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1 日本大学文理学部自然科学研究所研究紀要 No.50 (2015)pp 愛鷹火山噴出物の全岩化学組成 分析データ 217 個の総括 高橋正樹 * 西直人 ** 三島裕久 ** * 金丸龍夫 Whole-rock Chemistry for Eruptive Products of the Ashitaka Volcano, Central Japan: Summary of 217 Analytical Data Masaki TAKAHASHI *, Naoto NISHI **, Hirohisa MISHIMA ** * and Tatsuo KANAMARU * (Received November 17, 2014) The chemical characteristics of eruptive products of Ashitaka volcano are studied based on newly obtained 217 analytical data of whole-rock chemistry. The Ashitaka volcano consists of seven stages; they are older stage I, II (0.40 to 0.35Ma), III (0.25Ma), middle stage (0.25 to o.20ma), younger stage I (0.15Ma), II (0.15 to 0.13Ma) and the youngest stage (0.10Ma). The eruptive products of older stage I, II, middle stage and younger stage I are basalt to basaltic andesite. The younger stage II comprises andesite, and the older stage III and the youngest stage consist of dacite. The volcanic rocks of Ashitaka volcano belong to the low-k to medium-k series. The basalt and basaltic andesite are mostly tholeiitic, and andesite and dacite are calc-alkaline. The ranges of incompatible trace element ratios of basalt to basaltic andesite are very wide. The silicic andesites and dacite are probably derived from basaltic andesite by low pressure crystallization differentiation, while mafic andesites may be products of magma mixing between basaltic magma and silicic andesitic magma. The chemistry of eruptive products of Ashitaka volcano is similar to those of the pre-komitake volcano. The degree of partial melting of mantle material generating the basaltic magma of Ashitaka and pre-komitake volcanoes may be lower than that of the Kofuji and Shinfuji volcanoes, for the Sr content of eruptive products of Ashitaka and pre-komitake volcanoes are higher than those of Kofuji and Shinfuji volcanoes. Keywords: Ashitaka volcano, whole-rock chemistry, major element, trace element, basalt, andesite 1 あしたか愛鷹火山は, 富士火山の南東, 箱根火山の西方に位置する, 底面が20 15km, 最高標高 1,504mの侵食開析の進んだ第四紀複成火山である (Fig. 1) 愛鷹火山の活動は少なくとも40 万年前には開始され10 万年前には終了こみたけしており, その活動時期は, 富士火山に先行する小御岳火山や先小御岳火山 ( 中田他,2007;Yoshimoto et al., 2010など ) とほぼ一致する 富士火山に隣接しその活動に先行したやや大型の複成火山である愛鷹火山を形成したマグマの性質を明らかにすることは, 富士火山のマグマの成因を考える上でも重要であると考えられる ここでは, 新たに得られた愛鷹火山噴出物の全岩化学組成分 析値 217 個について総括し, 愛鷹火山を形成したマグマの性質について議論したい 2 平林 (1899) は, 愛鷹火山の活動の中心は須山大沢上流部にあり, 集塊岩質泥流を噴出した後, 新期溶岩がこれを覆って流出したと考えた また, 山体崩壊により山体北東側に開口する馬蹄型カルデラが形成された可能性を指摘している 沢村 (1955) は, 愛鷹火山噴出物を AV1 ~AV5 およびAVp に区分し,AV1 は玄武岩溶岩を挟在する凝灰角礫岩層,AV2 は多量の凝灰角礫岩,AV3~AV5 は新期溶岩, 最後に噴出したAVp は粘性の高い溶岩ドーム ( 黒岳溶岩 ) からなることを明らかにした 小川 * ** 日本大学文理学部地球システム科学科 : 東京都世田谷区桜上水 元茨城大学大学院理工学研究科 : 茨城県水戸市文京 * ** Department of Geosystem Sciences, College of Humanities and Sciences, Nihon University: Sakurajosui, Setagayaku, Tokyo , Japan Graduate School of Science and Technology, Ibaraki University: Bunkyo, Mito , Japan

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4 高橋正樹 西直人 三島裕久 金丸龍夫 Youngest stage Kurodake lava dome 0.10Ma 0.4km 3 Nagakubo pyroclastic flow deposit Hakamagoshidake lava dome Younger stage II Ma 2km 3 Ihaidake lava II Ihaidake lava I Momosawagawa pyroclastic flow deposit Momosawagawa lava Younger stage I 0.15Ma 6.5km 3 Ohdake lava Echizebdake lava Ikenotaira lava Yobikodake-Takabasho lava Umenokisawa lava Suyama lava Ashitakadake lava Takahashigawa lava Yanagisawa lava Middle stage middle stage volcanic fan deposit Ma middle stage tuff breccia Ma 17.2km 3 Older stage III Kumagaya breccia pipe (1km 3 ) II older lavas (6.2km 3 <) I older tuff breccia with lava (4km 3 ) 0.25Ma Ma Fig. 3 Sequence of volcanic activity of the Ashitaka volcano (after Yui and Fujii (1989)). 350~400m 以上 ; 噴出量 4 km 3 以上 ), 下部層 I を覆う玄武岩質 ~ 玄武岩質安山岩質溶岩と火山角礫岩の互層からなる下部層 ( 旧期 )II( 層厚 550~600m; 溶岩 60 枚以上 ; 噴出量 6.2km 3 ), 山体中心部にみられる火道を埋めた長径 600mほどのデイサイト質火道凝灰角礫岩 ( 熊ヶ や 谷火口凝灰角礫岩 ) からなる下部層 ( 旧期 )III から構成 される 下部層 ( 旧期 )III ではプリニー式噴火を行っており, 大量の降下火砕物を伴っている ( 噴出量 1km 3 ) 旧期成層火山を形成している下部層 ( 旧期 )I と下部層 ( 旧期 )II は 0.40~0.35Ma 頃に, 下部層 ( 旧期 )III は 0.25Ma 頃に, それぞれ活動した 下部層 I およびII は, 底面の直径 8 km, 比高 1km 以上の中型の成層火山を構成していたものと推定される 火山角礫岩が卓越している下部層 I は, 成層火山体の中心部に近い, 火山体の斜面が急傾斜となる付近に発達した崖錐堆積物であり, 溶岩を主体とした火砕岩に乏しい下部層 II は傾斜のやや緩やかな火山体斜面を形成していたものと思われる こうした構造は, 安山岩質成層火山である浅間黒斑火山でみられるものと類似している ( 高橋 他,2007,2014 および2014 投稿中 ) 旧期成層火山 す ど の内部構造は須津川および赤淵川沿いによく露出してい る 須津川沿いでは, 約 600m の谷筋に火砕岩を挟んで厚さ 1 ~2mの溶岩が少なくとも50 枚以上確認でき, それらは25 度以内の角度で中心部から遠ざかる方向に傾斜している 須津川北西の赤淵川沿いにおいても, 中心部から遠ざかる方向に20 度ほど傾斜した同様の溶岩が少なくとも13 枚以上認められる 火山体内部には多くの岩脈が発達するが, その幅は 1m 以内の薄いものが多い 熊ヶ谷火口凝灰角礫岩を貫く岩脈は下部層 III の活動以降に貫入したもので, 新期火山活動に関係したものである可能性が高い 旧期火山活動では, 成層火山体の形成後 10 万年ほどの休止期をおいて最後に中心火道から爆発的なプリニー式噴火が起こり, その火道角礫岩が熊ヶ谷火口凝灰角礫岩である この噴火により, 旧期成層火山の山頂火口は大きく拡大 ( 長径約 600m) したものと考えられる 3-2 中期は, 主として玄武岩質 ~ 玄武岩質安山岩質の凝灰角礫岩からなる中部層 I ( 層厚 200m 以上 ) およびそれを覆う火山麓扇状地堆積物からなる中部層 II より構成される 中部層 I は0.25~0.20Ma 頃に, 中部層 II は0.20~

5 0.17 頃に堆積した 中期噴出物 ( 再堆積を含む ) の総体積は17.2km 3 である 中部層は凝灰角礫岩 ~ 火山角礫岩を主体とするが, 中部層 I には溶岩も挟在されている 中部層 II は, 火山活動の静穏化に伴って旧期成層火山体の侵食が著しく進んだ時期に相当するものと考えられる 中期の8 万年間ほどは, 火山活動が不活発な時期であったと考えられる 3-3 中期の活動から 2 万年ほどの休止期を置いて, 新期成層火山の活動が開始された 新期成層火山は, 玄武岩質 よぶこ 溶岩 ( 柳沢溶岩, 高橋川溶岩, 愛鷹岳溶岩, 呼子岳 高場 おお えちぜん たいら 所 大岳溶岩, 越前岳溶岩類, 池ノ平溶岩, 梅ノ木沢溶 やま 岩, 須山溶岩 ) からなる上部層 ( 新期 )I ( 噴出量 6.5km 3 ), 安山岩質溶岩および火砕流堆積物からなる上部層 ( 新 もも いはい 期 )II( 桃沢川溶岩, 桃沢川火砕流堆積物, 位牌岳溶岩 I, 位牌岳溶岩 II)( 噴出量 2 km 3 ) から構成される 上部層 I は 0.15Ma 頃から活動を始めており, 上部層 II は0.15 ~0.13Ma 頃に活動している 1 Ⅰ 新期 I の初期には, 厚い玄武岩質 ~ 玄武岩質安山岩質溶岩 ( 層厚 25~30m) と火砕岩の互層からなる柳沢溶岩 ( 溶岩の最大延長 5.5km), 厚さ 5 ~8mの 8 枚以上の厚い玄武岩質溶岩と火砕岩の互層からなる高橋川溶岩 ( 溶岩の最大延長 5 km) が, 現在の愛鷹岳北方付近から流出した 柳沢溶岩と高橋川溶岩は愛鷹岳溶岩に覆われる 玄武岩質の愛鷹岳溶岩は全層厚 150 m 以上で, 厚さ 5m 程度の溶岩と火砕岩の互層からなり, 愛鷹岳北方を中心とする小型の成層火山体を構成していたものと推定される 池ノ平溶岩および須山溶岩は現在の位牌岳付近から流出したと推定され, 中期 I の凝灰角礫岩を不整合に覆う 先に流出した須山溶岩は厚い単一の玄武岩質溶岩流 ( 最大延長 4km) で, これを覆う池ノ平溶岩は全層厚約 50mで, 厚さ 1m 程度の薄い玄武岩質溶岩と火砕岩の互層からなり, 愛鷹岳溶岩同様に小型の成層火山体を形成していたものと考えられる 玄武岩質 ~ 玄武岩質安山岩質の呼子岳 大岳溶岩, 高場所溶岩は, 旧期 I および中期 I の凝灰角礫岩層を不整合に覆い, 呼子岳付近から流出した可能性が高い 呼子岳 大岳溶岩は, 現在の稜線付近に薄く分布しているだけであるが, 西方の高場所溶岩は全層厚 80 mで, 厚さ 3~4mの溶岩と火砕岩の互層からなり, 小型の成層火山体を形成していたものと推定される 旧期 I の凝灰角礫岩を不整合に覆う越前岳溶岩は, 厚さ数 m 以下の薄 たか い玄武岩質溶岩が火砕岩と互層しており, 現在の越前岳付近を中心として小型の成層火山を形成していたものと考えられる 梅ノ木溶岩 ( 最大延長 2km) は東方山麓から側噴火により噴出したと思われる玄武岩質溶岩で, 層厚 5m 以上である 以上のように, 新期 I では, 最初に主に規模の大きな厚い溶岩流が愛鷹岳北方から位牌岳にかけての地域から噴出して南および北東方向に流下する活動があり, その後愛鷹岳溶岩, 池ノ平溶岩, 呼子 大岳 高場所溶岩, 越前岳溶岩などの, 比較的厚さの薄い溶岩と火砕岩からなる, 少なくとも 4 つの小型成層火山体が形成されたものと考えられる 2 Ⅱ 新期 II の噴出中心は位牌岳付近と考えられる 最初期に流出したのは最大の厚さが30m 以上にもおよぶ厚い安山岩質の桃沢川溶岩 ( 最大延長 8km) である 引き続いて複数のflow unit を有するblock and ash flow からなる安山岩質の桃沢川火砕流堆積物が流出した これらを覆って安山岩質の位牌岳溶岩 I およびII が噴出した 位牌岳 I 溶岩は全層厚が約 160~180m あり, 厚さ10m 程の厚い溶岩と火砕岩が互層をしており, 小型成層火山を形成している 位牌岳溶岩 II は全層厚が約 100mにおよび, 位牌岳溶岩 I と同様, 厚い溶岩と火砕岩からなる小型成層火山を形成している 3-4 新期火山活動終了後 3 万年程度の休止期を経て, 最上部火山活動が生じた 最上部層 ( 最新期 ) はデイサイト くろ 質溶岩ドームからなる黒岳溶岩 ( 底面長径 1.7km) およ はかまごし ながくぼ び袴腰岳溶岩 ( 底面長径 1km) と長窪火砕流堆積物 (block and ash flow 堆積物 ) から構成される 活動年代は0.1Ma で総噴出量は0.4km 3 である 愛鷹火山の活動は, これら2 つの溶岩ドームの噴出をもって終了し, その後現在に至るまで10 万年間に噴火活動はみられない 4 代表的な試料の岩石記載は以下の通りである 1 Ⅱ かんらん石玄武岩 (SiO 2 =53.14wt.%) 斑晶量 29.9 vol.% で, 斜長石 (29.7vol.%), かんらん石 (1.9vol.%) からなる 斜長石は長径 0.5~3.0mm, かんらん石は0.2~ 0.5mm である 斜長石には蜂の巣状組織を有するものが認められる

6 高橋正樹 西直人 三島裕久 金丸龍夫 2 Ⅱ かんらん石単斜輝石玄武岩 (SiO 2 =51.96wt.%) 斑晶量 36.0vol.% で, 斜長石 25.4vol.%, かんらん石 1.5vol.%, 単斜輝石 9.0vol.% からなる 斜長石の長径は1.0 ~ 3.0mm, かんらん石は0.2 ~0.5mm, 単斜輝石は0.1 ~ 0.5mm で, 斜長石と単斜輝石からなる集合斑晶が含まれる 斜長石には蜂の巣状組織を有するものが認められる 3 Ⅱ 単斜輝石かんらん石玄武岩 (SiO 2 =52.59wt.%) 斑晶量 21.7vol.% で, 斜長石 18.5vol.%, かんらん石 2.3vol.%, 単斜輝石 0.9vol.% からなる 斜長石は長径 0.5 ~ 4.0mm, かんらん石は0.5 ~1.0mm, 単斜輝石は0.8 ~ 1.0mm である 斜長石はかんらん石および単斜輝石と集合斑晶を構成する場合があり, 単斜輝石は集合斑晶のみにみられる また, 斜長石およびかんらん石には集斑晶がみられる 4 Ⅱ a 単斜輝石かんらん石玄武岩 (SiO 2 =52.60wt.%) 斑晶量 35.3vol.% で, 斜長石 29.7vol.%, かんらん石 4.8vol.%, 単斜輝石 0.2vol.% からなる 斜長石は長径 0.5 ~ 1.5mm, かんらん石は0.5 ~1.0mm, 単斜輝石は0.8 ~ 1.0mm である 斜長石およびかんらん石には集斑晶がみられる 5 Ⅱ a 単斜輝石かんらん石玄武岩 (SiO 2 =51.62wt.%) 斑晶量 34.7vol.% で, 斜長石 23.5vol.%, かんらん石 7.6vol.%, 単斜輝石 4.2vol.% からなる 斜長石は長径 0.3 ~ 1.5mm, かんらん石は0.3 ~0.5mm, 単斜輝石は0.1 ~ 0.3mm である 斜長石とかんらん石は集合斑晶を形成している また, 大型の斜長石には蜂の巣状組織がみられる 6 Ⅲ b 普通角閃石デイサイト (SiO 2 =67.66wt.%) 斑晶量は 19.1vol.% で, 斜長石 17.1vol.%, 普通角閃石 0.9vol.%, 不透明鉱物 1.1vol.% からなる 斜長石の長径は0.1~ 1.3mm, 普通角閃石は0.2~0.4mm, 不透明鉱物は0.1~ 0.5mm である 斜長石の一部は集斑晶を形成する 7 Ⅰ ( ) 斜方輝石含有玄武岩質安山岩 (SiO 2 =54.55wt.% ) 斑晶量は24.7vol.% で, 斜長石 24.2vol.%, 斜方輝石 0.5vol.% である 斜長石の長径は0.5~2.5mm, 斜方輝 石の長径は0.5~0.8mm である 斜方輝石は斜長石との集合斑晶としてのみみられる 斜長石の一部は集斑晶を形成する 8 Ⅰ 単斜輝石かんらん石玄武岩 (SiO 2 =52.20wt.%) 斑晶量は31vol.% で, 斜長石 25.5vol.%, かんらん石 3.8vol.%, 単斜輝石 1.7vol.% である 斜長石の長径は0.5~1.2mm, かんらん石の長径は0.3~1.5mm, 単斜輝石の長径は0.2 ~0.6mm である 斜長石, かんらん石, 単斜輝石からなる集合斑晶がみられる 斜長石には蜂の巣状構造の発達したものもみられる 9 Ⅰ かんらん石玄武岩質安山岩 (SiO 2 =53.57wt.%) 斑晶量は30.5vol.% で, 斜長石 25.3vol.%, かんらん石 4.2vol.%, 不透明鉱物 1.0vol.% である 斜長石の長径は0.4~ 1.5mm, かんらん石の長径は0.1~1.2mm, 不透明鉱物の長径は0.2~0.3mm である 斜長石とかんらん石の集合斑晶がみられる かんらん石には輝石の反応縁がみられることがある 斜長石には蜂の巣状組織を有するものが認められる 10 Ⅰ a かんらん石単斜輝石玄武岩 (SiO 2 =51.65wt.% ) 斑晶量は21.5vol.% で, 斜長石 19.8vol.%, 単斜輝石 0.9vol.%, かんらん石 0.5vol.%, 不透明鉱物 0.3vol.% である 斜長石の長径は0.3 ~3.2mm, 単斜輝石の長径は0.3~ 0.7mm, かんらん石の長径は0.1~0.9mm, 不透明鉱物の長径は0.1~0.2mm である 斜長石, 単斜輝石, かんらん石からなる集合斑晶がみられる 斜長石には蜂の巣状構造の発達したものもみられる 11 Ⅰ かんらん石斜方輝石単斜輝石玄武質安山岩 (SiO 2 = 54.96wt.%) 斑晶量は34.4vol.% で, 斜長石 31.8vol.%, 単斜輝石 0.9vol.%, 斜方輝石 0.6vol.%, かんらん石 0.6vol.%, 不透明鉱物 0.5vol.% である 斜長石の長径は 0.5~2.6mm, 単斜輝石の長径は0.1~0.8mm, 斜方輝石の長径は0.3 ~1.2mm, かんらん石の長径は0.5 ~1.6mm, 不透明鉱物の長径は0.1~0.2mm である 斜長石, 単斜輝石, 斜方輝石, かんらん石からなる集合斑晶がみられる 12 Ⅰ かんらん石玄武岩 (SiO 2 =52.22wt.%) 斑晶量は 37.1vol.% で, 斜長石 32.1vol.%, かんらん石 5.0vol.% である 斜長石の長径は0.5~2.2mm, かんらん石の長径は0.5~1.2mm である 斜長石とかんらん石からなる集合斑晶がみられる

7 13 Ⅰ 単斜輝石斜方輝石かんらん石玄武岩 (SiO 2 = 50.46wt.%) 斑晶量は39.8vol.% で, 斜長石 34.3vol.%, かんらん石 2.1vol.%, 斜方輝石 2.0vol.%, 単斜輝石 1.4vol.% である 斜長石の長径は0.2~1.7mm, かんらん石の長径は0.1 ~1.3mm, 斜方輝石の長径は0.6 ~ 1.0mm, 単斜輝石の長径は0.5~1.0mmである 斜長石, かんらん石, 斜方輝石, 単斜輝石からなる集合斑晶がみられる 14 Ⅰ 単斜輝石かんらん石玄武岩 (SiO 2 =50.50wt.%) 斑晶量は39.9vol.% で, 斜長石 33.9vol.%, かんらん石 3.8vol.%, 単斜輝石 0.4vol.% である 斜長石の長径は0.3~1.5mm, かんらん石の長径は0.3~1.5mm, 単斜輝石の長径は0.5 ~1.2mm である 斜長石, かんらん石, 単斜輝石からなる集合斑晶がみられる 斜長石には蜂の巣状組織を有するものが認められる. 15 Ⅰ 単斜輝石かんらん石玄武岩 (SiO 2 =52.55wt.%) 斑晶量は46.6vol.% で, 斜長石 40.6vol.%, かんらん石 4.2vol.%, 単斜輝石 1.8vol.% である 斜長石の長径は0.5~1.2mm, かんらん石の長径は0.2~1.2mm, 単斜輝石の長径は0.8 ~1.0mm である 斜長石, かんらん石, 単斜輝石からなる集合斑晶がみられる 斜長石には蜂の巣状組織を有するものが認められる. 16 Ⅱ 単斜輝石斜方輝石安山岩 (SiO 2 =61.14wt.%) 斑晶量は 21.1vol.% で, 斜長石 17.3vol.%, 斜方輝石 1.5vol.%, 単斜輝石 1.1vol.%, 不透明鉱物 1.2vol.% である 斜長石の長径は0.5~1.2mm, 斜方輝石の長径は0.2~1.0mm, 単斜輝石の長径は0.2~0.3mm, 不透明鉱物の長径は0.3 ~0.5mm である 斜長石, 斜方輝石, 単斜輝石, 不透明鉱物からなる集合斑晶がみられる 斜長石には篩状組織がみられるものがある 17 Ⅱ 単斜輝石斜方輝石安山岩 (SiO 2 =57.50wt.%) 斑晶量は 35.7vol.% で, 斜長石 27.8vol.%, 斜方輝石 4.3vol.%, 単斜輝石 3.1vol.%, 不透明鉱物 0.5vol.% である 斜長石の長径は0.5~1.4mm, 斜方輝石の長径は0.3~0.8mm, 単斜輝石の長径は0.5~1.0mm, 不透明鉱物の長径は 0.2mmである 斜長石, 斜方輝石, 単斜輝石, 不透明鉱物からなる集合斑晶がみられる 斜長石には蜂の巣状組織を有するものが認められる 18 Ⅱ 斜方輝石単斜輝石安山岩 (SiO 2 =61.05wt.%) 斑晶量 は30.3vol.% で, 斜長石 22.2vol.%, 単斜輝石 3.8vol.%, 斜方輝石 3.2vol.%, 不透明鉱物 1.1vol.% である 斜長石の長径は0.2~1.0mm, 単斜輝石の長径は0.2~1.2mm, 斜方輝石の長径は0.5~1.0mm, 不透明鉱物の長径は0.3 ~0.5mm である 斜長石, 単斜輝石, 斜方輝石からなる集合斑晶がみられる 角閃石含有単斜輝石斜方輝石デイサイト (SiO 2 = 64.44wt.%) 斑晶量 34.8vol.% で, 斜長石 31.3vol.%, 斜方輝石 1.7vol.%, 単斜輝石 1.5vol.%, かんらん石 0.1vol.% である 斜長石の長径は0.2~1.3mm, 斜方輝石の長径は0.1 ~1.2mm, 単斜輝石の長径は 0.1 ~1.2mm, 不透明鉱物の長径は0.2mm である 斜長石, 斜方輝石, 単斜輝石, 不透明鉱物からなる集合斑晶がみられる 角閃石デイサイト (SiO 2 =64.04wt.%) 斑晶量 20.9vol.% で, 斜長石 19.1vol.%, 角閃石 0.9vol.%, 不透明鉱物 0.9vol.% からなる 斜長石の長径は0.2~ 0.5mm, 角閃石の長径は0.2~0.3mm, 不透明鉱物の長径は0.1~0.2mm である 5 全岩組成分析には, 茨城大学水戸地区機器分析センターの蛍光 X 線分析装置 ( 理学電機製 3270 型 ;RH 管球 50kV,50mA) を用いた 分析方法および分析誤差は以下の通りである 1 岩石試料をハンマーで 1 ~2cm 程度のチップに砕く 次に超音波洗浄器を使って, 最初は水道水による洗浄 (7 分 ) を行い,1 回蒸留水で濯いだ後, 蒸留水による洗浄 (7 分 ) を 2 回, 蒸留水による洗浄 (10 分 ) を 2 回行う このチップをエアバス内で 1 日以上乾燥させる 乾燥させたチップは, ステンレス乳鉢を使い 2mm 以下の大きさになるまで粉砕する これをタングステンカーバイト製ボールミルで45~60 分程度粉砕し, 得られた試料を容器に入れて保存する 2 主化学組成分析用では, 粉砕した試料を約 g 蒸発皿に取り, エアバス内で12 時間以上乾燥させる 試料乾燥後, 秤量びんに ±0.0002g 秤量し, その10 倍のよく乾燥させた融剤 ( 四ホウ酸リチウム (Li 2 B 4 O 7 )) を加える 融剤を加えた試料をメノウ乳鉢でよく混合し, 白金るつぼに剥離剤 (LiBr 溶液 ) とともに投入し, ビードサンプラー装置でビードを作成する 微量元素分析用では, メノウ乳鉢で粉砕した試料を約

8 高橋正樹 西直人 三島裕久 金丸龍夫 2.000g 秤量し, 電気炉に入れて900 で 3 時間以上焼く 焼成した試料が常温まで冷めたら秤量びんに ± g 秤量し, これに混合融剤 (Li 2 B 4 O 7 :Li 2 BO 2 = 4 :1) を ±0.0002g 加える 融剤を加えた試料は, メノウ乳鉢でよく混合した後白金るつぼに入れ, 剥離剤を加えずにビードサンプラー装置でビードを作成する 3 主化学組成の分析誤差は,SiO 2 ±0.049wt.%,TiO 2 ± 0.015wt.%,Al 2 O 3 ±0.015wt.%,FeO±0.004wt.%,MnO ± 0.002wt.%,MgO± 0.017wt.%,CaO±0.006wt.%, Na 2 O±0.039wt.%,K 2 O±0.006wt.%,P 2 O 5 ±0.002wt.% である また, 微量元素組成の分析誤差は,Nb± 0.24ppm,Zr±0.98ppm,Y ± 0.87ppm,Sr±1.49ppm, Rb± 0.58ppm,Ba± 18.14ppm,Ni±1.65ppm,Cr± 5.83ppm,V ± 7.34ppm,Sc ± 2.57ppm である 6 愛鷹火山噴出物の全岩主化学組成値をTable 1 に示す 全岩主化学組成値は無水 100% に再計算してある 6-1 SiO 2 1 SiO 2 SiO 2 量は, 旧期凝灰角礫岩 ( 旧期 I ) が51.14~ 53.48wt.%, 旧期須津川溶岩 ( 旧期 II) が50.59~ 54.04wt.%, 旧期赤淵川溶岩 ( 旧期 II) が49.63~ 54.77wt.%, 熊ヶ谷火口凝灰角礫岩 ( 旧期 III) が66.39~ 67.66wt.%, 中期凝灰角礫岩 溶岩が49.19~55.34wt.%, 柳沢溶岩 ( 新期 I ) が49.40~52.01wt.%, 高橋川溶岩 ( 新期 I ) が 51.62~52.90wt.%, 須山溶岩 ( 新期 I ) が 51.65~ 51.66wt.%, 愛鷹岳溶岩 ( 新期 I ) が49.85~51.11wt.%, 梅ノ木沢溶岩 ( 新期 I ) が52.56~53.57wt.%, 池ノ平溶岩 ( 新期 I ) が 50.46~52.72wt.%, 呼子岳 大岳溶岩 ( 新期 I ) が 51.19~54.55wt.%, 高場所溶岩 ( 新期 I ) が51.48 ~52.20wt.%, 越前岳溶岩 ( 新期 I ) が50.15~52.78wt.%, 桃沢川溶岩 ( 新期 II) が60.25~62.74wt.%, 位牌岳 I 溶岩 ( 新期 II) が 56.37~61.62wt.%, 位牌岳 II 溶岩 ( 新期 II) が 60.54~61.05wt.%, 黒岳溶岩 ( 最新期 ) が64.44~ 65.04wt.%, 袴腰岳溶岩 ( 最新期 ) が63.70~65.95wt.%, 岩脈が50.37~61.16wt.% である 旧期 I および旧期 II 噴出物が玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩, 旧期 III 噴出物がデイサイト, 中期噴出物が玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩, 新期 I 噴出物が玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩, 新期 II 噴出物が安山岩, 最新期噴出物がデイサイトである 2 TiO 2 P 2 O 5 TiO 2 はSiO 2 が増加すると減少する組成変化トレンドを有する (Fig. 4) 旧期 I および旧期 II, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩は組成値の変動幅が大きく, 旧期 III のデイサイトはやや低いTiO 2 を有する P 2 O 5 はSiO 2 = 58wt.% 以下の新期 II 苦鉄質安山岩, 旧期 I および旧期 II の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩ではSiO 2 が増加してもほとんど変化しないが,SiO 2 =58wt.% 以上の新期 II 安山岩では最高値を示し, 旧期 III および最新期デイサイトに向かって減少する (Fig. 4) 3 Na 2 O K 2 O Na 2 OはSiO 2 が増加すると増大する組成変化トレンドを有する (Fig. 5) K 2 Oは, 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩ではSiO 2 が増加するとやや急な傾きで増大する組成変化トレンドを示し組成値の変動幅が大きい (Fig. 5) また,Low-K 系列からMedium-K 系列との境界部付近の組成を有する 新期 II, 旧期 III および最新期の安山岩 ~デイサイトでは SiO 2 が増加すると増大する組成変化トレンドを示し,Low-K 系列とMedium- K 系列の中間の組成を有する 4 MgO FeO* MgOは, 旧期 I およびII, 新期 I 玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では,SiO 2 が増加すると急激に減少する組成変化トレンドを示す (Fig. 6) 須津川沿いの旧期 II 溶岩の一部と赤淵川沿いの旧期 II 溶岩および愛鷹岳溶岩は高い MgO を有する 一方, 柳沢溶岩, 呼子 大岳溶岩の一部は低い値を, その他のものは中間の値を示す 新期 II, 旧期 III および最新期の安山岩 ~デイサイトではSiO 2 の増加とともにMgOは減少するが, その組成変化トレンドの傾きは緩やかである また,SiO 2 =60wt.% 以上の安山岩とデイサイトの組成変化トレンドは,SiO 2 = 60wt.% 以下の安山岩の組成変化トレンドよりもさらに緩やかであり, 両者はSiO 2 =60wt.% 付近で交差する FeO* は,SiO 2 が増加すると減少する傾向を示す (Fig. 6) 旧期 I およびII, 新期 I 玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では組成値の変動幅がやや大きい 5 Al 2 O 3 CaO MnO Al 2 O 3 は, 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩ではSiO 2 が増加してもあまり変化せず組成の変動幅が大きい (Fig. 7) 新期 II, 旧期 III および最新期の安山岩 ~デイサイトでは,SiO 2 の増加とともにやや減少する組成変化トレンドがみられる CaOはSiO 2 が増加すると減少する組成変化トレンドを示す (Fig.7) MnO はSiO 2 が増加してもほとんど組成変化がみられない (Fig. 7)

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19 2 Zr Nb Y Zr,Nb,Y は SiO 2 が増加すると増大する組成変化トレンドを示す (Fig. 14) Yの増加変化トレンドの傾斜は緩やかである 3 Ni Cr V Sc 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では,SiO 2 が増加するとNi およびCrが急激に減少する組成変化トレンドを示すが, 新期 II 安山岩ではその減少の傾きが緩やかである (Fig. 15) V および Sc はSiO 2 が増加すると単調に減少する組成変化トレンドを示す (Fig. 15) 7-2 FeO*/MgO 1 Rb Ba Sr Rbは, 組成値の変動幅は大きいが, 全体として FeO*/MgO 比が増加すると増大する組成変化トレンドを示す (Fig. 16) Ba は, 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩も, 新期 II, 新期 III および最新期の安山岩 ~デイサイトでも,FeO*/MgO 比が増加すると増大する組成変化トレンドを示すが, 後者の方がBa に富むトレンドを有する (Fig. 16) Sr は, 旧期 I および II, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩においても, 新期 II, 新期 III および最新期の安山岩 ~デイサイトにおいても,FeO*/MgO 比が増加しても変化は認められないが, 後者の方がやや低い値を有する (Fig. 16) 2 Zr Nb Y Zr は, 旧期 IおよびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では,FeO*/ MgO 比が増加するとゆるやかに増大する組成変化トレンドを示す (Fig. 17) 一方, 新期 II, 新期 III および最新期の安山岩 ~デイサイトにおいても,FeO*/MgO 比が増加すると増大する組成変化トレンドを示すが, 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩よりも高い値を示し, 変化トレンドの傾きも急である Nbは, 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩においても, 新期 II, 新期 III および最新期の安山岩 ~デイサイトにおいても,FeO*/ MgO 比が増加すると増大する組成変化トレンドを有するが, 後者の方が高い値を示す (Fig. 17) Yは, 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩においても, 新期 II, 新期 III および最新期の安山岩 ~デイサイトにおいても, FeO*/MgO 比が増加すると増大する組成変化トレンドを有するが, 後者の方が高い値を示す (Fig. 17) 3 Ni Cr V Sc N iと Crは, ともにFeO*/ MgO 比が増加すると急激に減少する組成変化トレンドを示す (Fig. 18) Vは, 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では, FeO*/MgO 比が増加すると緩やかに減少する組成変化トレンドを示す (Fig. 18) 一方, 新期 II, 新期 III および最新期の安山岩 ~デイサイトはVに乏しく,FeO*/MgO 比が増加すると減少する組成変化トレンドを有する Scは, 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では,FeO*/MgO 比が増加すると緩やかに減少する組成変化トレンドを示す (Fig. 18) 一方, 新期 II, 新期 III および最新期の安山岩 ~デイサイトはScに乏しく, FeO*/MgO 比が増加すると減少する組成変化トレンドを有する 8 1 Rb/Zr Rb/Nb Rb/Y Rb/Ba Rb/Zr 比,Rb/Nb 比,Rb/Y 比およびRb/Ba 比では, 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩の値の変動幅が大きく, そのうちのRb/Zr 比,Rb/Nb 比およびRb/Ba 比の高いものは, 新期 II 安山岩, 旧期 III および最新期デイサイトの示す比とほぼ同じ値を有する (Fig. 19) 一方,Rb/Y 比では, 新期 II の珪長質安山岩 (SiO 2 > 60wt.%), 旧期 III および最新期のデイサイトが高い値を有するのに対して, 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩は低い値を示し, 新期 II の苦鉄質安山岩 (SiO 2 > 60wt.%) がその中間の値を有する 2 Ba/Zr Ba/Nb Ba/Y Ba/Zr 比およびBa/Nb 比では, 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩のうちの低い値を示すものと新期 II 安山岩, 旧期 III および最新期デイサイトがほぼ同じ比を有する (Fig. 20) 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩の一部に低いBa/Nb 比を示すものが認められる Ba/Y 比では, 新期 II の珪長質安山岩, 旧期 III および最新期のデイサイトが高い値を有し, 旧期 I およびII, 新期 Iの玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩が低い値を示す 新期 II の苦鉄質安山岩はその中間で, 両者を結ぶ線上に分布する 3 Zr/Y Zr/Nb Nb/Y Zr/Y 比では, 新期 II の珪長質安山岩, 旧期 III および最新期のデイサイトが高い値を有し, 旧期 I およびII, 新期 I の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩が低い値を示す 新期 II の苦鉄質安山岩はその中間で, 両者を結ぶ線上に分布する (Fig. 21) Zr/Nb 比およびNb/Y 比では, 旧期 I およびII, 新期 Iの玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩の値の変動幅が大きく, そのうちZr/Nb 比およびNb/Y 比の高いものは, 新期 II 安山岩, 旧期 III および最新期デイサイトの示す比とほぼ同じ値を有する (Fig. 21)

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31 山岩では, 新富士火山が愛鷹火山, 古富士火山, 小御岳火山, 先小御岳火山よりも高い値を有し, 小御岳火山の一部が最も低い値を示す (Fig. 24) 安山岩 ~デイサイトでは,SiO 2 が増加すると減少する組成変化トレンドを示し, 新富士火山は愛鷹火山および先小御岳火山よりも高い値を示す 5 Al 2 O 3 CaO MnO Al 2 O 3 は, 玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では小御岳火山が最も高い値を示し, 愛鷹火山および先小御岳火山, 古富士火山, 新富士火山の順に少ないものが多くなる (Fig. 25) 安山岩 ~デイサイトでは, 愛鷹火山, 先小御岳火山が高く, 新富士火山が低い値を有する CaO では, 各火山ごとに大きな違いは認められず,SiO 2 が増加すると減少する組成変化トレンドを示すが, 新富士火山の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩の一部に低い値を有するものが含まれる (Fig. 25) MnO は, 玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では新富士火山が最も高い値を示し, 愛鷹火山および古富士火山と先小御岳火山がこれに次ぎ, 小御岳火山が最も低い値を有する (Fig. 25) 安山岩 ~デイサイトでは, 愛鷹火山と新富士火山が高い値を有し, 先小御岳火山が低い値を示す 9-2 FeO*/MgO 1 SiO 2 FeO*/MgO 比は, 玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では, 愛鷹火山の大部分, 先小御岳火山および古富士火山, 新富士火山, 小御岳火山の順に高くなる傾向がみられ, FeO*/MgO 比が増加してもSiO 2 が増大しない組成変化トレンドを有していて, すべてがソレアイト系列に属する (Fig. 26) 愛鷹火山および先小御岳火山の玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩の一部, そして安山岩 ~デイサイトでは,FeO*/MgO 比が増加するとSiO 2 が増大する組成変化トレンドを示し, 愛鷹火山と新富士火山の一部を除きカルクアルカリ系列に属する 2 TiO 2 P 2 O 5 TiO 2 は, 玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩をみると, 古富士火山と新富士火山ではFeO*/ MgO 比が増加すると急に増加する一連の組成変化トレンドを示すが, 愛鷹火山と小御岳火山および先小御岳火山では,FeO*/MgO 比が増加してもあまり増大しない (Fig. 27) 安山岩 ~デイサイトでは,FeO*/ MgO 比が増加すると減少する組成変化トレンドを有するが, 新富士火山が最も高い値を示し, 愛鷹火山, 先小御岳火山の順に減少する P 2 O 5 は, 玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では,FeO*/ MgO 比が増加すると, 古富士火山, 新富士火山ではこの順に高くな る一連の組成変化トレンドを示すが, 愛鷹火山ではあまり増大しない (Fig. 27) また, 先小御岳火山と小御岳火山は愛鷹火山とほぼ同じ組成変化トレンドを示すが, よりP 2 O 5 に乏しい値を示す 一方, 安山岩 ~デイサイトでは各火山に大きな違いは認められない 3 Na 2 O K 2 O Na 2 Oは, 愛鷹火山, 小御岳火山, 古富士火山, 新富士火山で大きな違いは認められないが, 玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では先小御岳火山で高い値を示す (Fig. 28) K 2 O は, 玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では, 古富士火山から新富士火山に向かってFeO*/MgO 比が増加すると急に増加する一連の組成変化トレンドを示すが, 愛鷹火山, 先小御岳火山, 小御岳火山では,FeO*/MgO 比が増加してもあまり増大しない (Fig. 28) 4 MgO FeO* MgOは, 古富士火山と新富士火山では,FeO*/MgO 比が増加すると減少する一連の組成変化トレンドを示すが, 愛鷹火山, 先小御岳火山, 小御岳火山では, 同じ FeO*/MgO 比で比べるとこれらよりMgOが低く, 傾斜の急な組成変化トレンドを有する (Fig. 29) FeO* は, 玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では, 古富士火山と新富士火山は,FeO*/MgO 比が増加すると緩やかに増大する一連の組成変化トレンドを示すが, 愛鷹火山, 先小御岳火山, 小御岳火山は,FeO*/MgO 比が増加してもほとんど変化しない組成変化トレンドを有し, その中でも先小御岳火山はやや低い値を示す (Fig. 29) 5 Al 2 O 3 CaO MnO Al 2 O 3 は, 古富士火山および新富士火山, 愛鷹火山および先小御岳火山の順に高い値を示し, 小御岳火山が最も高い値を有する (Fig. 30) CaOは, 各火山で大きな違いは認められないが, 小御岳火山がやや高い値を有する (Fig. 30) MnO は, 愛鷹火山, 古富士火山, 新富士火山では大きな違いは認められず, 先小御岳火山, 小御岳火山でやや低い値を示す (Fig. 30) SiO 2 1 Rb Ba Sr Rb は, 玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では, 愛鷹火山, 小御岳火山で最も乏しく, 古富士火山, 新富士火山の順に高い値を示す (Fig. 31) 安山岩 ~デイサイトでは, 愛鷹火山と先小御岳火山はほぼ同じ値を有し, 新富士火山はこれらよりも高い値を示す Baは, 玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩では, 愛鷹火山, 小御岳火山, 古富士火山はほぼ

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47 Fig. 40 Stratigraphic variation for whole-rock SiO 2 contents and FeO*/MgO ratios of the older group basaltic to basaltic andesitic lavas along the Sudogawa river. Numerals denote sample numbers. 融解実験を行い, これらが7kb の圧力下で単斜輝石, 斜方輝石, 斜長石の結晶分化作用で形成されることを明らかにした これにより, 輝石主体の結晶分化作用によって,SiO 2 が増大せずに液相濃集元素量やFeO*/MgO 比が増大する組成変化が生ずる可能性が示された 愛鷹火山玄武岩にみられる液相濃集元素比の多様性は古富士火山, 新富士火山の違いよりも大きい しかし,TiO 2,P 2 O 5, K 2 Oなどの液相濃集元素量が新富士火山よりも少ないにもかかわらず,Rb/Y 比,Ba/Y 比,Zr/Y 比などは新富士火山と同じくらい高い値を示すものが愛鷹火山の噴出物では含まれ, さらには新富士火山や古富士火山よりも Sr に富む こうした事実は, 愛鷹火山の場合,Rb/Y 比,Ba/Y 比,Zr/Y 比が高いことやSrに富むことの原因として, 原岩となったマントル物質の不均質性に由来する可能性やマントルにおける部分融解度が富士火山に比べて小さかった可能性などが考えられる 3 愛鷹火山のSiO 2 =60wt.% 以上の珪長質安山岩は, MgO のSiO 2 変化図上では,SiO 2 の増加とともにMgOが減少する玄武岩質安山岩の曲線を描く結晶分化作用の組成変化トレンドの延長上に位置する (Fig. 6) これに対して,SiO 2 に乏しい苦鉄質安山岩は, 珪長質安山岩と MgO=60wt.% 程度の玄武岩とを結ぶ直線的な混合線上に位置するようにみえる (Fig. 6) また,Zr/Y 比をみて

48 高橋正樹 西直人 三島裕久 金丸龍夫 も, 苦鉄質安山岩は,Zr/Y 比の低い玄武岩とZr/Y 比の高い珪長質安山岩 ~デイサイトを結ぶ直線的な混合線上に位置するようにみえる (Fig. 21) このことは, 珪長質安山岩が玄武岩質安山岩の結晶分化作用によって形成されたのに対して, 苦鉄質安山岩が玄武岩質マグマと珪長質安山岩質マグマのマグマ混合によって形成されたことを示唆する 玄武岩質マグマが低圧下でかんらん石や磁鉄鉱などの結晶分化作用を受けると,SiO 2 に富む安山岩 ~デイサイト質マグマが形成される ( 藤井,2007) 安山岩 ~デイサイト質マグマの噴出する時期には, マグマ溜りが地殻浅所に発達していたのかもしれない Rb/Zr 比,Rb/Nb 比,Rb/Y 比,Rb/Ba 比,Nb/Y 比をみると, 安山岩 ~デイサイトはこれらの比の高い玄武岩 ~ 玄武岩質安山岩と同様の比の値を有する (Fig. 19および 21) 安山岩 ~デイサイト質マグマは, こうしたRb/Zr 比,Rb/Nb 比,Rb/Y 比,Rb/Ba 比,Nb/Y 比の高い玄武岩質マグマの結晶分化作用によって生成された可能性がある 4 愛鷹火山のマグマ化学組成を先小御岳火山, 小御岳火 山, 古富士火山, 新富士火山のマグマ化学組成と比較すると, 愛鷹火山のマグマの化学的特徴と最も類似した性質を持つのは先小御岳火山のマグマである (Fig.22~39) 次に類似しているのが小御岳火山と古富士火山のマグマであり, 最も異なるのが新富士火山のマグマである 時代的にも, 愛鷹火山と先小御岳火山の活動時期は重なっている 当時の富士 愛鷹地域では, 愛鷹火山や先小御岳火山のマグマを生成するような条件に地殻 ~ 上部マントルが置かれていたものと考えられる (2) で議論したように,Srの含有量が愛鷹火山や先小御岳火山の方が新富士火山, 古富士火山よりも多いことを考えると, 当時のマントルにおける部分融解度が, 最近の新富士火山, 古富士火山の場合よりも小さかった可能性が考えられる 本研究を進めるに当たり, 茨城大学理学部田切美智雄元教授および藤縄明彦教授の両氏には多大なご支援を頂いた 記して感謝の意を表したい 浅野健太 高橋栄一 浜田盛久 鈴木敏弘 (2013): 宝永噴火噴出物を用いた富士火山深部マグマ溜りの条件推定. 日本火山学会 2013 年度秋季大会講演予稿集,p117 藤井敏嗣 (2007): 富士火山のマグマ学. 富士火山 ( 荒牧重雄 藤井敏嗣 中田節也 宮地直道編 ). 山梨県環境科学研究所, 藤井敏嗣 由井将雄 (1985): 愛鷹火山の岩石学的特徴. 月刊地球,7, 平林武 (1989) 富士及愛鷹火山地質調査報文. 震災予防調査会報告, 第 24 号 Miyaji, N., Kan no, A., Kanamaru,T. and Mannen, K. (2011) : High resolution reconstruction of the Hoei eruption (AD1707) of Fuji volcano, Japan. J.Volcanol. Geotherm. Res., 207, 永井匡 高橋正樹 平原由香 周藤賢治 (2004): 富士 小御岳 愛鷹火山岩類のSr Nd 同位体組成. 日本大文理自然研研究紀要,39, 中田節也 吉本充宏 藤井敏嗣 (2007): 先富士火山群. 富士火山 ( 荒牧重雄 藤井敏嗣 中田節也 宮地直道編 ). 山梨県環境科学研究所,69-77 Nakajima, J. and Hasegawa, A. (2007): Subduction of the Philippine Sea plate beneath southwestern Japan: Slab geometry and its relationship to arc magmatism. J.Geophys.Res., 112, B08306, doi: /2006jb 小川賢之輔 (1977): 愛鷹火山の地形地質. 富士市の自然, 1-126, 富士市小川賢之輔 (1986): 富士市域の地質及び地形. 富士市の自然,3-560, 富士市沢村孝之介 (1955): 7.5 万分の 1 沼図幅及び同説明書. 地質調査所高橋正樹 小見波正修 根本靖彦 長谷川有希絵 永井匡 田中英正 西直人 安井真也 (2003): 富士火山噴出物の全岩化学組成 分析データ 847 個の総括. 日本大文理自然研研究紀要,38, 高橋正樹 須合辰也 金丸龍夫 (2015): 小御岳火山噴出物の全岩化学組成. 日本大文理自然研研究紀要,50( 印刷中 ) 富樫茂子 高橋正樹 (2007): 富士山のマグマの化学組成と岩石学的特徴 : マグマの実態への制約条件. 富士火山 ( 荒牧重雄 藤井敏嗣 中田節也 宮地直道編 ). 山梨県環境科学研究所, Yoshimoto,M., Fujii, T., Kaneko, T., Yasuda, A, Nakada, S. and Matsumoto, A. (2010) : Evolution of Mount Fuji, Japan: Inference from drilling into the subaerial oldest volcano, pre-komitake. Island Arc, 19, 由井将雄 藤井敏嗣 (1989): 愛鷹火山の地質. 地震研彙報,64,

49 Table 1 Chemical composition for eruptive products of the Ashitaka volcano. 1-10: clasts of older group I (OI) tuff breccia; 11-59: older group II (OII) lavas (along the Sudogawa river); 60-71: older group II (OII) lavas (along the Akabuchigawa river); 72-75: clasts of older group III (OIII) Kumagaya breccia pipe; : clasts of middle group tuff breccia and lavas; : lower unit of younger group I (YI) (Yanagisawa lava); : lower unit of younger group I (YI) (Takahashigawa lava); : lower unit of younger group (YI) (Ashitakadake lava); : lower unit of younger group (YI) (Umenokizawa lava); : lower unit of younger group (YI) (Ikenotaira lava); : lower unit of younger group (YI) (Suyama lava); : lower unit of younger group (YI) (Yobukodake lava); : lower unit of younger group (YI) (Takabasho lava); : lower unit of younger group (YI) (Echizendake lava); : dikes; : upper unit of younger group (YII) (Momosawagawa lava); : upper unit of younger group (YII)(Ihaidake I lava); : upper unit of younger group (YII) (Ihaidake II lava); : the youngest group (Kurodake lava); : the youngest group (Hakamagoshidake lava) Sample No. sample name SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 FeO* MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O 5 TOTAL Y Zr Nb Rb Sr Ba Ni Cr V Sc a b c d e f a d A B

50 高橋正樹 西直人 三島裕久 金丸龍夫 Sample No. sample name SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 FeO* MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O 5 TOTAL Y Zr Nb Rb Sr Ba Ni Cr V Sc a

51 Sample No. sample name SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 FeO* MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O 5 TOTAL Y Zr Nb Rb Sr Ba Ni Cr V Sc c A a b c e f B a b a b a b a b a b

52 高橋正樹 西直人 三島裕久 金丸龍夫 Sample No. sample name SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 FeO* MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O 5 TOTAL Y Zr Nb Rb Sr Ba Ni Cr V Sc a b e a b c d e a b c d e a

53 Sample No. sample name SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 FeO* MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O 5 TOTAL Y Zr Nb Rb Sr Ba Ni Cr V Sc b c d e a a b c

54 高橋正樹 西直人 三島裕久 金丸龍夫 Sample No. sample name SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 FeO* MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O 5 TOTAL Y Zr Nb Rb Sr Ba Ni Cr V Sc a b a b c cʼ d e b b c a b c

55 Sample No. sample name SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 FeO* MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O 5 TOTAL Y Zr Nb Rb Sr Ba Ni Cr V Sc a b

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