[SVC47-P11] 紀伊半島中央部，十津川村滝川に露出する大峯火砕岩脈から見出された安山岩片
キーワード：カルデラ、火砕岩脈、中新世火山活動、紀伊半島、タファイト、苦鉄質マグマ
カルデラ縁部に露出する火砕岩脈は噴出前の火砕物やマグマだまりについての情報を保存している．紀伊半島ではおよそ1400万年前に複数のカルデラ噴火が発生し（Miura and Wada, 2007），現在それらの火砕岩脈が複数露出している（中奥火砕岩脈：和田・岩野, 2001; 大峯火砕岩脈：但馬, 1977; 和田・長澤, 2008; 古座川火砕岩脈：Miura, 1999）．本研究では大峯－大台カルデラ（佐藤・大和大峯研究グループ, 2006）形成時の噴出火道の一つである大峯火砕岩脈とそこに含まれる火山岩片について，奈良県十津川村滝川地域における産状を報告する．
大峯火砕岩脈は紀伊半島中央部の大峯山脈の西側をおよそ南北に約30 kmにわたって分布する．調査地である十津川村滝川流域での岩脈の走向はN40°E（東端）～N70°E（西端），傾斜は70°W～90°で，滝川沿いにおよそ100 mにわたって露出する．推定される岩脈の幅はおよそ70 mである．本露頭から採取されたサンプルに基づく岩脈形成年代は14.88±0.45 Ma（ジルコンU-Pb年代：Shinjoe et al., 2019）である．本露頭の北方（十津川村宇無ノ川）で岩脈は大峯花崗岩に貫入する．不定形状の花崗岩包有物を含むことから，大峯花崗岩の貫入後まもなく大峯火砕岩脈が貫入したと考えられた（和田・長澤, 2008）．なお，調査地での岩脈の母岩は四万十帯美山付加コンプレックスに属する泥質岩砂質岩互層である（紀州四万十帯団体研究グループ, 2012）．
岩脈を構成する火砕岩は，火山礫～火山岩塊サイズの岩片と灰色～黒色の溶結した凝灰岩基質からなる．
岩片：岩石種は安山岩と母岩由来の堆積岩で，岩脈東縁部には母岩との境界に平行に伸長したフィアメが見られる．多数含まれる緑灰色安山岩片は，長径数cm以下～2 m程度である．角礫状のものもあるが，ほとんどが不定形状である．岩片縁部には淡緑色から灰色の縁取りが見られ，変質の進んだガラスからなる．堆積岩片には長径数cm～十数mで不定形状のものが多い．堆積岩片では成層構造が明瞭で，生痕化石も多数認められる．
凝灰岩基質：褐色ガラスとシルト～粗粒砂サイズの細粒の結晶片・岩片からなる．褐色ガラスはユータキシティック組織であり，溶結したレンズ状ガラスやバブルウォール型ガラス片（脱ガラス化）を含む．結晶片はほぼ破片状である．岩片は角礫状～亜円礫状であり，砂岩や泥岩の岩片には不定形状のものも見られる一方，溶結した不定形状の脱ガラス化した褐色ガラスからなる軽石（フィアメ）が多数含まれる．
火砕岩の基質はバブルウォール型の火山ガラスを多数含む．岩脈壁に沿って平行に弱溶結したガラス質のユータキシティック組織であり、含まれるフィアメはレンズ状である．したがって、大峯火砕岩脈の形成過程においては爆発的噴火による火砕物が火道の閉塞に伴い，火道に垂直な力によって火砕物が溶結したと考えられる．これは大峯－大台カルデラのもう一つの火砕岩脈である中奥岩脈（北嶋・和田, 2010）と同様の現象である．
一方，岩脈に含まれる安山岩片には角礫状や不定形状のものが存在するので，岩脈形成時に岩片は概ね固結状態でありながらも塑性変形が可能なほどの高温を保っていたと考えられる。岩片の縁取りは岩脈に取り込まれたときに形成された急冷縁である（和田・岩野, 2001）．これらのことは安山岩がマグマとして珪長質マグマに含まれていたことを強く示唆する．カルデラを形成する珪長質大規模噴火においては、珪長質マグマだまりへの苦鉄質マグマ注入がカルデラ形成噴火のトリガーとなりうる（Sparks et al., 1977）．今後，安山岩片の詳細な岩石学的検討によって，大峯－大台カルデラ形成噴火の発生過程について示唆が得られる可能性がある．
〔引用文献〕
紀州四万十帯団体研究グループ(2012) 地団研専報, 59, 35.
北嶋・和田(2010) 地質雑, 116, 510.
Miura (1999) JVGR, 92, 271.
Miura and Wada (2007) JVGR, 167, 300.
佐藤・大和大峯研究グループ(2006) 地球科学, 60, 403.
Shinjoe et al. (2019) Geol.Mag., doi: 10.1017/S0016756819000785.
Sparks et al. (1977) Nature, 267, 315.
但馬(1977) 地質学会要旨, p.59.
和田・岩野(2001) 火山, 46, 107.
和田・長澤(2008) 月刊地球（号外）, 60, 91.
大峯火砕岩脈は紀伊半島中央部の大峯山脈の西側をおよそ南北に約30 kmにわたって分布する．調査地である十津川村滝川流域での岩脈の走向はN40°E（東端）～N70°E（西端），傾斜は70°W～90°で，滝川沿いにおよそ100 mにわたって露出する．推定される岩脈の幅はおよそ70 mである．本露頭から採取されたサンプルに基づく岩脈形成年代は14.88±0.45 Ma（ジルコンU-Pb年代：Shinjoe et al., 2019）である．本露頭の北方（十津川村宇無ノ川）で岩脈は大峯花崗岩に貫入する．不定形状の花崗岩包有物を含むことから，大峯花崗岩の貫入後まもなく大峯火砕岩脈が貫入したと考えられた（和田・長澤, 2008）．なお，調査地での岩脈の母岩は四万十帯美山付加コンプレックスに属する泥質岩砂質岩互層である（紀州四万十帯団体研究グループ, 2012）．
岩脈を構成する火砕岩は，火山礫～火山岩塊サイズの岩片と灰色～黒色の溶結した凝灰岩基質からなる．
岩片：岩石種は安山岩と母岩由来の堆積岩で，岩脈東縁部には母岩との境界に平行に伸長したフィアメが見られる．多数含まれる緑灰色安山岩片は，長径数cm以下～2 m程度である．角礫状のものもあるが，ほとんどが不定形状である．岩片縁部には淡緑色から灰色の縁取りが見られ，変質の進んだガラスからなる．堆積岩片には長径数cm～十数mで不定形状のものが多い．堆積岩片では成層構造が明瞭で，生痕化石も多数認められる．
凝灰岩基質：褐色ガラスとシルト～粗粒砂サイズの細粒の結晶片・岩片からなる．褐色ガラスはユータキシティック組織であり，溶結したレンズ状ガラスやバブルウォール型ガラス片（脱ガラス化）を含む．結晶片はほぼ破片状である．岩片は角礫状～亜円礫状であり，砂岩や泥岩の岩片には不定形状のものも見られる一方，溶結した不定形状の脱ガラス化した褐色ガラスからなる軽石（フィアメ）が多数含まれる．
火砕岩の基質はバブルウォール型の火山ガラスを多数含む．岩脈壁に沿って平行に弱溶結したガラス質のユータキシティック組織であり、含まれるフィアメはレンズ状である．したがって、大峯火砕岩脈の形成過程においては爆発的噴火による火砕物が火道の閉塞に伴い，火道に垂直な力によって火砕物が溶結したと考えられる．これは大峯－大台カルデラのもう一つの火砕岩脈である中奥岩脈（北嶋・和田, 2010）と同様の現象である．
一方，岩脈に含まれる安山岩片には角礫状や不定形状のものが存在するので，岩脈形成時に岩片は概ね固結状態でありながらも塑性変形が可能なほどの高温を保っていたと考えられる。岩片の縁取りは岩脈に取り込まれたときに形成された急冷縁である（和田・岩野, 2001）．これらのことは安山岩がマグマとして珪長質マグマに含まれていたことを強く示唆する．カルデラを形成する珪長質大規模噴火においては、珪長質マグマだまりへの苦鉄質マグマ注入がカルデラ形成噴火のトリガーとなりうる（Sparks et al., 1977）．今後，安山岩片の詳細な岩石学的検討によって，大峯－大台カルデラ形成噴火の発生過程について示唆が得られる可能性がある．
〔引用文献〕
紀州四万十帯団体研究グループ(2012) 地団研専報, 59, 35.
北嶋・和田(2010) 地質雑, 116, 510.
Miura (1999) JVGR, 92, 271.
Miura and Wada (2007) JVGR, 167, 300.
佐藤・大和大峯研究グループ(2006) 地球科学, 60, 403.
Shinjoe et al. (2019) Geol.Mag., doi: 10.1017/S0016756819000785.
Sparks et al. (1977) Nature, 267, 315.
但馬(1977) 地質学会要旨, p.59.
和田・岩野(2001) 火山, 46, 107.
和田・長澤(2008) 月刊地球（号外）, 60, 91.