（ ）─ ─121 59

2.　これまでの研究

加藤（1968）は，本地域に分布する強溶結凝灰岩を，

牧平（まきだいら）石英斑岩，乾徳（けんとく）安山岩，

小楢山（こならやま）火山砕屑岩に区分し，花崗閃緑岩

については黒金（くろがね）型花崗岩と名付けているが，

これらを一連のマグマ活動の産物として明確に位置づけ

てはいない。

三村ほか（1984）は，これらの強溶結凝灰岩と花崗岩

類を，両者がきわめて密接な成因的関係を有する火山深

成複合岩体として認識し，初めて「東山梨火山深成複合

岩体」という名称でよんだ。そして「東山梨火山深成複

合岩体」を構成する強溶結凝灰岩を小楢山火山岩類，花

崗閃緑岩体を小烏（こがらす）花崗閃緑岩と名付け，さ

1.　はじめに

東山梨火山深成複合岩体は，4 ～6Ma頃に形成された，

南北25km以上，東西約4 ～6kmの南北に伸張した岩体

で，岩体の東部と西部を構成する強溶結凝灰岩類とその

中央に貫入した花崗閃緑岩体からなる，特異な性質を有

する火山深成複合岩体である（Fig. 1）。本論では，東山

梨火山深成複合岩体の火山性陥没地（コールドロン）内

を埋めた強溶結凝灰岩を含む火砕岩の地質および岩石記

載を行いその成因について明らかにするとともに，帯磁

率異方性（AMS）に基づく岩石ファブリック解析を行っ

て，火砕岩類およびコールドロンの形成プロセスについ

ても検討する。

金丸　龍夫＊・高橋　正樹＊

The origin and structure of pyroclastic rocks filled the Pliocene cauldron of Higashi-Yamanashi volcano-plutonic com-plex are studied based on field geology, petrography and AMS (anisotropy of magnetic susceptibility). The pyroclastic rocks consist of six types: (1) andesitic to dacitic tuff with abundant crystals, (2) andesitic to dacitic tuff with abundant lithic fragments, (3) rhyolitic tuff with abundant crystals, (4) volcanic breccia, (5) lacustrine volcanic sand and silt, (6) intrusive vent tuff breccia. The andesitic to dacitic tuff with abundant crystals partly intercalating rhyolitic tuff with abun-dant crystals, andesitic to dacitic tuff with abundant lithic fragments, and andesitic to dacitic tuff with abundant crystals erupted in this order and filled the cauldron. Almost all intra-cauldron pyroclastic rocks are densely welded. The AMS study of densely welded pyroclastic rocks reveals three different types of fabrics: (1) sedimentary fabrics at the time of deposition, (2) fabrics produced by the vertical movement during the trap-door type cauldron subsidence, (3) tectonic fab-rics formed by right-lateral strike-slip movement concurrent with the intrusion of granodiorite. The densely welded intra-cauldron pyroclastic rocks were accumulated at the same time with the trap-door type cauldron subsidence of the Higashi-Yamanashi volcano-plutonic complex. After the eruption of voluminous pyroclastic rocks, granodiorite intruded simultaneous with right-lateral strike-slip tectonic movement.

Keywords: Higashi-Yamanashi volcano-plutonic complex, cauldron, welded tuff, pyroclastic flow, anisotropy of magnetic

susceptibility

東山梨火山深成複合岩体を構成する火砕岩類の地質および構造と

コールドロンの形成プロセス

Geology and Structure of Pyroclastic Rocks in the Higashi-Yamanashi Volcano-plutonic Complex and its Implications for the Process of Cauldron Formation.

Tatsuo KANAMARU＊ and Masaki TAKAHASHI＊

（Received October 31, 2008）

＊ Depar tment of Geosystem Sciences, College of Humanities and Sciences, Nihon University : 3－25－40 Sakurajosui Setagaya-ku, Tokyo 156－8550, Japan

＊ 日本大大学文理学部地球システム科学科： 〒156－8550　東京都世田谷区桜上水3－25－40

日本大学文理学部自然科学研究所研究紀要

No.44 （2009） pp.121 － 137

金丸　龍夫・高橋　正樹

─ ─122（ ）60

Fig. 12 Annual mean temperature and total precipitation from 1988 to 2004 in EJIN QI

Fig. 1 Geological map of the Higashi-Yamanashi volcano-plutonic complex．

（ ）

東山梨火山深成複合岩体を構成する火砕岩類の地質および構造とコールドロンの形成プロセス

─ ─123 61

花崗閃緑岩体がみられず，約2×4kmおよび1×1.5kmの

小岩体として露出している。この付近は，より新期の火

山岩類に覆われているため，北方の岩体本体との関係に

ついては明らかではない。強溶結凝灰岩の最大層厚は大

平周辺で1.3km以上あるが明確な厚さは不明である。

強溶結凝灰岩と基盤の花崗岩との境界は，大平付近を

除く地域では直線的な分布を示すことから正断層である

と考えられる。大平付近では緩傾斜の境界を示し，低角

正断層の可能性が高い。なお，三村ほか（1984）は，大

平付近の両者の境界を不整合と考えている。強溶結凝灰

岩により埋積されたコールドロンは，全体として西側境

界が深く落ち込んだ非対称な蝶番状の陥没構造を呈する

ものと考えられる。

強溶結凝灰岩に貫入する花崗閃緑岩は，南方の馬場西

部から北方の東沢流域にかけて，南北20km以上にわた

り細長く分布する（Fig. 1）。東西幅は，黒金山周辺で

500 m程に狭くなるが，他の地域では2 ～3km程度であ

る。花崗閃緑岩の貫入により，強溶結凝灰岩は貫入境界

から幅200 ～300 mにわたり接触熱変成作用を被ってい

る。

4.　 コールドロン内強溶結凝灰岩の地質および岩石

記載

コールドロン内に分布する強溶結凝灰岩は，5種類の

異なる岩相に区分される。それらは，（1）石質岩片に富

む強溶結凝灰岩（ラピリ凝灰岩），（2）石質岩片に乏しく，

結晶片に富む強溶結凝灰岩，（3）角礫岩，（4）凝灰岩質砂

岩およびシルト岩，（5）火道角礫岩および凝灰岩岩脈，

である。

このうち，岩体の主要部を占める狭義の強溶結凝灰岩

は（1）と（2）である。狭義の強溶結凝灰岩は，多数の結

晶片に加えて，長径数mmから数10cmの砂岩，泥岩，

花崗岩などの基盤岩類と強溶結凝灰岩などの火山岩類を

石質岩片として様々な割合で含んでおり（Fig. 2 ），その

量比の違いによって（1）と（2）の2つのタイプに区分され

る。石質岩片はラピリから角礫・亜角礫であり，その形

態は円磨されておらず角張った輪郭のものがほとんどで

ある（Fig. 3 ）。（1）は岩体北東部大平西方から黒金山南

方，岩体中央西部小楢山周辺から北西部徳和川上流部ま

で帯状に分布している（Fig. 4 ）。一方，（2）は岩体南部

棚山付近から最北部の東沢南部まで広範囲に分布してい

る（Fig. 4 ）。

岩体の主部を占める石質岩片に乏しく結晶片に富む斑

状溶結凝灰岩には，石英の斑状結晶を含まないものと含

むものとが認められる。全岩SiO2 量は前者では56 ～

らに，小楢山火山岩類を，下位から，馬場（ばば）溶結

凝灰岩，西平等川（にしびょうどうがわ）泥岩，徳和（と

くわ）火山角礫岩，上岩下（かみいわした）安山岩質溶岩，

大平（おおだいら）溶結凝灰岩に区分した。三村らは，

東山梨火山深成複合岩体は，北北東―南南西方向の正断

層による陥没を伴いながら，間に湖成層を形成した休止

期と安山岩質溶岩の流出を挟んで2回の大規模な火砕流

噴火が生じ，最後に花崗閃緑岩が貫入することで形成さ

れたと考えた。

角田（1988；1989 ）は，本岩体の北部東沢流域の深成

岩類について岩石学的な検討を行い，岩石学的な特徴の

相違から，加藤（1968 ）の黒金型花崗岩の北東部の岩石

について，黒金型とは独立した岩体と考え，これに対し

て東沢閃緑岩体という名称を用いている。

柴田ほか（1984 ）により，馬場溶結凝灰岩起源のホル

ンフェルスについて4.67±0.19Ma，大平溶結凝灰岩に

ついて4.49±0.30Maおよび5.09±0.27Ma，小烏花崗閃

緑岩について4.38±0.27MaのK－Ar年代が得られている。

Takahashi（1990 ）は小烏花崗閃緑岩の全岩主化学組成

を検討し，それらが岩体の高度により変化しないことを

示し，さらに岩体の一部に急冷組織がみられることそし

て岩体の規模が小さいことなどから，花崗閃緑岩は貫入

定置時の揮発性成分の急激な減少による急速な結晶化に

よりもたらされたと考えた。一方，金丸・高橋（2008）

は強溶結凝灰岩と花崗閃緑岩の全岩化学組成を検討し，

強溶結凝灰岩は花崗閃緑岩よりもAl2O3，Na2O，P2O5 に

富み，MgO，K2Oに乏しい組成トレンドを示すが，両者

の最も苦鉄質なものはほぼ同じ安山岩質組成を有するこ

とから，両者が同一の安山岩マグマに由来するとみなし

て説明可能であるとした。

3.　東山梨火山深成複合岩体

東山梨火山深成複合岩体は，山梨県北東部に位置する

南北25km以上，東西約6kmの南北に細長く伸長した岩

体で，主に岩体東部，西部および南部を構成する強溶結

凝灰岩と，その中央に貫入した花崗閃緑岩よりなる火山

深成複合岩体である（Fig. 1）。強溶結凝灰岩は南北に伸

長した火山性陥没地（コールドロン）を厚く埋積したも

のである。西部の強溶結凝灰岩類は，東西最大幅約

1.5 km，南方の北原（きたはら）付近から北方の東沢に

かけて南北約15kmにわたり分布する。東部の強溶結凝

灰岩は，南方の馬場から北方の黒金山付近まで南北約

16kmにわたり弧状を描いて分布し，北部の大平周辺で

東西最大幅約2.5 kmとなるが，その他の地域では約1.0

～1.5 km程度である。南部の棚山（たなやま）周辺では，

金丸　龍夫・高橋　正樹

─ ─124（ ）62

N40E50E，南東部馬場付近でN70W60N，南西部北原北

方でN85E65Nであり，急傾斜を示すものが多い（Fig. 4 ）。

北原や棚山周辺では，著しく伸長した溶結レンズを持つ

ものがみられることがある（Fig. 7B ）。溶結レンズを持

つ強溶結凝灰岩は，鏡下でユータキシティック組織を示

す（Fig. 5 ）。三村ほか（1984）は，斑状溶結凝灰岩の分布

域に水冷破砕組織を有する上岩下溶岩を記載している

が，上岩下溶岩分布域に出現する岩石も溶結組織を示す

溶結凝灰岩であり（Fig. 7C，8 ），我々の調査では上岩下

溶岩の存在を認めることは出来なかった。

これらの強溶結凝灰岩は，岩体の北西部ほど上位層準

となり，下位から，石質岩片に乏しい斑状溶結凝灰岩，

石質岩片に富む溶結凝灰岩，石質岩片に乏しい斑状溶結

凝灰岩の順に堆積している（Fig. 4 ）。また，岩体南東部

馬場から小田野山周辺では，石質岩片に乏しい斑状溶結

凝灰岩中に斑状石英を含む斑状溶結凝灰岩がレンズ状に

挟在している。こうした強溶結凝灰岩は，コールドロン

内を埋積した大規模な火砕流堆積物であり，以下に述べ

る湖成層の堆積時を除いては時間間隙を示す地質学的証

拠が認められないので，比較的短期間に連続的に噴火が

生じ形成されたものと考えられる。

岩体北東部の徳和から大平南方にかけての基盤岩に接

した地域には，亜円礫から亜角礫からなる基質支持の淘

汰の悪い角礫岩がみられる（Fig. 9 ）。角礫岩は，長径cm

から1m程度の岩片ないしは岩塊からなり，岩種は基盤

を成す徳和花崗岩，四万十層群の砂岩，泥岩，チャート

などからなる（Fig. 9 ）。これらの角礫岩は，コールドロ

ン形成時に陥没境界付近に形成された一種の崖錐性崩壊

堆積物である可能性が高い。

徳和川中流では，この火山角礫岩の上位に，凝灰質砂

岩やシルト岩からなる湖成堆積物がみられる。湖成層の

層厚は10m以上あり，走向がN40EないしはN50E，傾

斜が40Wから50Wで，青灰色のシルト層と灰白色の砂

岩層の厚さ数mmから数cmのラミナからなる細互層が

発達する（Fig. 10A ）。互層中には，最大長径15 cmほど

の炭化した植物化石が多数含まれる（Fig. 10C，D ）。シ

ルト層は，最大長径数10μm程度の破片状の斜長石およ

び石英と細粒物質からなり（Fig. 11 ），砂層は，最大長

径200μmほどの破片状の斜長石，石英，不透明鉱物，

細粒物質からなる（Fig. 12 ）。三村ほか（1984）は，岩体

南部の棚山付近で，強溶結凝灰岩分布域中に西平等川泥

岩の存在を記載しているが，これも同様の成因を持つ湖

成層と考えられる。徳和川中流域では，湖成層を直接不

整合に覆って凝灰岩が堆積している（Fig. 10B ）。この凝

灰岩は上位の強溶結凝灰岩に連続しており，その一部と

68wt.％，後者では71 ～72 wt.％であり，前者は安山岩

質～デイサイト質，後者は流紋岩質である（金丸・高橋，

2008 ）。石英斑状結晶を含まない溶結凝灰岩の斑状結晶

は，斜長石，単斜輝石，斜方輝石（変質して緑泥石化し

ているものが多い），不透明鉱物であり，まれに普通角

閃石を含む（Fig. 5 ）。石英斑状結晶を含むものの斑状結

晶は，石英，斜長石，普通角閃石，黒雲母，不透明鉱物

であり，まれに単斜輝石を含む（Fig. 6 ）。有色鉱物の多

くは変質を受け，緑泥石化している。斑状結晶は自形か

ら破片状の形態を示す。

石質岩片に乏しい斑状溶結凝灰岩には，しばしば長径

数cm程度の溶結レンズが発達する（Fig. 7 ）。これらの

溶結レンズの成す面構造の走向・傾斜は，岩体北東部徳

和付近でN70E82N，中央東部杣口（そまぐち）付近で

表 1 対象日における気圧配置型と気温変化型の合計数

Fig. 2 Polarizing photomicrographs of the lapilli tuff including lithic fragments of sandstone and mudstone in the southern area of Mt. Konara. A: plane polarized light. B: crossed polarized light. The lithic fragments are surrounded by dashed line in the photograph B. Pl: plagioclase.

（ ）

東山梨火山深成複合岩体を構成する火砕岩類の地質および構造とコールドロンの形成プロセス

─ ─125 63

金丸・高橋Fig.3

Fig. 3 Photographs of andesitic to dacitic tuff with abundant lithic fragments. A: The lapilli tuff including volcanic rock and basement rocks consisting of sandstone, mudstone and granite in the upper reaches of the River Koto (Loc.5 in Fig.4). B: Close-up view of the photograph A. C: The lapilli tuff including granitic fragments at the southern Mt. Tana (Loc.7 in Fig.4) D: The lapilli tuff including volcanic and tuffaceous rock fragments at the eastern area of Odaira (Loc.11 in Fig.4). E and F: The lapilli tuff including tuffaceous rock at the upper reaches of the River Tokuwa (Loc.2 in Fig.4).

金丸　龍夫・高橋　正樹

─ ─126（ ）64

Fig. 4 Geological map of the pyroclastic rocks. 1: andesitic to dacitic tuff with abundant lithic fragments. 2: rhyolitic tuff with abundant crystals. 3: andesitic to dacitic tuff with abundant crystals. 4: granodiorite, 5: Solid stars indicate location of the estimated vents. Strikes and dips indicate structure of fiammes. Open circles indicate the locations of the photographs of the figures in this paper. Open stars indicate sampling sites of representative result of anisotropy of magnetic susceptibility measurement showed in Fig.16.

（ ）

東山梨火山深成複合岩体を構成する火砕岩類の地質および構造とコールドロンの形成プロセス

─ ─127 65

考えられる。少なくとも徳和川中流域では，陥没が生じ

て崖錐性崩壊堆積物である火山角礫岩が形成された後，

陥没地内に湖水が形成され湖成層が堆積し，その後陥没

を伴いながら火砕流の噴出が開始され，湖成層は火山角

礫岩とともに陥没によって陥没地内部に向かって大きく

傾斜したことになる。

岩体南部馬場付近や北東部の乾徳山山頂付近には，著

しく破砕された基盤の花崗岩片を含む火道角礫岩と考え

られる凝灰角礫岩がみられる（Fig. 13A ）。凝灰角礫岩に

含まれる基盤の花崗岩片は最大径10cm程度の角礫で，

ジグゾーフィッティング構造を示す（Fig. 13A ）。角礫の

間を充填する基質は凝灰岩質である。徳和川上流では，

基盤岩の一部あるいは強溶結凝灰岩中に含まれる巨大な

礫と考えられる花崗岩に貫入した凝灰岩脈（tuffisite）が

みられる（Fig. 13B ）。これらは，強溶結凝灰岩となった

火砕流堆積物を噴出した火道であると考えられる。

強溶結凝灰岩は花崗閃緑岩によって貫入されている

（Fig. 14A ）。貫入境界に近い強溶結凝灰岩中には，花崗

閃緑岩から派生したアプライト岩脈が貫入している

（Fig. 14B ）。また，花崗閃緑岩との接触部付近では，接

触熱変成作用により強溶結凝灰岩の再結晶化が進行し，

石基は細粒の斜長石，石英，黒雲母などからなるグラノ

ブラスティック組織を示す（Fig. 15 ）。また，境界部近

傍では，変成鉱物として斜方輝石を含んでおり，輝石ホ

ルンフェルス相となっている。

4.　コールドロン内強溶結凝灰岩の帯磁率異方性

強溶結凝灰岩中にはしばしば溶結レンズが発達し，溶

金丸・高橋 Fig.6

Fig. 5 Polarizing photomicrographs of the welded tuff with abundant crystals showing eutaxitic texture in southern area of Mt. Konara. A: plane polarized light. B: crossed polarized light. Cpx: clinopyroxene, Hb: hornblende, Opq: opaque mineral, Opx: or thopyroxene, Pl: plagioclase.

Fig. 6 Polarizing photomicrographs of the rhyolitic tuff with abundant crystals occurring around Baba. A: plane polarized light. B: crossed polarized light. Chl: chlorite, Hb: hornblende, Opx: orthopyroxene, Pl: Plagioclase Qz: quartz.

金丸　龍夫・高橋　正樹

─ ─128（ ）66

結レンズの形態やその配列から堆積時の面構造（堆積構

造）を推定することが出来る。しかし，溶結レンズの発

達が悪い場合にはその推定が困難であり，また面構造が

認識された場合でも，一種の流れによって形成される線

構造については知ることが出来ない。これに対して，強

溶結凝灰岩の帯磁率異方性を測定することによって，磁

性鉱物の配列によって形成される面構造や線構造を測定

することが可能となる。本研究では，強溶結凝灰岩の帯

磁率異方性を測定することによって強溶結凝灰岩中に発

達する面構造と線構造を求め，それに基づいて強溶結凝

灰岩の堆積過程やその後の変形について解明することを

めざした。

4－1　測定方法

帯磁率は互いに直交する3軸，K1（最大帯磁率方向：

Fig. 8 Polarizing photomicrographs of the “Kami-Iwashita lava” (Mimura et al., 1984) showing eutaxitic texture. A: plane polarized light. B: crossed polarized light. Cpx: clinopyroxene, Opq: opaque mineral, Pl: plagioclase.

Fig. 7 Photographs of andesitic to dacitic tuff with abundant crystals. A: Fiammes of the welded tuff at the upper reaches of the River Koto (Loc.4 in Fig.4). B: Extremely elongated fiammes of the welded tuff at the northern area of Kitahara (Loc.6 in Fig.4). C: “Kami-Iwashita lava” (Mimura et al., 1984) showing eutaxitic texture (white arrow, Loc.12 in Fig.4).

（ ）

東山梨火山深成複合岩体を構成する火砕岩類の地質および構造とコールドロンの形成プロセス

─ ─129 67

長軸）≧K2（中間帯磁率方向：中軸）≧K3（最小帯磁率

方向：短軸）を有する2階対称テンソルである楕円体で

表現される。K1は帯磁率線構造（magnetic lineation）を，

K3は帯磁率面構造（magnetic foliation）に垂直なポール

の方向を，それぞれ表わす。また，全岩帯磁率kmは

km＝1/3（k1＋k2＋k3）で与えられる。本論での帯磁率

楕円体の軸方向平均値の産出には統計プログラム

Anisoft3を使用し，Jelinek（1978）の方法に従った。

測定には，岩体内49地点から，各地点毎に2 ～4個の

定方位ブロック試料を採取し，それらから切り出した底

面の直径2.5cm，高さ2.2cmの円柱型試料を5 ～10個用

いた。これらの円柱型試料について，神戸大学発達科学

部のAGICO社製Kappabridge KLY－3S帯磁率異方性測定

器によりその帯磁率異方性を測定した。

4－2　測定結果

ステレオ投影を用いて測定結果を検討したところ，強

溶結凝灰岩の帯磁率異方性は以下の3タイプに分類出来

ることが判明した。

　（1） 帯磁率楕円体の各軸がそれぞれ集中してプロット

され，面構造と線構造がともに読み取れるタイプ

（Fig. 16A ）。

　（2） 短軸のみ集中し，面構造のみが読み取れるタイプ

（Fig. 16B ）

　（3） 長軸だけが集中し，線構造のみが読み取れるタイ

プ（Fig. 16C ）

以上をもとに，測定結果を岩体分布図上に示した（Fig.

17 および Fig. 18 ）。ここで，線構造については上向き

側に矢印をつけ，線の長さで傾斜角を示した。線が長い

ものほど水平に近く，短いものほど垂直に近い。面構造

については，短軸の平均方向がポールとなる面の走向・

傾斜を示した。

花崗閃緑岩体より西側の岩体の面構造は，傾斜が65°

以上の急傾斜なものが卓越する（Fig. 17 ）。その走向は，

中部から北部では南北性のものが卓越し，南部の北原周

辺では，東西から北東ー南西方向のものがみられる。花

崗閃緑岩体よりも東側の岩体では45°以下の緩傾斜な

ものがみられ，特に中北部の乾徳山から大平付近で

25°以下の緩傾斜なものが卓越する。65°以上の急傾斜

なものは，馬場南部，琴川下流などでみられる。走向は，

岩体の中北部大平より北方では南北から北西ー南東方向

のものが卓越し，岩体中部の徳和川以南では北東ー南西

方向を示す。前述の徳和川中流域に産する湖成堆積物周

辺の溶結凝灰岩は，湖成堆積物の走向・傾斜とほぼ調和

的なN62E47Nの面構造を示す。また，多くの場所で，

Fig. 9 Photographs showing volcanic breccia. A: Eastern area of Odaira (Loc.9 in Fig.4), B and C: Northern area of Tokuwa (Loc.10 in Fig.4). They include granite and the sandstone, mudstone and chert of the Shimanto super group.

金丸　龍夫・高橋　正樹

─ ─130（ ）68

造の傾斜とは調和的ではない。

5.　議論

5－1　帯磁率面構造と帯磁率線構造について

帯磁率面構造と帯磁率線構造の関係から，強溶結凝灰

岩は大きく次の3種類のタイプに区分される。（1）面構

造の傾斜と線構造の傾斜が調和的であり，共に緩傾斜を

示すタイプ，（2）面構造の傾斜と線構造の傾斜が調和的

であり，共に急傾斜を示すタイプ，（3）面構造の傾斜と

線構造の傾斜が非調和であり，面構造の傾斜が急である

にもかかわらず，線構造の傾斜が緩やかであるタイプ。

（1）のタイプは面構造が火砕流堆積物本来の堆積構造

を反映しており，線構造は火砕流の流動方向を表わすと

考えられる。すなわち，火砕流堆積物の原面がほぼ保存

されており，堆積後に大きな変形を受けていないタイプ

強溶結凝灰岩の溶結レンズの示す面構造（Fig. 4 ）と帯磁

率面構造は，傾斜角に若干の違いがみられるものの，走

向についてはほぼ調和的な方向を示している。

60°以上の傾きを示す急傾斜の線構造は，花崗閃緑岩

体よりも西側の岩体では，徳和川と琴川流域の花崗閃緑

岩との境界部付近および南部の北原北東でみられ，花崗

閃緑岩体よりも東側の岩体では，徳和付近，杣口北方，

小田野山北東などでみられる。一方，30°以下の傾きを

示す緩傾斜な線構造は，西側の岩体では徳和川と琴川上

流，小楢山付近でみられ，東側の岩体では，乾徳山から

大平付近，徳和北方，小田野山南方などでみられる（Fig.

15 ）。緩傾斜な線構造と面構造との関係をみると，東側

岩体の乾徳山から大平付近のものは面構造の傾斜も緩や

かであり両者は調和的な構造を示すのに対して，その他

の地域では，面構造の傾斜は急であって，緩やかな線構金丸・高橋 Fig.10

Fig. 10 Photograph showing laminated lacustrine deposit in the northern area of Odaira (Loc. 11 in Fig.4). A: Gray parts are composed of mudstone. White-gray parts consist of sandstone. B: Close-up photo of the boundary between the lacustrine deposit and lapilli tuff (Loc.11 in Fig.4). The upper lapilli tuff unconformably cut the lamination of the lower lacustrine deposit. C and D: Carbonized plant fossils included in the lacustrine deposit.

（ ）

東山梨火山深成複合岩体を構成する火砕岩類の地質および構造とコールドロンの形成プロセス

─ ─131 69

力場に置かれていたことを示している。細長く伸長した

花崗閃緑岩マグマが開口割れ目を満たして貫入したと考

えた場合，σHmaxに斜交する NNW－SSE方向に右横ず

れせん断運動に伴うプルアパート開口割れ目が拡大した

と仮定して復元すると，現在の東側岩体と西側岩体を構

成する強溶結凝灰岩の岩相分布が食い違いなく繋がる

（Fig. 19 ）。すなわち，花崗閃緑岩マグマの貫入時に

NNW-SSE方向の右横ずれせん断運動が生じ，この動き

を伴いながら開口割れ目が形成されたと考えるとすべて

の現象がよく説明が出来る。（3）のタイプの線構造は，

こうした右横ずれ変形によってもたらされたものである

可能性が高い。

5－2　強溶結凝灰岩およびコールドロンの形成プロセス

東山梨火山深成複合岩体を構成するコールドロンおよ

びそれを埋積している強溶結凝灰岩の形成プロセスは以

である。このタイプは大平から乾徳山周辺に分布してお

り，この地域では強溶結凝灰岩が基盤を不整合で覆って

いるか，あるいは基盤と断層で接していても断層の傾斜

が緩やかであることが推定される。また，線構造の方位

は火道角礫岩の分布域から放射状に配列しているように

みえ，火道角礫岩がこの火砕流堆積物の供給口である可

能性が考えられる（Fig. 18 ）。（2）のタイプは面構造が

コールドロンの陥没活動の影響を受けており，特に急傾

斜の線構造は陥没運動による引きずりの動きを反映して

いる可能性が強い。（3）のタイプの面構造はコールドロ

ン陥没の影響を受けているが，線構造はそれとは別の水

平方向の成分の大きい動きを反映しているものと考えら

れる。水平方向の成分をもたらした要因としては，横ず

れ構造運動が考えられる。花崗閃緑岩体中にはN40E走

向のアプライト岩脈が発達している。これは花崗閃緑岩

体の貫入固化時にN40E方向のσHmaxを有する広域応

金丸・高橋 Fig.12

Fig. 11 Polarizing photomicrographs of the mudstone of the lacustrine deposit (Fig.10A) A: plane polarized light. B: crossed polarized light. Pl: Plagioclase Qz: quartz.

Fig. 12 Polarizing photomicrographs of the sandstone of the lacustrine deposit (Fig.10A) A: plane polarized light. B: crossed polarized light. Pl: Plagioclase, Qz: quartz.

金丸　龍夫・高橋　正樹

─ ─132（ ）70

金丸・高橋 Fig.14

Fig. 13 Photographs of the vent breccia (A) near the summit of the Mt. Kentoku (Loc.8 in Fig.4) and tuffisite (tuff breccia dyke) (B) in the upper reaches of the River Tokuwa (Loc.3 in Fig.4). Angular granitic fragments included in the vent brecccia show jigsaw-fit texture.

Fig. 14 A: The hornfels are intruded by the granodiorite at the upper reaches of the River Higashizawa (Loc.1 in Fig.4). B: Thin aplitic vein intruding into the lapilli tuff at the upper reaches of the River Koto (Loc.5 in Fig.4). It is 200m away from the contact between the granodiorite and welded tuff.

ら大量の火砕流堆積物の噴出が始まった。これらの火道

の一部は火道角礫岩として残されている。初めに石質岩

片に乏しい結晶質の火砕流が噴出し，次に石質岩片に富

む火砕流に移行し，最期に再び石質岩片に乏しく結晶片

に富む火砕流が噴出して噴火活動は終了した。この間，

東縁部よりも西縁部が大きく陥没する非対称な蝶番状の

コールドロン陥没が進行し，層厚1.3km以上の強溶結火

砕流堆積物によって厚く埋積された。火砕流となったマ

グマの組成はデイサイト質が主体であるが一部に安山岩

質の，また初期には流紋岩質のものも含まれる。最期に

プルアパート開口割れ目を埋める形でデイサイト質マグ

マが貫入し，花崗閃緑岩体を形成した。

下のようなものであったと推定される。

コールドロンを埋積している強溶結凝灰岩の下底部

は，観察される限りは徳和川中流にみられる湖成堆積物

との境界部である。湖成堆積物の下位には淘汰の悪い角

礫岩が分布する。角礫岩は基盤岩と接しているので，最

下位にはこの角礫岩が位置することになる。大規模な火

砕流の噴出に先立って，NE－SW方向のσHmaxを有する

広域応力場の下，細長いプルアパート陥没地が形成さ

れ，陥没地縁辺部の急崖付近に崖錐性の堆積物が形成さ

れた。これが角礫岩である。陥没地内には湖水が形成さ

れ，湖成堆積物が堆積した。湖成堆積物は凝灰岩質なの

で，すでにこの時期に先行する火山活動が開始されてい

た可能性が高い。次にコールドロン内の複数の割れ目か

（ ）

東山梨火山深成複合岩体を構成する火砕岩類の地質および構造とコールドロンの形成プロセス

─ ─133 71

A

B

Pl

Qz

Bt

Lithic fragment

金丸・高橋 Fig.15

A

B

Pl

Qz

Bt

Lithic fragment

金丸・高橋 Fig.15

Fig. 15 Polarizing photomicrographs of the hornfels in northern region of Somaguchi. The groundmass shows granoblastic texture. It is 150m away from the contact between the granodiorite and the hornfels. A: plane polarized light. B: crossed polarized light. Bt: biotite, Qz: quartz.

Fig. 16 8 Stereographic projections for representative data of anisotropy of magnetic susceptibility (AMS). A: Triaxial susceptibility ellipsoid showing both foliation and lineation. B: Oblate susceptibility ellipsoid displaying only foliation. C: Prolate susceptibility ellipsoid indicating only lineation.

金丸・高橋 Fig.16

金丸　龍夫・高橋　正樹

─ ─134（ ）72

Fig. 17 Map showing the magnetic foliation (strike and dip) of the welded tuff.

（ ）

東山梨火山深成複合岩体を構成する火砕岩類の地質および構造とコールドロンの形成プロセス

─ ─135 73

Fig. 18 Map showing the magnetic lineation of the welded tuff. Arrows indicate azimuth of the lineation. Length of the arrows indicates magnitude of elevation angle. Smaller open arrows denote sedimentary fabric at the time of deposition. Strike and dip indicate structure of aplitic dikes in the Quartz diorite. Large open arrows indicate σHmax of the stress field.

金丸　龍夫・高橋　正樹

─ ─136（ ）74

Fig. 19 Reconstructecd structure of the pyroclastic rocks before intrusion of the granodiorite (left). Thickened and thinned arrows indicate stress field and shear sense of a right-lateral strike-slip, respectively (Citation from Kanamaru and Takahashi, 2009).

（ ）

東山梨火山深成複合岩体を構成する火砕岩類の地質および構造とコールドロンの形成プロセス

─ ─137 75

謝辞

田結庄良昭神戸大学名誉教授，新井敏夫博士には，地質調

査・試料採取の際に，御議論・御指導をいただいた。本稿の

作成にあたって日本大学文理学部安井真也准教授には有益な

ご意見をいただいた。以上の方々に感謝の意を表します。

加藤裕三，1968，山梨県甲府盆地周縁の第三紀花崗岩類につ

いて．岩鉱，59，21－39.金丸龍夫・高橋正樹，2008，東山梨火山深成複合岩体の全岩

化学組成，日本大学文理学部自然科学研究所「研究紀

要」，43，155－165．

金丸龍夫・高橋正樹，2009，帯磁率異方性からみた Intra-cauldron強溶結火砕岩の構造－東山梨火山深成複合岩体

の例－，月刊地球，31，50－56．

三村弘二・加藤祐三・片山正人，1984，5万分の1地質図幅「御

岳昇仙峡」，地質調査所．

柴田　賢・加藤裕三・三村弘二，1984，甲府北部の花崗岩類

とその関連岩のK－Ar年代．地調月報，35，19－24.Takahashi, M., 1990, Subvolcanic Vertical Zoned Granitic

Plutons. Univ. Mus., Univ. Tokyo, Nature and Culture, 2, 35－48.

角田謙朗，1988，甲府北部深成岩類について（その6 ）－東沢

渓谷周辺の地質－，山梨大学教育学部研究報告，39，82－88．

角田謙朗，1989，甲府北部深成岩類について（その7 ）－笛吹川

上流域の小烏山花崗閃緑岩－，山梨大学教育学部研究報

告，40，71－76.

参考文献