火山 第 59 巻 ( 2014)
第 2 号 41-54 頁

論 説

富士火山，太郎坊に露出する新期スコリア層の全岩化学組成
─富士黒土層形成期付近を境とするマグマ供給系の変化─
金 子 隆 之＊・安 田

敦＊・嶋 野 岳 人＊＊・吉 本 充 宏＊＊＊, †・藤 井 敏 嗣＊＊＊＊, ††（2013 年 10 月 18 日受付，2014 年 4 月 2 日受理）

Whole-rock Chemical Composition of Scoria Layers of the Younger Stage Exposing at Taro-bo, Mt Fuji
─ A Change in the Magma Plumbing System Occurred around Formation Periodof the Fuji-black Soil Layer (FB)
Takayuki KANEKO＊, Atsushi YASUDA＊, Taketo SHIMANO＊＊,
Mitsuhiro YOSHIMOTO＊＊＊, † and Toshitsugu FUJII＊＊＊＊, ††Mt Fuji had preferentially effused basaltic magma since its initiate of activity at about one hundred thousand years
ago. In the Younger stage (5,600 yrsBP〜), however, it became to spout occasionally andesitic or dacitic materials to be
involved in air-fall deposits or pyroclastic flows, such as, Hoei scoria or Osawa pyroclastic flows. Andesitic magma issolely found as melt-inclusions in phenocrystic minerals in the Older stage (100,000〜10,000 yrsBP). This suggests thatsome kind of changes might have occurred in the magma plumbing system of Mt Fuji. To investigate such possibility,
we measured whole-rock chemical compositions of the representative scoria layers of the Younger stage erupted in andaround the summit and Hoei craters, and interpreted the results based on our recent model of magma plumbing system ofMt Fuji, consisting of the deep basaltic and the shallow andesitic chambers. The compositions of the scoria layers of theyounger stage showed high FeO*/MgO ratio with high and varied TiO2 and K2O contents, which are the same as thegeneral characteristics of Mt Fuji as pointed by previous studies. Detailed comparison with the scoria layers showed thatcompositions of the Younger stage had slightly but systematically higher SiO2 content - occasionally basaltic andesite than those of the Older stage. These chemical differences can be explained by existence of more differentiated magma
having higher SiO2 content in the shallow chambers in the Younger stage, compared to those in the Older stage, rather
than by increase of the mixing ratio of the similar differentiated magma of the Older stage. Mixing such a differentiatedmagma with a basaltic magma newly raised from the deep chamber can generate basalts having slightly high SiO2
content as erupted in the Younger stage. Although cause of generating SiO2-rich magma in the Younger stage is unclear,it might have occurred associated with the inactive period suggested by the Fuji-black soil layer lying between the twostages. The shallow dacitic magma chamber assumed in the model of the Hoei eruption might be an extreme case where
the magma in the shallow chamber evolved to be highly SiO2-rich composition.
Key words : Fuji, magma plumbing system, andesite, magma chamber, melt-inclusion＊〒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, University of Tokyo, 1-1-1
Yayoi, Bunkyo-ku, Tokyo 113-0032＊＊〒417-0801 静岡県富士市大渕 325
常葉大学大学院環境防災研究科
Graduate School of Environment and Disaster Research,
Tokoha University, 325 Obuchi, Fuji-shi, Shizuoka 4170801＊＊＊〒060-0810 札幌市北区北 10 条西 8 丁目
北海道大学大学院理学院
Faculty of Science, Hokkaido University, N10 W8, Kitaku, Sapporo 060-0810＊＊＊＊〒160-0011 東京都新宿区若葉 1-22
環境防災総合政策研究機構
Crisis and Environment Management Policy Institute,
1-22 Wakaba, Shinjuku-ku, Tokyo 160-0011†
現在：〒403-0005 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
Mount Fuji Research Institute, Yamanashi Prefectural
Government 5597 Kenmarubi, Kamiyoshida, Fujiyoshida,
Yamanashi 403-0005††
兼任：同上
Corresponding author: Takayuki Kaneko
e-mail: kaneko@eri.u-tokyo.ac.jp

42

金子隆之・安田敦・嶋野岳人・吉本充宏・藤井敏嗣

1．は じ め に富士山は約 10 万年前に活動を開始して以来，長期に渡って玄武岩を噴出し続けてきた（津屋，1968）．しかしここ数千年になって，山頂火口あるいはその近傍域から
宝永スコリア (Tsuya, 1955)，砂沢スコリア（荒井・小山，
1996）等，時折，安山岩〜デイサイト質岩石を伴う噴出物を発生するようになっている．このような SiO2 に富む噴出物の発生は，偶然の出来事であろうか，あるいは富士山のマグマ供給系に何らかの変化が起きつつあることを反映しているのであろうか？ 富士山は，最後の宝永噴火から 300 年以上が経過している上，2000 年の深部低周波地震発生イベント（鵜川，2007），2011 年の東日本大地震に伴う富士山直下地震活発化（気象庁，2011）等，
噴火の予兆とも解釈される活動が相次いで発生しており，次の噴火への備えを考えるべき時期にきている．ここで，その一つとして富士山のマグマ供給系について再検討を行い，10 万年におよぶ活動史の中で現在の富士山がどのような状況にあるかを確認することは重要と考えられる．
富士山のマグマ供給系については，従来より多数の研究が行われているが（Arculus et al., 1991; 富樫・他，1991，
1997; 高橋・他，1991, 2003; 富樫・高橋，2007），最近の研究（藤井，2007; Kaneko et al., 2010）によりその概要がFig. 1. Model of the magma plumbing system of Mt. Fuji
(partially modified from Kaneko et al. (2010)). The
magma plumbing system consists of relatively deep(~20 km) basaltic and shallow SiO2-rich (basalt〜
andesite〜dacite) magma chambers (~4-6 km).See text
for “A1”, “A2”, “P” and “B”.

理解されつつある．すなわち，富士山のマグマ供給系は，深部の玄武岩質の主マグマ溜りと浅部の安山岩質の小マ

こに深部の主マグマ溜りから玄武岩マグマが上昇・混合

グマ溜りからなり，噴出物は両マグマの混合によって生し，噴出物となるマグマが生じているとのモデルが立てじていると考えられている (Fig. 1)．

られている (Kaneko et al., 2010)．この際，安山岩に対し富士山の主マグマ溜りは，通常より深い 20 km 以深にて玄武岩の混合比が 8〜9 割以上と高いため，噴出物はあり，高圧下で主として輝石，An 成分に富む斜長石が晶常に玄武岩組成となる．浅部のマグマ溜りは，以前の噴出する（藤井，2007）．このために，マグマは分化が進み

火で噴出した玄武岩マグマの一部が火道内に取り残さながらも SiO2 はほとんど増加せず，FeO*/MgO，TiO2，

れ，浮 力 の 中 立 点 付 近 に 集 ま っ た も の と 考 え ら れ

K2O 等が増加する．このように，玄武岩の卓越を含め富(Kaneko et al., 2010)，この深さは 4-6 km と推定されてい士山噴出物の化学組成に見られる特徴の多くは，この深る (Fujii et al., 2013)．浅部マグマ溜りでは，低圧下で，部マグマ溜りでの結晶プロセスに由来する（藤井，2007）．

カンラン石，輝石，磁鉄鉱，An 成分に乏しい斜長石等が地震学的にも，富士山下の 20 km 以深は低速度領域に晶出し，分化の進行に伴って，マグマは玄武岩から安山なっており，この付近にマグマ溜りが存在する可能性が岩へと，徐々に SiO2に富む組成へと変化する．浅部マグ指摘されている（Lees and Ukawa, 1992; 鵜川，2007）．まマ溜りはメルト包有物のみから存在が示唆されることかた，富士山下 10〜20 km で，しばしば低周波地震が発生

ら“隠れたマグマ溜り（crypto-magma chambers）”とも形

するが，これはこのマグマ溜りからマグマが岩脈をつく容されている（Kaneko et al., 2010）．

り上方に向かって移動する際に発生するものと考えられている（Lees and Ukawa, 1992; 鵜川，2007）．

本論は，SiO2に富む噴出物を伴う噴火が発生するようになった過去数千年前以降に，山頂火口から宝永火口の他方，3〜1 万年前と推定される古期噴出物中のカンラ

近傍域（以下では “山頂─宝永火口近傍域” と記す）でン石斑晶に，普通に安山岩質メルト包有物が含まれるこ発生した噴火に焦点を絞り，噴出物の全岩化学組成に基とが見出され（金子・他，2004），この解析を基に，浅部づいて，マグマ供給系内での変化を探ることを目的とすに安山岩質マグマ溜り─マグマは分化程度により玄武岩る．このため，富士山東斜面中腹にある通称 “太郎坊”

あるいはデイサイト質となることもある─が存在し，こと呼ばれる場所から降下スコリア層を系統的に狭い間隔

富士火山，太郎坊に露出する新期スコリア層の全岩化学組成

43で採取し，Kaneko et al., (2010) のより古い時代の噴出物との化学組成の比較を行った．そこで見出された相違の発生要因について，富士山のマグマ供給系モデル（藤井，2007; Kaneko et al., 2010）に則してどのように解釈できるかの検討を行った．本露頭には，富士黒土層堆積後の“山頂─宝永火口近傍域” 起源の噴出物の多くが含まれており（Miyaji et al.,1992; 上杉・大下，2003），これらは数千年前以降にこの付近から噴出したマグマの性質・時間変化を知る有力な情報源となる．
2．富士山の活動史と噴出物の岩石学的特徴
2-1

富士山の活動史

富士山は，ユーラシアプレート─北米プレート─フィ
リピン海プレートの三重会合点付近に位置する我が国最大の成層火山である．ここでは沈み込んでいる太平洋プ
レートの上位にフィリピン海プレートが二重に沈み込むという複雑な構造となっている (Fig. 2a)．このような特異な構造に関係して富士山特有のマグマ組成や高い噴出率が生じている（高橋，2000）とも考えられている．
富士山は，先小御岳 (Yoshimoto et al., 2010)，小御岳（津屋，1968, 1971）の古い安山岩質火山を基盤とし，約 10万年前に活動を開始したと考えられている（町田，1964）．
富士山には 2 つの異なる形成区分がある (Fig. 3a)．津屋(1968, 1971) は，山体を構成する溶岩流を主体とする噴出物について，古富士火山と不整合面を挟んでその上位に位置する新富士火山に区分した．この不整合面は山体崩壊により，20,000 年前頃に形成されたと推定されている（山元・他，2005）．新富士火山は，大量の溶岩流が噴出した旧期（“Older ejecta”，17,000 年前〜8,000 年前）とそれ以降の中期（“Middle ejecta”，5,600 年前〜3,700 年前），新期（“Younger ejecta”，3,500 年前〜）に細分されている（津屋，1968, 1971; 山元・他，2005）．一方，町田(1964) は，山麓の火山灰層序に基づいて，富士黒土層(FB) と呼ばれる活動低調期を示す土壌層を境に，古期とFig. 2. (a) Location of Mt. Fuji (open triangle) and deep
seismic plains of subducting PHS (Philippine Sea
plate) and PAC (Pacific plate) plates beneath central
Japan (modified from Nakajima and Hasegawa (2006)).
Solid triangles show distribution of major active
volcanoes. (b) Location of Taro-bo. (c) Columnar
section of air-fall scoria exposed at Toro-bo and samples
used for the chemical analysis. Gray: air-fall scoria andpyroclastic flow deposits, white: soil or secondary
deposits, black: lava flow and hatched: Gotemba debris
avalanche. Names of geological units attached are
based on Uesugi and Ohshita (2003), Miyaji (1988)
and Machida (1964). (d) Taro-bo outcrop, viewed fromeast, taken in 2004).

新期に区分した．富士黒土層の堆積時期は 10,000 年前〜5,600 年前と推定（山元・他，2005）されており，これ生した（宮地，1988）．3,100 年前とされる KwP（伊豆カは津屋 (1968, 1971) の新富士火山旧期と中期の間の活動

ワゴ平軽石）を挟んで，湯船第 1 スコリアと一括されてギャップとほぼ一致している（山元・他，2005）．このよいる 2 つの降下スコリア（S-10 と S-11）が噴出した（宮うな活動低調期を示す土壌層は他時期には見つかってお地，1988; 山元・他，2005）．この後，砂沢スコリアが宝

ゆ ふねらず，富士山のマグマ供給系の変化とも密接に関係する

永山付近から噴出した（宮地，1988; 山元・他，2005）．

と考えられることから，本論では，町田 (1964) の古期・砂沢スコリアは宝永噴火の噴出物と同様，最初期にデイ新期の区分に従い検討を進める．

サイト質の降下軽石を伴う（荒井・小山，1996）．これと富士黒土層形成後，“山頂─宝永火口近傍域” からの噴前後する 3,200 年，3,000 年，2,900 年，2,500 年前の 4 回，

出物は，下位より順に R-II，R-I 降下スコリア層（5,500〜

山頂での爆発的噴火により “大沢火砕流” と総称される

5,600年前）から始まる．3,000〜2,000 年前前後には，“山火砕流 (SYP 1, SYP 2, SYP 3, SYP 4) が発生し，西側斜面

頂─宝永火口近傍域” から規模の大きい噴火が頻繁に発を流れ下った（Yamamoto et al., 2005; 山元・他，2007）．

44

金子隆之・安田敦・嶋野岳人・吉本充宏・藤井敏嗣

Fig. 3. (a) Stage of activities defined by Tsuya (1968) and Machida (1964). O: Older ejecta, R: repose period, M: Middle
ejecta and Y: Younger ejecta of Shin-Fuji (Tsuya, 1968). (b) Change of eruption rate through the history of development of
Mt Fuji. Eruption volume of the Younger stage (5, 600 yrsBP-present) is estimated to be 9. 3 km3 (DRE-dense rockequivalent) based on the data given by Miyaji (2007), which offers averaged eruption rate to be 1.7 km3 (DRE)/1,000 yrs
for the same stage. Eruption volume of the Older stage is calculated to be 347 km3 (DRE), subtracting that of the Younger
stage from the total eruption volume of Mt Fuji (356 km3), where the DRE value was converted from the volume of Mt Fuji
(500 km3-Koyaguchi (1997)) assuming the mean density of the edifice (1.78 g/cm3-Abe and Kumagai (1956)) and densityof lava (2.5 g/cm3). Averaged eruption rate of the Older stage is inferred to be 3.9 km3 (DRE)/1,000 yrs (eruption volume
during the period of FB was neglected). Here, the volume of Mt Fuji (500 km3) may include the basement volcanoes, ofwhich volume is estimated to be occupying 55 % of the whole volume. In the case where the volume of the basements andthe Younger stage is subtracted, the averaged eruption rate of the Older stage is calculated to be 1.7 km3 (DRE)/1,000 yrs.
Miyaji (2007) estimates the eruption rate of the main stage of FB to be 0.1 km3 (DRE)/1,000 yrs.
SYP 1 は S-10 と同じ層準にあり，一連の噴火で形成され大きい (>1.6) 分化した玄武岩の性質を示し，液相濃集たと推定されている（山元・他，2005）．また，SYP 2 に元素含有量はばらつきが大きくかつ周辺火山に比べて高は一部に安山岩質の本質岩片が含まれている（後述）．

い特徴をもつ（藤井，2007）．

2,900 年前には東側斜面の一部が崩壊し御殿場岩屑なだ

活動史全体を通じて見ると，Zr/Y，Rb/Y 等の微量元素れが発生し（宮地・他，2004），その上位に最後の山頂火

組成の違いに基づいて，古富士系マグマ（約 10 万年〜

口噴出物である湯船第 2 スコリア（2,200 年前）が堆積し3,000 年前）と新富士系マグマ（18,000 年前以降）が識別た（宮地，1988; 山元・他，2005）．湯船第 2 スコリア噴できるとされ，両者の化学組成の違いは源岩となったマ

出後は近年に至るまで，南東〜南斜面と北西斜面を中心

ントルの化学組成の違いにあると考えられている（富に多数の側火山が活動し，これらから小〜大規模なテフ

樫・他，1991，1997; 高橋・他，1991, 2003; 富樫・高橋，

ラや溶岩流が噴出した（宮地，1988）．この中で特に大き2007）．一方，安田・他 (2004) は，このような微量元素

いものが，西暦 864-866 年に北西山麓で起きた貞観噴火

組成の違いの多くは結晶分化作用とマグマ混合の繰返しで，この際，長尾山付近から青木ヶ原溶岩が噴出した（宮で説明できる得ることを指摘した．また，安田・他 (2008)

地，1988）．西暦 1707 年には，富士山の最後の噴火であは，上柴怒田 (Fig. 2b) での掘削により，古富士〜新富士

る宝永噴火が発生し，プリニ─式噴煙柱から軽石・スコの中頃のスコリア層から連続的に採取した試料の解析かリアが遠方にまでもたらされた (Tsuya, 1955)．
2-2

噴出物の岩石学的特徴とこれまでの研究

かみしば んたら，SiO2 の 増 加 に 応 じ て K2 O が 増 加 す る（あ る い は
MgO の低下に応じて TiO2が増加する）トレンドが，ス

富士山の噴出物には，斑晶鉱物として，カンラン石，

テップワイズに，時代が若くなるにつれて急になる傾向

普通輝石，紫蘇輝石，斜長石，磁鉄鉱が見られ，マフィッを見出し，これをマグマの含水量と圧力変化に伴う磁鉄ク鉱物組合せとして，“カンラン石”，“カンラン石+普通鉱の結晶分別プロセスと結び付けて説明した．

輝石”，“カンラン石+普通輝石+紫蘇輝石” といった玄宝永（佐藤・他，1999; Yoshimoto et al., 2004; 藤井，2007）

武岩が大半を占める．全岩化学組成は FeO*/MgO 比のや貞観（佐藤・他，1999），湯船第 2 (Suzuki and Fujii, 2010)

富士火山，太郎坊に露出する新期スコリア層の全岩化学組成45等，良く知られた噴火については，噴火推移やメカニズ分析に際して，全ての分析用スコリアを超音波洗浄しム等に関する詳しい研究がなされている．例えば宝永噴た後，表面部分を砕いて除去し内部のみを試料とした．

出物─基底部に SiO2量が 70 wt% 程度のデイサイト軽石

薄い層のスコリア粒子の中には表面に黄褐色の土壌由来を伴う─の成因については，浅部に存在した低密度のデと思われる微粒子が付着しているものも存在するが，内イサイトマグマ溜りの下底に，深部から上昇した玄武岩部は新鮮である．鏡下の観察においても内部に変質したマグマが蓄積し，その熱でデイサイトマグマが発泡する部分は認められなかった．

ことによって噴火が始まり，続いてデイサイトの放出で

全岩化学組成の分析は，東京大学地震研究所の PAN-

急減圧された玄武岩が発泡し，大量のスコリア放出へと

alytical PW-2400 蛍光 X 線分析装置を用い，5：1 ガラス

至ったとするモデルが出されている（藤井，2007）（以下

ビード法により行った．試料の調整，分析方法の詳細，ではこのタイプを “宝永型噴火” と記す）．これらの噴誤差については，Kaneko et al. (2005) に記述されている．

出物の 87 Sr/86 Sr は 0.703394〜0.703504 と全体として低く狭い範囲を取る富士山の組成範囲に収まることから，

4．結一連の分化物であると推定されている（永井・他，2004;

今回の新期スコリア層の分析結果を Table 1 に示す．

Watanabe et al., 2006）．なお，藤井 (2007)，Kaneko et al.

これらの分析値は，K2O，TiO2量が近隣の火山─伊豆大(2010) 等によるマグマ供給系のモデルについては前述し島や三宅島等─と比べ高い上にばらつきが大きく，高いた通りである．

FeO*/MgO を示す．このような点は，これまで指摘され果ている富士山噴出物の特徴（藤井，2007）と同様である．
3．試料の記載と分析方法

4-1

我々は，富士山東斜面中腹にある太郎坊において，新新期の噴出物の特徴をより詳しく知るために，古期の古期と新期スコリア層の全岩化学組成の比較

期スコリア層の系統的試料採取を行った (Fig. 2b)．太郎

噴出物との比較を行った．古期の噴出物として，“富士坊の第一駐車場の南に深さ約 10 m の小渓谷があり，このグランドキャニオン” (Fig. 2b) から採取した 3〜1 万年

谷壁に新期のスコリア層が露出している (Fig. 2d)．この場前と推定される古期後半の降下スコリア層（金子・他，

所は新期の主要降下スコリア層を含むことから，その最2004; Kaneko et al., 2010）を用いた．これらの噴出物はも重要な模式地とされている（上杉・大下，2003）．ここ

太郎坊のスコリア層同様，“山頂─宝永火口近傍域” からには，最上位の宝永スコリア層から最下位の約 10,000 年の噴出物と考えられる．また，分析方法・装置は両者で前の三島溶岩の間に，“山頂─宝永火口近傍域” から噴出

共通しているため，分析の違いによる系統的誤差は最小

した降下スコリアが，御殿場岩屑なだれ堆積物等を挟み限に抑えられる．Fig. 4 に SiO2とその他の主要成分の変つつ堆積している (Fig. 2c)．なお，本露頭については宮化図を，Fig. 5 に古期後半から宝永噴火までの SiO2の時

地 (1988)，Miyaji (1992)，上杉・大下 (2003)，山元・他

系列変化を示す．

(2011) により詳しい記載がなされている．
分析に供した試料のうち FTA2020-FTA2140 は北側の古期後半と新期のスコリア層の化学組成にはいくつかの系統的な違いが認められる (Fig. 4)．その 1 つが，SiO2右側）から，FTA2150-FTA2180 は南側の量 の 違 い で あ る．新 期 ス コ リ ア 層 の SiO2 量 は，50. 7

谷壁から採取した．試料採取を行った 2004 年当時，露wt%〜52.7 wt%（100 % 再計算値．Fig. 2c の試料のみ使頭下部が埋積されていたため，R-II，R-I の降下スコリア

用），古期後半は 48.3 wt%〜51.9 wt% の範囲にあり，新期谷壁（Fig. 2d層等は採取できなかった（2013 年現在，埋積の更なる進の方が全体として 1.5 wt% 程高くなっている．さらに古行と植生の拡大により露頭観察はより困難となっていい時代を含む上紫怒田の古期の掘削試料（安田・他，
2008）る）．なお，FTA2140 は火砕流 (S15ʼ) の本質岩片であり，と比べても同様の傾向があり，新期のほとんど全ての分

宝永スコリアは既存の別露頭の試料 (F198) を利用した．

析値は，上柴怒田の平均値（Fig. 5 下の “◆”）より SiO2

更に比較のため，太郎坊の試料に加え収蔵試料から，同に富む側にプロットされている．古期，新期にそれぞれ時代に同様の地域から噴出した大沢火砕流 SYP 2 層

無斑晶質に近い噴出物（斑晶量が 3〜4 % 以下）が存在し，(Yamamoto et al., 2005) の本質岩片，“富士グランドキャ

それらを Fig. 4 に灰色の丸で囲んで示したが，同時期のニオン” 露頭の最上位付近にある S-24-1 スコリア層（上他の噴出物とは系統的な差は見られない．このことか

杉・大下，2003），宝永火口の南東から流出した小天狗溶ら，ここに見られる組成の違いは斑晶量ではなく，マグ岩 (Asg)（津屋，1968; 高田・小林，2007）の分析を行っ

マ組成の違いを反映していると考えられる．Fig. 4 とた．本研究で分析を行った各試料の詳細は Appendix にFig. 5 には，太郎坊の試料に加え，同時代に同様の地域

記されている．

から噴出した安山岩質組成をもつ噴出物である大沢火砕

46

金子隆之・安田敦・嶋野岳人・吉本充宏・藤井敏嗣

Fig. 4. Variation diagrams of whole rock major oxides. Hatched area labeled “NW foot” indicates the compositional rangeof the scoria layers of the Younger Stage erupted at the northwestern foot of the volcano. Solid squires with a verticaldash show andesitic samples of the same age distributing outside of Taro-bo (see Table 1). Aphyric scoria: total
phenocryst content ?3-4vol%.

流 SYP 2 層の本質岩片，“富士グランドキャニオン” 露

期はそれぞれ別のトレンドを形成し，新期は同じ K2 O

頭の最上位付近にある S-24-1 スコリア層，宝永火口のに対して TiO2量が低くなっている．TiO2-MgO でも，両南東から流出した小天狗溶岩 (Asg) も併せて示した（四者は別々の領域にプロットされ，同じ MgO 量に対して

角に縦線を付したシンボル）．これらは各組成変化図上

新期の TiO2 量は系統的に低い．同様に TiO2 -SiO2 図でで，太郎坊の新期スコリアと同じ領域あるいはそのトレも，詳しく見ると同じ SiO2量（~51 wt% 付近）に対し，新ンドの延長上にプロットされる．

期の方が若干 TiO2量が低くなっている．ただし，古期のSiO2に対する各元素の組成変化を見ると，古期後半と初めから中葉にかけて TiO2が低い時期があり（安田・他，

新期は一続きのトレンドをなしているようにも見える2008），古期全般が高い TiO2で特徴付けられるというこ

が，TiO2-K2O，TiO2-MgO の組成変化図上では系統的なとではない．

違いが認められる．すなわち，TiO2-K2O では，古期，新次に，SiO2量の時系列変化について見る (Fig. 5)．古期

富士火山，太郎坊に露出する新期スコリア層の全岩化学組成47

Table 1 Composition of whole rock samples and melt-inclusion of the Younger stage of Fuji. FTT: Futatsutsuka
scoria, Yu-2: Yufune-daini scoria, Zu: Zunasawa scoria and Yu-1: Yufune-daiichi scoria.

は 51 wt% を下回るものが多く，この中〜上位では 51 wt%

マグマが時折噴出している．古期においては，安山岩質を超えるものが散発的に認められるようになる．一見，マグマの存在はメルト包有物としてのみ見られ，“富士古期の SiO2量は緩やかな増加傾向を示すように見える．

グランドキャニオン”，上柴怒田の掘削試料を含めた古

しかし，上紫怒田の分析結果（安田・他，2008）を参照

期降下堆積物の連続層の中にも安山岩質噴出物は見つすると，古期を通じて長期的な変動はあるが，SiO2が一かっていない．また，この中に宝永スコリア層の様に，様に増加する傾向がある訳ではない．古期後半以降の時最下位にデイサイト軽石等を伴うタイプの堆積物も見出

系列変化を通して見ると，SiO2量の上限値は新期に入っされていない．古期前半の泥流堆積物中に，いくつかのた後，当初は古期と同等かやや高いレベル (FTA2180 (S-

安山岩組成の岩石が含まれている（高橋・他，2003）が，10)，FTA2170 (S-11)) にあるが，3,000 年前頃に FTA2160

降下堆積物の状況を考慮すると，それらは最近存在が明(S-12)，FTA2120 (S-16-2) (SiO2>52.5 wt%) が噴出する等

らかになった先小御岳 (Yoshimoto et al., 2010) あるいは最大となり，一部は玄武岩質安山岩の領域に達する．安

小御岳の山体の一部が崩壊に伴って一緒に取り込まれた

山岩質の本質岩片を含む大沢火砕流の SYP 2，最下部にものと考えることもできる．このように，古期 / 新期境

デイサイト質軽石を伴う砂沢スコリア等の発生も 3,000界すなわち富士黒土層形成期 (FB) 付近を境に，SiO2に年前付近であり，全岩化学組成の SiO2量の増加と同期し富むマグマの出現様式が，メルト包有物のみから全岩化ているように見える．この後，上位に向かってほぼ一様

学組成に及ぶものへと変化・拡大したと考えられる（Fig.

に SiO2量が低下するが，最後の宝永噴火で再びやや高く

5. “山頂─宝永火口近傍域” 以外からの噴出物についてなる．ただし，S-24-1，小天狗溶岩 (Asg) はこの傾向か

は，5-5 節参照）．

ら外れている．
4-2

本論は，富士山の活動を富士黒土層を境に古期と新期

富士黒土層形成期 (FB) 付近を境とする SiO2 にに分ける町田 (1964) の区分に従ったが，上記のように富むマグマの出現形態の変化─メルト包有物か“山頂─宝永火口近傍域” 起源の噴出物の化学組成にも

ら全岩組成へ

この時期を境に変化が見られることがわかった．富士黒上記のように現れ方は様々であるものの，新期に入っ土層の形成期は活動度のみならずマグマ組成の上でも大て全岩組成として安山岩〜デイサイト質の SiO2 に富む

きな境界となっており，富士山の形成史を考える上で重48

金子隆之・安田敦・嶋野岳人・吉本充宏・藤井敏嗣
質火砕流 / 溶岩流の発生も 3,000 年前以降であり，全岩
SiO2量の高い時期と重なっている．
(4) 富士黒土層形成期 (FB) 付近を境に，SiO2に富むマ
グマの出現様式が，メルト包有物のみから全岩化学組成に及ぶものへと変化・拡大した．
(5) TiO2-K2O，TiO2-MgO，TiO2-SiO2の組成変化図上で，古期後半と新期はそれぞれ別の領域にプロットされ，同じ K2O，MgO，SiO2量に対し新期の方が TiO2量が若干低くなっている．
(6) 富士黒土層形成期は，活動の停滞期のみならずマ
グマ組成の上でも大きな境界となっており，富士山の活動史における重要な節目と考えられる．
これまでに本研究の分析で明らかになった上記の点を，まず我々が従来から研究を進めてきた富士山のマグ
マ供給系モデル (Fig. 1)（藤井，2007; Kaneko et al．，2010）と比較し，どのように説明できるか，あるいはどのような不都合があるかを検討する．
5-1“深部玄武岩─浅部安山岩マグマ溜りモデル” におけるマグマの分化と混合

これまで本論および様々な研究によって報告されていFig. 5. SiO2 values of scoria layers in ascending stratigraphic order and those of melt-inclusion of the Older
stage, adopted from Kaneko et al. (2010). The numberson the vertical axis indicate sample name. Solid squires
with a vertical dash show andesitic samples of thesame age distributing outside of Taro-bo (see Table 1).
Aphyric scoria: total phenocryst content < 3-4vol%.

るように，富士山の噴出物は活動期間を通じて若干の差はあるものの，基本的特徴は共通している．このためマグマ供給系の基本的構成に時代ごとで大きな違いがあるとは考え難い．また，浅部安山岩質マグマ溜りの存在は古期噴出物の解析結果に基づいてはいるが，湯船第 2 ス
コリア層のカンラン石斑晶中に安山岩質メルト包有物が含まれている（藤井，2008）等，新期においても，浅部
安山岩質マグマ溜りの存在示す証拠がある．このような要な意味をもつと考えられる．

ことから，富士山のマグマ供給系は深部玄武岩主マグマ
溜りと浅部安山岩質マグマ溜りから構成されるとするモ

5．考察：全岩化学組成変化の要因─新期のマグマ供給系における変化
本研究で行った太郎坊に露出する新期噴出物の全岩化
学組成分析により，以下の点が明らかになった．

デル (Kaneko et al., 2010) を基に，考察を進めることに不都合はない．
Fig. 1 に示したモデルに従って，まず古期について結晶分化と混合によってマグマ組成がどのように変化する(1) 新期の “山頂─宝永火口近傍域” 起源のスコリアかを確認する．模式的な組成変化図を Fig. 6（上）に示層は，古期の同所からのスコリア層と同様に分化した玄す．深部の主マグマ溜りから供給される玄武岩マグマを

武岩で，K2O，TiO2の含有量が高くそのばらつきが大きB で示す（P は初生マグマ）．B の組成は，深部の主マグいという富士山特有の化学組成の特徴をもつ．また，斑マ溜り内での輝石，斜長石を主体とする高圧での結晶作

晶鉱物組合せも両期で違いは見られない．

用により，K2O，TiO2が増加するが SiO2はほとんど増加(2) “山頂─宝永火口近傍域” からの古期と新期噴出物

しない．A1 は，浅部の安山岩質マグマ溜り内のマグマの全岩化学組成を詳しく比較すると，系統的な違いがあで，前の噴火のマグマが，浅部マグマ溜りに残され，低り，新期は古期に比べ約 1.5 wt% 程度 SiO2が高い．

圧下で分化が進み安山岩となったものである．次の噴火(3) SiO2 の 時 系 列 変 化 を 見 る と，古 期 の 間 大 半 がに先行して，深部から玄武岩マグマ (B) が上昇し，A1と50〜51 wt% の玄武岩の組成範囲にあるが，新期に入った

混合し，M1の混合マグマが生成される．A1に対して，B

後 3,000 年前頃に急増し，一部は玄武岩質安山岩の領域の割合が多いため M1は玄武岩となる．M1は噴火によりに達し，その後やや低下する．宝永型噴火および安山岩

地表に噴出すると共に，一部は地下に残存し浅部安山岩

富士火山，太郎坊に露出する新期スコリア層の全岩化学組成

49

る．すなわち，A2で示されるようなより分化したマグマが浅部安山岩質マグマ溜り内に存在すれば，B の玄武岩との混合により，新期のやや SiO2に富むマグマ (M2) が生成すると考えられる（Fig. 6 下）．この際，浅部マグマ
溜りのマグマが A1 と同じ組成でも，この混合比が高ければ高 SiO2となるが，TiO2-K2O の組成変化図 (Fig. 4) で同じ K2O 量に対し古期・新期の TiO2量が系統的に異なることを説明することはできない．実際，予察的な分析で，砂沢スコリアの斜方輝石斑晶中に含まれるメルト包
有物には，100 % 換算値で SiO2 が 64.4 wt% と高い SiO2量をもつ試料が見つかっている（Fig. 5 右上，Table 1 最下段 “ZNS-9.glass MI-2-3”，オーバーグロウスは未補正）．
上記の際，分化程度が上がることで磁鉄鉱等の晶出が進むため，A1に比べ，A2マグマの方が全体的に TiO2量が低くなっていると推定され，これが TiO2-K2O 図上の古期と新期の TiO2 量の系統的違いを生じる原因となったとも考えることができる．先のメルト包有物試料でも，TiO2が 0.6 wt%，K2O が 1.2 wt%（100 % 換算値）と，低TiO2 高 K2 O となっている．ただし，富士の活動期間全般について見ると，TiO2量は，古期の間でもマグマの含水量の変動により違いが生じていたと推定されており（安田・他，2008），浅部マグマ溜りの分化のみに変動要Fig. 6. Schematic TiO2 -SiO2 variation diagram illustrating compositional difference between products of theOlder and Younger stages based on the magma plumbing system proposed by Fujii (2007) and Kaneko et al.
(2010). See text for “A1”, “A2”, “P”, “B”, “M1” and“M2”.

因があるとは限らず，深部マグマ溜りの組成 (B) の変動
を含め今後のより詳しい検討が必要とされる．
5-3

浅部安山岩質マグマ溜りの分化と噴出率の長期的変動

浅部安山岩質マグマ溜り内のマグマが，新期になってやや SiO2に富む組成 (A2) となったとの推定が正しいと仮定した場合，どのような原因が考えられるだろうか？

質マグマ溜りに集積する．浅部マグマ溜りの M1は，時以下の可能性を検討してみる．① 新期では噴出率が間の経過と共に冷却し，低圧の結晶作用によりカンラン

相対的に低下したため，深部マグマ溜りからの玄武岩マ石，輝石，斜長石，磁鉄鉱が晶出し，MgO が低下，SiO2，

グマの上昇の時間間隔が長くなり，結果的に恒常的に浅K2O が増加し，分化したマグマである A1（玄武岩〜安山

部安山岩質マグマ溜りの分化が進むことになり，より岩〜デイサイト）となる．噴火活動と連動して，このよ

SiO2に富む組成となった．② 富士黒土層の堆積時期に，

うなプロセスが繰り返される．ここで，M1 は各層の全深部の主マグマ溜りから浅部へ上昇する玄武岩マグマが岩化学組成，A1 はメルト包有物の中で最も SiO2 に富む

大幅に減少したため，この間を通じて浅部マグマ溜りにもの（もしくはそのさらなる分化物）に対応している．

取り残されたマグマの分化が進んだ．

古期噴出物の分析結果 (Kaneko et al., 2010) を見ると，当Fig. 3b に各種のデータを整理し推定した富士山の噴然のことながら，メルト包有物は全岩組成に比べ SiO2，

出率の変化を示す．古期の噴出率については良く判って

K2O に富み，MgO に乏しくなっており，図の関係は実際いないが，古期末の大量の溶岩流噴出期（Fig. 3a 新富士にも認められる．

の “O”，旧期（津屋，1968））を最後に急激に活動レベル

5-2

全岩化学組成の変化と浅部安山岩質マグマ溜りが低下し，この後 4,000〜5,000 年間に渡って富士黒土層の分化が形成される低調な活動ステージ（0.1 km3 (DRE)/1,000

古期噴出物に比べ新期噴出物が系統的に高い SiO2 量年）（宮地，2007）となった．5,600 年前から新期の活動がをもつ原因として，新期では，浅部マグマ溜りの分化が始まり，再び活動が活発化し，平均噴出率 1.7 km3 (DRE)

進みより SiO2 に富む組成になっていることが考えられ/1,000 年の活動が続いている．

50

金子隆之・安田敦・嶋野岳人・吉本充宏・藤井敏嗣① の可能性について見る．古期の噴出率が不明なた考えられる．上記解釈に立てば，“山頂─宝永火口近傍

め，富士山の体積を 500 km3（小屋口，1997）とし，これ域” から噴火が発生した場合は，再び宝永噴火や大沢火が 9 万年間で噴出したとすると 3.9 km3 (DRE)/1,000 年

砕流を生じたようなプリニー式あるいはそれに類した噴となる．ただし，この総体積の中には新期および小御岳

火となる可能性もある．

等の基盤が含まれていると考えられる．富士山の標高が5-5

3,776 m，小御岳が 2,306 m であり，仮に標高 500 m の同

これまで議論して来た全岩化学組成の特徴は “山頂─

“山頂─宝永火口近傍域” 以外からの噴出物

底面積領域上にこれらが順に円錐状に成長したとする

宝永火口近傍域” からの噴出物についてのものである．

と，総体積の 45 % が正味の富士山（古期・新期）の噴出

富士山では，この他広範囲に分布する山腹の割れ目火口物と試算される．この結果，古期の噴出率は 1.7 km3からも噴火が起きている．噴火様式については，新期中(DRE)/1,000 年と見積られ，現在と同程度だったことに

葉以降，山頂域からはプリニー式の大きな噴火が頻発しなる．富士山の基盤構造がここで仮定した通りとは限らたが，山麓の側噴火ではストロンボリ式〜準プリニー式

ず，これより噴出率が高くなる可能性もあるが，今のと噴火が主体をなしていた（宮地，1988）等の違いがある．

ころ他に①の可能性を積極的に支持する試算は得られて山麓での側噴火の例として，北西山麓の新期スコリア

いない．また，3,000 年前頃には砂沢スコリア (Zu, FTA

層の化学組成（石塚・他，2007）について見る．Fig. 4（網2150) や大沢火砕流の SYP 2 等安山岩〜デイサイトを伴掛けの範囲）に示すように，北西山麓からの噴出物は，

う噴出物が多く，全岩組成の SiO2も増えている (Fig. 5)“山頂─宝永火口近傍域” とは異なる領域にプロットさが，① ではなぜ 3,000 年前が SiO2 量のピークとなるのれ，SiO2量も玄武岩の範囲に収まっている等の違いが見か，といった新たに説明を要する点も生じる．

られる．なお，北西山麓の試料は，噴出年代による違い“②” については，噴出率については富士黒土層というを避けるために，本論の太郎坊分析試料と同時代のもの

明瞭な低噴出率ステージが存在する．また，新期の初めのみを使用した（約 3,500 年前とされる鹿の頭スコリア

程 SiO2量に富む傾向があること (Fig. 5) とも符合してい丘より上位，石塚・他 (2007)）．

しかのかしらるように見える．これらの点から，現段階ではこちらの北西山麓の側火口からの新期噴出物が SiO2 の増加を可能性を有力と見る．ただし，3,000 年前付近の噴出物

示さない原因として，これらの噴出物は “山頂─宝永火にも，一例ではあるが SiO2 に富む傾向を示さないもの

口近傍域” からの噴出物とはマグマ供給系の一部に違い（湯船第 1 スコリアの “S-11” 層）があること，SiO2に富がある可能性もある．例えば，深部の主マグマ溜りの玄

むマグマの影響が 3,000 年前以後減ずると期待されるが

武岩マグマが，浅部にマグマ溜りをつくることなく，噴新期末にデイサイトを伴う宝永噴火が生じていること出しているのかもしれない．北西山麓からの噴火は側噴等，単純に説明できない点もある．今後，鍵となる古期

火であり，マグマは新たに地殻岩体を破壊しつつ平板状の噴出率の正確な見積りや場合によっては ① と ② の折に貫入して岩脈を形成すると思われ，この場合，たとえ衷等の可能性も含め検討を重ねる必要がある．

マグマが貫入路に残されたとしても比較的短時間で冷却

5-4

浅部安山岩質マグマ溜りの分化と “宝永型噴火”

固結してしまう可能性がある．

富士山では，浅部安山岩質マグマ溜りの分化程度が，新期における SiO2の微増，砂沢スコリアと宝永スコリ

噴火様式に大きな影響を与えている可能性がある．例えアの 2 度の “宝永型噴火” が発生したのは “山頂─宝永ば，宝永噴火最初期に噴出した SiO2量 70 wt% のデイサ

火口近傍域” であり，今のところ他所では見つかっていイトは，この浅部安山岩質マグマ溜りの分化が極端に進ない．この地域は山体の中心よりやや南東側に偏っていんだ例と解釈することもできる（藤井，2007）．さらに，る．これは，浅部の安山岩質マグマ溜りはやや南東側に

安井・他 (1998) により報告されているような深成岩体

偏って分布していることを示しているのかもしれない．

も，玄武岩マグマの供給が長期間途絶えたことにより固

具体的に山体のどの範囲までこの影響が及んでいるのか結した “浅部マグマ溜りの名残” である可能性もある．

については，今後，斜面や山麓の側火山を含め広範な領

このような件に関連し，浅部マグマ溜りも一つとは限ら域から試料採取を行い検討することが必要である．加えず─とくに新期─，様々な分化程度のものが複数同時にて，地球物理学的観測から浅部マグマ溜りの存在やその存在していることも考えられる (Fig. 1)．

位置を確認することも重要な課題となろう．

新期で，全岩組成の SiO2量が全体的にやや高くなっていることと，“宝永型噴火” が発生していることは，浅部

6．ま

と

め

マグマ溜りのマグマの分化が進み，古期に比べ全体とし富士山は，玄武岩の噴出で特徴づけられる火山であるて SiO2 に富む組成範囲にあることが根底にある原因とが，ここ数千年以降，宝永スコリアを始め，砂沢スコリ

富士火山，太郎坊に露出する新期スコリア層の全岩化学組成

51

ア，大沢火砕流等，稀に SiO2に富む噴出物を発生するよ謝うになっている．これは，富士山のマグマ供給系に，何岩石試料の分析および調整では，東京大学地震研究所

辞らかの変化が起き始めている可能性を示唆する．このよの外西奈津美氏，高木菜都子氏，中田節也氏にお世話にうな点を明らかにするために，“山頂─宝永火口近傍域”なった．試料採取の際，元都留文科大学の上杉陽氏にはから噴出した新期スコリア層の全岩化学組成の分析とそ

貴重なご助言を頂いた．査読を担当された産業技術総合

れを基にした検討を行った．

研究所の石塚吉浩氏および匿名査読者の方には本稿を改

この結果，これらのスコリア層は，古期の同地域から善する上で貴重なご意見を頂いた．以上の方々に記してのスコリア層と同様に分化した玄武岩で，K2O，TiO2の感謝申し上げます．本研究は，東京大学地震研究所共同

含有量が高いという富士山特有の特徴をもつことがわ

研究プログラムの援助を受けた．

かった．ただし，詳しく見ると古期後半の噴出物に比べて，新期の噴出物は全岩化学組成の SiO2 が系統的に1.5 wt% 程度高いといった違いがあることが明らかになった．
この違いは，富士山のマグマ供給系が深部の玄武岩質
主マグマ溜りと浅部の安山岩質小マグマ溜りから構成されているというモデルに則して考えると，新期で，浅部マグマ溜り内マグマの分化が進みより高 SiO2 になっているため，玄武岩マグマと混合した際，混合物である噴出物マグマはその分 SiO2 に富む組成となると解釈することができる．この原因は不明であるが，富士黒土層の堆積時期に，深部の主マグマ溜りから浅部へ上昇する玄武岩マグマが大幅に減少したため，この間を通じて浅部
マグマ溜りに取り残されたマグマの分化が進んだ等の可能性が考えられる．宝永噴火の最初期に伴われているデイサイトは，この浅部安山岩質マグマ溜りのマグマの分化がより進んだものと解釈することができる．一方北西
山麓の側火口からの新期噴出物は，SiO2量の増加は見られず玄武岩の範囲に収まっている．このようなマグマは深部マグマ溜りから，浅部マグマ溜りを介することなく噴出しているのかもしれない．
本論で提示したモデルは，新期富士になって現れ始めたマグマ組成の変化や特異な噴出物の発生を，統一的に説明しようとする試みの 1 つである．今後，斑晶鉱物やメルト包有物の組成等，より詳しい分析を進め，その妥
当性を様々な角度から検証し，観察事実をより合理的に説明できるモデルの構築へと繋げて行くことが重要である．

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Inference from drilling into the subaerial oldest volcano,pre-Komitake. Island Arc, 19, 470-488.
（編集担当

Appendix山下茂）

分析を行った試料の記載分析した試料番号の後の括弧内に，上杉・大下 (2003)，
宮地 (1988)，町田 (1964) 等で用いられている地層記号を記す．ここで，谷壁上面とは採取地点最上部上の地表面を指す（採取地点は南北両面に分かれかつ必ずしも鉛直方向に配列していないため，谷壁上面と採取地点の距
離は柱状図に示した層厚とは一致しない）．なお，最後の 3 試料は太郎坊外の露頭に産する．各記載の末尾の括
弧内に岩石名とモード組成 (ol: olivine, cpx: clinopyroxene,

富士火山，太郎坊に露出する新期スコリア層の全岩化学組成

53

pl: plagioclase, mt: magnetite, gm: groundmass, trace

で，粒径は 14〜15 mm 程度が多い．斑晶としてカンラ?0.1 vol%) を示す．モード組成の測定に当っては，複数

ン石，少量の単斜輝石，斜長石，磁鉄鉱を含む玄武岩の粒子 (10〜20 mm) を使い各試料 1000 ポイントの計測で，ガラス質の石基をもつ．(cpx-bg. olivine basalt [ol:を行い，得られた値から気泡部分を除いて 100 % に再計

1.5 %, cpx: trace, pl: 11.6 %, mt: 0.4 %, gm: 86.5 %])算した．

[FTA2080 (S-21) ]: 採取地点は北側谷壁上面より約 390[FTA2020 (S-24-4, FTT) ]: 採取地点は北側谷壁上面よcm 下．試料は湯船第 2 スコリア層の直下の厚さ数 cm

り約 230 cm 下．試料は厚さ約 70 cm の二ッ塚スコリ

前後のスコリア層から採取した．良く発泡した黒色のア層の中位より採取した．良く発泡した黒色のスコリ

スコリアで，粒径は 12〜13 mm 程度が多い．斑晶としアで，粒径は 10 mm 前後が多い．斑晶としてカンランてカンラン石，斜長石を含む玄武岩で，ガラス質の石石，斜長石，磁鉄鉱を含む玄武岩で，斜長石の微斑晶基をもつ．(olivine basalt [ol: 3.8 %, pl: 21.0 %, gm: 75.2を多く含む．(olivine basalt [ol: 3.4 %, pl: 30.3 %, mt: 1.5%, gm: 64.9 %])[FTA2030 (S-24-3-4) ]: 採取地点は北側谷壁上面より約%])[FTA2090 (S-19) ]: 採取地点は北側谷壁上面より約 400
cm 下．試料は FTA2080 の下位の薄いスコリア層から280 cm 下．試料は二ッ塚スコリア層の下位にある 4採取した．良く発泡した黒色のスコリアで，粒径は層のテフラ層の内，最上位の厚さ約 10 cm のスコリア

7〜8 mm 程度が多い．斑晶としてカンラン石，斜長石層より採取した．良く発泡した黒色のスコリアで，粒を含む玄武岩で，ガラス質の石基をもつ．(olivine basalt

径は 12〜13 mm 程度が多い．斑晶としてカンラン石，
少量の単斜輝石，斜長石を含む玄武岩で，ガラス質の[ol: 3.4 %, pl: 13.1 %, gm: 83.5 %])[FTA2100 (S-18) ]: 採取地点は北側谷壁上面より約 420石基をもつ．(cpx-olivine basalt [ol: 4.2 %, cpx: 0.4 %, pl:cm 下．試料は厚さ約 50 cm の厚いスコリア層の中位15.2 %, gm: 80.3 %])より採取した．中程度に発泡した黒色のスコリアで，[FTA2040 (S-24-3-3) ]: 採取地点は北側谷壁上面より約

粒径は 15〜20 mm 程度が多い．斑晶として少量のカ

290 cm 下．試料は二ッ塚スコリア層の下位にある 4ンラン石，単斜輝石，斜長石，少量の磁鉄鉱を含む玄層のテフラ層の内，上から 2 層目の厚さ約 7 cm のス

武岩で，斜長石の微斑晶を多く含む．(olivine-bg. cpx

コリア層より採取した．良く発泡した黒色のスコリア

basalt [ol: trace, cpx: 1.5 %, pl: 12.4 %, mt: trace, gm: 86.1で，粒径は 12〜13 mm 程度が多い．斑晶としてカンラ%])ン石，斜長石，磁鉄鉱を含む玄武岩で，ガラス質の石[FTA2110 (S-17-2) ]: 採取地点は北側谷壁上面より約基をもつ．(olivine basalt [ol: 1.9 %, pl: 16.0 %, mt: 0.6 %,480 cm 下．試料は FTA2100 の下位の厚さ約 8 cm のス

gm: 81.5 %])コリア層より採取した．良く発泡した黒色のスコリア[FTA2050 (S-24-3-2) ]: 採取地点は北側谷壁上面より約で，粒径は 10 mm 前後が多い．斑晶としてカンラン

300 cm 下．試料は二ッ塚スコリア層の下位にある 4石，斜長石，磁鉄鉱を含む玄武岩で，ガラス質の石基層のテフラ層の内，上から 3 層目の厚さ約 15 cm のスをもつ．(olivine basalt [ol: 5.3 %, pl: 12.0 %, mt: 0.4 %,コリア層より試料を採取した．やや発泡した黒色のス

gm: 82.3 %])コリアで，粒径は 10 mm 前後が多い．斑晶としてカン[FTA2120 (S-16-2) ]: 採取地点は北側谷壁上面より約

ラン石，斜長石，磁鉄鉱を含む玄武岩で，ガラス質の500 cm 下．試料は FTA2110 の下位の厚さ約 10 cm の石基をもつ．(olivine basalt [ol: 3.0 %, pl: 17.0 %, mt: 0.3

スコリア層より採取した．良く発泡した黒色のスコリ%, gm: 79.7 %])アで，粒径は 15 mm 前後が多い．斑晶としてカンラン[FTA2060 (S-24-3-1) ]: 採取地点は北側谷壁上面より約
320 cm 下．試料は二ッ塚スコリア層の下位にある 4層のテフラ層の内，最下位の厚さ約 10 cm のスコリア石，斜長石を含む玄武岩で，ガラス質の石基をもつ．
(olivine basalt [ol: 1.4 %, pl: 18.0 %, gm: 80.6 %])[FTA2130 (S-16-1) ]: 採取地点は北側谷壁上面より約層より採取した．良く発泡した黒色のスコリアで，粒520 cm 下．試料は FTA2120 の下位の厚さ約 10 cm の径は 7〜8 mm 程度が多い．斑晶としてカンラン石，斜スコリア層より採取した．良く発泡した黒色のスコリ

長石を含む玄武岩で，ガラス質の石基をもつ．(olivine

アで，粒径は 15〜18 mm 程度が多い．斑晶としてカン

basalt [ol: 1.8 %, pl: 10.1 %,gm: 88.1 %])

ラン石，斜長石，磁鉄鉱を含む玄武岩で，ガラス質の[FTA2070 (S-22, Yu-2) ]: 採取地点は北側谷壁上面より
約 360 cm 下．試料は厚さ約 60 cm の湯船第 2 スコリア層の中位から採取した．良く発泡した黒色のスコリア石基をもつ．(olivine basalt [ol: 2.1 %, pl: 9.8 %, mt:
0.7 %, gm: 87.5 %])[FTA2140 (S-15ʼ) ]: 採取地点は北側谷壁上面より約 550

54

金子隆之・安田敦・嶋野岳人・吉本充宏・藤井敏嗣

cm 下．御殿場なだれ堆積物上位の火砕流の本質岩片

mm 程度が多い．斑晶としてカンラン石，少量の単斜を分析試料として採取した．やや発泡した黒色のスコ輝石，斜長石を含む玄武岩で，ガラス質の石基をもつ．

リアで，直径は 100 mm 前後が多い．斑晶として少量(cpx-bg. olivine basalt [ol: 0.6 %, cpx: trace, pl: 9.4 %, gm:のカンラン石，斜長石を含む玄武岩で，ガラス質の石
基 を も つ．斑 晶 量 は 5 % 程 度 と 少 な い．(olivine-bg.
basalt [ol: trace, pl: 5.3 %, gm: 94.7 %])[FTA2150 (S-13, Zu) ]: 採取地点は南側谷壁上面より約90.0 %])[F198 (S-25，Ho) ]: 宝永スコリア．採取地点は大日堂の西 250 m 地点．宝永スコリア堆積層の中位 (IV) から採取した．記載は Yoshimoto et al. (2004) を参照．

640 cm 下．砂沢スコリアの中位から採取した．わずかに発泡した黒色のスコリア．粒径は 15〜20 mm 程

太郎坊外の露頭に産するもの

度が多い．斑晶としてカンラン石，斜長石，磁鉄鉱を[F728/PF2 (SYP 2) ]: 富士山西側斜面にある大沢の標高

含 む 玄 武 岩．斜 長 石 の 微 斑 晶 を 多 く 含 む．(olivine

1,350 m 付近の谷壁より採取した大沢火砕流 SYP 2 層basalt [ol: 0.4 %, pl: 1.7 %, mt: 0.1 %, gm: 97.8 %])(Yamamoto et al., 2005) の本質岩片．黒色ガラス質で，[FTA2160 (S-12) ]: 採取地点は南側谷壁上面より約 740

周囲がやや発泡している．外見上は緻密に見えるが鏡cm 下．試料は砂沢スコリア層より 10 cm 下位にある

下では細かな気泡が多数認められる．斑晶としてカン

ややオレンジ色がかったスコリア層より採取した．中ラン石，少量の単斜輝石，斜長石を含む玄武岩質安山

程度に発泡した黒色のスコリアで，粒径は 8〜9 mm 程岩で，ガラス質の石基をもつ．(cpx-bg. olivine andesite

度が多い．斑晶としてカンラン石，斜長石，磁鉄鉱を含む玄武岩で，ガラス質の石基をもつ．(olivine basalt[ol: 0.9 %, pl: 11.5 %, mt: 0.6 %, gm: 87.0 %])[ol: 0.1 %, cpx: trace, pl: 11.2 %, gm: 88.7 %])[FGS-24-1 (S-24-1) ]: “富士グランドキャニオン” の東端の標高 1,400 m 付近にある露頭の最上位付近にある[FTA2170 (S-11, Yu-1) ]: 採取地点は南側谷壁上面より

S-24-1 スコリア層（上杉・大下，2003）から採取した．

約 790 cm 下．試料はカワゴ平軽石 (KwP) を挟在する

良く発泡した黒色のスコリアで，粒径は 10〜20 mm 程層の直上にある厚さ約 30 cm のスコリア層（Yu-1 の上度が多い．斑晶としてカンラン石，斜長石を含む玄武半層）
より採取した．やや発泡した黒色のスコリアで，岩質安山岩で，ガラス質の石基をもつ．(olivine andesite

粒径は 14〜16 mm 程度が多い．斑晶として少量のカ[ol: 0.3 %, pl: 20.6 %, gm: 79.1 %])ンラン石，斜長石を含む玄武岩で，ガラス質の石基を[HT551 (Asg) ]: 富士山南側斜面にある平塚より北北東

もつ．斑晶量は 3 % 程度と少ない．(olivine-bg. basalt

へ 1.5 km，標高 1,300 m 付近に露出する小天狗溶岩（津[ol: trace, pl: 3.2 %, gm: 96.8 %])屋，1968）（採取者：津屋弘逵）．黒灰色緻密な溶岩で[FTA2180 (S-10, Yu-1) ]: 採取地点は南側谷壁上面より

長径 1〜2 mm の細粒斜長石斑晶が目立つ．斑晶とし約 840 cm 下．試料はカワゴ平軽石 (KwP) を挟在するてカンラン石，斜長石，少量の磁鉄鉱を含む玄武岩質層の直下にあるスコリア層（Yu-1 の下半層）より採取

安山岩．(olivine andesite [ol: 1.2 %, pl: 23.2 %, mt: trace,

した．やや発泡した黒色のスコリアで，粒径は 15〜20

gm: 75.5 %])