The lava domes such as Kurodake and Ryoundake from Taisetsu volcano, central Hokkaido, were produced between 0.5 and 0.1 Ma before the formation of Ohachidaira caldera. They consist of andesite and dacite with abundant mafic inclusions (max. 20 %). The phenocryst assemblages of the Kurodake lavas are plagioclase, hornblende, augite, orthopyroxene, Fe-Ti oxides, olivine, quartz and small amounts of biotite.
　　A model of two-stage magma mixing was proposed on the basis of textural and chemical analyses of plagioclase phenocrysts and its groundmass phase. The plagioclase phenocrysts from lavas are classified into H-type (An>65) and L-type (An <65). H-type has two sub-types; HA with glass inclusions in the core and HC with clear core. The HA- and HC- types are different from FeO and MgO level, which suggests the difference in chemical compositions of their host mafic magmas. The HA-type of plagioclase phenocrysts has a thick mantle which is similar to the texture and compositions of L-type. The An contents of microphenocrysts and groundmass plagioclase are higher than that of L-type phenocrysts. The mapping and detail points analyses of L-type plagioclase phenocrysts show large compositional change at the core and outer rim, suggesting two-stage mixing events.
　　The first stage of mixing is a mixing of mafic magma with HA-type plagio clase phenocrysts and felsic magma with L-type plagioclase phenocrysts in the magma chamber. The second stage of mixing, just prior to the eruption, is a mixing of the mixed magma with long-term storage of the magma chamber and aphyric mafic magma with HC-type plagioclase phenocrysts from depth in the conduit.

　大雪山は旭岳やお鉢平カルデラなど多数の火山体から構成される．この中で凌 雲岳や黒岳など の溶岩円頂丘群は，お鉢平カルデラ（３万年前）の形成前に成長した火山体でデイサ イトや安山 岩からなる（勝井ほか，1979；目次，1987） ．これらは特徴的に多数の苦鉄質包有物を含む（最 大20％）．
　黒岳（標高1984 m）の山頂部は表面がやや楕円形をした溶岩円頂丘（径１km）であ る．黒岳安 山岩は斜長石斑晶を多量に含み，大型の斜長石斑晶（＞１mm）も多数含まれる．斜長 石斑晶は 組織の異なる２種のタイプが１枚の薄片中に混在している．
　今回，斜長石斑晶および石基斜長石の化学組成をEPMA（電子プローブマイクロアナライ ザー）により詳細に分析した．その結果，２種類の斜長石は，それぞれ異なるマグマ から晶出し たものがマグマ混合によりマグマ溜まり及び噴出時の２段階にわたって共存したもの であること が明らかとなった．

　分析試料（No.93824J）は山頂部の南西側山腹に露出している安山岩溶岩から採 取したものであ る（Fig.１）．肉眼的には灰白色で斜長石とホルンブレンドの 大きな結晶が含まれる斑状組織を 示す．また苦鉄質包有物を多数含んでいる．
　鏡下では，斑晶は斜長石（最大径 4.5 mm）・ホルンブレンド（最大径 5.2 mm）・ 斜方輝石・オージャイト・カンラン石・鉄チタン酸化物・石英からなる．斜長石斑晶の多くはコアにガラス 包有物を含む．コアが清澄なものも多数あるが，コアの周囲が塵状になっているもの もある．斜 長石微斑晶は，自形長柱状でクラックが発達することが多く，時に中空になっている ものもある．
　石基はハイアロピリティック組織で，斜長石・無色ガラス・斜方輝石・鉄チタン酸 化物・単斜 輝石・アパタイト・シリカ鉱物・ホルンブレンドからなる．

　斜長石の化学組成は，EPMA（JEOL-JXA8600）による７元素（Ｓｉ・Ａｌ・Ｆｅ ・Ｍｇ・Ｃ ａ・ＮＡ・Ｋ）定量分析から得られた．補正はＺＡＦ法による．測定条件は，加速電 圧15ｋＶ， 電流値1.5×10−８Ａ，ビーム径２μmである．ＦｅとＭｇに関しては測定時間をピー ク120秒，バッ クグラウンド40秒の条件で行った．ステージスキャンによる１元素濃度マップは，電 流値を1.0× 10-7 A，6μm のプローブスキャン（RDCモード）で行った．epma分析データのパソコ ンへの取 り込み方法は志村（1995）による．

　斜長石斑晶は，鏡下における形態・組織およびコアの化学組成の違いから大き く２種類（Ｈタ イプとLタイプ）に分けられる（Table 1）．斜長石斑晶のコア の組成は，Ａｎ=100Ca/(Ca+Na）が 38から90に及ぶ（Fig.2）．ＨタイプのコアはおよそＡｎ＞65で， LタイプのコアはおよそＡｎ＜65の組成を示す．
4-1.　Hタイプ
　Hタイプ斑晶は自形〜半自形が大部分で，斑晶コアはＡｎに富み大部分が62以 上である． Hタイプはコアにガラス包有物を含むタイプ（ＨＡタイプ）とコアが清澄なタイプ（ ＨＣタイプ）に 分けることができる．
　ＨＡタイプは少量含まれる．コアに黒色〜濃褐色のガラス包有物を含むが，コアが 残晶状で清 澄に近いものもある．コアが不均質な累帯構造を示すことが多い．やや低いＡｎ組成 （70以下）を示すものがある．またコアとリムの間のマントル部分に無色のガラス包 有物が多く含まれてい たり，マントル部が塵状になっているものもある．
　ＨＣタイプはクラックが発達し，しばしば中空になっている．またそれらは独立し て存在する こともあるが，苦鉄質石基を伴う包有物状組織の中に見られることが多い．コアのＡ ｎ量は高く Ａｎ72〜90である．
4-2.　Lタイプ
　 Lタイプは半自形〜他形で多量に含まれる．コアに無色〜淡褐色のガラス包有 物を含むものが 多く，その場合ガラス包有物には気泡が含まれることが多い．大型の斜長石斑晶はす べてこのタ イプである．コアが清澄な斑晶も含めて，大部分の斑晶はコアが不均質な組織を示す ．Lタイプ 斑晶のコアのＡｎは低く，Ａｎ50に組成の頻度ピークがある（Fig.2 ）．これらの斜長石斑晶の多 くはコアが不均質なので，コアのＡｎ組成も均質ではなく変化する．不均質な斑晶に ついては斑晶１個についてコアを複数点分析しており，Fig.3に それらのデータを同時にプロットした．不均 質なコアの組成変化幅は最大でＡｎ24％に及ぶ（Fig.3）．分析 ペアの一方がＡｎ60を越える場 合，そのペアの他方は必ずＡｎ40〜60の範囲にある．
4-3．Lタイプ斑晶の不均質なコア組成
　Fig.4は不均質コアをもつLタイプ斑晶の顕微鏡写真であ る．コアには多数のガラス包有物が含 まれる．この写真で，消光して暗くなった部分（GCと仮称する）にのみこれらガラス 包有物がみ られる．一方，明るく白く写っている部分（CCと仮称する）は清澄である．GCとCCは 複雑に混 在して不均質コアを形成している．不均質コアのなかにはより清澄な最外縁部分（OC ）をもつも のがある．不均質コアの周りには帯状の累帯構造を示すマントル部（M）が成長して いる．リム ではこれらを覆って逆累帯構造を示す帯が生じている場合がある． 　コアGCはコアC CよりもＡｎ組成が低い（Fig.5）．OCはさらにＡｎ量に富み， Ａｎ50〜70に及 ぶ．
4-4．微斑晶と石基斜長石の組成
　斜長石微斑晶はＡｎ46〜82の組成であるが，多くはＡｎ65以上でＡｎ75に頻度 ピークがある （Fig.2）．石基斜長石はＡｎ65にピークがあり微斑晶のＡｎ組 成よりも低い．微斑晶および石基 の斜長石の多くは，Ｌタイプ斜長石斑晶のＡｎ組成よりも高いＡｎ組成を示す．
　 Ｌタイプ斜長石斑晶と微斑晶・石基斜長石の間のＡｎ組成差を視覚的に示すため にステージス キャンによるAlの濃度（Ａｎ量と比例関係にある）マッピングを広い領域内（6mm×6 mm）で 行った．その結果をFig.6に示す．自形〜半自形の微斑晶や石基 斜長石のAl濃度が高いのに反して Ｌタイプ斑晶コアのAl濃度が低いのが明瞭である．
4-5．斜長石コアのＦｅＯ量
　ＨＣタイプ斑晶のコアは比較的ＦｅＯに富み，またＡｎの減少とともにＦｅＯ =0.4wt.%（Ａｎ 90）から0.6wt.%（Ａｎ75）に増加する（Fig.7）．しかしＨＡ タイプ斜長石斑晶のコアは，低いＦ ｅＯ濃度レベルを示し，ＦｅＯ=0.3wt.%（Ａｎ90）から0.4wt.%（Ａｎ65）までわず かに増加する のみである．一方，Ｌタイプ斜長石斑晶のコアは平均0.3wt.%（0.25-0.35wt.%）の低 いＦｅＯ含有 量を示し，Ａｎの減少とともにわずかにＦｅＯが減少する傾向を示す（Fig.7）．不均質コアのGC とCCでは，ＦｅＯ量にほとんど差はなく，コア外縁のOC部分ではやや高くなりＨＡタ イプ斑晶 のコアのＦｅＯ量と同じ値を示す（Fig.8）．
　微斑晶コアでＡｎ65以上のものは，ＦｅＯ量が最も高くＦｅＯ=0.55wt.%（Ａｎ80 ）から 0.75wt.%（Ａｎ65）に達し，ＨＣタイプのコアの組成トレンドの延長上にある（Fig.7）．しかし Ａｎ60以下の微斑晶はＬタイプ斑晶のコアと同じＦｅＯ量をもつ．石基斜長石のＦｅ Ｏ量は0.6〜 0.8 wt.%のものが多い．Ａｎ60まではＨＣタイプ〜微斑晶がつくる組成トレンド上に のる．
4-6．斜長石コアのＭｇＯ量
　ＨＣタイプのコアのＭｇＯ量は，やや分散しているがＨＡタイプのコアのＭｇ Ｏ量よりも高い レベルにある．ともにＡｎの減少とともにＭｇＯ量が増加する傾向がある（Fig.7）．
　微斑晶コアでＡｎ65以上のものは，ＭｇＯが0.1〜0.15wt.%を示しＭｇＯ量が最も 高い．Ａｎ60 以下の微斑晶はＬタイプ斑晶のコアの組成範囲内にある（Fig.7）．

石基斜長石のＭｇＯ量は0.05〜0.15 wt.%のものが多い．Ａｎ70以下からはＭｇＯ が減少するトレ ンドをつくる．　
4-7.　HAタイプとLタイプ斑晶の累帯構造
　Fig.9とFig.10にHAタイプとLタイ プ斑晶のスポット定量分析による累帯構造プロファイルを示 す．HAタイプはコアからリムに向かってＡｎの正累帯構造を示すが，Lタイプはマン トル部およ びリムでＡｎの顕著な逆累帯構造を示す（Fig.9）．Lタイプ斑 晶では，マントルからリムでＦｅ ＯとＭｇＯ量が急激に増加する（Fig.10）．またHAタイプもそ れらがリムで増加している．　

5-1.　ＨタイプとLタイプの起源
　斜長石のＡｎ組成は，その斜長石を晶出したマグマのＣａ／Ｎａ比に強く依存して いる．Ｌタ イプ斜長石斑晶コアは，Ａｎ50にピークをもつ分布パターンを示しており，Ｃａ／Ｎ ａ比の小さ いデイサイトマグマから晶出したものである．Ｈタイプ斜長石斑晶は，Ａｎ量が65以 上でやや広 い範囲を示しＣａ／Ｎａ比に富む玄武岩〜安山岩マグマから晶出したものである．異 種のマグマ から晶出した２種類の斜長石斑晶が共存するに至った過程を以下に考察する．
　Ｌタイプの不均質なコアは，その形態からＡｎ量の低い斜長石が部分溶融した組織 （Tsuchiyama and Takahashi, 1983）を示すものだろう．苦鉄質 マグマによる加熱を受けた結果，斜 長石斑晶がリキダスを越え溶融したと考えられる．また，微斑晶や石基斜長石のＡｎ 量がＬタイ プ斑晶コアのそれより高いことは，斑晶から石基に至るマグマの温度低下による一連 の結晶作用 ではそれらの組成分布を説明できない．微斑晶と石基斜長石の晶出段階で，Ｌタイプ 斜長石斑晶 を生じたマグマに温度上昇を引き起こすようなことがあったと考えるべきである．
　起源を異にする斑晶が共存するプロセスとしてマグマの混合が最も考えやすい （Eichelberger,1978; Sakuyama,1979;和田,1991など）．しかし，分析した黒岳安山岩の場合は，Ｌ タイプ斜長石を斑晶にもつデイサイトマグマとＨタイプ斜長石を斑晶にもつ苦鉄質マ グマとの単 純な１回の混合だけで安山岩マグマが形成されたモデルでは説明できない．なぜなら Ｈタイプ斑 晶は，組織の異なる２種類（ＨＣとＨＡ）のものがあり，しかもこれらは，ＦｅＯと ＭｇＯの組 成範囲およびＡｎ量の減少に伴う組成変化トレンドが明瞭に異なっている特徴をもち ，同一の苦 鉄質マグマから晶出したものとは考えられないからである．すなわち，２種の苦鉄質 端成分マグ マに由来する斜長石斑晶（HAとHC）がデイサイト質端成分マグマの斜長石斑晶（L） と共存した メカニズムを考えねばならない．
5-2．ＦｅＯとＭｇＯ量の濃度変化の解釈
　HタイプとLタイプ斑晶はＦｅＯの濃度変化が異なり，これらは異種のマグマに 由来することが 明らかである．ここでは苦鉄質マグマから生じたHAおよびHCタイプのＦｅＯ量の違い について 検討する．
　斜長石のＦｅＯ量はマグマの酸素分圧に強く関係し，酸素分圧が高いほど斜長石中にＦｅＯ量 は多く濃集する（Sato,1989）．このことから，ＦｅＯ濃度レベ ルの高いＨＣが，ＨＡに較べてよ り高い酸素分圧下で結晶した可能性が考えられる．ところで斜長石中のＭｇＯ量は， ＦｅＯ量の 場合とは異なりマグマの酸素分圧の変化に影響を受けない（Sato,198 9）．もし黒岳安山岩の斜長 石中のＦｅＯとＭｇＯ量の相違が酸素分圧の変化によるものなら，同じＡｎ量でHAと HCタイプ の間でＭｇＯの濃度に違いがでないはずである．ところがＨＣタイプは，ＨＡタイプ よりＭｇＯ 量も高いレベルにある．このことは，コアの結晶作用の時点では，マグマの酸素分圧 の違いがＦ ｅＯの濃度レベルの差を生じた原因ではなく，HAとHCタイプを晶出したもともとのマ グマの組 成が異なっていたことを示している．ＨＣタイプ斑晶を含む苦鉄質マグマのほうが， HAタイプ斑 晶をもつ苦鉄質マグマよりもＦｅＯとＭｇＯ量が高かった可能性が強い．
5-3．２段階のマグマ混合
　ＨＡタイプは，Ａｎ量の高い部分が残晶としてコアに残っており，マントル部 はＬタイプ斜長 石斑晶と似た組織を示す．ＨＡとＬタイプはコアがともに不均質であり，両者の中間 的なＡｎ60 〜70では組成が重複する．このことは，Ｌタイプを斑晶にもつデイサイトマグマに注 入した端成 分マグマが，ＨＡを斑晶にもつ苦鉄質マグマであったことを示している．さらに，こ の混合が起 こった時期は，厚いマントル部やリムが形成されるよりも以前で，おそらくマグマ溜 まり内での 混合を示唆する．
　厚いマントル部に囲まれる不均質コアGCは，ガラス包有物が含まれていること，Ａ ｎ量がCC より常に低くＡｎ＜60であることから，溶融斜長石の溶け残りの部分であり，CCおよ びOCは， その溶け残り斜長石の隙間に結晶したものであろう． CCおよびOCと共存した液は， Ｌタイプ斜長石の部分溶融液に，苦鉄質マグマと珪長質マグマの混合液が混ざったも のかもしれない．不均 質コアOCは，Ａｎが70に達するがそのＦｅＯ量はＨＡタイプ斑晶コアのそれとほぼ一 致する．こ のことは混合に関与した苦鉄質マグマが，ＨＡを斑晶にもつ苦鉄質マグマであったこ とと調和的 である．
　ＨＣタイプ斑晶が，これらＨＡとLタイプ斑晶を含む混合マグマ（Ｍ1と仮称する） に加わった のはおそらく噴火直前であったに違いない．ＨＣを含む高温の苦鉄質マグマは，実体 としては黒 岳安山岩中に多数見られる苦鉄質包有物がそれに相当するであろう．苦鉄質包有物は 苦鉄質マグ マが珪長質マグマ中に貫入し急冷分裂した液滴状包有物であると考えられる（Bacon and Metz,1984; Koyaguchi,1986; 和田，19 88）．苦鉄質包有物に含まれる斑晶は5％以下で，しばしば新 鮮なホルンブレンドが石基に存在するため，この高温の苦鉄質マグマは比較的 H2Oに富んだ無斑晶質なマグマであったと思われる．
　マグマ溜まり内の混合により生じたマグマ（M1）とＨＣタイプ斜長石斑晶を含むが 無斑晶質に 近い高温の苦鉄質マグマとがおそらく火道内で混合し，高温側のマグマは過冷却状態 となったた め結晶作用が促進し，ＦｅＯとＭｇＯに富む多数の微斑晶が生じたと考えられる． ＨＡおよびLタイプ斑晶のリムでＦｅＯのみならずＭｇＯも増加している累帯構造は ，共存するマグマ（M1） が苦鉄質な組成に変化したことを示しており，それはＨＣタイプ斑晶を含む苦鉄質マ グマとのマ グマ混合によるモデルでうまく説明できる．　

Bacon,C.R. and Metz,J. (1984) Magmatic inclusions in rhyolites, contaminated basalts, and compositional zonation beneath the Coso volcanic field, California. Contr.Mineral.Petrol., 85, 346-365.

Eichelberger, J.C. (1978) Andesites in island arcs and continental margins:relationship to crustal evolution. Bull.Volcanol., 41, 480-499.

勝井義雄・横山泉・伊藤太一（1979）旭岳‐火 山地質・活動の現況および防災対策- .北海道における火山に関する研究報告書，第７編，北海道防災会議，42p.

Koyaguchi,T. (1986) Textural and compositional evidence for magma mixing and its mechanism, Abu volcano group, Southwestern Japan. Contr.Mineral. Petrol., 93, 33-45.

目次英哉（1987）御鉢平カルデラの火山活動史 ．層雲峡博物館研究報告， 7, 1-8．

Sakuyama, M.(1979) Evidence of magma mixing: petrological study of Shirouma-Oike calc-alkaline andesite volcano, Japan. J.Volcanol.Geotherm.Res., 5, 179-208.

Sato, H. (1989) Mg-Fe partitioning between plagioclase and liquid in basalts of Hole504B, ODP Leg111: a study of melting at 1 atm. Proc.Ocean Dril.Prog., 111, 17-26.

志村俊昭（1995）EPMAからパソコン用表計算ソ フトへのデータ転送システム. 情報地質，6, 31-40．

Tsuchiyama,A. and Takahashi,E.(1983)Melting kinetics of a plagioclase feldspar. Contr.Mineral.Petrol., 　84, 345-354.

和田恵治（1988）雄阿寒火山カルクアルカリ 岩のマグマ混合. 岩鉱, 83, 273-288.

和田恵治（1991）雌阿寒岳におけるマグマの 混合と進化．火山， 36, 61-78.