)．したがって，そマグマのうち実際に噴出できる割合はマグマ溜まりの含の熱源マグマと接している姶良マグマ溜まりの下部は同水量とその深さに強く依存し，マグマ溜まりが浅いほど，様の酸素雰囲気に近づくはずである．このように考える

且つ，含水量が高いほどその割合が高くなることを示しと，マグマ溜まりの下部は熱源マグマからの影響を受けている．彼らがモデル計算で仮定したマグマ溜まりのジて酸化的，マグマ溜まりの上部は地殻溶融の影響で還元

オメトリーと，姶良カルデラの直径と噴火の噴出量から的という酸素雰囲気の勾配をもったマグマ溜まり構造が予想されるマグマ溜まりのアスペクト比とは大きく異な形成されていたというモデルが成立する．このような酸るが，マグマ溜まりが浅くて含水量が高い場合にはマグ

素雰囲気構造のマグマ溜まりにおいて，噴火時に上下のマの大量噴出につながりやすいという結論は，定性的にマグマの混合が起これば，温度と酸素雰囲気について観は姶良カルデラのマグマ溜まりに対しても成立するはず察されたような直線的な相関関係が生じることが予想さである．つまり，カルデラの形成，すなわちマグマ溜まれる．

りを空にするようなマグマの大量噴出は，浅いところに

6-2

噴火直前のマグマプロセスあったマグマ自体の状態，具体的には，今回の分析で示

6-2-1

大量のマグマ噴出の主因されたようなマグマの高い含水量と飽和によるものと考

斜長石や斜方輝石の組成頻度分布図を見ると，リム組えられる．

成に近いコア組成を持つ斑晶がある一方で，それらとは6-2-2

組成変化の特徴とマグマプロセス

大きく隔たった非平衡なコア組成を持つものが存在す

メルトインクルージョンの組成変化の特徴はどのようる．例えば，斜長石には高い An 組成のコアを持つもの

なマグマプロセスによって説明可能であろうか．重要なが存在し，周辺のマントル部分にかけて大きく組成変化

観察事実を整理すると，(1) Mg# が高い斜方輝石に捕獲をしている．したがって，このコア部分の斜長石は別のされたメルトインクルージョンほど K2O が高く SiO2 がマグマに由来し，噴火前のいずれかの時点でマグマ混合

低い傾向がある，(2) Mg# が高い斜方輝石は正累帯構造があり，そのマグマから珪長質マグマに取り込まれたもで周囲に Mg# が低いリムを持つ，の 2 点である．これのと考えられる．この混合の時期については，低 An のらの特徴の成因について，マグマ混合，斑晶のオーバー

厚いリムが発達していることから，妻屋火砕流噴火より

グロース，結晶分化，地殻物質の部分溶融の 4 つの点かもかなり前ではあろうが，結晶成長速度を律するパラら考察する．

メータの不確定性が大きいため，定量的に正確な時期を決定することは困難である．
こうしたマグマ混合の痕跡を示す斑晶の量比は大きく

通常のマグマ混合の場合，分化程度の低いマグマのほうが MgO 量が高く K2O 量が低い．したがって，Mg# が高い斜方輝石を結晶化させるようなマグマが流紋岩質マない．加えて，リム組成が低温側（珪長質）マグマに由グマと混合したとすれば，混合後のマグマでは K2 O は来するコア組成とほぼ一致していることは，別のマグマ低下するはずであり，観察とは一致しない．それでは特の混合量自体が少ないことを示している．したがって，殊な組成のマグマの混合であろうか．姶良火砕噴火で浅珪長質マグマ溜まりへの別のマグマの注入はカルデラ噴所にある珪長質マグマに混合したマグマの組成について姶良火砕噴火のマグマ溜まり深度

393

は，津久井・荒牧 (1990) が報告している大隅降下軽石
OSd1,OSd2 の組成が手がかりになる．全岩組成で妻屋火砕流堆積物の MgO が 0.2-0.3 wt.% であるのに対して，
OSd1 と OSd2 は 0.81-0.88 wt.% であるので，こうした成分が混合すれば Mg# の高い斜方輝石の生成は可能である．このうち OSd1 は K2 O 濃度も平均組成よりも高い(3.36 wt.%) ので混合端成分の候補として適当にも思える．しかし，CaO の濃度についても検討範囲を広げると，メルトインクルージョンの CaO 濃度が低い（平均1.2 wt.%）のに対して，OSd1 では CaO 濃度 (2.68 wt.%)が有意に高く，このような組成のマグマを混合させても観察されるメルトインクルージョン組成を再現すること

Fig. 12. Temperature of orthopyroxene-hosted Fe-Ti
oxide classified by their trapped positions.

はできない．
次にメルトインクルージョン捕獲後の斑晶のオーバー輝石斑晶の中心部にある Mg# が高い部分にメルトイン

グロースの影響について検討する．Mg# の高いホスト

クルージョンが捕獲されていることをうまく説明できな

斜方輝石斑晶を持つメルトインクルージョンほど斑晶のい．

内側にあるので，早期に捕獲されたと考えられる．その以上のように，単純なプロセスのみではメルトインク

場合，Mg# の高いものほど捕獲からの経過時間が長く

ルージョンの組成変化の特徴を説明することは困難であ

オーバーグロース量が大きくなることが予想される．しる．そこで，やや状況設定が複雑になるが，斑晶組成かかしながら，この場合斜方輝石の晶出によって K2 O とら推定される温度変化量をまず検討して，含水量変化か同時に SiO2 も高くなる方向に変化するため，K2 O とら予想される減圧過程とマグマの置かれた酸素雰囲気をSiO2 の間には正の相関が成り立つはずである．これは，それに組み込んで，上記の特徴を説明できるプロセスをメルトインクルージョンで観察された K2O と SiO2 の間考えてみる．

の負の相関とは一致しない．オーバーグロースで K2 O

まず，斜方輝石に包有された磁鉄鉱とイルメナイトのが減少するためには K2 O を多く含む鉱物，例えば正長ペアを使って，捕獲場所（4-2 節の type 1-4 に相当）に石が結晶分化する必要があるが，こうした娘結晶はメル

よって鉱物平衡温度がどう変化するか調べると Fig. 12

トインクルージョン内に観察されていない．

のような関係が得られた．斜方輝石の中心部の温度はば

マグマの結晶分化の様々な段階でメルトインクルー

らつきがあるもののやや低温 (790-810℃) で，その外側

ジョン捕獲が行われた場合にはどうなるであろうか．

には少し高温 (820-840℃) を示す領域があり，最外縁部

MELTS による計算では，酸素雰囲気や圧力によらず，

では再び温度がやや下がって 790-820℃を示す．互いに圧力一定のもとで温度低下によって結晶化が進行する

接している Fe-Ti 酸化物が組成平衡に到達する時間は比と，残液の K2O 濃度はしだいに高くなる．例えば，FMQ

較的短時間であるが，周囲を斜方輝石で取り囲まれた場

酸素雰囲気，含水量 4.5 wt.%，120 MPa の圧力下での計合には，斜方輝石中の元素拡散が律速するため，外界温算では，K2O 濃度は 810℃では 3.2 wt.% だが，780℃では度の変化に応じた再平衡には容易には到達しないであろ4.8 wt.% に上昇する．一方，結晶化する斜方輝石の組成

う．したがって，上記の Fe-Ti 酸化物ペアの示す温度は，は高温側の方がやや Mg# が高く，810℃では Mg#=44.1

斜方輝石斑晶が成長する途中の温度変化を反映し，そのだが，780℃では Mg#=40.8 に低下する．したがって，状態をある程度保持していると考えることができる．

Mg# が高い斜方輝石に捕獲されたメルトインクルー
ジョンほど K2O が高いという観察とは一致しない．

斜方輝石斑晶中の Fe-Ti 酸化物ペアの温度変化は，大隅軽石試料との比較結果とも調和的である．妻屋火砕流

地殻の部分溶融液の混合について考えてみよう．地殻の試料のほうが大隅軽石試料よりも若干の高温を示してが融解するにあたって，マグマ溜まりの周縁部に部分溶いる (Figs. 9a and 9b)．これは，マグマ溜まりが加熱され融度の低い境界層をつくっているとすれば，その部分のたと考えると説明できる．すなわち，先に噴出した大隅

メルトは K2 O に富む可能性が高い．しかし，妻屋火砕

軽石よりも後から出た妻屋火砕流のほうがマグマ溜まり

流も大隅降下軽石噴火も噴出量が膨大な噴火であり，周の下位にあり，熱源からの加熱を十分に受けたと解釈で縁部の少量のメルトの混合では，こうした組成変化のベ

きる．

クトルを説明するのは量的に困難であろう．また，斜方Fe-Ti 酸化物組成から示唆されるマグマが 20-30℃程

394

安田

敦・吉本充宏・藤井敏嗣

度温度上昇した過程は，メルトインクルージョンの捕獲

斜方輝石の湾入部に周囲のメルトが捕獲された後に，形態からも推察できる．石英斑晶に見られる湾入したメ

周囲のマグマの温度がさらに上がったとしても，観察さルトインクルージョンは，温度上昇を受けて石英斑晶がれたような組成変化の特徴は維持可能である．温度上昇

溶融した形態と見ることができるし，斜方輝石の中心部によって，マグマ全体の斑晶量は減少し K2 O 量は低下に複数のメルトインクルージョンが捕獲されているのするが，深い湾入部にあるメルトの組成変化はメルト中

も，温度上昇によって斜方輝石斑晶が部分的に溶融し虫の拡散で律速されるため，斑晶周囲のメルト組成の変化

食い状になった後に，減圧によって再び結晶成長して湾に追随しきれず，最初に捕獲した K2O 量に近い値を持っ入部分にメルトの捕獲を行ったと考えられる．

たまま残ることが起こりうる．その後，このマグマが上

閉鎖系をなしていたメルトインクルージョンの含水量

昇しつつ周囲の低い酸素雰囲気のマグマと混合すれば，に幅があり，捕獲時にすでに気泡がメルトと共存していMg# の高いコア部分を取り囲んで Mg# の低いリムが成たものが存在することを考え合わせると，温度の上昇と長し，メルトインクルージョンは完全に閉鎖系になる．

減圧は連続して起きていたと考えることができる．巨大完全に閉鎖に到るまでに周囲のメルトとどの程度拡散混なマグマ溜まり内部で，底部の方で加熱されたマグマが合をしたかによって，メルトインクルージョンの K2 O

浮力によってマグマ溜まり内部を上昇したか，あるいは，濃度の変動が生まれ，分析試料で観察されたようなホス大隅軽石を噴出して上部のマグマを失ったために空いた

ト斜方輝石の Mg# とメルトインクルージョンの K2O 量空間を埋めるように底部にあった温度が高く粘性が低いの相関が実現したのではなかろうか．水の飽和圧力よりマグマが上昇をしたか，二つの状況を考えることができも低圧では，斜方輝石の晶出温度は圧力の低下に伴ってるが，現時点ではどちらの描像が適当か判断する材料が急上昇するので，マグマの温度はあまり低下しなくてもない．とはいえ，前者の状況のように，より高温のマグ

減圧だけによって斜方輝石結晶は十分に成長しうる．

マの上昇によって噴火が誘発されれば，後者は必然的にメルトインクルージョンが閉鎖系になるのが，減圧に付随する現象なので，両者は不可分の事象かもしれない．

よる結晶化が主要因と考えると，石英が捕獲していたメ

さて，本節の冒頭でまとめたホスト斜方輝石組成と捕ルトインクルージョンと斜方輝石が捕獲していたメルト

獲されたメルト組成との関係は，上記のマグマ溜まりでインクルージョンとでメルト組成の SiO2 のレンジが若のプロセスでどのように説明できるだろうか．6-1-3 節

干異なっていた理由も説明可能である．マグマ溜まりので示したように，マグマ溜まりの下部は酸化的，上部は主体をなす FMQ 雰囲気下においては，石英も斜方輝石

還元的という酸素雰囲気勾配をもったマグマ溜まり構造

も減圧によって結晶化が進行するのは 160 MPa 以下でが初期状態として存在すると考える．この酸素雰囲気勾ある．この時，80 MPa から 160 MPa の範囲で石英の方配のために，斜方輝石の Mg# はマグマ溜まり底部の方が斜方輝石よりも晶出温度が低い (Fig. 8)．これは石英が高い．姶良火砕噴火のトリガーとなった高温マグマのの方が，より後期に閉鎖系を完成させるということであ関与による温度上昇の結果，マグマ溜まり底部の高いり，斜方輝石や斜長石の成長によってマグマの液組成のMg# を持った斜方輝石が虫食い状に溶融し，湾入部に周SiO2 量が高まった影響を石英中のメルトインクルー

囲の部分溶融液を捕獲したとすれば，その場の高い斑晶

ジョンが記憶したと解釈できる．

量を反映して，捕獲される部分溶融液の K2 O 量は高い

6-3であろう (Fig. 8)．高温マグマの関与が継続して，温度6-1-2 節で示したようにメルトインクルージョンの組

上昇がマグマ溜まりの中心部にまで及び，酸素雰囲気が成と含水量を用いた圧力の見積もりは，それぞれ 100

マグマ溜まりの深度

低い初期状態を反映して低い Mg# を持つ斜方輝石が虫MPa 以下，75-120 MPa を示した．含水量が高くて石基喰い状に溶融するようになった場合には，マグマ溜まりとの連結のないメルトインクルージョンが多数存在する底部よりも元から斑晶量が低いうえに，さらに加熱の影ことと斑晶リム組成が均一なことから，メルトインク

響で斑晶量がより低下して K2O 量が低くなった周囲のルージョンの捕獲完了は火道中ではなく，マグマ溜まり

メルトを，斜方輝石の湾入部に捕獲することになる．す内で捕獲が完了し，その後にマグマ溜まり内でリムが成

なわち，Mg# の低い斜方輝石の方が K2O 量の低いメル長したと考えるのが適当であろう．つまり，メルトイン

トを持つことになり，観察されたような組成変化の特徴

クルージョンが示すこれらの圧力は，マグマ溜まりの上が再現できる．また，考えている温度・圧力範囲では，部に対応する圧力と考えられる．加えて，斑晶量の評価

石英が固相に存在して，部分溶融度の上昇に応じて溶解から得られた 70-130 MPa という圧力は，噴出直前のマする (Fig. 8)．このため，メルト組成の K2O 量は SiO2 量グマの状態を示していると考えられることから，こちらに逆相関する．

もマグマ溜まりの上部に対応する．角閃石がマグマ溜ま姶良火砕噴火のマグマ溜まり深度

395

Fig. 13. Schematic illustration of a magma chamber related to the Aira pyroclastic eruption. Current magma plumbing
system related to Sakurajima volcano deduced from physical observations (Hidayati et al., 2007) and petrological study(Nakagawa et al., 2011) is shown for comparison.

りのどのような位置で形成されたのか不明なため，角閃りが深さ 4-5 km の地殻浅部にまで広がっていたとした

石圧力計の示す 110 MPa という値をどう解釈するか難ら，その痕跡が現在まで残されていないだろうか．物理

しいが，コア組成とリム組成の組成差が小さいので，や観測や歴史時代の桜島火山噴出物の物質科学的解析から

はり噴出直前のマグマ溜まりの位置を反映している可能得られている現在の桜島のマグマ供給系の描像（Hidayati

性が高い．これらの観察事実は，マグマ溜まりの上部がet al., 2007 ; Iguchi, 2013 ; 中川・他，2011）と今回の分析

100 MPa 程度の圧力下にあったことを示唆している．

から得られたマグマ溜まり像を重ね合わせて Fig. 13 に姶良カルデラ地域の表層部の物質の密度については，示す．興味深い点は現在のデイサイト質マグマの上昇経

Yokoyama and Ohkawa (1986) では重力異常の計算の際に路である．地殻変動の解析と火山周辺の地震の震源分布

2,400 kg/m3 と与えている．仮にマグマ溜まりの上位のからは，現在の桜島の火山活動において，珪長質マグマ

3

地殻物質の平均密度を 2,000-2,500 kg/m とすれば，100の端成分であるデイサイト質マグマ溜まりは姶良カルデ

MPa の圧力は 4-5 km の深さに対応する．つまり，マグラ直下の深さ 8-10 km 程度に位置しており，それより上

マ溜まりの上部はこれまで提案されているマグマ溜まり

へマグマの移動は，斜め方向に桜島に向かって上昇して深度，8-10 km，よりもかなり浅い部分にまで広がっていいることが明らかになっている (Hidayati et al., 2007)．

たという結論に到る．一方，外部と連結しているメルト

これは，姶良カルデラ直下の深さ数 km 部分に，デイサ

インクルージョンや石基ガラスの含水量からは 10 MPa

イト質マグマよりも低密度でデイサイト質マグマの上昇

程度の飽和圧力が得られており，これは深度 400-500 mを阻害する何らかの連続体が存在していることを示唆しに相当する．こちらは，噴火時に火道のやや深い部分でている．また，Miyamachi et al. (2013) は姶良カルデラの急冷されてガラス中に凍結されたものと解釈できる．

中央あたりの深さ 1.5-3 km に 4.2-4.4 km/s の低速度層がマグマ溜まりの底部の深さについては，明確な答えは存在していることを報告し，より深部に存在するマグマ

得られていない．マグマ溜まりの形状が扁平であるとしと関連している可能性について言及している．これは，た津久井・荒牧 (1990) の結論は現時点でも有効と思わ

単にカルデラ噴火時に形成された空隙の多い火砕物の層れるが，それを直接的に支持するような分析データはまかもしれないが，小規模な部分溶融層である可能性もあだ得られていない．この問題を解決するためには，マグる．こうした物理観測で見られる場が仮に部分溶融層でマ溜まりの底に近い部分に由来したと思われる試料を調あるならば，姶良火砕噴火で活動した流紋岩質マグマ溜

べる必要がある．姶良火砕噴火の後期に噴出し噴出量のまりの残滓か，あるいは，深さ 8-10 km に存在するデイ大部分を占める，入戸火砕流や AT 火山灰試料の分析がサイト質マグマ溜まりから，より分化した部分溶融液が今後の課題である．

現在少しずつ漏れ出て蓄えられつつある場所なのかも知姶良カルデラを形成した火砕噴火当時に，マグマ溜ま

れない．

396

安田

敦・吉本充宏・藤井敏嗣

姶良カルデラ北東部の一角の海底には直径約 10 km のわかみこ

若尊カルデラと呼ばれる活火山があり，現在も活発な噴気活動が報告されている (Ishibashi et al., 2008)．この若尊カルデラが給源と考えられている 19 ka と 16 ka の噴
火では，姶良火砕噴火と類似する組成のマグマが活動しており（小林・他，2013），この若尊カルデラが姶良火砕
噴火のマグマ溜まりの残滓であるという考えがある（関口・他，2014）．同様な姶良火砕噴火のマグマ溜まりの残滓，あるいは小規模な部分溶融帯が姶良カルデラ直下の深さ数 km にも存在しないだろうか．深さ数 km を対象とした精密な物理観測によって，姶良カルデラ直下の地殻構造がより明確になることが期待される．
7．ま

と

め

主として妻屋火砕流堆積物試料を用いた姶良火砕噴火
噴出物の解析から以下のことがわかった．
1．姶良カルデラ噴火のマグマ溜まりの含水量は平均 4.5
wt.% 程度であり，マグマは部分的に水に飽和していた．
2．マグマ混合の痕跡はあるものの，その混合量は多くない．カルデラを形成するような大量噴出の主因は，マグマの注入ではなく浅所の珪長質マグマ溜まりの含水量が飽和状態に近かったためと思われる．
3．マグマ溜まりには酸素雰囲気の不均質が存在しており，高温部のほうが低温部よりも log fo2=0.6 程度酸化的である．
4．含水量，斑晶メルトインクルージョンの捕獲形態，液組成変化，鉱物組成から総合的に判断して，マグマ溜まりの上部は深さ 4 から 5 km 程度の地殻浅部にまで広がっていたと考えられる．これは，姶良カルデラを形成した噴火のマグマ溜まりの深度についての従来の見積もりである 8-10 km よりもかなり浅い．
謝

辞分析に用いた大隅降下軽石は東京大学地震研究所に所蔵されている岩石コレクション（荒牧重雄博士収集）を使わせていただいた．長谷中利昭博士と匿名査読者，および，編集担当の栗谷豪博士からは本稿の改善に有益なコメントを多数頂いた．本研究の一部に平成 25 年度科
研費基盤 B（課題番号 22340159），平成 25 年度科研費挑戦的萌芽（課題番号 23654182）を使用した．以上，記して感謝いたします．
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（編集担当

栗谷

豪）