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Index 概要 観察の手引 一章 二章 三章 四章 五章 六章 七章
露頭観察の手引
ここでは、火山の露頭（ろとう）を観察するにあたってよく出てくる用語や観察の仕方を簡単に説明します。
出かける前に目を通しておくとよいでしょう。
火山噴出物
地下で溶融状態にあるマグマが地表に噴出した時の形態は、大きく二つのタイプにわけられます。
一つは爆発で粉砕された火山砕屑（さいせつ）物であり、もう一つは液体として地表に流出する溶岩です。
火山砕屑物には様々な形態のものがありますが、一括してテフラと総称されます。
溶岩はその形態のちがいにより、溶岩流あるいは溶岩ドームなどとよばれます。
ここでは火山の裾野から火口付近を探索するときに観察される火山噴出物について概説します。
爆発的な噴火では火山ガスが重要な役割をになっており、それも火山噴出物の一つですが、直接観察することができないので、ここでは省略します。
1．火山砕屑物（テフラ）
テフラとは爆発で粉砕され、放出された物質の総称ですが、そのすべてがマグマ起源とはかぎりません。
そのため成因を考慮する時には、マグマに直接由来した物質は「本質」、既存の火山体の岩片であれば「類質」、火山体とは直接関係のない基盤岩（火山体の下位にもとからあった岩体）起源のものは「異質」という名称を冠してよばれます（例：本質物質、異質岩塊など）。
類質岩片は火山ガスや熱水による変質作用をうけていたり、本質物質にくらべ新鮮な光沢にとぼしいため、識別できることもあります。
異質物質が堆積岩や変成岩であれば識別は簡単ですが、火山岩類であれば、類質か異質かの判断は容易ではありません。
ここでは主に本質物質を中心に説明しましょう。
粒径（りゅうけい）による分類
火山砕屑物は大きさや形態でも変化にとんでいます。
表1に火山砕屑物とその堆積物の分類を示してあります。
火山砕屑物はまず粒径により大きく三つに区分されます（火山岩塊、火山礫（れき）火山灰）。
火山灰といっても粒径が2mmくらいのものから、非常に細粒なものまで変化にとみます。
そのため、さらに細分して火山砂、火山シルト、粘土質火山灰などとよぶこともあります。
軽石とスコリア
粒子が多孔（たこう）質（孔（あな）がたくさんあいている）であれば軽石あろいはスコリアとよばれまます。
灰色ないし白っぽいものは軽石、全般に暗色、赤ないし褐色のものはスコリアとよばれます。
日本におおい女山岩やデイサイト、流紋岩質マグマの噴出物は軽石になりやすく、玄武岩質マグマはスコリアとなりやすいのです。 |
表1 火山砕屑物とその堆積物の分類（荒牧、1979)
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火山弾
また特徴的な形態の噴出物は火山弾とよばれます。
玄武岩質マグマの噴火では紡錘状（ラグビーボールのような形）火山弾、リボン状火山弾などが噴出します。
これらの形態はマグマが火口から放出され、空中を飛行する過程で形成されたり、一部は着地後における変形も含まれます。
安山岩。デイサイト。流紋岩質マグマではパン皮状火山弾が多く形成されます。
外見がフランスパンの皮のようなのでこの名称でよばれていますが。古い餅が焼けてふくれた時の形態にもにています。
火山弾の外側は急冷され緻密なガラス質の殼におおわれていますが、内部は多孔質になっています。
これは火山弾が着地後。まだ未固結の部分に含まれていた内部の火山ガスが徐々に膨張したためです。
表面のパン皮状の亀裂はこのような遅延発泡（着地してからの発泡）のために生じたものであり、着地した火山弾の上面側によく発達します。
溶岩餅・スパター・ベレーの涙・ベレーの毛
マグマの粘性が低くなると溶岩餅、スパター、ベレーの涙、ベレーの毛（火山毛）なども出現します。
スパターとは、やわらかい粘土を壁にたたきつけたような形態を示すものです。
ベレーの涙は液滴状のガラス、ベレーの毛はガラスが伸びた繊維状のものです。
これらはマグマのしぶきあるいはマグマの繊維であり、ハワイのような低粘性の玄武岩質マグマの火山でしばしばみいたされますが、日本の火山では非常にまれです。
ベレーとは、ハワイの火山の女神の名前です。
2 火山砕屑性堆積物
テフラの区分に対応するように。堆積物も表1のように分類されています。
成因を考慮しない場合には。主に粒径にもとづいて分類がなされます。
粗粒なほうから火山角礫岩。ラピリストーン。凝灰（ぎょうかい）岩に三大別され。さらに基質（礫の間をうめる細粒な物質）の割合が多くなると凝灰角礫岩。火山礫凝灰岩などとよばれます（図1）。
このような堆積物のうち、火山弾が含まれるものは凝灰（ぎょうかい）集塊岩として区別されます。
火山弾は主に火口ちかくに落下するため、凝灰集塊岩は火口付近の堆積物であることを意味しています。
また降り積もった火砕物が高温のために互いにくっつきあった（溶結といいます）岩体はアグルチネートとよばれ。やはり火口の周辺に限定されます。
つぎは成因を考慮した分類です。
テフラの運搬・堆積様式のちがいによって、降下火砕堆積物、火砕流堆積物、火砕サージ堆積物に区分されます。
これら三者は堆積様式や内部構造が互いに異なっています（図2）。 |
図1 火砕堆積物の粒径による分類（荒牧、1979)
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降下火砕堆積物
降下性の堆積物は。噴煙により上昇した火砕物が十空の風により空中を運搬され。ある場所に降下堆積したものです。
運搬過程で粒子のふるいわけが十分に行われるため、一般には似かよった粒径の噴出物からなります（淘汰あるいは分級がよいといいます）｡
各粒子は角張っており、その角でお互いの粒子が支えあっています。
そのため粒子間にすきまが存在しており、一般にルーズで崩れやすいのが特徴です。
火口から離れるにつれ、粒径は小さくなる傾向にあります。
成層構造がみられることも多く、地形を一定の厚さでおおっています。
（ちょうどマントをかぶせたような様子を示すのでマントル・ベッドといいます）。
火砕流堆積物
火砕流とは本質物質が火山ガスや大気と一体となり、火山の斜面を流れくだる現象です。
そのため堆積物は火山灰と大きな軽石やスコリアあるいは本質岩塊が混在した状態となっており、一般に粒径はふぞろいです（淘汰〈分級〉がわるいといいます）。
大きな火砕物は流下する過程で円磨（えんま）され、丸みをおびた外形となっています。
洪水のように、地形の低まり、すなわち谷地形にそって流下します（こうした淮積の仕方を谷埋めといいます）。
噴出量が多いと、山麓で扇（おうぎ）状にひろがったり、谷を埋めつくすこともあります。
極端に規模が大きな場合には、古い地形をすべて埋めつくし、広大な火砕流台地を出現させます。
高温の物質が瞬時に厚く堆積するため、高温のガスが一緒に取りこまれ、堆積後にそれが表面にむかって勢いよく上昇する際にパイプ状の構造ができますが、これは噴き抜けパイプとよばれ、高温火砕流堆積物の特徴の一つとなっています。
また、火碎流内部では溶結現象がすすみ、溶結凝灰岩へと変化することもあります。
溶結とは、火砕流堆積物を構成する軽石やガラスの破片が、高温状態と荷重のために偏平になり互いにくっつきあう現象のことです。
非常に強く溶結すると、溶岩とにたような外観を呈します。
火砕流の発生原因としては、雲仙岳のように溶岩ドームあるいは溶岩流の一部が崩壊して生じるタイプと、火口から上空噴出した噴煙から崩れ落ちるように発生するタイプとがあります。
前者の場合には発泡度の低い溶岩の岩片が主体ですが、後者では発泡した軽石やスコリアからなることが多いのです。
火砕サージ堆積物
火砕サージも基本的には流体としてふるまいます
が、その分布は火砕流堆積物のようにかならずしも低地に限定されません。一般に砂サイズ以下の細粒な物質が主体であり、内部には細かな斜交ラミナ（葉理）が発達しています。斜交ラミナとは、一枚の厚さが数mm程度のうすい層（ラミナとよびます）のかさなり同士が、一方が他方を切るような形で堆積したものをいい、強い流れが存在したことを示します。火砕サージには火砕流に伴う火砕サージと、水蒸気マグマ噴火の時に発生するベースサージとがあります。
火砕サージは、火砕流の本体から細粒の火山灰がふき出し、火砕流の流れに引きずられるように流下するものです。木をこがすほどの高温をたもっていることが普通です。
一方ベースサージは、マグマが水（海水、湖水、流水、地下水など）と接触し、多量の水蒸気を瞬時に発生させるために生じた横なぐりの噴煙です。水蒸気マグマ噴火では、マグマは水によって急冷し破砕をうけるため（水冷破砕といいます）、ベースサージ噴出物でも、またそれに伴う降下テフラでも、堆積時には湿って粘着性にとむものとなっていることが一般的です。また、堆積物には火山豆石が含まれている川合が多くみられます。火山豆石とは、水滴のまわりに火山灰が付着し、その後水が蒸発して失われることによって形成される、豆状の火山灰の塊りのことをいい、直径は一般に数mmから数cmです。
ベースサージによって、火口のまわりを取り囲むように火山灰からできたゆるやかな傾斜の丘、タフリング（火山灰でできた輪環）が形成されることがあります。
3 溶岩
溶岩流は特徴的な外観と内部構造から、パホイホイ溶岩、アア溶岩、塊状溶岩に区分されます（口絵5）。
パホイホイ溶岩は平滑な丸みをおびた表面をしており、ガラス質で、しばしば縄状の構造を示します。
それに反してアア溶岩の表面はクリンカー（ガサガサしたコークス状のもの）の集合からなり、とげとげしい外観をしています。
従って両者を見わけるのは簡単です。
パホイホイ溶岩とアア溶岩は玄武岩質の溶岩流で普通に認められます。
一方、安山岩、デイサイト、流紋岩質の溶岩流では塊状溶岩が一般的です。
溶岩流の表面が固まっても内部が高j温な状態で流下をつづければ、表面の殼は破壊され、大小のブロック状の岩の集合体となります。
これが塊状溶岩であり、一般にごつごつとした外観をしています。
アア溶岩も塊状溶岩もその外観は火砕岩のようですが、その内部は緻密（ちみつ）な岩体となっています（図3）。
図4 偽枕状溶岩（桜島、大正溶岩流）
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図3 溶岩流の内部構造と表面構造（荒牧、1979)
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水中に噴出した溶岩
溶岩が水中で噴出した時には、陸上の溶岩とはことなる形態を示すことがあります。
低粘性の玄武岩質マグマでは枕状溶岩（口絵5）、また粘性が高まると偽枕状溶岩（図4）となります｡
枕状溶岩は丸みをおびた楕円ないしチューブ状の舌状岩の集合からなり、全体として枕を積みかさねたような構造をしています。
枕状の岩体は形態的にはパホイホイ溶岩とにていますが、厚い急冷ガラスの外殻と、放射状の割れ目が特徴的に発達しています。
偽枕状溶岩は粘性の高い溶岩に発達し、水冷による細かな節理（規則正しい割れ目）が発達し、枕状溶岩の断面とよくにた形態を示します。
水中溶岩の岩体周辺には、水冷破砕の際に生じた小さな岩片や細粉が集積していることもあります。
陸上に噴出した溶岩
陸上に噴出した溶岩は特徴的な外形を示すことが多く、地形図や野外でその形態を識別することが可能です（図3）。
最初は流体の溶岩は、しだいに冷却し、ついには流動を停止します。
溶岩流は全体として舌状の形態をしていますが、その側面、とくに前面は急な斜面となっています（溶岩末端崖）。
火山の斜面でなだらかなスロープが突然急崖となっているような地形は、ほぼ例外なく溶岩流の先端部です。
溶岩流では主流部分にそった両端に、エッジ状の連続した尾根地形が認められ、溶岩堤防とよばれています。
溶岩堤防は溶岩流がせまく深い谷を流下した時に、その両側に顕著に発達することが多いようです。
また野外では気づきにくいのですが、地形図をみていると、新しい時代の溶岩流の表面には、波打ったようなしわ状の地形が認められます（溶岩じわ）。
このほかにも、溶岩の表面を観察していると、いろいろおもしろいことに気づきます。
溶岩の表面が数十ｍ以上の長さにわたり盛り上がって、尾根部に裂け目が生じているものはプレッシャーリッジ、小型で古笊のような小丘状の地形は溶岩塚とよばれます。
また立ち木のあとが鋳や状に残った溶岩樹型などが観察できることもあります。
厚い溶岩流の断面では、様々な冷却節理が観察できます。
冷却節理とは、岩体が冷却する過程で生じた規則正しい割れ目系のことです。
柱状のものを柱状節理、板状のものを板状節理とよびます。
柱状節理は断面が六角形の場合も多いのですが、実際には様々な多角形の柱が組み合わさっていることが普通です。
また、玄武岩質溶岩の|粫面ではしばしば溶岩トンネル（小規模なら溶岩チューブ）が観察されます｡
その天井からは溶岩のつららがさがり、床には溶岩の石筍ができていることがあります。
また、粘性の高い溶岩の内部には、流動によってできた流れの模様である流理構造がみられることがあります。
地層の見方
火口からはなれた山麓にくると、多くのテフラからなる地層が観察できます。
このように多数のテフラが堆積している場合には、その多くは降下堆積物です。
図5はテフラの多い地域での柱状図の一例です。
類似したテフラが集積している場合でも、以下のような点に注意すれば、個々のテフラの層を識別し、それぞれの噴火現象をイメージすることもできます。
大規模な噴火がおこると山麓にはテフラ（主に軽石、スコリア）が厚く堆積します。
このタイプの噴火はプリニー式、あるいは準プリニー式噴火とよばれ、通常は数時間から数日以内に終了します。
しかし、時にはこのような噴火が、数年間にわたり繰返し発生することもあります。
プリニー式噴火では、噴煙柱が猛烈な勢いで空高く立ちのぼり、時には高度数万mにも到達します。
そして、たなびいたその噴煙からは大量の軽石やスコリアや火山灰が、まるで土砂降りの雨のように地表に降りそそぎます。
また、火砕流を伴うことも多く、その後溶岩が流出して噴火活動が終局にむかうことが一般的です。
条件のよい露頭では、同一の噴火で生じた降下軽石・火砕流堆積物・溶岩流が順次かさなっているのが観察できます。 降下軽石の噴出ではじまり溶岩流でおわる一連の噴火のことを1輪廻の噴火といいます。 |
図5 霧島山、御鉢火山周辺におけるテフラの柱状図（筒井・小林、未公表）
ＴhＳなどの記号がついた層準はテフラ、縦線の部分は腐植質の土壌を意味する。
最上位のＳＭＰは同じ霧島山の新燃岳1716年の噴出物（軽石）で、
その下位のテフラ（Ｏhのついた番号）はすべて御鉢火山起源である。
ＴhＳは本来はＯh4であるが、規模が大きく以前からの呼称である
高原スコリアの頭文字をとった記号となっている｡
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プリニー式噴火の噴煙は数万m以上の高度にたっするため、偏西風の影響をうけ噴出物の多くは火口の東側にひろく分布します（図6a）。
このような噴火で形成されたテフラ層の断面をくわしく観察すると、岩相、色調および明らかな粒径の変化などによっていくつかのユニットに区分できることがあります。
それらは何回かの断続して発生した噴煙からもたらされたものです。
各噴火がどのくらいの間隔で発生したかは定かではありませんが、一般には数時間から数日、長くとも数ヵ月程度と思われます。
なお、こうしたユニットよりもさらに細かな堆積構造（級化構造など）が認められることがあります。
級化構造とは、軽石などの粒径が一つの屑の中で下から上にむかって規則的に変化する現象のことをいいます。
下から上にむかって粒径が減少する場合には正級化構造、逆の場合には逆級化構造とよびます。
それらは単一の噴煙柱から粒径の大きいものが先に、小さいものが遅れて降下することによって生じたり（分別降下とよびます）、あるいは連続した噴煙柱に盛衰があり、勢いの強い時には粒径の大きなものが、弱い時には小さなものが降下することによって生じたりするものと考えられています。
いったん噴火がおさまると、つぎの噴火までは長い休止期間があるのが普通です。
休止期間は数百年から1000年以上のこともあり、その問に、テフラの上位には土壌層が形成されていきます。
それらは一般に無層理（層が何枚も重なっていない）で砂サイズよりも細粒な物質が主体です。色の黒い場合には黒ボクなどとよばれます。
また数万年以上前の土壌層になると、全体に風化がすすみ黄褐色をしていることもあります。
それらは一括してローム層とよばれています。このように「噴火期」にはテフラ層力1堆積し、「休止期」にはローム層が形成されます。
成層火山の周辺地域では、このような地層のサイクルを何層も観察することができます。
なお火砕堆積物にはこのような大規模な噴火で瞬時に堆積したものだけでなく、かなり長期にわたって小規模な噴火（ブルカノ式、ストロンボリ式噴火）が継続したために生じたものもあります（図6b）。 |
図6 桜島火山における二種類のテフラの分布のちがい。
テフラの厚さはcＭで表してある(Kobayashi eＴ aＬ.、1988)
a:大正(1914)軽石層の分布。火口の東側に分布するものがおおい。
b：火山砂層の分布。長期間の小規模噴火による火山灰の集積層であり、
火口を中心に同心円的な分布をしめす。
Ｋは北岳、Ｍは南岳をしめす。
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ブルカノ式噴火は、浅間火山や桜島火山のように粘性の高いマグマを噴出する火山にみられるやや爆発的な噴火で、岩塊や火山弾や火山灰を放出します。
ストロンボリ式噴火は、伊豆大島火山や三宅島火山のようにブルカノ式よりも粘性の低いマグマを噴出する火山でみられる比較的おとなしい噴火で、主に火山弾や火山灰を放出します。
そのため、ストロンボリ式噴火では、しばしば火口のまわりにスコリア丘が形成されたりします。
これらの噴火では、一回ごとの噴出量が少ないため、風あるいは雨水などによる再堆積がおこりやすいのです。
そのため明瞭な地層としては保存されにくいのですが、長い間には徐々に厚みを増していきます。
再堆積の過程で砂質の部分が残りやすいために、地層のよび方としては火山砂という表現が適しています。
植物の葉などが「化石」となって保存されていることも多くあります。
噴煙の高度が低いために、低空の季節風の影糾をうけやすく、噴火時の風むきによって、様々な方向に分布します。
従って噴火期間をとおした堆積物全体の分布をしめすと、火口を中心に同心円的なひろがりを示します。
このような断続的な噴火にも活動の盛衰があり、比較的おだやかな期間には腐植質の土壌が形成されます。
そのため、全体が一連の火山砂層であっても、その内部のいくつかの層準に腐植層が挟まっていることがあります。
また地層の中には、遠方の火山で発生した巨大噴火によってもたらされた細粒なガラス質の火山灰層が挟まっていることがあります。
その多くは大規模な火砕流噴火によるものであり、日本全域をおおうほどひろく分布しています。
このようなテフラは広域テフラとよばれ、地質時代における重要な時間面を提供しています。
（例：姶良カルデラ起源のＡＴ火山灰（2万5000年前）、鬼界カルデラ起源のＫ-Ａh火山灰（6300年前）など）。
先に示したように、ローム層とは地質学的に識別可能な噴火が長期間なかった時期、すなわち噴火の「休止期」に形成された堆積物であり、その厚さは休止期間の長さと正比例する傾向があります。
絶対的な時間の尺度としては使えませんが、10年、100年という単位でみると、ローム層はある一定の割合で厚さを増しているとみなすことができます。
したがって同一露頭において噴火年代のわかっている2枚のテフラが存在していれば、それらにはさまれたテフラについては、両者との相対的な位置関係から、おおまかな噴火年代を推定することが可能です。
露頭を観察していて個々の地層のでき方を考えるのは楽しいことです｡
しかし実際には、なかなか判断に困ることもあります。たとえば溶岩ドーム（溶岩円頂丘ともいう）の崩壊による火砕流堆積物と土石流堆積物の場合です。
土石流は、岩塊と土砂が水と一緒に流下するもので、集中豪雨などの時にしばしば生じます。
火山泥流はラハールともよばれ、岩塊とともに泥を大量に含んだ洪水のような流れで、岩塊が噴出まもない溶岩の場合には全体が高温となるこもあります。
いずれにしても比較的低音の流れで、水が関与していることが特徴です。
これらの堆積物は、いずれも細粒の土砂の中に大小様々な岩塊が含まれたみかけを示します。
堆積物の上部が高温酸化をうけ赤みをおびていたり、堆積物の内部にガスが逃げ出したパイプ構造があれば火砕流堆積物と判断できますが、実際には研究者でも判断に困り、露頭の前で試行錯誤を繰返すことも多いのです。
また山体の大規模な崩壊による岩屑なだれ堆積物も、土石流堆積物や火砕流堆積物との識別はむずかしいものです。
しかしくわしく観察すると、大きな岩塊には流動中の衝撃でできた不規則な割れ目（ジグソーパズルに似た割れ目なのでジグソークラックとよびます）が特徴的に認められます。岩屑なだれは火山体が崩壊した時に全体がたがいに衝突しながらも一体となって流下するために、時には小山ほどもある大きな塊りをふくみます。
こうした大型の塊りは小丘となって点在していることが多く、流れ山とよばれます。
また、火砕サージ堆積物と流水や風などの影響で二次的に堆積した地層との識別になるとさらにむずかしく、研究者の間でも意見のわかれることがあります。
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図7 おもしろい地質現象
a：パン皮状火山弾のサック構造（薩摩硫黄岳）、
b：テフラを貫く同質の砕屑岩脈（池田カルデラ）、
c：ベースサージ堆積物中のスランプ構造（ハワイ、オアフ島）、
d：サンゴ礁ブロックのサック構造（ハワイ、オアフ島）
最後にいくつかの堆積構造を示します（図7）。
火山の斜面などでは、大きな岩塊が地層につきささった構造をみることがあります。
これはサック構造とよばれるもので、弾道を描きながら飛来した岩塊が地中につきささったものです。
この場合、つきささった方向から、火口の方角を知ることができます。 |
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マール（水蒸気マグマ爆発などで形成された大型の火口）の周辺には多量の岩塊が堆積していることがあり、ベースサージ堆積物とともにサック構造がよくみられます。
また、水蒸気マグマ噴火で生じた非常に湿った火山灰が斜面などに堆積した場合には、自身の重みで斜面をすべりだし、地すべり（スランプ）構造が生じるこたもあります。
さらに規模の大きな地震が発生すれば、堆積物の一部が液状化し、砂〜シルトからなる岩脈（砕屑岩脈）が上部のテフラを貫くこともあります。
（小林哲夫）
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