火山 第 59 巻 ( 2014)
第 2 号 91-97 頁

寄 書

高原火山，富士山におけるマグマ混合機構：
苦鉄質包有物による検討
田 島 義 之＊・荒 川 洋 二＊＊・池 端

慶＊＊・金 井 啓 通＊（2013 年 10 月 24 日受付，2014 年 2 月 10 日受理）

Magma Mixing Mechanism of Fujiyama in Takahara Volcano, Northeast Japan:
Evidence from the Mafic Inclusions
Yoshiyuki TAJIMA＊, Yoji ARAKAWA＊＊, Kei IKEHATA＊＊ and Hiromichi KANAI＊The Takahara volcano is a Quaternary stratovolcano located on the volcanic front in the southern part of thenortheast Japan arc. Fujiyama is a dacitic lava dome in the northern part of the Takahara volcano, with dominant mafic
inclusions that are andesitic in composition. A few phenocrysts lie across the boundary between host dacites andinclusions. Plagioclase and orthopyroxene phenocrysts in the host rocks and inclusions, respectively, have wide
compositional variations; the whole-rock major and trace element compositions of these rocks yield linear datadistributions. These results indicate that mixing between felsic and mafic magma occurred during the formation of theFujiyama magma. The felsic end-member could be close in composition to the host dacite, whereas the mafic endmember is not similar to that of the eruptive products at the early stage of the Takahara volcano. It is suggested that themafic inclusions were composed of andesitic magma formed by mixing in the chamber and then mingling in the conduit
during ascent.
Key words : Takahara volcano, Fujiyama lava dome, mafic inclusion, magma mixing

ある．島弧火山の噴出物には，縞状軽石や苦鉄質包有物

1．は じ め に高原火山は栃木県北部，火山フロント上に位置する第などの不均質な岩石学的特徴が認められることが多い．

四紀火山である (Fig. 1)．本論の対象である富士山は，高それらが形成される重要な要因の 1 つとしてマグマ混合原火山北部に形成されたデイサイトからなる溶岩ドームが指摘されている（例えば，Eichelberger, 1980; Bacon, 1986;である．高原火山ではソレアイト・カルクアルカリ両系

Koyaguchi, 1986a）．富士山では苦鉄質包有物の存在が報列の活動が報告されている（池島・青木，1962）．これら

告され（池島・青木，1962），マグマ混合が示唆されるが，のマグマの成因は液相濃集元素の比が類似していることそれらの岩石学的な研究例はない．本論では，母岩のデから，それぞれ同様の初生マグマからの異なる結晶分化

イサイト及び苦鉄質包有物の岩石記載，鉱物及び全岩の作用で形成されたことが説明されている（井上・他，1994）．

化学組成の分析値をもとに，苦鉄質包有物の形成及びマこの研究の中で，富士山のデイサイトについても結晶分グマ供給系に関して考察を行った．

ふじやま化作用により形成されたことが考えられている．
苦鉄質包有物の岩石学的特徴，組成などの詳細を知る
ことは，マグマ供給系の進化過程を考察する上で重要で＊〒305-8577 茨城県つくば市天王台 1-1-1
筑波大学生命環境科学研究科
Graduate School of Life and Environmental Sciences, University of Tsukuba, Tennodai 1-1-1, Tsukuba 305-8577,
Japan＊＊〒305-8577 茨城県つくば市天王台 1-1-1

2．地質概説高原火山は地形的には北部の塩原火山体と南部の釈筑波大学生命環境系
Faculty of Life and Environmental Sciences, Universityof Tsukuba, Tennodai 1-1-1, Tsukuba 305-8577, Japan
Corresponding author: Yoshiyuki Tajima
e-mail: y_tajima@geol.tsukuba.ac.jp

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田島義之・荒川洋二・池端慶・金井啓通

Fig. 1. Locality and geological map of the Takahara volcano. The Fujiyama lava dome is located in thenorthern part of the Takahara volcano. The map is modified after Inoue et al. (1994).

迦ヶ岳火山体に大別される（伴・他，1992）．高原火山の在も噴気活動が確認できる．

形成史は井上・他 (1994) によって区分されている (Fig.
1)．1 期の噴出物は凝灰角礫岩と玄武岩質溶岩流であ3．岩石記載り，テフラ層序から約 50 万年前には活動を開始したと3-1

推定されている（井上・他，1994）．2 期には高原火山の斑晶は斜長石，石英，斜方輝石，普通角閃石，鉄チタ東〜南東に分布する大田原軽石流が噴出している．小ン酸化物からなり，普通輝石を伴うことがある．斜長石

池・他 (1985) は大田原軽石流の下位の戸祭ローム層中斑晶は最大径 3 mm で自形〜他形を示す．清澄なものがのテフラについて約 50 万年前というフィッショント

ほとんどであるが，汚濁帯をもつものもまれに含まれる．

デイサイト

ラック年代を報告している．ただしこれについては約

石英斑晶は最大径 3 mm で半自形〜他形を示す．斜方輝30 万年前という報告もなされている（鈴木・他，2004）．

石斑晶は最大径 1.5 mm で自形〜他形を示す．普通角閃

3〜7 期は安山岩質〜デイサイト質の溶岩流であり，4 期

石は最大径 4 mm で自形〜半自形を示す．また，斜長石の溶岩の年代として約 30 万年前の K-Ar 年代が報告さを包有し，オパサイト縁をもつ普通角閃石も含まれる．

れている (Itaya et al., 1989)．高原火山はテフラ層序から

鉄チタン酸化物は磁鉄鉱またはチタン磁鉄鉱であり，粒約 10 万年前に主要な活動を終えたことが推定された（井径は最大径 0.5 mm である．普通輝石は最大径 1 mm で上・他，1994）．しかしながら，富士山に関しては14C 年

半自形〜他形である．

代や熱ルミネッセンス年代から約 6500 年前に形成され石基には斜長石，斜方輝石，普通輝石，不透明鉱物がたことが新たに示された（奥野・他，1997;高島，1999）．

認められるが，ガラスが多い．組織はハイアロオフィ

富士山では標高 1050 m 付近の山麓から山頂にかけてティックである．

広い範囲に大小様々な岩塊が存在し，山頂付近ではより3-2大きな岩塊が確認できる．本研究で扱う母岩及び苦鉄質

苦鉄質包有物は暗色で径数 cm〜数 10 cm，外形は球形

包有物は，山麓から山頂付近の複数の地点から採取した〜楕円形のものがほとんどである (Fig. 2, a)．包有物のものである．なお，富士山の西方に位置する新湯では現割合は場所により異なるが，1〜5 vol.% である．母岩と苦鉄質包有物

高原火山，富士山におけるマグマ混合機構：苦鉄質包有物による検討

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で他形を示し，全てのもので周囲を細粒な単斜輝石の反応縁が取り囲んでいる．
石基は柱状〜針状の斜長石，斜方輝石，普通輝石，不透明鉱物から構成され，間隙にガラスを含む．石基鉱物の粒径は 0.5 mm に達するものもあり，母岩と比較して粗粒な特徴を示す．全体的に，ディクティタキシティック組織を示す．
4．化学組成分析結果
4-1

鉱物化学組成鉱物化学組成分析は筑波大学研究基盤総合センターのEPMA（日本電子製 JXA-8530F）を使用した．測定条件
は加速電圧 15 kV，照射電流 10 nA，ビーム径 5 µm である．補正法は ZAF 法を用いた．Table 1 に斑晶鉱物の代表的な分析値を示す．
デイサイト及び苦鉄質包有物の斜長石斑晶コアの An
組成［=100×Ca/（Ca+Na）］は広い組成幅を示す (Fig.
3)．どちらも高 An 斜長石 (An>80) と低 An 斜長石 (An<70) が含まれる (Fig. 3)．高 An 斜長石をタイプ 1，低An 斜長石をタイプ 2 とした．デイサイトではどちらのタイプも正累帯構造を示すことが多いが，一部のタイプFig. 2. (a) Occurrence of mafic inclusions from theTakahara volcano. The length of the hammer is 33cm. (b) Photomicrograph of the boundary between
the host rock and mafic inclusion. It was taken withcrossed nicols. Scale bar=0.5 mm. A few phenocrysts (e.g., Opx: Orthopyroxene) straddle the boundary between the host rock and inclusion.

2 斜長石では逆累帯構造を示す．苦鉄質包有物中のタイ
プ 2 斜長石には汚濁帯をもつものが存在し，逆累帯構造を示すものが多い．デイサイトではタイプ 2 斜長石が，苦鉄質包有物ではタイプ 1 斜長石が卓越する．石基斜長石の An 組成はどちらもタイプ 1 とタイプ 2 の中間組成を示す．
デイサイト及び苦鉄質包有物の斜方輝石斑晶コアのMg#［=100×Mg/（Mg+Fe2+）］は広い組成幅を示す (Fig.の境界部では，斑晶が母岩と苦鉄質包有物との双方にま3)．どちらも高 Mg# 斜方輝石 (Mg#>68) と低 Mg# 斜方たがって存在していることがある (Fig. 2, b)．包有物に輝石 (Mg#<64) が含まれる．高 Mg# 斜方輝石をタイプは母岩 (0.1〜0.5 vol.%) と比較して，気泡が多く含まれる

1，低 Mg# 斜方輝石をタイプ 2 とした．デイサイトでは(5〜10 vol.%)．これらの特徴は他の珪長質火山岩から報タイプ 2 斜方輝石が，苦鉄質包有物ではタイプ 1 斜方輝告されている苦鉄質包有物と類似しており，包有物が珪石が卓越する．Mg# に関して，多くは正累帯構造を示す

長質マグマに取り込まれたときに少なくとも一部が液体が，苦鉄質包有物では逆累帯構造を示すタイプ 2 斜方輝であったことを示唆し，古い火山岩由来の類質岩片では石が存在する．石基斜方輝石の Mg# はタイプ 1 とタイないことを示している (Bacon, 1986; Koyaguchi, 1986a)．

プ 2 の中間組成を示す．

斑晶は斜長石，斜方輝石，普通輝石，鉄チタン酸化物

普通輝石斑晶コアの Mg# は，デイサイトで Mg#=74，からなり，普通角閃石，石英を伴うことがある．斜長石

苦鉄質包有物では，Mg#=70-78 を示し，それぞれの組斑晶は最大径 2 mm で自形〜他形を示し，清澄なものと成は類似している (Fig. 3)．

汚濁帯をもつものが含まれる．斜方輝石斑晶は最大径 1普通角閃石斑晶コアの Mg# は，デイサイトで Mg#=mm で自形〜他形を示す．普通輝石斑晶は最大径 1 mm60-68，苦鉄質包有物では，Mg#=62-66 を示し，それぞで自形〜他形を示す．鉄チタン酸化物は磁鉄鉱またはチれの組成は類似している (Fig. 3)．また，どちらもタイタン磁鉄鉱であり，最大径 0.5 mm である．普通角閃石

プ 2 斜長石 (An=53-68) を包有していることが多い．

斑晶は最大径 1 mm で他形を示し，斜方輝石からなるリ4-2ムが確認できるものが多い．石英斑晶は最大径 0.5 mm

全岩化学組成分析は Activation Laboratories Ltd., Canada

全岩化学組成94

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Table 1. Representative chemical compositions of the phenocrysts in dacites and mafic inclusions from Fujiyama
in the Takahara volcano.

Fig. 3. Histograms of chemical compositions of plagioclase, orthopyroxene, clinopyroxene and hornblende
phenocrysts and groundmass in dacites and mafic inclusions from Fujiyama in the Takahara volcano.

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Fig. 4. Major and trace element variation diagrams (demarcation lines are after Le Bas et al., 1986) for whole-rocksamples of the Fujiyama dacites and mafic inclusions. The whole-rock chemical compositions of the early stageof the Takahara volcano (1st, 3rd and 4th) and some of dacites from Fujiyama (Ban et al., 1992; Inoue et al.,1994) are also shown for comparison. Major element data are normalized to 100 wt. % on a H2O-free basis. Thelines are obtained by the method of least squares for compositional data of the host rocks and mafic inclusions.に依頼し，ICP-OES 及び ICP-MS で測定した．今回得ら

5．議

れた分析値（デイサイト 5 試料，苦鉄質包有物 5 試料）

高原火山の富士山噴出物には，苦鉄質包有物の存在がと伴・他 (1992)，井上・他 (1994) の高原火山噴出物の分確認できた．さらに，汚濁帯をもつ斜長石，逆累帯構造

析値を合わせて Fig. 4 に示す．

を示す斜長石及び斜方輝石，石英の反応縁，主要・微量論

富士山のデイサイトと苦鉄質包有物は，SiO2量の増加

元素のハーカー図における直線的データ配列など，マグに伴って，Na2O, K2O が増加し，MgO, FeO, Al2O3, CaOマ混合を示唆する特徴が認められる．そこで，以下ではは減少する (Fig. 4)．微量元素では同様に，Ba, Zr, Rb のより詳細なマグマ混合機構について考察を試みる．

含有量は増加し，Y, Sc, Sr, Co の含有量は減少する (Fig.

5-14)．それらはハーカー図において直線的データ配列を示

デイサイト及び苦鉄質包有物はどちらもタイプ 1，タす．しかしながら，富士山形成以前の高原火山本体の活イプ 2 斜長石，斜方輝石を含む (Fig. 3)．これはタイプ 1動で形成された火山岩の組成（伴・他，1992; 井上・他，斑晶を含む苦鉄質マグマとタイプ 2 斑晶を含む珪長質マ

1994）は，元素によってばらつきがあり，異なる組成トグマの混合によると考えられる．苦鉄質包有物に含まれレンドを示す．

るタイプ 2 斜長石は汚濁帯をもち，逆累帯構造を示す．

端成分マグマの晶出鉱物と化学組成の特徴

これはマグマ混合による急激なメルト組成の変化を示唆

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田島義之・荒川洋二・池端慶・金井啓通

する (Tsuchiyama, 1985)．また，デイサイト中のタイプ 1山岩質マグマ層が形成されることを指摘している．富士斜長石は正累帯構造を示すことから，これは苦鉄質マグ

山でも同様に，マグマ溜り内での混合 (mixing) により安マに含まれていたタイプ 1 斜長石が混合の際に珪長質マ山岩組成のマグマが両マグマの境界に形成されたと推定グマに取り込まれて成長したためと考えられる．タイプ

される．また，母岩中にも苦鉄質マグマに含まれていた1，タイプ 2 斜方輝石も同様にそれぞれのマグマからもと考えられる斑晶鉱物（タイプ 1 斜長石，タイプ 1 斜方たらされたと推測される．これら両マグマ間の斑晶の移輝石，普通輝石）が確認でき，石基鉱物の組成からも珪動は，境界をまたぐ斑晶の存在 (Fig. 2, b) からも示唆さ

長質マグマが混合により組成を変化させていたことが示れる．普通輝石は，どちらの斑晶も Mg に富む組成をも唆される．そのため，珪長質マグマの組成は，苦鉄質マつが，デイサイト中での産出が少ないことから，もともグマの一部が珪長質マグマに液滴として取り込まれ，剪と苦鉄質マグマに含まれていたものが，珪長質マグマに断を受けて珪長質マグマに分散されたため変化したと考混入したと思われる．苦鉄質包有物中の石英は輝石反応えられる (Koyaguchi, 1986b)．

縁をもち，これらは珪長質マグマ側から苦鉄質マグマにまた，苦鉄質マグマは珪長質マグマにより冷却される取り込まれ，形成されたと推定される．普通角閃石につので，苦鉄質マグマでは結晶化と溶存ガスの離溶が起こ

いては，苦鉄質包有物中での産出がまれであり，ほとんる (Eichelberger, 1980; Huppert et al., 1982)．そのため，混どがタイプ 2 斜長石を伴っていることから，これらは珪合で形成された安山岩質マグマは気泡を多く含んでいた長質マグマから晶出していたと考えられる．苦鉄質包有と推定される．これは本研究の包有物が気泡を多く含ん物中の普通角閃石の斜方輝石からなるリムも石英と同様でいる特徴と調和的である．また，安山岩質マグマでは，に苦鉄質マグマに取り込まれ，メルトと反応した結果，包有物で観察されるような針状で粗粒な石基鉱物が結晶形成されたと推定される．以上より，珪長質端成分マグ化したと思われる．

マはタイプ 2 斜長石，タイプ 2 斜方輝石，石英，普通角珪長質マグマ及び苦鉄質マグマが火道を同時に上昇し閃石を，苦鉄質端成分マグマはタイプ 1 斜長石，タイプた場合，苦鉄質マグマが珪長質マグマ中に取り込まれて1 斜方輝石，普通輝石を斑晶に含んでいたと考えられる．

分 散 さ れ，そ れ ら が 固 結 し て 包 有 物 が 形 成 さ れ る

Fig. 4 において，デイサイトと苦鉄質包有物の全岩化(Koyaguchi, 1986a)．富士山でも，混合により形成された学組成は直線的なデータ列を形成している．富士山の活安山岩質マグマがデイサイト質マグマに取り込まれ，動ではこの直線上の端成分マグマが混合に関与したこと

Bacon (1986), Koyaguchi (1986a) の モ デ ル の よ う にが予想される．このことから，珪長質端成分は母岩であmingling した結果，包有物として噴出した可能性が高い．

る富士山デイサイト質マグマ，あるいはこれよりも珪長以上のことから，富士山デイサイト質マグマとその供質なデイサイト質〜流紋岩質なマグマであったことが考給系は，北部高原火山の結晶分化作用による安山岩質マえられる．一方，高原火山で報告されている富士山形成グマを主体とする供給系（井上・他，1994）に加え，下以前の活動で形成された火山岩の組成は同一の組成トレ部からの苦鉄質マグマの供給によるマグマ混合が関与しンドを形成しない (Fig. 4)．そのため苦鉄質端成分は，ていたことが推測された．

それら高原火山本体を形成したマグマとは異なる組成をもつ玄武岩質〜安山岩質マグマであったと考えられる．
5-2

6．まとめ

マグマ混合機構及び苦鉄質包有物の形成過程

高原火山の富士山噴出物に苦鉄質包有物の産出が確認

高原火山の富士山では，噴火前に地殻内に珪長質マグされ，マグマの混合を示唆する特徴が認められた．高マ溜りが存在し，その基底に深部より苦鉄質マグマが供An 斜長石（タイプ 1），高 Mg# 斜方輝石（タイプ 1），普給されることを想定する．この時，大きな密度差のため通輝石は苦鉄質マグマで，低 An 斜長石（タイプ 2），低これらのマグマの混合は起こらず，下部の苦鉄質マグマ，Mg# 斜方輝石（タイプ 2），石英，普通角閃石は珪長質マ上部の珪長質マグマからなる成層マグマ溜りが形成されグマで晶出していたことが推定された．この両端成分はる (Eichelberger, 1980; Huppert et al., 1982)．Kouchi and

主要・微量元素組成から，珪長質端成分は富士山デイサ

Sunagawa (1985) は玄武岩質マグマとデイサイト質マグイト質マグマ，もしくはそれよりも珪長質なデイサイトマを混合させる実験を行っている．そこでは，デイサイ質〜流紋岩質組成をもつマグマ，苦鉄質端成分は富士山

ト質マグマは玄武岩質マグマに取り込まれて，安山岩組形成以前に高原火山で活動していたマグマと異なる組成成となることが示された．Koyaguchi (1986a) は玄武岩をもつマグマであり，玄武岩質〜安山岩質組成と推測さ質マグマと流紋岩質マグマの対流速度の違いから，玄武れる．これらのマグマはマグマ溜り中で混合し，安山岩岩質マグマに流紋岩質マグマが取り込まれて混合し，安質マグマを形成した．この安山岩質マグマが火道上昇中

高原火山，富士山におけるマグマ混合機構：苦鉄質包有物による検討にデイサイト質マグマに取り込まれて固結し，苦鉄質包有物が形成されたと考えられる．
謝辞

研究を進めるにあたり，筑波大学研究基盤総合セン
ターの西田憲正氏には EPMA 分析の際に，大変お世話になった．また，査読者である大場司博士，佐藤鋭一博士，編集担当である嶋野岳人博士の的確なご助言により本稿は大きく改善された．これらの方々に深く御礼申し上げます．
引用文献
Bacon, C. R. (1986) Magmatic inclusions in silicic and intermediate volcanic rocks. J. Geophys. Res., 91, 6091-6112.
伴 雅雄・山中孝之・井上道則・吉田武義・林信太郎・
青木謙一郎 (1992) 東北本州弧，高原火山噴出物の地球化学．東北大学核理研研究報告，25，199-226.
Eichelberger, J. C. (1980) Vesiculation of mafic magma during
replenishment of silicic magma reservoirs. Nature, 288, 446450.
Huppert, H. E., Sparks, R. S. J. and Turner, J. S. (1982) Effects
of volatiles on mixing in calk-alkaline magma systems.
Nature, 297, 554-557.
池島柳一・青木謙一郎 (1962) 高原火山の岩石学的研究．
岩鉱，48，97-107.
井上道則・吉田武義・藤巻宏和・伴 雅雄 (1994) 東北本
州弧，高原火山群における山体形成史とマグマの成因．
東北大学核理研研究報告，27，169-198.
Itaya, T., Okada, T., Onoe, T. and Isshiki, N. (1989) K-Ar

97

ages of the Middle Pleistocene Takahara volcano, central
Japan, and argon release processes in cooling lava. Mass
Spectroscopy, 37, 365-374.
小池一之・岩崎孝明・檀原 徹・百瀬 貢 (1985) 下野火山灰下部層のフィッション・トラック年代とその地史的意義．駒沢地理，21，39-56.
Kouchi, A. and Sunagawa, I. (1985) A model for mixing
basaltic and dacitic magmas as deduced from experimental
data. Contrib. Mineral. Petrol., 89, 17-23.
Koyaguchi, T. (1986a) Evidence for two-stage mixing inmagmatic inclusions and rhyolitic lava domes on Niijima
Island, Japan. J. Volcanol. Geotherm. Res., 29, 71-98.
Koyaguchi, T. (1986b) Textural and compositional evidence
for magma mixing and its mechanism, Abu volcano group,Southwestern Japan. Contrib. Mineral. Petrol., 93, 33-45.
Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin,B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks basedon the total alkali-silica diagram. J. Petrol., 27, 745-750.
奥野 充・守屋以智雄・田中耕平・中村俊夫 (1997) 北関
東，高原火山の約 6500 cal yr BP の噴火．火山，42，393402.
鈴木毅彦・藤原 治・檀原 徹 (2004) 東北南部，会津地域周辺における中期更新世テフラの層序と編年．地学雑，113，38-61.
高島 勲 (1999) 北関東高原火山富士山溶岩ドームの熱ルミネッセンス年代．火山，44，275-277.
Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kinetics of plagioclase in
the melt of the system diopside-albite-anorthite, and originof dusty plagioclase in andesites. Contrib. Mineral. Petrol.,89, 1-16.
（編集担当嶋野岳人）