火山 第 48 巻 (2003)
第 5 号 387ῌ405 頁

論 説

最近 1 万年間における三宅島火山のマグマ供給系の進化
新 堀 賢 志῍῎津久井雅志῍῍῎川 辺 禎 久῍῍῍ῐ2002 年 10 月 8 日受付ῌ 2003 年 7 月 14 日受理ῑEvolution of Magma and Magma Plumbing System of Miyakejima Volcano
in the Last 10,000 Years
Kenji N>>=DG>῍, Masashi THJ@J>῍῍ and Yoshihisa K6L6C67:῍῍῍Miyakejima, a volcano island, resting on the IzuῌMariana arc is an active basaltic stratovolcano. The eruptive
activity is divided into ﬁve stages; (1) Ofunato stage (10,000 y. B. P.ῌ4,000 y. B. P.), (2) Tsubota stage (4,000
y. B. P.ῌ2,500 y. B. P.), (3) Oyama stage I (2,500 y. B. P.ῌ1,300 y. B. P.), (4) Oyama stage II (1,300 y. B. P.ῌ
A. D.1469), (5) Shinmio stage (A. D.1469ῌ1983 eruption). Evolution of the magma plumbing system during thelast 10,000 years is discussed on the basis of petrological investigations of systematically collected rocks fromvarious stratigraphic levels. All ﬁve stages consist of a number of lava ﬂows and scoria fall deposits. SiO2 content
shows a range from 48.6 wt.% to 63.2 wt.%. Since 4,000 years ago, whole-rock Mg# (῔Mg/(MgῒFe)ΐ100)
systematically decreases at the initial eruption of each stage. These variations can be explained basically by
fractional crystallization. On the other hand, mineral compositions and petrographical characters indicate thatmost of the eruptive products during the last 10,000 years contain three di#erent types of phenocrysts (Type 1,
Type 2 and Type 3), which can not equilibrate with each other. Di#erent types of phenocrysts often exist within
a single rock sample. Type 1 phenocrysts consist of calcic plagioclase (An90) and magnesian olivine (Fo80).
Considering FeῌMg partitioning between liquid and olivine, olivine of Type 1 phenocrysts can not equilibrate withany whole-rock compositions. Type 1 phenocrysts occur in Ofunato stage and in the earlier period of each stage.
Abrupt increase of whole-rock Mg# strongly suggests that relatively undi#erentiated magma carrying Type 1
phenocrysts was supplied into the preexisting magma plumbing system. Phenocrysts of Type 2 (plagioclase,
olivine, and clinopyroxene) and Type 3 (plagioclase, clinopyroxene, orthopyroxene, and magnetite) are able toequilibrium with basaltic magma and andesitic magma, respectively. Type 2 phenocrysts occur since Hatchodaira
eruption (2,500 y. B. P.). Type 3 phenocrysts occur in Tsubota and the later stage. Subsequently, whole-rock Mg# decreased by fractionation of Type 2 phenocrysts in Oyama and Shinmio stage and Type 3 phenocrysts in
Tsubota stage.
Key words: Miyakejima volcano, magma plumbing system, evolution of magma, magmatic di#erentiation
くわのきたいら1. は じ め に

350 m 付近のカルデラ縁が明瞭な直径 4 km の桑木平カ

伊豆三宅島火山は東京の南南西約 200 km の伊豆῎小ルデラとῌ 山体中央部の標高 700 m 付近に存在した直径

笠原弧の火山フロント上に位置する円錐台形の成層火山

1.6 km の 八 丁 平 カルデラである ῐ一色ῌ 1960, 1984῏ 茅

はっちょうだいらである (Fig. 1)῍ 2000 年噴火前の三宅島火山は標高 813

原῎他ῌ 1973῏ 早川ῌ 1990῏ 津久井῎鈴木ῌ 1998῏ 津久

m で 2 つのカルデラが存在していた῍ 北西山腹の標高

井῎他ῌ 2001ῑ῍ 約 2500 年前に形成されたと考えられて

῍ ῕263ῌ8522 千葉市稲毛区弥生町 1ῌ33
千葉大学大学院自然科学研究科
Graduate School of Science, Chiba University, Chiba263ῌ8522, Japan.
῍῍ ῕263ῌ8522 千葉市稲毛区弥生町 1ῌ33
千葉大学理学部地球科学科
Department of Earth Sciences, Faculty of Science,
Chiba University, Chiba 263ῌ8522, Japan.

῍῍῍ ῕305ῌ8567 つくば市東 1ῌ1ῌ1 つくば中央 第 7
産業技術総合研究所地球科学情報部門
Institute of Geoscience, Geological Survey of Japan,
AIST Central 7, 1ῌ1 Higashi 1-chome, Tsukuba,
Ibaraki 305ῌ8567, Japan.
Corresponding author: Kenji Niihorie-mail: kniihori@graduate.chiba-u.jp

388

新堀賢志῎津久井雅志῎川辺禎久

Fig. 1. Disributions of vents, ﬁssures, and calderas in Miyakejima volcano. Ako B. H. (borehole station) andTsubota B. H. are shown by cross.

いる八丁平カルデラはῌ 2000 年噴火のカルデラ形成によ化していると述べた῍

り大部分が再陥没した ῐ中田῎他ῌ 2001ῑ῍ 山体の形状は

三宅島火山がどのように成長しῌ 現在どのような噴火

山体中央部に噴出中心が多いことを示すがῌ 山腹にも多期にあるかを理解するためにはῌ 時間軸の入った岩石学

くの側噴火による割れ目火口やスコリア丘が並びῌ 海岸

的な検討は必要不可欠である῍ そこで今回ῌ 津久井῎鈴部では爆裂火口が開口している῍木 (1998)ῌ 津久井῎他 (2001) による三宅島火山の最近1983 年ῌ 2000 年の噴火では科学的に調査されῌ 噴出物

1 万年間の噴火史に基づく火山噴出物と防災科学技術研の地下構造や地殻変動の詳細な研究が行われた ῐ日本火究所 ῐ以下防災科研ῑ から提供を受けた孔井試料につい

山学会編ῌ 1984῏ 笠原῎他編ῌ 2001ῑ῍ 噴火史についてはῌ

て全岩化学組成を測定しῌ その時間変化について検討し大 森 (1915)ῌ 一 色 (1960, 1977, 1984)ῌ 津 久 井 ῎ 鈴 木

た῍ その結果ῌ 地質学的な噴火期ごとに噴出物の岩石学(1998) などによる研究がありῌ 津久井῎他 (2001) はそ的な特徴を区別できることが確証されるとともにῌ 各噴

れらをまとめῌ 最近 1 万年間を四つの噴火期に区分し火期のマグマ供給システムを詳細に明らかにすることがた῍ 一 方ῌ 岩 石 学 的 な 研 究 は 一 色 (1960)ῌ 佐 藤 ῎ 他

できた῍(1996)ῌ 宮坂῎中川 (1998)ῌ 宮坂 (1999)ῌ Amma-Miyasaka and Nakagawa (2002)ῌ 伊藤῎吉田 (1999, 2000) な

2. 噴火期の概要

どによる研究がありῌ 宮坂 (1999) は詳しい全岩および1983 年噴火までの最近およそ 1 万年間の噴火様式の鉱物化学組成の検討からῌ 歴史時代の噴出物は同源の初変遷についてῌ 津久井῎鈴木 (1998)ῌ 津久井῎他 (2001)

生マグマからなる玄武岩質マグマと安山岩質マグマの混の地質学的記載を基にῌ 以下にまとめる (Table 1)῍ 三宅

合したものでῌ 玄武岩質マグマは時間とともに単調に分

島火山はῌ 活動年代῎噴火頻度῎噴火様式からῌ 1) 大船

最近 1 万年間における三宅島火山のマグマ供給系の進化

389

Table 1. Stratigraphic units of Miyakejima volcano after Tsukui and Suzuki (1998).

戸期῏ 約 10000 年前ῑ約 7000 年前の活動とそれに続く量῏ 約 0.4 km3 DREῌ 津久井῎鈴木ῌ 1998ΐ から始まっ

約 3000 年間の不活発な噴火期ῌ 2) 坪田期῏ 約 4000 年た῍ この噴火でῌ 八丁平スコリア層 (HCS)ῌ 古澪爆発角

前ῑ約 2500 年前の噴火期ῌ 3) 雄山期῏ 約 2500 年前の大礫岩 (FMB)ῌ 八丁平火山豆石層 (HCA) が堆積した῍ 八

規模な八丁平噴火とカルデラ形成にはじまり雄山が成長

丁平噴火の噴火年代は約 2500ῑ2200 年前と考えられてしていった噴火期῍ 最後にῌ 4) 新澪期῏ 1469 年噴火ῑいる ῒ津久井῎他ῌ 2001ῐ 川辺῎他ῌ 2002ΐ῍

1983 年噴火までの山腹噴火中心の噴火期ῌ これら 4 期に大きく区分される ῒ津久井῎他ῌ 2001ΐ῍

八丁平カルデラ形成後ῌ 後八丁平カルデラ丘である雄山がカルデラを埋めて成長した῍ 9 世紀中ごろには八丁

a. 大船戸期 ῍約 10,000 年前ῌ約 4,000 年前῎平カルデラの東ῌ 南ῌ 西縁を溶岩が溢流した῍ 古文書に

桑木平カルデラ形成後ῌ 後桑木平カルデラ火山が成長

残る 1154 年の噴火を最後にῌ 315 年の休止期があった

した῍ 噴出物は北側山腹では桑木平カルデラ縁を越えてῒ大森ῌ 1915ΐ῍

広がったがῌ 東から南側山腹では新しい火山噴出物に覆d. 新澪期 ῍A. D. 1469 年噴火ῌA. D. 1983 年噴火῎

われているため確かではない῍ その後の火山活動が不活

1469 年以降 12 回の噴火記録が残る新澪期はῌ すべて

発な約 3000 年間に堆積した風化火山灰層中に鬼界アカ山腹で割れ目噴火がおこった῍ 割れ目火口は 16 世紀の 2

ホヤ火山灰 (ca. 6300 y. B. P.) が挟まれている ῒ杉原῎小回を除きῌ 北東ῌ南西方向に開口した ῒ津久井῎鈴木ῌ

田ῌ 1990ΐ῍

1998ΐ῍ 山頂噴火を伴う噴火もありῌ 1940 年噴火は山頂

b. 坪田期 ῍約 4,000 年前ῌ約 2,500 年前῎

坪田期の噴出物はῌ 主に島の北西の伊豆岬近くと南側からも噴火した῍e.

2000 年噴火の坪田付近の海食崖に露出している῍ 島内北部に分布す

2000 年 6 月 26 日に始まった一連の火山活動でῌ 雄山

る伊ヶ谷東方スコリア層 (IES) の基底付近の炭化木からの山頂火口付近は陥没しῌ 直径 1.6 km のカルデラが形は 3660῔90 y. B. P. ῒTK-952῏ 鈴木῎津久井ῌ 1997ΐ の年成された῍ 中田῎他 (2001) により報告された 2000 年噴

代値が得られている῍

火の推移はῌ 2500 年前の八丁平カルデラを形成した噴火

c. 雄山期 ῍約 2,500 年前ῌA. D. 1469 年῎ともῌ またῌ 新澪期のどの噴火様式とも異なることからῌ

雄山期は最近 1 万年間で最大の八丁平噴火 ῒ総噴出

今回の報告では 2000 年噴火を新たな噴火期として扱う῍

390

新堀賢志῎津久井雅志῎川辺禎久

Table 2. Representative XRF analyses of major (wt.%) and trace (ppm) elements, and mode compositions (vol.
%) in Miyakejima volcano. Major elements are normalized to 100 wt.%, H2O free basis.

3. 岩 石 記 載

八丁平カルデラ形成後ῌ 雄山期以降の噴出物の多くは地表試料と孔井試料の本質物質について時間の推移に総斑晶量が 5 vol.% 以下でῌ 20 vol.% を超えることはま注目し検討した῍ いくつかの降下火砕物は噴火ユニット

れである῍ 新澪期῎雄山期の斑晶鉱物組合せはともに斜中の複数の層準から採取した῍ 孔井試料は地表深度約 50

長石ῑカンラン石ῑ単斜輝石が主であるがῌ 斜長石ῑ単ῐ100 m のオ῏ルコア部分から採取した阿古観測点から

斜輝石ῑ磁鉄鉱ῌ あるいは斜長石ῑ単斜輝石ῑ斜方輝石

溶岩 6 試料と坪田観測点から溶岩 5 試料である῍

ῑ磁鉄鉱となる岩石も存在する῍

斑晶鉱物はῌ 玄武岩では斜長石ῑカンラン石ῑ単斜輝2000 年 噴 火 噴 出 物 の 岩 石 学 的 特 徴 はῌ 下 司 ῎ 他

石であるがῌ 玄武岩質安山岩になるとカンラン石を欠き(2002) により詳細に報告されている῍ 本報告で分析した磁鉄鉱が含まれるのが一般である῍ 安山岩およびデイサ

8 月 18 日に噴出された火山礫はῌ 総斑晶量 20 vol.% 前

イトではῌ 斜長石ῑ単斜輝石ῑ斜方輝石ῑ磁鉄鉱の組合

後でῌ 斜長石が最も多くῌ カンラン石ῌ 単斜輝石を少量せが主である῍含む῍Table 2 に代表的な噴出物の斑晶鉱物のモ῏ド組成を

阿古孔井試料の深度 54.9ῐ96.7 m にある 6 枚の溶岩噴火年代順に並べた῍ 大船戸期の噴出物は斑晶量が約 20

流はῌ 大船戸期の試料と同様な斑晶鉱物組合せおよびvol.% 以上と最も多くῌ 斜長石῎カンラン石が主で単斜モ῏ド組成をもつことや (Table 2) 地形的な位置から輝石は少量である῍

(Fig. 1)ῌ 桑木平カルデラを埋積した大船戸期の溶岩と坪田期の噴出物の多くは総斑晶量が 10 vol.% 程度でῌ判断した῍ 坪田孔井試料の深度 56.8ῐ101.9 m にある 4

20 vol.% を超えることはまれである῍ 斜長石ῑ単斜輝石枚の溶岩流はῌ 坪田期の地表試料の岩石学的特徴と類似ῑ斜方輝石ῑ磁鉄鉱の斑晶鉱物組合せが卓越する῍し (Table 2)ῌ 深度 69.1 m の土壌から得られた 14C 年代

最近 1 万年間における三宅島火山のマグマ供給系の進化

391

Fig. 2. Back-scattered electron images of Type 1, Type 2, and Type 3 phenocrysts. A, B: Type 1 plagioclase andolivine in L4 (Ofunato stage). C: Type 2 plagioclase in NTL (Oyama stage). D: Type 2 olivine in TYL(Oyama stage). E: Type 2 clinopyroxene in 1983 lava (Shinmio stage). F: Type 3 plagioclase in MZL(Tsubota stage). G: Type 3 clinopyroxene in KSL (Tsubota stage). H: Type 3 orthopyroxene and magnetite
in ISL (Tsubota stage). pl: plagioclase, ol: olivine, cpx: clinopyroxene, opx: orthopyroxene, mt: magnetite.

新堀賢志津久井雅志川辺禎久

392

値 368040 y. B. P. 川辺他 2002 から 坪田期初

囲を Fig. 4 に示した この図では 玄武岩質から玄武岩期の噴出物とした 津久井他 2001

質安山岩質マグマの温度 1100 前後 で平衡に共存で3ῌ1 斑晶鉱物の中心部組成による type 分け

きるカンラン石 単斜輝石中心部の組成が 1 : 1 の線よ

鉱物の中心部組成 粒径組織から 異なる組成をもりやや上にプロットされる (Brey et al., 1990) Type 1 のつ 3 種類のマグマから晶出した斑晶が識別できた 最も

カンラン石の Fo 値 (Fo80) は Type 2, 3 の単斜輝石の未分化な玄武岩質マグマから晶出した斜長石カンラン

Mg# よりも明らかに高く 両者は平衡に共存できない

石を Type 1 玄武岩質マグマから晶出した斜長石カン

一方 Type 2 のカンラン石と単斜輝石は平衡に共存でき

ラン石単斜輝石を Type 2 安山岩質マグマから晶出しる組成をもつ つまり Type 13 の斑晶はそれぞれ分た斜長石単斜輝石斜方輝石磁鉄鉱を Type 3 とし化の程度が異なるマグマから晶出し 同一 type 内でのた (Table 3, Fig. 2) 同じ type に属する斑晶同士で集斑

斑晶同士は 集斑晶を形成することからも 同じマグマ晶を形成することがしばしば認められるが 異なる typeから晶出したと考えられる

の斑晶同士で集斑晶を形成することはない 噴火期ごと
および 1 噴火ユニット 八丁平噴火噴出物 の斑晶鉱物

次に 全岩組成と共存できるカンラン石組成を Feῌ
Mg 分配から検討した 分配係数 K D(FeO/MgO)ol /の中心部組成を Fig. 3 のヒストグラムに示した 新澪(FeO/MgO)期 雄山期の噴出物は無斑晶質であるため分析数は少な

マの Fe3 /(Fe2いが Type 13 の中心部組成はそれぞれ異なるピ ク

全岩組成から計算される共存可能なカンラン石の組成はを形成する

magma

0.30 (Roeder and Emslie, 1970) マグ
Fe3 ) 比を 0 および 0.2 としたとき

Type 2 の Fo70 前後であり Type 1 の Fo80 に比べて有Type 1 の斜長石とカンラン石の中心部組成は均一で意に低い (Fig. 5) 伊藤吉田 (1999) は FeῌMg 分配かそれぞれ An 値 ( 100 Ca/(Ca Na K)) 90 前後 Fo

らマグマ組成と Type 1 カンラン石の中心部の組成は平値(

衡に共存できないこと 周縁部で急激に Fo 値が低下す

100

Mg/(MgFe)) 80 前後を示す (Fig. 3) 粒

径は 斜長石が 115 mm カンラン石が 0.54 mm でることから Type 1 の斜長石 カンラン石はマグマ溜りある いずれも 周縁部まで組成が均質なものと 周縁の壁岩に由来する外来結晶であると指摘した また 宮

部で An 値 Fo 値が急減するものがある 斜長石の周縁

坂中川 (1998) Amma-Miyasaka and Nakagawa (2002)

部は反復累帯構造を示すこともある 3 種類の type の中は 1940 年噴火に含まれる Type 1 の斜長石カンラン

で最も An 値 Fo 値に富み 粒径も最大であることで特石巨晶の成因を キンクバンドを示すカンラン石の存在

徴付けられる (Fig. 2A, B)

や斜長石とカンラン石からなる集積岩組織から北東山腹

Type 2 の斑晶には斜長石 カンラン石 オ ジャイト

地下にある深成岩起源の外来結晶とした しかし 最近がある (Fig. 2C, D, E) 斜長石の中心部は An7586 で1 万年間の噴出物における Type 1 の斑晶の産状や岩石

比較的均質な内部組織をもつ カンラン石の中心部は学的特徴を検討すると Type 1 の斑晶を含む噴出物は北Fo6774 で Type 1 のカンラン石と明瞭な組成差をも東山腹だけでなく広域的に分布すること 自形の単独斑

つ 単斜輝石の中心部は Mg# (晶としても数多く存在することから (Fig. 2A, B) 全て

100

Mg/(MgFe))7075 を示した

が外来結晶ではなく 取り込まれる直前まで液と共存しType 3 の斑晶には斜長石 オ ジャイト 斜方輝石

ていた斑晶も多いと考えられる

磁鉄鉱がある (Fig. 2F, G, H) 斜長石は顕著な反復累帯

Type ごとの総斑晶量を噴火年代順に並べると (Table

構造を示すのが特徴で 中心部は An78 以下である

4), Type 13 の出現時期は噴火期ごとに明瞭に異なり

ジャイト 斜方輝石の中心部組成はともに Mg#70

Type 1 の斑晶は 大船戸期 噴火期の初期 そして総斑

以下で 3 種類の type の斑晶の中で最も An 値 Mg# に

晶量が 15 vol.% 以上の岩石でみられた Type 2 の斑晶

乏しく しばしば逆累帯構造を示す

は雄山期以降の玄武岩から玄武岩質安山岩で Type 3 のオType 13 のカンラン石と単斜輝石の中心部組成の範Table 3.

斑晶は坪田期およびそれ以降の安山岩で卓越する 一つ

The characteristics of phenocrysts of Type 1, Type 2, and Type 3.

最近 1 万年間における三宅島火山のマグマ供給系の進化

393

Fig. 3. Histgrams of phenocrysts’ core composition. Closed, open and dotted bars are Type 1, Type 2, and Type 3,
respectively.

394

新堀賢志῎津久井雅志῎川辺禎久
単斜輝石は径 1 mm 以下で半自形を示しῌ 1 vol.% 以
下である῍ 反復累帯構造や逆累帯構造ῌ セクタ῏ゾ῏ニングを示しῌ Type 1 の斑晶とは集斑状組織を形成しない῍ 中心部は Mg#71ῐ81 でῌ Type 1 のカンラン石と非平衡な組成を示すことから Type 2 に分類した῍ 斜方輝石の出現はごくまれでῌ 粒径 0.3 mm 以下で半自形を示
す῍
b 坪田期

坪田期の噴出物は斑状安山岩でῌ 総斑晶量は 5ῐ20
vol.% である῍ 斜長石が 3.3ῐ19 vol.% と最も多くῌ 単斜輝石が 4 vol.% 未満ῌ 斜方輝石は 2 vol.% 未満ῌ 磁鉄鉱
は 1 vol.% 未満ῌ カンラン石はごくまれである῍ 噴火期
早期は Type 1 と Type 3 の斑晶が共存するがῌ その後はType 1 の斜長石 ῎ カンラン石は出現しなくなる (Table
Fig. 4. FeῌMg partitioning between olivine andclinopyroxene. Type 2 olivine is in equilibriumwith Type 2 clinopyroxene.

4)῍ 坪田期の岩石は斜方輝石を多く含むことでῌ 他の噴火期と区別される῍
Type 1 の斜長石῎カンラン石は粗粒でῌ これらは均質な内部組織をもつことが多い῍ カンラン石は自形から半の岩石試料中に複数の type の斑晶を含むこともあるがῌ

自形を示しῌ 他の噴火期よりピジョン輝石の反応縁をもType 2 と Type 3 の斑晶をともに含む場合ῌ 一方はごくつものが多い῍ Type 1 の斑晶の中心部の組成範囲は狭く

少量しか含まれない῍Type 1ῐ3 の分類はῌ 宮坂῎中川 (1998) がῌ 三宅島の(Fig. 3)ῌ 周縁部は斜長石が An61ῐ90ῌ カンラン石が Fo63ῐ80 である῍

1940 年῎1962 年噴出物の検討からマグマ供給系を考えType 3 の斑晶はῌ 雄山期以降と比較して自形で粒径がる上で重要性を指摘した 3 種類の集斑晶と中心部組成は大きくῌ 集斑状組織も顕著である῍ 中心部の組成範囲も対応しῌ M-type が Type 1ῌ B-type が Type 2ῌ A-type が狭く (Fig. 3)ῌ 周縁部は斜長石が An50ῐ74ῌ 単斜輝石がType 3 に相当する῍
3ῌ2 各噴火期における斑晶の特徴
a 大船戸期

Mg#65ῐ75ῌ 斜方輝石が Mg#62ῐ67 で正累帯構造を示すことが多い῍
c 雄山期

大船戸期の噴出物は斑状玄武岩が多くῌ 総斑晶量は 20

八丁平噴火で始まる雄山期の噴出物は無斑晶質の玄武

vol.% 以上ῌ 最大 45 vol.% にまで達する῍ そのほとんど

岩や玄武岩質安山岩を主とする῍ 総斑晶量は 0.1ῐ30

が Type 1 の斜長石῎カンラン石でῌ 単斜輝石は少量ῌ 斜

vol.% でῌ 斜長石῎カンラン石῎単斜輝石῎斜方輝石῎

方輝石はごくまれである῍ 今回観察した噴火期の中では磁鉄鉱が含まれる῍ 全ての噴出物に Type 2 の斑晶が含

斑晶量が最も多くῌ 特徴的に粗粒の斜長石 ῑ長径 ΐ1

まれῌ これとともに Type 3 の斑晶をごく少量含む試料mmῒ ῎カンラン石 ῑ長径ΐ0.5 mmῒ を含む῍Type 1 の斜長石 ῎ カンラン石は自形から半自形を示とῌ 全く含まない試料がある (Table 4)῍ スコリア層の下部で安山岩組成を示すことがまれにありῌ このような試す῍ 斜長石は 10ῐ35 vol.% と最も多くῌ 清澄なものと包料では Type 3 の斑晶が卓越する (Table 2, 4)῍ Type 1ῐ3

有物 ῑガラスῌ カンラン石ῒ を含むものがみられるがῌの斑晶が共存する試料はῌ 八丁平噴火噴出物 (HCS) やῌ

いずれも中心部の組成範囲は狭い (Fig. 3)῍ 周縁部は An

その後の北東山腹から噴出した見取畑スコリア (MBS)ῌ

61ῐ90 でῌ 反復累帯構造を示すものと中心から周縁部ま風早スコリア (KHS)ῌ 大般若山スコリア (DHS) であで均質なものがある (Fig. 2A)῍ カンラン石は次に多くる῍

2ῐ10 vol.% 含まれる῍ 自形のものは周縁部まで均質なType 1 の斑晶を含む試料の総斑晶量は 5ῐ30 vol.%組成をもつがῌ 半自形のものは顕著な正累帯構造やピでῌ Type 1 の斑晶が卓越する῍ Type 1 の斑晶を含まない

ジョン輝石の反応縁をもつことがある῍ 周囲や内部の亀

試料のほとんどは総斑晶量が 5 vol.% 以下である῍

裂に沿ってイディングサイト化しているものも含まれType 1 の斜長石῎カンラン石は粗粒でῌ ガラス包有物

た῍ またῌ ごくまれにキンクバンドを示すものが含まれを含むことが多い῍ 中心部の組成範囲は狭く (Fig. 3)ῌ

る῍ カンラン石の周縁部は Fo63ῐ80 を示す῍

周縁部は斜長石が An66ῐ91ῌ カンラン石が Fo64ῐ80 で

最近 1 万年間における三宅島火山のマグマ供給系の進化

395

Fig. 5. (A) Back-scattered electron image with zoning pattern of Type1 olivine. White bar is the position ofzoning analysis. Sample: HCS (Hatchodaira eruption). (B) Fo values of olivine phenocryst cores v. s. bulk
FeO῍/MgO. Two lines indicate equilibrium Fo value assuming FeῌMg distribution coe$cients between olivine
and liquid are 0.30 (Roeder and Emslie, 1970) and Fe3ῐ/Fetotalῑ0, 0.2, respectively. FeO῍ is total iron as
FeO῍.

ある῍

い逆累帯構造を示すものもみられた῍

Type 2 の斑晶は自形で清澄なものが多いがῌ 斜長石はType 3 の斑晶は自形から半自形でῌ 3 種類の type の中

まれに dusty zone がみられた῍ 中心部組成は明瞭なピ῎

で最も粒径が小さい῍ 斜長石は顕著な反復累帯構造のほクを形成し (Fig. 3)ῌ 周縁部は斜長石が An51῏85ῌ カン

か dusty zone を示す῍ どの斑晶も中心部の組成範囲は広ラン石は Fo54῏70ῌ 単斜輝石は Mg#52῏75 と正累帯構い (Fig. 3)῍ 周縁部はῌ 斜長石が An56῏86ῌ 単斜輝石が造を示す῍ 八丁平噴出物に含まれる Type 2 の斑晶は弱Mg#58῏71ῌ 斜方輝石が Mg#54῏66 で頻繁に逆累帯構396

新堀賢志῎津久井雅志῎川辺禎久

Table 4. Three types of phenocrysts and modal
volumes for the rocks of Miyakejima volcano
with eruption age.

Fig. 6. SiO2ῌFeO῍/MgO diagram for the rocks of
Ofunato stage (open triangle), Tsubota stage(cross), Hatchodaira eruption (2500 y. B. P; open
circle), Oyama stage (open square), Shinmio
stage (asterisk), and 18 Aug. 2000 eruption (solid
circle).

長石はまれに dusty zone をもつ῍ 中心部組成は明瞭なピῐクを形成し (Fig. 3)ῌ 周縁部は斜長石が An61ῑ87ῌ
カンラン石が Fo61ῑ72ῌ 単斜輝石が Mg#70ῑ72 で正累帯構造を示した῍Type 3 の斑晶はῌ 自形から半自形で 3 種類の type の中で最も細粒である῍ 斜長石は顕著な反復累帯構造のほか dusty zone をもつ῍ 周縁部組成は斜長石が An62ῑ70ῌ
単斜輝石が Mg#70ῑ74ῌ 斜方輝石が Mg#70ῑ73 で逆累帯構造を示すことが多い῍
4. 全岩化学組成
4ῌ1 分析方法

地表試料と孔井試料について全岩主成分および微量成造を示す῍

分分析を行った῍ 地表試料は主成分 192 試料ῌ 微量成分

d 新澪期

187 試料を分析した῍ またῌ 孔井試料は阿古観測点 ῒ6 試

新澪期の噴出物はῌ 無斑晶質の玄武岩῎玄武岩質安山

料ΐῌ 坪田観測点 ῒ5 試料ΐ から採取しῌ 主成分ῌ 微量成

岩が多く雄山期と類似している῍ 斑晶は主に Type 2 か分を分析した῍ 分析は地質調査所 ῒ現産業技術総合研究

らなりῌ Type 3 をわずかに含む試料と全く含まない試料所ΐ の蛍光 X 線分析装置 PHILIPS 社製 PW1404 を使用がある (Table 4)῍ Type 1 の斑晶は 1469 年 ῎1535 年 ῎しῌ Togashi (1989), Ujiie and Togashi (1992)ῌ Ujiie et al.

1874 年῎1940 年噴出物に含まれる῍ 新澪期の試料の総(1993) の方法で行った῍ 主な分析結果を Table 2 に示

斑晶量はῌ 斑晶量の多い 1940 年溶岩試料を除きῌ 5 vol.

す῍ 主成分は全鉄を FeO῍としῌ 無水 100 wt.% に再計算

% 以下でありῌ いずれも斜長石が最も多くマフィック鉱

した値を表示した῍

物は高῏3 vol.% 以下である῍
1940 年溶岩は斑状の部分 ῒ23 vol.% 前後ΐ と無斑晶質

4ῌ2 主要元素分析した試料の SiO2 量は 48.6ῑ63.2 wt.% にわたりῌな部分からなりῌ 不均質である ῒ一色ῌ 1960ΐ῍ 前者に含噴火期ごとに組成範囲が異なる (Figs. 6, 7)῍ 大船戸期はまれる斑晶のほとんどは Type 1 である῍

玄武岩ῌ 坪田期は安山岩ῑデイサイトῌ 雄山期以降は玄Type 1 の斜長石῎カンラン石は粗粒でῌ これらは均質な内部組織を示すことが多い῍ 中心部の組成範囲は狭く(Fig. 3)ῌ 周縁部は斜長石が An60ῑ87ῌ カンラン石が Fo
63ῑ76 である῍Type 2 の斑晶は自形で内部が清澄なものが多いがῌ 斜武岩ῑ玄武岩質安山岩が多い῍ いずれもソレアイト系列に分類される (Fig. 6)῍
主要元素の組成変化を概観するとῌ SiO2 とともに
TiO2, FeO῍は増加しῌ SiO2 量が約 53 wt.% を超えると減少に転じる῍ 一方ῌ MgOῌ CaOῌ Al2O3 は右下がりの ,最近 1 万年間における三宅島火山のマグマ供給系の進化

397

Fig. 7. Harker variation diagram for the rocks of Miyakejima Volcano.

Na2O, K2O, P2O5 は右上がりのトレンドを示す (Fig. 7)῍

4ῌ3 微量元素

これは斑晶鉱物の晶出と分別で説明できる῍

各噴火期における液相濃集元素はῌ 大船戸期が最も低

MgOῌ CaOῌ Na2Oῌ K2Oῌ P2O5 は噴火期ごとにそれぞくῌ 坪田期が最も高い῍ その間に雄山期ῌ 新澪期がはいれのトレンドを形成する῍ TiO2ῌ FeO῍ῌ Al2O3 はばらつる (Fig. 9)῍ 液相濃集元素同士の BaῌZr 図ῌ BaῌK2O 図

きが大きくῌ Type 1 の斜長石とカンラン石を 10vol.% 以(Fig. 9) をみるとῌ 最近 1 万年間の噴出物はいずれも原上含む雄山期の MBSῌ KHSῌ DHS はῌ トレンドから大点をとおる直線的なトレンドを形成していることからῌきく外れた῍ 一般に全岩の Al2O3 の値は斜長石の含有量

同源の起源物質から派生した可能性が高い῍ しかしῌ Ba,に大きく影響されることが報告されており ῑ中野 ῎ 山

Zr に対する Y のトレンドはῌ 安山岩質マグマになると

元ῌ 1987ῐ 中野῎他ῌ 1991ῒῌ Al2O3 と斜長石含有量の間少し屈曲する῍ これはῌ Y の分配係数が Ba, Zr に比べてには正の相関がみられた (Fig. 8A)῍

大きい単斜輝石 ῑ分配係数῏ DYΐ0.5ῒῌ 斜方輝石 (DYΐ398

新堀賢志῎津久井雅志῎川辺禎久て多くῌ 組成範囲も広い῍ これは Type 1 の斜長石 (An92) の濃集 (Fig. 8B) とῌ 最大で 10 vol.% 含まれる Type
1 のカンラン石の濃集で説明が可能である ῐ伊藤῎吉田ῌ
1999ῑ῍b. 坪田期

火山活動が不活発な約 3000 年間を経た後の坪田期の噴出物はῌ SiO2 量が 55.9῏63.2 wt.% の分化の進んだ安山岩である῍ 斜長石を多く含む試料は Al2O3 に富みῌFeO῍ῌ TiO2 に乏しい (Fig. 7)῍
c. 雄山期

雄山期の噴出物の SiO2 量は 50.8῏62.2 wt.% で組成範
囲は広いがῌ 安山岩質マグマの噴出量は少ない῍ 1 噴火
ユニット内の組成範囲はῌ 噴出物が玄武岩質では SiO2
で 1 wt.% 以下と狭くῌ 安山岩質では 5 wt.% と広い῍
雄山期最初の八丁平噴火噴出物はῌ 山頂カルデラを形成した特異な噴火であることからῌ これ以降の雄山期噴出物とわけて検討した῍ この噴出物はほとんどの元素でῌ 雄山期の中で最も SiO2 に乏しいマグマと坪田期のマグマを端成分とした直線的なトレンドを形成した῍ 斜長石が多く含まれると Al2O3 量が直線的なトレンドから外れた (Fig. 7)῍
d. 新澪期

新澪期の噴出物の SiO2 量は 51.4῏56.8 wt.% の範囲
でῌ 他の酸化物の SiO2 に対する変化はほぼ一連の分化
トレンドを描く῍ またῌ 1 噴火ユニット内の組成範囲は狭い῍ しかしῌ Type 1 の斜長石῎カンラン石を 23 vol.%含む 1940 年噴出物の試料はῌ SiO2ῌAl2O3 図で斜長石組
Fig. 8. (A): Relation between bulk Al2O3 contents
and modal compositions of plagioclase. (B):
Al2O3 vs. SiO2 diagram for the rocks of
Miyakejima volcano.
Solid lines denoteplagioclase (An92)-controlled chemical variations with aphyric rocks. Aphyric rocks are
TYS (SiO2ῒ51.9, Oyama stage), 1643 Sc (SiO2
ῒ53.6, Shinmio stage), and 1940 lava (SiO2ῒ
56.9, Shinmio stage). Symbols are the same as
in Fig. 6.

成方向にῌ MgO 図でカンラン石組成方向にῌ 新澪期のトレンドから大きく外れる῍
雄山期῎新澪期ではῌ SiO2 に乏しい組成から 53 wt.%
前後まで FeO῍ῌ TiO2 は増加しその後減少する (Fig. 7)῍
この変化はῌ 磁鉄鉱の晶出と分別に対応していると推定
できる῍
5. 考

察

5ῌ1 全岩化学組成の時間変化と噴火期

噴出年代に対する全岩化学組成の変化に注目するとῌ
0.2)ῌ 磁鉄鉱 (DYῒ0.2) をより多く分別したためと考え

大船戸期は活動期を通した全岩化学組成のシステマ

られる (Pearce and Norry, 1979)῍

ティックな変化を認めることはできない῍ しかしῌ 坪田

一 方ῌ 最 近 1 万 年 間 の 噴 出 物 はῌ Sr / CaῌBa / Ca 図期以降の噴出物はῌ それぞれの噴火期の初期での全岩の(Onuma et al., 1983) 上で単一のトレンドを示すことか

Mg# の急激な増加とその後の時間経過に伴う減少といらῌ 部分溶融度に明瞭な差は認められない (Fig. 10)῍うサイクルが複数回みられた (Fig. 11)῍ このサイクル

4ῌ4 各噴火期における組成変化の特徴

はῌ 活動年代ῌ 噴火様式などから区分した各噴火期に対a. 大船戸期応しῌ 雄山期ではさらに 2 つのサイクルが認められた῍

噴出物の SiO2 量は 48.6῏54.5 wt.% の範囲にありῌ 多

この傾向は Mg# の変化に最も顕著にあらわれる῍ SiO2

くは SiO2ῒ50 wt.% 前後ῌ Al2O3 量は他の噴火期と比べまたは K2O などの液相濃集元素はῌ 各噴火期の始まり

最近 1 万年間における三宅島火山のマグマ供給系の進化

399

Fig. 9. Incompatible elements variation diagrams. The solid line is a linear least-squares regression analysis. R2 isfor all plots.

量成分の変化をそれぞれの噴火期で最も未分化な試料か
ら結晶分別 (batch fractionation) によって説明できるか
最小二乗法を用いて検討した῍
各噴火期の親マグマからそれと共存できる主要な斑晶の中心部の組成 (Table 5) を用いて分別させた῍ 坪田期
以降のほとんどの試料は結晶分別作用で全岩の主成分変化を説明することが可能である (Table 6)῍ ただしῌ Type1 の斑晶を多く含む試料はῌ 結晶分別作用に加え Type 1の斑晶を混入物質として計算すると説明できる῍さらにῌ Zrῌ Srῌ Ba の変化について主成分変化が結晶分別で説明できる噴出物を対象にῌ 主成分変化を説明す
る最適な斑晶量とῌ 鉱物とメルトとの適当な分配係数(Gill, 1981) を用いてῌ batch fractionation による分別計算を行った῍ その結果ῌ 分析値を結晶分別作用によってFig. 10. Sr/Ca-Ba/Ca systematics deﬁned byvolcanic rocks from Miyakejima volcano(Onuma et al., 1983).

からῌ 時間とともに増加する῍ 全岩の Mg# はマフィック

合理的に説明できた (Table 6, Fig. 12)῍
以上のことからῌ 三宅島の地下のマグマ溜りではῌ 結
晶分別により分化が進行しῌ 噴火のたびに地表にもたらされるモデルが支持される῍

鉱物の斑晶量を反映するがῌ 坪田期以降の分析試料中の5῍3 噴火期初期における Mg# の急激な増加

マフィック鉱物は 5 vol.% 以下であることからῌ 全岩の噴火期の初期に Mg# が大きく増加する機構をῌ 約

組成は液組成を代表すると考える῍
以上のことからῌ 大船戸期 ῑ約 4000 年以前ῒῌ 坪田期

2500 年前の八丁平カルデラを形成した噴火に注目して詳しく検討した῍

ῑ約 4000 年前から約 2500 年前までῒῌ 雄山期 I ῑ約 2500

八丁平噴火は最近 1 万年間において噴出量が最大 (0.4

年前の八丁平噴火 ῐ 約 1300 年前ῒῌ 雄山期 II ῑ約 1300

km3 DRE) であることからῌ マグマ溜まりの情報をより

年前ῐA. D. 1469 年ῒῌ 新澪期 ῑA. D. 1469 年噴火ῐ1983

多くもたらすことが期待される῍ そこで時間経過を代表

年噴火ῒ と再定義した῍ 以下ῌ 噴火期はこの分類に従う῍する降下火砕物 ῑ八丁平スコリア῏ HCSῒ を検討した῍

全岩化学組成をみるとῌ 坪田期以降の各噴火期はῌ 相対

HCS はῌ 山体中央部から噴出し主に島北部に堆積した的に未分化なマグマが次第に分化するという枠組みを捉スコリア (S-HCS) とῌ その後の南に延びた割れ目火口

えることができる῍ この定義に従うと 2000 年噴火はῌ 新から噴出し島南部に堆積したスコリア (F-HCS) からな

しい噴火期に入ったと言える῍る῍ 噴火の推移から S-HCSῌ F-HCS の順に堆積したと考

5῍2 各噴火期での組成変化ῌ結晶分別による検討ῌえῌ S-HCS を島北部 ῑ10 地点ῒ からῌ F-HCS を島南部

坪田期以降の全岩化学組成の変化はῌ 各噴火期で単一

ῑ7 地点ῒ から採取した῍

のマグマ溜りにおいて時間とともに結晶分別作用により複数の層序から採取した八丁平スコリアの SiO2 量はῌ

分化が進行したことが示唆される῍ そこでῌ 主成分῎微

時間経過に伴い 57 wt.% から 51 wt.% へ減少する (Fig.

400

新堀賢志῎津久井雅志῎川辺禎久

Fig. 11. Variations of whole-rock Mg# (῔Mg/(MgῒFe)ΐ100) and SiO2 in the last 10,000 years. Symbols are
the Ofunato stage (open triangle), Tsubota stage (cross), Hatchodaira eruption (2500 y. B. P; open circle),
Oyama stage I (solid square), Oyama stage II (open square), Shinmio stage (asterisk), and 18 Aug. 2000
eruption (solid circle). Abbreviation: IWS is andesitic ejecta (Chapter 5ῌ4).

Table 5. Crystal compositions for the calculation of
fractional crystallization. Compositions of Type2 and Type 3 are used for basalt and andesite,
respectively.

造や包有関係がみられた῍ またῌ これらの全岩化学組成
変化は直線的なトレンドを示し (Fig. 7)ῌ 結晶分別では説明できない῍ これらの記載岩石学的特徴や全岩化学組成のトレンドはマグマ混合によるものと考えられる῍
またῌ Type 1 の斑晶の中心部組成は An 値ῌ Fo 値が高くῌ 八丁平噴出物のどの全岩化学組成とも平衡に共存できずῌ 周縁部は急激に An 値ῌ Fo 値が低くなる累帯構造をもつ (Fig. 5)῍ Type 1 の産状も考慮するとῌ 上昇過程における混合前の玄武岩質マグマがῌ 噴火直前に Type 1の斑晶を取り込んだと考えられる῍
雄山期 I の初期の噴火である八丁平噴火のようにῌ 全
岩化学組成が急激に相対的に未分化に変化しῌ Type 1 の斑晶を含むといった特徴はῌ 坪田期ῌ 雄山期 IIῌ 新澪期の初期でもみられῌ Mg# の急激な上昇は相対的に未分化

13)῍ 噴出物には全ての type の斑晶が含まれ (Fig. 3)ῌ

なマグマの供給を反映している可能性が高い῍

Type 1 の斑晶は玄武岩から玄武岩質安山岩に含まれῌ

5ῌ4 雄山期の安山岩質マグマType 2 は玄武岩ῌ Type 3 は安山岩で卓越する῍ 玄武岩質

雄山期は安山岩質マグマの噴火は少なくῌ その噴出物安山岩を示す S-HCS の上位から F-HCS の下位でῌ Typeは Fig. 11 の分化トレンドから大きく外れる῍ これらの

1ῐ3 の斑晶の共存ῌ 異なる組成をもつ石基同士の縞状構

噴出物の特徴はῌ 噴出量が少なく ῑ0.01 km3 DRE 以下῏最近 1 万年間における三宅島火山のマグマ供給系の進化

401

Table 6. Representative results of crystal fractionation.

津久井῎鈴木῏ 1998ῐῌ 1 噴火ユニット内の上部と下部でSiO2 ῑ62 wt.%ῌ 上部が SiO2 ῑ57 wt.% の組成をもつ

組成差が大きい῍ またῌ その変化は結晶分別作用で説明(Fig. 11)῍ IWS 上部はῌ Fig. 11 の分化トレンドにのる平ができる῍

山溶岩 (TYL: SiO2ῑ 52wt.%) からῌ plῑ16.5%ῌ cpxῑ例えばῌ 雄山期 I の伊ヶ谷沢スコリア (IWS) 下部は18.9%ῌ opxῑ3.2%ῌ mtῑ5.4% を取り去れば導くことが402

新堀賢志῎津久井雅志῎川辺禎久

Fig. 12. Trace elements concentrations of observed (Obs.) and calculated (Calc.) compositions. The calculated
compositions are obtained assuming batch fractional crystallization.

良い温度低下による結晶の晶出ῌ 分別によって組成勾配が形成されたと考えられる῍ またῌ 安山岩質マグマがパルス的に出現する理由もῌ この考えと調和的である῍
6. 全岩化学組成からみた噴火期の変遷

これまでの議論をもとにῌ 三宅島火山最近 1 万年間の岩石学的モデルを整理しῌ 坪田期以降で考えられる岩石モデルを示す (Fig. 14)῍Fig. 13. Summary of temporal variations of theappearance of phenocrysts and SiO2 (wt.%) in
Hatchodaira eruption (2500 y. B. P).
HCS:Hatchodaira Scoria, S-HCS: HCS from summit
eruption, F-HCS: HCS from ﬁssure eruption.

大船戸期の玄武岩質のマグマ溜りにはῌ より深部からできる (ῌR2ῑ0.07)῍ またῌ 噴火後期に堆積しマグマ溜考えられる῍ Type 1 の斜長石の周縁部でしばしばみられり下位からもたらされた IWS 上部から plῑ14.3%ῌ cpx

る複雑な累帯構造や dusty zone (Fig. 2A)ῌ Type 1 のカンῑ1.3%ῌ opxῑ4.6%ῌ mtῑ3.2% の分別でῌ 初期に堆積しラン石の周縁部まで組成が変化しない斑晶と変化する斑

た下部スコリアを導くことができる (ῌR2ῑ0.05)῍ 液組

晶の共存もこれを支持する῍

大船戸期の全岩化学組成は玄武岩質で範囲の狭い組成をもつがῌ 含まれる Type 1 の斑晶はそれら玄武岩質マ
グマと平衡に共存できない組成をもつ῍ このことからῌ
Type 1 の斑晶を伴ったマグマの供給が頻繁にあったと成はῌ カンラン石ῌ オ῏ジャイトῌ 斜方輝石ῌ 斜長石の坪田期の安山岩質ῐデイサイト質マグマはῌ 坪田期に反応点を通過しῌ オ῏ジャイトῌ 斜方輝石ῌ 斜長石の先立つ不活発な時期に分化が進行したものと考えられ

cotectic line 上に移行するとῌ わずかな温度低下に対しる῍ 坪田期の初期に Mg# が増加することῌ Type 1 の斑て も 大 き く 変 化 す る (Grove and Donnelley-Nolanῌ

晶を含むことからῌ この頃にῌ 相対的に未分化なマグマ

1985)῍ またῌ 他の安山岩質噴出物も同じ斑晶鉱物組合せの上昇ῌ 供給があったと考えられる῍ その後の Mg# の単をもつ῍

調な減少はῌ 単一のマグマ溜りで進行した結晶分別作用

以上のことからῌ 分化トレンドから大きく外れる安山を反映したものと考えられる῍ しかしῌ 噴火期を通してῌ

岩質マグマはῌ 小規模なマグマ溜りの中などでῌ 効率の逆累帯構造を示す Type 3 の斑晶やῌ 顕著な反復累帯構最近 1 万年間における三宅島火山のマグマ供給系の進化

403

Fig. 14. Model of the di#erentiation process of Miyakejima during the last 4,000 years. (1) Basaltic magmacarrying Type 1 phenocrysts was fed at the beginning of the next petrological stages. (2) Bulk Mg# decreases
by fractional crystallization (F. C.) of Type 2 in Oyama stage I, II and Shinmio stage or Type 3 in Tsubota
stage.

造を示す斜長石が含まれることからῌ 完全に閉じたマグ

そのマグマ溜りにおいてῌ Type 2 の斑晶を晶出し結晶分

マ溜りではなくマグマの供給は断続的に続いていたので別作用で分化するサイクルが繰り返されるという枠組みあろう῍で説明できる῍

雄山期最初の八丁平噴火噴出物はῌ 噴火の進行ととも

しかしこれまでのところῌ Type 1 の斑晶の晶出環境にに安山岩から玄武岩へと変化した῍ 坪田期に機能していついて明らかにできていない῍ Type 1 の Ca に富む斜長たマグマ溜りに未分化なマグマが供給され噴出したと考石と Mg に富むカンラン石の鉱物組合せはῌ 伊豆大島やえられる῍ この噴火後ῌ 八丁平カルデラの形成により

八丈島東山など伊豆ῌマリアナ弧の火山でしばしば見らType 2 の斑晶を晶出する玄武岩質マグマの噴出が卓越れ ῐ川辺ῌ 1991; 津久井῎他ῌ 1993ῑῌ その晶出条件はῌ

するマグマ供給系に替わった῍ 雄山期 Iῌ IIῌ 新澪期の各沈み込み帯の火山における進化やマグマ供給系の理解を噴火でῌ 安山岩質マグマから晶出した Type 3 の斑晶が深める上でも重要な情報でありῌ 今後の課題として残さ

小量ながら含まれることからῌ 坪田期のマグマ溜りの一れた῍部が小規模ながら残存していた可能性やῌ 温度低下が効率良く進む壁岩近くの分化したマグマから Type 3 の斑

7. ま と め晶が晶出した可能性も考えられるがῌ いずれにしてもῌ

(1) 坪田期以降の噴出物はῌ 全岩化学組成の Mg# がType 3 の斑晶を晶出した安山岩質マグマの混合が全岩急激に増加したのちにῌ 時間経過とともに減少するサイ

化学組成に及ぼす影響は小さい῍

クルが 4 回みられた῍ このことから岩石学的に噴火期を雄山期以降のマグマ供給系はῌ 坪田期同様ῌ 全岩化学

再定義しῌ 大船戸期 ῐ約 4000 年以前ῑῌ 坪田期 ῐ約 4000

組成や Mg# の時間変化ῌ Type 1 と 2 の斑晶の産状からῌ

年前から約 2500 年前までῑῌ 雄山期 I ῐ約 2500 年前の八

(1) 各噴火期の始まりでῌ Type 1 の斑晶を含む相対的に

丁 平 噴 火 ῏ 約 1300 年 前ῑῌ 雄 山 期 II ῐ約 1300 年 前 ῏

未分化なマグマがῌ 既存のマグマ溜りに供給される῍ (2)A. D. 1469 年ῑῌ 新澪期 ῐA. D. 1469 年噴火῏1983 年噴

新堀賢志津久井雅志川辺禎久

404

火 とした(2) 最近 1 万年間の三宅島火山噴出物には それぞれ異なるマグマから晶出し平衡に共存できない組成をもつType 13 の斑晶が一試料中に複数混在することがある Type 1 は大船戸期と各噴火期初期に Type 2 は雄山期以降の玄武岩玄武岩質安山岩に Type 3 は坪田期以降の安山岩デイサイトにみられる
(3) 各噴火期における全岩化学組成変化は 基本的には坪田期では Type 3 の斑晶 雄山期以降では Type 2 の斑晶を分別することで説明できる
(4) Type 13 の斑晶の産状と全岩化学組成の時間変化から 坪田期以降の三宅島火山におけるマグマ供給系
は 噴火期の初期で相対的に未分化な液と Type 1 の斑晶が上昇し既存のマグマ溜りに供給される そこで結晶分別作用によりマグマの分化が進行するといったシステ
ムが繰り返されるという大きな枠組みを捉えることがで
きる
謝

辞

本研究を進めるにあたり 防災研の鵜川元雄氏には孔井試料を提供して戴いた また 中川光弘氏 田村芳彦
氏の査読により本稿は大幅に改善された 千葉大学岩石鉱物学グルプの教官 研究室メンバには議論 助言をして頂いた 以上の方に深く感謝致します

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῏編集担当 岩森 光ῐ