火山 第 57 巻 ( 2012)
第 4 号 177-197 頁

論 説

大雪火山群，御鉢平カルデラ形成期における珪長質マグマ溜まりの進化過程
佐 藤 鋭 一＊,＊＊・和 田 恵 治＊
（2012 年 2 月 24 日受付，2012 年 10 月 29 日受理）

Evolution of Silicic Magma Chamber for Caldera-forming Eruption of Ohachidairain the Taisetsu Volcanic Group, Central Hokkaido, Japan
Eiichi SATO＊,＊＊ and Keiji WADA＊
The 30 ka caldera-forming eruption of Ohachidaira started with plinian pumice fall and pyroclastic flows. The
deposits contain pumice (SiO2 =64.9-68.4 wt.%), scoria (SiO2 =56.6-59.0 wt.%), and banded pumice. This study
examined the evolution processes of silicic magma chamber through mineralogical and petrological analyses of theeruption products. Three types of plagioclase phenocrysts such as An-rich (type A : An70-90), An-poor (type B :An36-56), and intermediate (type C: An56-70) were observed. Type-A plagioclase phenocrysts were further classified into
two sub-types on the basis of MgO content in the cores; type A1 (MgO>0.05 wt.%) and type A2 (MgO<0.05 wt.%).
Type-A1 and type-A2 plagioclase phenocrysts were derived from mafic magma, type-B plagioclase phenocrysts were
derived from silicic magma, and type-C plagioclase phenocrysts were derived from hybrid magma formed by the mixingof mafic and silicic magmas. The pumice mainly contains type-B plagioclase phenocrysts with rare type-A2 and type-C
plagioclase phenocrysts. The scoria contains type-A1, type-A2, and type-B plagioclase phenocrysts with rare type-C
plagioclase phenocrysts. These assemblages in the products can be explained by the mixing of magmas. Initially, mafic
magma including the type-A1 plagioclase phenocrysts was injected into the bottom of the silicic magma chamber, and adensity-stratified magma chamber was formed. The first mixing occurred at the interface of mafic and silicic magmas,
and a hybrid magma was formed at the interface of the two magmas. During the period from the mixing to the eruption,
type-A2 plagioclase phenocrysts were formed due to the diffusion of MgO in type-A1 plagioclase phenocrysts.
Whereas, type-C plagioclase phenocrysts were derived from hybrid magmas. During the eruptions, the lower-layer
magmas (hybrid and mafic magmas) were sucked into the conduit due to the viscous force of the upper-layer silicic
magma. Outer part of the conduit, silicic and hybrid magmas mixed. The mixed magma contained type-B, type-A2, andtype-C plagioclase phenocrysts. Whereas, in the center of the conduit, the mixing of the three magmas (mafic, hybrid,and silicic magmas) occurred, and the mixed magma containing the type-A1, type-A2, type-B, and type-C plagioclase
phenocrysts was formed.
Key words : Taisetsu volcanic group, Ohachidaira caldera, magma mixing, magma chamber, plagioclase

1．は じ め にする．また，マグマ混合は噴火のトリガーになり得るば島弧火山では噴火前にマグマ混合が生じている例が多かりでなく (Sparks et al., 1977; Blake, 1981; Pallister et al.,く (Eichelberger, 1978, 1980; Sakuyama, 1979, 1981)，その1992)，マグマ供給系の進化過程に影響を与える (Tomiya

場合，マグマは均質または不均質に混合した状態で噴出

and Takahashi, 1995; Chertkoff and Gardner, 2004; Toya et＊〒070-8621 旭川市北門町 9
北海道教育大学旭川校地学教室
Earth Science Laboratory, Hokkaido University of Education at Asahikawa, Hokumon-cho 9, Asahikawa 0708621, Japan＊＊
現所属：〒 657-8501 神戸市灘区鶴甲 1-2-1

神戸大学大学教育推進機構
Institute for Promotion of Higher Education, Kobe University, Tsurukabuto 1-2-1, Nada, Kobe 657-8501, Japan
Corresponding author: Eiichi Satoe-mail: esato@people.kobe-u.ac.jp

178

佐藤鋭一・和田恵治

al., 2005; Nakagawa et al., 2011)．したがって，マグマ混合
は，噴火に至る過程，マグマ溜まりの進化において鍵となる重要な現象である．
マグマ混合過程を理解するために，これまで，岩石学的な手法を用いて，噴出物からマグマ混合に関与した端成分マグマの化学組成，温度等を推定する研究が行われてきた (Tomiya and Takahashi, 2005)．また，鉱物の累帯
構造プロファイルからマグマ混合のタイミングを明らかにする研究も行われている (Nakamura, 1995; Druitt et al.,2012)．しかし，珪長質マグマへの苦鉄質マグマの注入が噴火のどのくらい前に生じ，その後，珪長質マグマ溜
まりがどのような進化を経て噴火に至るのかについて十分に検討した例は多くない．
本研究の対象となる御鉢平カルデラの噴出物は，マグ

Fig. 1.

Index map of Taisetsu volcanic group.

マ混合の証拠を多く保持している．また，カルデラ噴火

えられており，その後は水蒸気爆発が生じている（佐藤・の最盛期には岩石学的に異なる 2 種類の火砕流が流出し

和田，2007）．最新の噴火活動は，250 年前以降に生じたているという特徴を持つ（佐藤・和田，2005; 若佐・他，

水蒸気爆発である（和田・他，2003）．旭岳では現在も活2005，2006）．若佐・他 (2006) は，山麓に堆積する噴出発な噴気活動が続いている．

物について岩石学的な手法を用いてマグマ供給系の推定

御鉢平カルデラは大雪火山群の中央に位置しており，を行い，その概要を明らかにした．本研究では，御鉢平

その直径は約 2 km である (Fig. 2)．御鉢平カルデラの活カルデラ噴出物の噴出順序に関する最近の成果（佐藤・動では初期に山頂部で複数回の火砕噴火が生じた後（目和田，2010，2011）をもとに，マグマ供給系の再検討を

次，1987），プリニー式噴火による降下軽石が北東から東行った．その結果，2 種類の火砕流を流出した活動にお方向に堆積し，最終的に火砕流が生じた（勝井・他，1979）．

いてそれぞれ 2 端成分マグマの混合が生じていることが火砕流は主に北東および南西方向に流下し，現在の石狩明らかとなった．本研究では，混合端成分マグマの温度，

川と忠別川の源流域に厚く堆積した（勝井・他，1979）．

含まれる斑晶鉱物の種類を推定した．また，苦鉄質端成

現在，御鉢平カルデラから北東の層雲峡や南西の天人峡

分マグマの注入のタイミング，注入から噴火に至るまででは溶結した火砕流堆積物が最大で 200 m におよぶ柱状の珪長質マグマ溜まりの進化過程を明らかにしたので報節理を形成している（勝井・他，1979）．勝井・他 (1979)

告する．

は，山麓に堆積する降下軽石および火砕流堆積物中に存在する炭化木片の14C 年代値から，御鉢平カルデラの形

2．地質概説

成時期を約 3 万年前と推定している．中村・平川 (2000)

大雪火山群は，北海道の中央部に位置する第四紀火山や山元・他 (2010) も御鉢平カルデラ起源の噴出物の直群であり (Fig. 1)，20 以上の火山体から構成される複合下の土壌から AMS 法による14C の補正年代値として，そ火山である（国府谷・他，1966, 1968; 勝井・他，1979）．

れぞれ 30,070±340 yBP，32,640±820 yBP の年代値を報

大雪火山群の活動は噴出物の K-Ar 年代値から約 100 万

告している．また，山元・他 (2010) は，32,640±820 yBP

年前から開始したとされる（新エネルギー・産業技術総という年代値に対して暦年校正を行うと，38,028±836

合開発機構 (NEDO)，1990）．活動開始以来，数 10 万年

cal yBP の年代値になることを示している．

間は主に溶岩流や溶岩ドームを形成する比較的穏やかな

御鉢平カルデラ起源の火山灰はカルデラから北東方向

噴火が続き，複数の火山体を形成した（勝井・他，1979）．

の白滝盆地（中村・他，1999），東方向の道東地域（隅田，その後，約 3 万年前に爆発的な噴火が生じ，御鉢平カル

1988, 1996; 和田・他，2007; 長谷川・他，2009; 山元・他，

デラを形成した（勝井・他，1979）．御鉢平カルデラの形

2010）で発見されており，道東地域では，約 3 万年前を示成以降，再び溶岩を主体とする活動となり，旭岳などのす鍵層となっている．これらの火山灰は，co-ignimbrite

火山体を形成した（勝井・他，1979）．旭岳は大雪火山群

ash であった可能性が高い（和田・他，2007）．

の中で最も新しい火山体であり，約 1〜2 万年前に活動を開始したと考えられている（大沼・和田，1991）．旭岳

3．カルデラ形成期の噴火推移の主なマグマの活動は約 3 千年前までには終了したと考山麓における御鉢平カルデラ起源の噴出物として，プ大雪火山群，御鉢平カルデラ形成期における珪長質マグマ溜まりの進化過程

Fig. 2.

179

Geological map of Taisetsu volcanic group. The map modified after Metsugi (1987).

リニー式噴火による降下軽石と火砕流堆積物が確認できる（勝井・他，1979, 1988）．カルデラの北東 10 km の層
雲峡天城岩付近には，層厚約 2 m の降下軽石堆積物とそれを直接覆う火砕流堆積物が確認でき，降下軽石の堆積
後に火砕流が流出した証拠とされた（勝井・他，1988）．
最近の研究で，御鉢平カルデラ起源の火砕流は，堆積物中に含まれる軽石中のホルンブレンド斑晶と輝石斑晶（斜方輝石斑晶とオージャイト斑晶）の量比で 2 種類に分類できることが明らかとなり，火砕流を流出した噴火
イベントが 2 回あったことが指摘されている（佐藤・和田，2005; 若佐・他，2005, 2006）．今回，2 種類の火砕流
堆積物中に含まれる軽石について，新たにホルンブレン
ド斑晶と輝石斑晶の量比を求めた (Fig. 3)．その結果，両タイプの軽石はホルンブレンドと輝石の斑晶量によっFig. 3. Modal compositions of pyroxene (vol. %) andhornblende (vol.%) phenocrysts for pumice and scoria.

て区別できることが確認できた．本稿では，2 種類の火
砕流堆積物について，軽石中にホルンブレンド斑晶を多流堆積物であることを示した．また，佐藤・和田 (2011)

く含むものを Hb-type 火砕流，輝石斑晶を多く含むもの

はカルデラの南西 12 km の天人峡付近で，溶結した Hb-

を Px-type 火砕流とする．

type 火砕流堆積物のブロックを含む 2 次的な流れの堆積

佐藤・和田 (2010) は，カルデラの東北東 11 km の層雲物を，Px-type 火砕流堆積物が覆う露頭を確認した．こ峡大函付近で，勝井・他 (1988) と同様の層序を示す露頭の露頭を含め，カルデラから南西方向の露頭では，北東を確認し，降下軽石堆積物を直接覆うのは，Px-type 火砕

および東北東方向で確認された降下軽石堆積物は確認で

180

佐藤鋭一・和田恵治

きない．
山頂部においても山麓の層序と一致している．カルデ

ド，Ox：鉄チタン酸化物，Qtz：石英）を示す．
4-1%）

ラから東南東 2 km の五色岳付近では，降下軽石堆積物を Px-type 火砕流堆積物が直接覆っている．また，カル

軽石（SiO2=64.9-68.4 wt.%，斑晶量=6.9-30.5 vol.

斑晶は斜長石・斜方輝石・オージャイト・ホルンブレ

デラの南の沢では，Hb-type 火砕流堆積物を火砕サージ

ンド・鉄チタン酸化物からなる．Hb-type 軽石には石英堆積物が覆っている．この火砕サージ堆積物はカルデラが含まれることがある．斜長石 (4.3-26.7 vol.%) は最大の南西から東にかけて広く堆積しており，カルデラ壁の径 4.0 mm で自形〜他形を示す．内部が清澄な斜長石，

北西から北側では，火砕サージ堆積物を Px-type 火砕流

内部に無色〜淡褐色のガラス包有物 (5-100 µm) を含む堆積物が覆っている（佐藤，2005）．したがって，Hb-type

斜長石が多い．これらの多くは，中央部での累帯構造は火砕流の方が Px-type 火砕流よりも先に流出している．

顕著ではないが，リムで累帯構造を示す場合がある．ま以上のことから，Hb-type 火砕流の流出後，山頂付近

た，内部に褐色〜黒色のガラス包有物 (2-70 µm) を含む

では火砕サージを堆積させるような噴火が生じ，その後，斜長石も存在する．これらのうちコアからリムにかけて

プリニー式噴火による降下軽石がカルデラの北東〜東南

連続的に累帯構造を示すものも存在するが，多くは中央東方向に堆積し，その直後に Px-type 火砕流が流下した部での累帯構造は顕著ではなく，リムから数 10〜100

ことになる．Hb-type 火砕流に先立つ降下軽石は現在のµm 程度にかけて累帯構造を示す．斜方輝石 (0.4-5.6 vol.

ところ確認できていない．

%) は最大径 1.8 mm で自形〜半自形であり，累帯構造は

安田・他 (2012) は，山麓に堆積する 2 種類の火砕流堆

顕著ではない．オージャイト (0.1-3.2 vol.%) は最大径 1.

積物の残留磁化を測定し，残留磁化方向の違いからこれ

7 mm で自形〜半自形である．斜方輝石と同様，累帯構らの火砕流の流出時期に数 100 年〜数 1000 年の差があ造は顕著ではない．ホルンブレンド (＜ 0.1-9.5 vol.%)

ることを示した．上述したように，中村・平川 (2000) とは最大径 2.4 mm で自形〜半自形を示す．反応縁は発達

山元・他 (2010) が報告した AMS 法による14C の補正年しておらず，リムで累帯構造を示すもの，内部に斜長石

代値には，誤差を考慮すると 1410〜3730 年の差がある．

を含むものがある．石英は丸みを帯びた形態を示す．斜中村・平川 (2000) が示したのは，層雲峡大函の降下軽石

長石，斜方輝石，鉄チタン酸化物は集斑晶を形成するこ堆積物直下の土壌の年代値であり，そこでは Px-type 火とがある．また，斜長石とホルンブレンドが接して存在

砕流堆積物が降下軽石堆積物を直接覆うことから，年代する場合がある．

値は Px-type 火砕流が流出した年代とほぼ同等と見なす

斑晶鉱物のうちホルンブレンドは Hb-type 軽石と Px-

ことができる．また，山元・他 (2010) が示したのは，Hb-type 軽石で斑晶量に明瞭な差があり（Hb-type 軽石：2.4-9.

type 火砕流に伴う火山灰（和田・他，2007）の直下の土壌

5 vol.%，Px-type 軽石：0.1-1.4 vol.%），上述したようにホの年代値であり，Hb-type 火砕流が流出した年代とほぼ

ルンブレンドと輝石の斑晶量によって，Hb-type 軽石と同等と見なすことができる．したがって，Hb-type 火砕

Px-type 軽石は明瞭に分類できる (Fig. 3)．

流と Px-type 火砕流とでは，流出した時期に 1410〜3730
年 程 度 の 差 が あ っ た 可 能 性 が あ る．こ れ は 安 田・他(2012) が示した流出時期の差と調和的である．

石基はほとんどがガラスで構成され，わずかに針状の斜長石が存在する．発泡度は 6.1-41.5 vol.% である．
4-2

スコリア（SiO2=56.6-59.0 wt.%，斑晶量=2.5-17.
5 vol.%）

4．岩石記載斑晶は斜長石・斜方輝石・オージャイト・鉄チタン酸

プリニー式噴火による降下軽石堆積物は主に軽石で構化物からなり，ホルンブレンドを伴うことがある．また，成されるが，スコリア，縞状軽石も含まれる．また，2 種

Hb-type スコリアには石英が含まれることがある．斜長類の火砕流堆積物には本質物質として，軽石，スコリア，

石 (1.7-14.8 vol.%) は最大径 5.0 mm で自形〜他形を示

縞状軽石が同時に含まれる．以下に軽石とスコリアにつす．内部に褐色〜黒色のガラス包有物 (2-40 µm) を含む

いて，顕微鏡下における特徴を記述する．また，降下軽ことが多く，これらはコアやリムに濃集し，蜂の巣状や石堆積物中の軽石を降下軽石とし，Hb-type 火砕流堆積

汚濁状の形態を示す場合がある．コアからリムにかけて物に含まれる軽石，スコリアをそれぞれ Hb-type 軽石，

連続的に累帯構造を示すものも存在するが，内部の累帯

Hb-type スコリア，Px-type 火砕流堆積物に含まれる軽石，

構造は顕著ではなく，リムから数 10〜100 µm 程度にかスコリアをそれぞれ Px-type 軽石，Px-type スコリアとす

けて累帯構造を示すものが多い．一方，ガラス包有物をる．Table 1 に噴出物の代表的なモード組成（Pl：斜長石，

あまり含まず，斑晶内部の屈折率が高くリムでのみ顕著

Opx：斜方輝石，Aug：オージャイト，Hb：ホルンブレン

な累帯構造を示すものも存在する．軽石と同様に清澄な大雪火山群，御鉢平カルデラ形成期における珪長質マグマ溜まりの進化過程
Table 1.

181

Representative whole-rock major element compositions and modal compositions.

斜長石，内部に無色〜淡褐色のガラス包有物 (5-120 µm)

造を示すものが存在する．ホルンブレンド (<0.1-2.4を含む斜長石も存在する．これらは，中央部での累帯構

vol.%) は最大径 2.0 mm で自形〜半自形を示す．反応縁造は顕著でないものが多く，リムで累帯構造を示す場合は認められない．また，斜長石，斜方輝石，オージャイがある．斜方輝石 (<0.1-1.9 vol.%) は最大径 1.6 mm でト，鉄チタン酸化物は集斑晶を形成することがある．

自形〜半自形を示す．リムで累帯構造を示すものが存在

石基にはガラスの他に，針状の斜長石，斜方輝石・オー

する．オージャイト (<0.1-1.6 vol.%) は最大径 1.5 mm

ジャイト・鉄チタン酸化物が含まれる．発泡度は 3.8-

で自形〜半自形を示す．斜方輝石と同様にリムで累帯構37.3 vol.% である．

182

佐藤鋭一・和田恵治

Fig. 4. Harker diagrams for major elements. Major element analyses are normalized to 100 wt.%. Solid and dashed lines,
drawn by the method of least squares, show mixing lines for Px-type and Hb-type, respectively.

大雪火山群，御鉢平カルデラ形成期における珪長質マグマ溜まりの進化過程

183

5．全岩化学組成よりも低いものを type A2 とする．軽石に含まれる type

岩石の化学組成分析（主成分元素）は北海道大学理学

A はほとんどが type A2 であるのに対し，スコリアには部地球惑星科学教室の蛍光 X 線分析装置（PANalytical

type A1 と type A2 が共存している (Fig. 5b)．

社製 Magix PRO）で，1：2 に希釈したガラスビードを測岩石記載で記した内部が清澄な斜長石と透明〜褐色の定して行った．今回分析を行った試料は軽石とスコリア

ガラス包有物を含む斜長石のほとんどは type B である．

である．Table 1 に岩石の代表的な化学組成分析値を示

また，褐色〜黒色のガラス包有物を含み，リムから数す．他の岩石の化学組成および試料の採取地点は，佐10〜100 µm 程度にかけて累帯構造を示すものは type A2

藤・他 (2005) に示している．
御鉢平カルデラ噴出物のうち軽石の SiO2量は 64.9-68.

であり，内部の屈折率が高く，リムで顕著な累帯構造を示すものは type A1 である場合が多い．また，比較的サ

4 wt.% であり，デイサイトの化学組成を示す (Fig. 4)．

イズが小さく (100-300 µm)，自形であり，リムで累帯構

一方，スコリアの SiO2量は 56.6-59.0 wt.% であり，安山造を示すものは type C である場合が多い．

岩の化学組成を示す (Fig. 4)．軽石，スコリアともに Hb-

Fig. 6 に各タイプの斜長石における代表的な累帯構造

type と Px-type の SiO2 量は，ほぼオーバーラップしていプロファイルを示す．Type A1 は，コアで高 An 組成をる．しかし，スコリアについては，MgO，CaO で Hb-type

示し，内部でも高 An 組成を維持するが，リムで An が急

スコリアの方が Px-type スコリアに比べて低く，TiO2，

減する (Fig. 6b, 6d)．Type A1 の MgO 量は常に 0.05 wt.%

FeO*，Na2O，P2O5で Hb-type スコリアの方が Px-type ス

以上を保つ (Fig. 6f, 6h)．Type A2 は，コアで高 An 組成

コリアに比べて高い．このように化学組成において，を示すが，Hb-type についてはリムから 50-70 µm，Px-

Hb-type スコリアと Px-type スコリアは明瞭に区別でき

type については，軽石がリムから 170-200 µm，スコリアる (Fig. 4)．軽石については，TiO2，FeO*，MgO で Hb-がリムから 70-80 µm で An が急減し，そこからリムまで

type 軽石の方が Px-type 軽石に比べてわずかに低く，Al2

は低 An 組成でほぼ一定の値を示す (Fig. 6a, 6b, 6c, 6d)．

O3で Hb-type 軽石の方が Px-type 軽石よりもわずかに高また，MgO 量は常に 0.05 wt.% 以下である (Fig. 6e, 6f, 6g,

い (Fig. 4)．

6h)．Type B はコアで低 An 組成を示し，リムまでほぼ一2 種類の火砕流堆積物に含まれる軽石とスコリアのペ定であるが (Fig. 6a, 6b, 6c, 6d)，リムで An が上昇する場

ア（Hb-type 軽石と Hb-type スコリア，Px-type 軽石と Px-

合もある (Fig. 6b)．MgO 量は，一部リムで高い値を示す

type スコリア）は全岩化学組成で異なる直線トレンドをが (Fig. 6f)，多くは 0.05 wt.% 以下である (Fig. 6e, 6f, 6g,示す (Fig. 4)．

6h)．Type C は，内部で An=60-70 のほぼ一定の組成を示し，リムで An が減少する (Fig. 6c)．

6．鉱物化学組成

軽石中に存在するホルンブレンドに接する斜長石およ

鉱物の化学組成分析は北海道教育大学旭川校のびホルンブレンドに含まれる斜長石の化学組成を分析しEPMA (JXA-8600SX) を用いて行った．測定条件は，加たところ，Px-type 軽石では，An=52 (N=1)，Hb-type 軽

速電圧 15 kV，試料電流は斜長石，ホルンブレンドが 1.5

石では，An=46-60 (N=15) を示した (Fig. 5a)．Hb-type×10−8A，斜方輝石，オージャイト，鉄チタン酸化物が軽石については，type B の一部，および type C と一致す

2.0×10−8A，ビーム径は 3 µm である．補正は ZAF 法にる An 組成を示した．

従った．
6-1

斜長石

代表的な斜長石斑晶コアの化学組成を Table 2 に示す．
6-2

斜方輝石

コアの An 組成 (=100×Ca/(Ca+Na)) は An=36-90

斑 晶 コ ア の Mg# (= 100 × Mg/ (Mg + Fe)) は，多 く がの広い組成範囲を示す (Fig. 5a)．頻度分布データをもと

Mg#=63-70 の狭い組成範囲を示し，Mg#>70 を示すもに，An>70 のものを type A，An<56 のものを type B，そのは Hb-type スコリアにわずかに含まれるのみである

れらの中間的な組成のものを type C とすると，降下軽(Fig. 7)．Mg# のピークは，Hb-type 軽石，Hb-type スコリ

石，Hb-type 軽石，Px-type 軽石には type B が最も多く含アが Mg#=65-67 であるのに対して，降下軽石，Px-type

まれる．一方，Hb-type スコリア，Px-type スコリアには

軽石，Px-type スコリアが Mg#=67-69 であり，Hb-type

type A と type B がほぼ同量含まれる．Type C は Px-type

軽石，Hb-type スコリアよりもわずかに高い値を示すの噴出物に比べて，Hb-type の噴出物に多く含まれる．

(Fig. 7)．

Type A は，斑晶コアの MgO 量によって 2 種類に分類

Wo (=100×Ca/(Mg+Fe+Ca)) は，多くが Wo=1.5-

することができる (Fig. 5b)．ここで，斑晶コアの MgO

2.3の範囲内であるが，Hb-type スコリアには，Wo=2.9-

が 0.05 wt.% より高いものを type A1，MgO が 0.05 wt.%

3.1の高い値を示すものが存在する (Fig. 8)．また，Px-184

佐藤鋭一・和田恵治

Fig. 5. (a) Histograms of core compositions of plagioclase phenocrysts. The horizontal bars represent the ranges ofcompositions of plagioclase contacted with and included in hornblende phenocrysts. (b) MgO versus An content
variation diagrams of cores of plagioclase phenocrysts.

大雪火山群，御鉢平カルデラ形成期における珪長質マグマ溜まりの進化過程

Fig. 6.

185

Zoning profiles of plagioclase phenocrysts.

type スコリアには一つのみ Wo=3.4 を示すものが確認

7)．Wo は 40.3-46.4 の範囲で，Hb-type スコリア中にはできる (Fig. 8)．Wo が高い値を示すものは，Hb-type ス

Wo=40-42 と低い値を示すものが存在する (Fig. 8)．代

コリアについては，Mg# とも相関があり，それらは Mg#

表的なオージャイト斑晶のコアの化学組成を Table 3 に>70 を示す．しかし，Px-type スコリアについては，Mg#示す．

との相関はみられない．代表的な斜方輝石斑晶コアの化

6-4

学組成を Table 3 に示す．

斑晶コアの Mg# は，Hb-type 軽石，Hb-type スコリアで

6-3

オージャイト斑晶コアの Mg# は 72-78 の狭い組成範囲を示す(Fig.

ホルンブレンド

Mg#=65-72 を示し，Px-type 軽石で Mg#=70-75 を示す(Fig. 7)．代表的なホルンブレンドの化学組成を Table 4

186

佐藤鋭一・和田恵治
Table 2.

Representative chemical compositions of the core of plagioclase phenocrysts.

に示す．

Mg/Mn=3-6，Px-type 軽石で Mg/Mn=6-12 にピークが6-5あり，Mg/Mn>15 のものはまれにしか存在しない (Fig.

鉄チタン酸化物

鉄チタン酸化物として，マグネタイトとイルメナイトを含む．マグネタイトの Mg/Mn は，Hb-type で Mg/Mn

9)．代表的なマグネタイトとイルメナイトの化学組成をTable 5 に示す．

=2-6，Px-type で Mg/Mn=5-10 にピークがあり，Mg/Mn>10 のものはスコリアにわずかに含まれるのみである

7．議論(Fig. 9)．イルメナイトは軽石に多く含まれ，スコリアに御鉢平カルデラの噴出物には，マグマ混合によって形

は ほ と ん ど 含 ま れ な い．Mg/Mn は，Hb-type 軽 石 で，成された証拠が多く確認できる．以下にマグマ混合の証

大雪火山群，御鉢平カルデラ形成期における珪長質マグマ溜まりの進化過程

Fig. 7.

187

Histograms of core compositions of orthopyroxene, augite and hornblende phenocrysts.

拠と端成分マグマの種類，温度，物性（粘性係数，密度）

長石斑晶は苦鉄質マグマ由来であり，type-B 斜長石斑晶を示し，噴火に至ったマグマ供給系の進化過程を明らかは珪長質マグマ由来であると考えられる．また，type-Cにする．

斜長石斑晶は type-A と type-B 斜長石斑晶の中間組成を7-1示すこと，斑晶のサイズが比較的小さく自形である場合

端成分マグマ

御鉢平カルデラの噴出物には本質物質として，軽石，が多いことから，苦鉄質マグマと珪長質マグマが混合しスコリア，縞状軽石が同時に含まれることから，化学組

たマグマから晶出したと考えられる．これら複数のマグ

成の異なる複数のマグマが噴火前に混合したと考えられマが混合することで化学組成の異なる斜長石斑晶が共存る．

したと考えられる．ここで，type-A 斜長石斑晶を含む苦噴出物中の斜長石斑晶に注目すると，化学組成の異な鉄質マグマを A マグマ，type-B 斜長石斑晶を含む珪長質る斜長石斑晶（type A，type B，type C）が共存している

マグマを B マグマ，type-C 斜長石斑晶を含む混合マグマ(Fig. 5a)．マグマの液組成との平衡関係から，type-A 斜を C マグマとする．

188

佐藤鋭一・和田恵治

Fig. 8.

Core compositions of orthopyroxene (triangles) and augite (squares) phenocrysts.

また，type-A 斜長石斑晶はコアの MgO 量によって 2の斜長石斑晶が，850℃のマグマ中で拡散によって MgOつのタイプに分類することができる (type A1：MgO>0.

=0.02 wt.% まで低下するのに要する時間は数 10 年から

05 wt.%, type A2：MgO<0.05 wt.%) (Fig. 5b)．斜長石斑晶

200 年程度である．したがって，type-A1 と type-A2 斜長の MgO 量は晶出したマグマの MgO 量に依存すること

石斑晶が元々同一の苦鉄質マグマから晶出し，ともに 0.

から（佐藤，1996），type-A1 と type-A2 斜長石斑晶は異05 wt.% よりも高い MgO 量を有していた場合でも，珪長なる苦鉄質マグマ由来の可能性がある．一方，斜長石中質マグマと混合するタイミングの違いで MgO 量に変化の MgO 量の元素拡散は比較的速いことが知られているが生じた可能性がある．

(Costa et al., 2003)．Costa et al. (2003) によると，サイズ

斜長石の累帯構造プロファイルに注目すると，type-A1

が 200-900 µm でコアの組成が An=80，MgO=0.06 wt.%

斜長石斑晶は，リムで An が急減しているのに対して (Fig.

大雪火山群，御鉢平カルデラ形成期における珪長質マグマ溜まりの進化過程
Table 3.

189

Representative chemical compositions of the core of orthopyroxene and augite phenocrysts.

6b, 6d)，type-A2 斜長石斑晶は，Hb-type 軽石，Hb-type ス

成 の 変 化 で 生 じ る と 考 え ら れ る こ と か ら (Sakuyama,

コリアでリムから 50-70 µm，Px-type 軽石でリムから

1979)，type-A1 と type-A2 斜長石斑晶ではマグマ混合の

170-200 µm，Px-type スコリアでリムから 70-80 µm で An

タイミングが違っていたと考えられる．つまり，type-が急減し，その後，低 An 値で結晶が成長している (Fig.

A2 斜長石斑晶は type-A1 斜長石斑晶よりも早いタイミ

6a, 6b, 6c, 6d)．An の急な変化はマグマ混合による液組

ングで珪長質マグマに取り込まれ，50 µm から最大で190

佐藤鋭一・和田恵治

Table 4. Representative chemical compositions of the coreof hornblende phenocrysts.

200 µm 程度結晶が成長するまで珪長質マグマ溜まり内に保持されたことになる．ここで，珪長質マグマ溜まり
内での斜長石の成長速度 (10−11-10−10 mm/s, Tomiya and
Takahashi, 1995) を用いて，An の急減後の type-A2 斜長石斑晶の成長時間を計算すると，Hb-type 軽石とスコリ
アで 10 年から 220 年程度，Px-type 軽石で 50 年から 600

Fig. 9. Histograms of core compositions of magnetite andilmenite phenocrysts.

年程度，Px-type スコリアで 20 年から 250 年程度という結果が得られた．これはいずれも Costa et al. (2003) が端成分のマグマ混合が生じていたと考え，Hb-type を形示した MgO の拡散時間と調和的である．したがって，成した珪長質端成分マグマを BHbマグマ，苦鉄質端成分

type-A2 斜長石斑晶は元々高い MgO 量を有していたが，マグマを AHbマグマ，Px-type を形成した珪長質端成分マ

マグマ混合から噴火までの期間に MgO が拡散したと考グマを BPxマグマ，苦鉄質端成分マグマを APxマグマとえられる (Fig. 6e, 6f, 6g, 6h)．一方，type-A1 斜長石斑晶

する．また，珪長質端成分マグマと苦鉄質端成分マグマ

はマグマ混合から噴火までの期間に MgO が拡散するたが混合することで形成したマグマを CHbマグマ（BHbマ

めの十分な時間がなかったため，高い MgO 量が保持さグマと AHbマグマの混合マグマ），CPxマグマ（BPxマグマ

れたと考えられる (Fig. 6f, 6h)．

と APxマグマの混合マグマ）とする．

以上の議論をした上でも，type-A1 と type-A2 斜長石

全岩化学組成において，苦鉄質側は Hb-type と Px-type

斑晶は元々 MgO 量の異なるマグマから晶出したというで 2 種類に分類できる (Fig. 4)．これはマグマ混合にお可能性を否定できない．しかし，全岩化学組成において，ける苦鉄質端成分マグマが 2 種類存在したことを示唆し

Hb-type と Px-type は，マグマ混合のトレンドをそれぞれている．つまり，AHb マグマと APx マグマは異なるマグ直線近似できる (Fig. 4)．このことは，それぞれの混合マである．一方で，珪長質側は収束している (Fig. 4)．

トレンドにおいて，1 種類の苦鉄質マグマの存在を示唆したがって，珪長質端成分マグマは 1 種類であった可能するものである．そのため，MgO 量の異なる斜長石斑性がある．BHb マグマと BPx マグマの関係性については

晶は，元々は同一のマグマから晶出したと考える方が自

後述する．

然である．
本研究では，Hb-type，Px-type のそれぞれにおいて，27-2斑晶コアの平衡関係

上述したように type-A 斜長石斑晶は苦鉄質端成分マ

大雪火山群，御鉢平カルデラ形成期における珪長質マグマ溜まりの進化過程
Table 5.

191

Representative chemical compositions of the core of magnetite and ilmenite phenocrysts.

グマ（A マグマ）由来であり，type-B 斜長石斑晶は珪長(Tomiya and Takahashi, 2005)，元々は A マグマ（APxマグ

質端成分マグマ（B マグマ）由来である．また，type-Cマ）由来であった可能性がある．しかし，非常に量が少斜長石斑晶は A マグマと B マグマが混合した中間組成

なく，以下の議論では重要にならないので，これ以上はのマグマ（C マグマ）から晶出したと考えられる．

言及しない．

斜方輝石とオージャイトはそれぞれ Mg# の組成幅がホルンブレンドの Mg# は，斜方輝石とオージャイト

狭く，それぞれの Mg# のピークにおよそ 10 の差があるの中間的な組成を示す (Fig. 7)．Tomiya and Takahashi(Fig. 7)．これらは，輝石の Mg-Fe 分配 (Brey and Köhler,(1995) は有珠山 1663 年噴火の軽石中に存在する斜方輝1990) において，平衡関係にない．おそらく，斜方輝石

石とホルンブレンドについて，低 Mg# を示す斜方輝石

は B マグマ由来であり，オージャイトは A マグマ由来

は珪長質マグマ由来であり，高 Mg# を示す斜方輝石はである．ただし，Hb-type スコリアにわずかに含まれる

苦鉄質マグマ由来であり，それらの中間的な Mg# を示

高 Mg# (>70)，高 Wo (=2.9-3.1) の斜方輝石はオージャ

すホルンブレンドは珪長質マグマと苦鉄質マグマの混合

イトと平衡関係にあったと考えられ，この斜方輝石に限層から晶出したものと考えた．また，ホルンブレンドにり A マグマ（AHb マグマ）から晶出したと考えられる．

接する斜長石およびホルンブレンドに含まれる斜長石はまた，Px-type スコリアに一つだけ含まれる高 Wo (=3.4)

一部 type-B 斜長石斑晶とオーバーラップするが，多くはの斜方輝石は，低 Mg# (=67.9) を示す．これは，斜方輝

type-C 斜長石斑晶と一致している (Fig. 5a)．これらのこ石内で Ca よりも Mg の拡散が早かったためと考えられとからホルンブレンドもまた type-C 斜長石斑晶と同様

192

佐藤鋭一・和田恵治に C マグマから晶出したと考えられる．
マグネタイトの Mg/Mn は，Hb-type で Mg/Mn=2-6，
Px-type で Mg/Mn=5-10 にピークがあり，イルメナイトの
Mg/Mn は，Hb-type で Mg/Mn=3-6，Px-type で Mg/Mn=
6-12 にピークがある (Fig. 9)．噴出物中に共存するマグネタイトとイルメナイトは Bacon and Hirschmann (1988)の Mg/Mn 比を用いると平衡に存在したと判断できる．
これらは type-B 斜長石や斜方輝石と集斑晶を形成する
場合があることから，B マグマから晶出したと考えられる．ま た，Mg/Mn > 10 を 持 つ 一 部 の マ グ ネ タ イ ト は
type-A 斜長石やオージャイトと集斑晶を形成する場合があることから，A マグマから晶出したと考えられる．
以上のことから，A マグマ（AHbマグマ，APxマグマ）には，高 An 組成の斜長石 (type A)，オージャイト，わずかにマグネタイトが含まれ，AHbマグマに限り，少量の斜方輝石も含まれていたと考えられる．一方，B マグマ（BHbマグマ，BPxマグマ）には，低 An 組成の斜長石 (typeFig. 10. Graph depicting the phase diagram of Mount
Pelee rhyolite by Martel et al. (2006). Gray parallelograms represent the conditions of BHb and BPx
magmas.

B)，斜方輝石，マグネタイト，イルメナイトが含まれ，BHbマグマには石英も含まれていたと考えられる．そし7-4

珪長質端成分マグマの深度て，A マグマと B マグマの混合によって形成した C マ

御鉢平カルデラの珪長質端成分マグマ（BHb マグマ，

グマ（CHbマグマ，CPxマグマ）からは，中間組成の斜長BPxマグマ）の深度については，モンプレー火山の流紋岩

石 (type C)，ホルンブレンドが晶出した．
7-3

端成分マグマおよび混合マグマの温度

質のマトリックスガラス (SiO2=75 wt.%) を用いた相平
衡実験の結果 (Martel et al., 2006) を用いて検討した．上珪長質端成分マグマ（BHbマグマ，BPxマグマ）の温度

述のように BHbマグマの温度は 750-770℃であり，BHbマ

は，平衡共存したと考えられる軽石中のマグネタイトとグマ由来と考えられる斜長石の An 値のピークは 42-50

イ ル メ ナ イ ト の 化 学 組 成 を 用 い て，QUILF program程度である (Fig. 5a)．また，BPx マグマの温度は 800-

(Lindsley and Frost, 1992) で推定した．上述したように，

810℃であり，BPx マグマ由来と考えられる斜長石の An

マグネタイトとイルメナイトの共存関係は Bacon and

値 の ピ ー ク は 46-52 程 度 で あ る (Fig. 5a)．Fig. 10 はHirschmann (1988) の Mg/Mn 比を用いて確認した．マグ

Martel et al. (2006) の相平衡実験の結果であり，水に飽和

ネタイトとイルメナイトの元素拡散は非常に速いため，したメルト中に晶出する斜長石斑晶の An 値が，温度・Nakamura (1995) と同様にサイズの大きい斑晶のコア組

圧力条件とともに示されている．Hb-type 軽石に含まれ成 を 用 い た．そ の 結 果，BHb マ グ マ に つ い て は 750-

るホルンブレンドおよび Px-type 軽石に少量含まれるホ

770℃，BPxマグマについては 800-810℃の値が得られた．

ルンブレンドはどちらも自形を保っており，反応縁も確

苦鉄質端成分マグマの温度は，平衡共存する斜方輝石

認できない．したがって，珪長質マグマは水に飽和したとオージャイトを用いて QUILF program (Lindsley and状態であったと仮定することができる．このことを考慮

Frost, 1992) で推定した．上述のように，高温マグマからしつつ，Martel et al. (2006) の実験結果に，BHb マグマ，

晶出した斜方輝石 (Mg#>70, Wo=2.9-3.1) とオージャ

BPx マグマの条件を適用すると，BHb マグマについては

イトを含むのは，Hb-type スコリアのみである．した

160-220 MPa，BPxマグマについては 150-200 MPa の値ががって，本研究では AHbマグマの温度推定のみを行った．

得られる (Fig. 10)．これらは，深さに換算するとそれぞ

その結果，AHbマグマは 1050℃と見積もられた．

れ地下約 6-9 km，約 6-8 km に相当する．

混合マグマ（CHbマグマ，CPxマグマ）の温度は，平衡7-5端成分マグマの粘性係数と密度共存するホルンブレンドと斜長石 (type C) を用いて推定

御鉢平カルデラの軽石は，苦鉄質マグマおよび混合マ

した (Holland and Blundy, 1994)．その結果，CHbマグマにグマ由来の斜長石斑晶をあまり含まないことから (Fig.

ついては 780-920℃，CPxマグマについては 810-920℃と5a)，珪長質端成分マグマに近い状態で噴出したと考え見積もられた．

られる．そこで，珪長質端成分マグマのメルトの粘性係数および密度の推定には，和田・他 (2007) が分析した軽大雪火山群，御鉢平カルデラ形成期における珪長質マグマ溜まりの進化過程

193

石のマトリックスガラスの化学組成 (Table 6) を用いた．

苦鉄質端成分マグマの粘性係数，密度に関しては，ま珪長質端成分マグマの含水量は，上述したように水にず，最も SiO2 量の少ないスコリアの化学組成（Hb-type

飽和していたと仮定すると，BHb マグマ (160-220 MPa)

スコリア：SiO2=56.6 wt.%，Px-type スコリア：SiO2=57.1と BPx マグマ (150-200 MPa)，どちらもおよそ 5-6 wt.%wt.%）について，含水量 2-4 wt.%，マグマの結晶量はスになる (Moore et al., 1998)．

コリアの平均斑晶量（Hb-type スコリア：7.6 vol.%，Px-

軽石のマトリックスガラスの化学組成と含水量，およtype スコリア：10.2 vol.%）として，珪長質端成分マグマび推定した温度と圧力を用いて，珪長質端成分マグマのと同様の方法で推定した．含水量については，玄武岩〜

メルトの粘性係数を Giordano et al. (2008) の方法により安山岩を端成分マグマに持つ他の火山を参考にした推定すると，BHbマグマは 105.3-105.9 Pa s，BPxマグマは(Cioni et al., 1995; Kinzler et al., 2000)．温度については

4.8

5.3

10 -10Pa s となる．また，マグマの粘性係数は結晶AHb マグマの推定値を用いた．その結果，AHb マグマはが含まれることによって上昇する．推定した粘性係数を102.1-102.7 Pa s，2490-2560 kg/m3，APxマグマは 102.3-102.8有するメルト中に結晶が浮遊していたと考え，MarshPa s，2500-2560 kg/m3と推定された (Table 7)．

(1981) の方法によりマグマの粘性係数を推定すると，
5.8

6.4

BHbマグマは 10 -10

5.3

Pa s，BPxマグマは 10 -10

5.8

しかし，スコリアは苦鉄質マグマと珪長質マグマ由来

Pa sの斜長石を同程度に含み，マグマ混合の影響を受けていとなる (Table 7)．なお，結晶量については軽石の平均斑

る．実際の苦鉄質端成分マグマはより SiO2 量に乏しく，晶量（Hb-type 軽石：22.2 vol.%，Px-type 軽石：18.5 vol.%）

推定値よりも粘性係数は小さく，密度は大きくなると考を用いた．

えられる．本研究では，粘性係数・密度の値は，マグマ

珪 長 質 端 成 分 マ グ マ の メ ル ト の 密 度 は，Lange and混合モデルを構築する際に用いる．推定した値は苦鉄質

Carmichael (1990) および Ochs and Lange (1999) を用いて端成分マグマとは異なるが，後述するようにマグマ混合計算した．また，メルト中には結晶が含まれるため，軽モデルの議論を大きく変化させるものではない．

石 の 平 均 斑 晶 量 と 鉱 物 の 密 度 (Smyth and McCormick,

7-61995) を用いてマグマの密度を計算した．その結果，BHb

BHbマグマから晶出した type-B 斜長石斑晶，斜方輝石

2 種類の珪長質マグマの関係性について

マグマが 2370-2400 kg/m3，BPxマグマが 2350-2380 kg/m3

斑晶，マグネタイト・イルメナイトは，BPxマグマから晶となった (Table 7)．

出したものよりも An 値，Mg#，Mg/Mn がそれぞれ低く，
BHb マグマには石英が含まれるという特徴がある．まTable 6. Glass compositions of Hb-type and Px-type
pumice (after Wada et al., 2007).

た，端成分マグマの温度は，BHbマグマの方がやや低温である．このように BHbマグマは BPxマグマよりもより珪長質であったことを示唆する証拠を有している．したがって，Hb-type 火砕流，Px-type 火砕流が噴出する時点
で，それぞれの噴火に関与した珪長質端成分マグマは異なっていたと考えられる．しかしながら，推定した両マ
グマの深度は誤差を考慮するとほぼ同じであり，独立したマグマ溜まりとして存在したかは検討する必要がある．
ここで例えば，BHb マグマの温度 (750-770℃) が Hbtype 火砕流の流出時のマグマ混合によって，BPxマグマの温度 (800-810℃) まで上昇した可能性について検討する．デイサイト〜流紋岩質マグマの相平衡実験 (Scaillet
and Evans, 1999; Holtz et al., 2005) を参考にすると，温度上昇に伴い，晶出する斜長石の An 値，斜方輝石の Mg#
が高くなり，また，石英の安定領域を超える．したがっTable 7.

Viscosities and densities of the end-member magmas.

194

佐藤鋭一・和田恵治

Fig. 11. Model of magma plumbing system for the Ohachidaira caldera eruptions. Two eruptions (Hb-type : (a)〜(d)in bottom; Px-type : (e)〜(h) in upper) are separated by a time gap with several hundred to several thousand years.
See text for details.

て，BHb マグマと BPx マグマの違いはマグマの温度上昇

6-9 km に存在し，それよりも深部に苦鉄質マグマ（AHb

で説明できる可能性がある．また，安田・他 (2012) が示マグマ）が存在した (Fig. 11a)．

したように，Hb-type 火砕流と Px-type 火砕流が流出した

初めに，苦鉄質マグマが珪長質マグマの底部に注入し時期には数 100 年〜数 1000 年の差がある．これは Hb-

た (Fig. 11b)．この時，苦鉄質マグマと珪長質マグマのtype 火砕流の流出後，マグマ溜まりの温度が上昇するな

粘性係数をそれぞれ µA，µB とすると，両者が等しい場

どによって，マグマ溜まり自体が変化するのに十分な時合 (µA=µB) には，苦鉄質マグマの注入の駆動力によっ間と考えられる．これらのことから，現時点では，独立て 2 種類のマグマが混合する可能性がある．一方，珪長したマグマ溜まりを想定する必然性を見出すことができ質マグマの粘性係数が，注入する苦鉄質マグマの粘性係ないため，1 つのマグマ溜まりを想定する．

数よりも大きい場合には (µB/µA>102)，珪長質マグマの7-7 マグマ混合モデルおよびマグマ供給系の進化過程

粘性力によって混合が抑制される (Campbell and Turner,

以上の結果をもとに，御鉢平カルデラにおけるマグマ

1986)．御鉢平カルデラの場合は，Hb-type と Px-type の

供給系の進化過程を推定する (Fig. 11)．御鉢平カルデラ

どちらについても珪長質マグマと苦鉄質マグマの粘性係

では，噴火前に珪長質マグマ溜まり（BHbマグマ）が地下数の比が大きく（Hb-type：102.7<µB/µA<103.3，Px-type：

大雪火山群，御鉢平カルデラ形成期における珪長質マグマ溜まりの進化過程

195102.5<µB/µA<103.1），苦鉄質マグマの注入による混合はそれらのマグマの境界では縞状構造を形成する場合が生じなかったと考えられる．したがって，苦鉄質マグマあったと考えられる．これらが同時に噴出し，軽石，スは珪長質マグマ溜まりの底部に溜まり，密度成層したマ

コリア，縞状軽石を含む Hb-type 火砕流が流出した．

グマを形成した (Fig. 11b)．上述のように，実際の苦鉄

Hb-type 火砕流の流出後，数 100 年〜数 1000 年間の休質マグマの粘性係数は推定した値よりも小さく，密度は止期を経て，再び珪長質マグマ溜まり（BPxマグマ）に苦大きかったと考えられる．これらは珪長質マグマとの粘鉄質マグマ（APxマグマ）が注入した (Fig. 11e)．この苦性係数の比および密度差を大きくさせるため，実際には

鉄質マグマは Hb-type の活動とは異なるマグマである．

苦鉄質マグマの注入による混合はより抑制され，成層マ

珪長質マグマ溜まりは，Hb-type の活動時のマグマ混合

グマ溜まりを形成しやすい状況だったと考えられる．苦によって温度が上昇しており，マグマ溜まりに含まれる鉄質マグマと珪長質マグマが密度成層した後，その境界

斑晶鉱物の種類，化学組成に変化があったと考えられる．

では，type-A1 斜長石を含む苦鉄質マグマの一部が巻き

また，Px-type 軽石と Px-type スコリアには，AHbマグマ

上げられて珪長質マグマに取り込まれる (Cardoso and

由来の高 Mg# の斜方輝石や CHbマグマ由来の低 Mg# のWoods, 1996) (Fig. 11b)．取り込まれた type-A1 斜長石のホルンブレンドが含まれない (Fig. 7)．したがって，Hb-

An 値は，周囲の液組成の変化に伴い減少した．この取type の活動時に存在した AHb マグマ，CHb マグマは Px-

り込みは少なくとも噴火の数 10 年から数 100 年前に生type の活動時にはほぼ消失していたと思われる．マグマ

じており，噴火までの期間に低 An 値で結晶が成長した．

溜まりの進化過程は，Hb-type の活動とほぼ同様である

さらに斜長石中の MgO が拡散し，結果的に type-A1 斜が (Fig. 11f, 11g, 11h)，Px-type の活動では，噴出物中に中

長石は type-A2 斜長石に変化した (Fig. 11c)．また，苦鉄間組成のマグマから晶出したと考えられる type-C 斜長質マグマと珪長質マグマの境界では，Hybrid layer（CHb石，ホルンブレンドはあまり含まれないことから (Fig. 5マグマ）が形成され (Bacon, 1986)，そこから type-C 斜長

and 7)，中間組成のマグマが形成されたものの結晶はあ石およびホルンブレンドが晶出した (Fig. 11c)．Type-A

まり晶出しなかったと思われる．噴出時には，降下軽石

斜長石の MgO 量にはバリエーションがあること (Fig.

の噴出があり，その直後に Px-type 火砕流が流出した．

5b) やコアからリムにかけて累帯構造を示す斜長石が存在することからも，苦鉄質マグマは初めの注入後も断続

8．ま的に上昇を行い，マグマ溜まり底部に注入していたと考

御鉢平カルデラ周辺の山麓には，プリニー式噴火によえられる (Fig. 11c)．噴出時には，マグマ溜まり上部にある降下軽石と岩石学的に異なる 2 種類の火砕流堆積物

る BHbマグマの粘性力によって，CHbマグマ，AHbマグマ（Hb-type 火砕流と Px-type 火砕流）を確認することがでが引っ張り上げられ火道内を同時に上昇した (Blake andきる．地質学的な検討から Hb-type 火砕流が Px-type 火

Ivey, 1986) (Fig. 11d)．この際，火道の外側では BHbマグマ

砕流よりも先に流出しており，これらの火砕流の流出時と CHbマグマが混合し，軽石を形成するマグマが生じた．

期には数 100 年から数 1000 年の休止期間がある．2 種とめ

このマグマには，type-A2，type-B，type-C 斜長石斑晶，そ類の火砕流堆積物は本質物質として，軽石，スコリア，

して，ホルンブレンドが含まれる．一方，火道の中央部

縞状軽石を含み，それらはマグマ混合によって形成したでは AHbマグマが不安定な流れとなり，CHbマグマ，BHb

証拠を持つ．御鉢平カルデラ形成期の活動は Hb-type 火

マグマを取り込むような混合が生じた (Koyaguchi, 1985;

砕流の流出から始まる．地下 6-9 km に珪長質マグマ溜

Blake and Campbell, 1986; Freundt and Tait, 1986)．Kouchi

まりが存在し，そこに苦鉄質マグマが注入することで噴and Sunagawa (1985) は，接触する玄武岩マグマとデイサ

火に至った．ただし，マグマの注入から噴火までには斜イトマグマの境界に剪断応力が加わった場合，玄武岩マ

長石中の MgO が拡散するだけの時間（数 10 年〜数 100

グマはデイサイトマグマを取り込み，均質なマグマを容年）があったと考えられる．その間，苦鉄質マグマと珪易に形成するが，デイサイトマグマは境界付近に玄武岩

長質マグマの境界には新たに混合マグマが形成し，そこマグマとの縞状構造を形成するものの，均質化は生じず，

から中間組成の鉱物（type-C 斜長石，ホルンブレンド）

組成にほとんど変化がないことを示した．上述のようが晶出した．噴出時には火道内で苦鉄質マグマ，珪長質に，火道の中央部を流れる AHb マグマは流れの最中に

マグマ，混合マグマが混合し，軽石，スコリア，縞状軽CHbマグマ，BHbマグマを容易に取り込み，均質なマグマ石を形成するマグマが生じた．その後，数 100 年から数を形成したと考えられる．これがスコリアを形成したマ1000 年の休止を挟み，再び，苦鉄質マグマの注入が生じ，グマである．したがって，火道の外側に軽石を形成する

Hb-type と同様にマグマ混合が生じ，Px-type 火砕流が流マグマ，中央部にスコリアを形成するマグマが存在し，

出した．

196
謝

佐藤鋭一・和田恵治
辞本研究をまとめる段階で，神戸大学の佐藤博明名誉教
授には多くの議論，助言をして頂いた．神戸大学の鈴木桂子准教授にはセミナーでの議論の他，多くの助言を頂いた．北海道大学の中川光弘教授には XRF 分析装置の使用を許可して頂き，ガラスビード作成と分析の際には同大学の大学院生の皆様に大変お世話になった．地質調
査は北海道教育大学旭川校の学生の協力を得た．大雪山
国立公園内の岩石採取については環境省および文化庁の許可を得た．また，現地自然保護官事務所，教育委員会
および営林署にご協力を頂いた．本稿は査読者である伴雅雄博士，東宮昭彦博士，および編集担当である前野深博士から有益なコメントを数多く頂き，大きく改善した．
これらの方々に深く感謝致します．
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（編集担当

前野

深）