火山 第 57 巻 ( 2012)
第 4 号 159-176 頁

論 説

北海道奥尻島，勝澗山火山から噴出した
ガラス質流紋岩溶岩の産状と水和
吉 村 洋 平＊・鹿 野 和 彦＊＊,†・石 山 大 三＊（2011 年 9 月 8 日受付，2012 年 10 月 22 日受理）

Mode of Occurrence and Hydration of Glassy Rhyolite Lava from Katsuma-Yama Volcano,Okushiri Island, Hokkaido, Northern Japan
Yohei YOSHIMURA＊, Kazuhiko KANO＊＊,† and Daizo ISHIYAMA＊
Katsuma-Yama volcano is located on the Okushiri Island 15 km west of Oshima Peninsula, southwest Hokkaido.
Effused from the Katsuma-Yama crater of the volcano at about 20 ka or a little bit older time, Katsuma-Yama rhyolite
lava entered the Horonai-Gawa caldera lake and intruded into the lake deposits. The rhyolite lava is almost entirely
glassy but hydrated to form perlitic rocks with a water content up to 2〜3 wt.%. Relatively fresh, dark and dense part ofthe lava remains in the inner part of the source area and is replaced with a light grey glassy rock mainly along the flow
layers or flow-parallel minor fractures. Dark dense glass locally fills fractures of a light grey glassy part, and curviplanar cracks are developed normal to the columnar joints and further normal to the resulting cracks. In addition to these
thermal contraction cracks, more curved and more closely spaced cracks are developed in light grey rocks, likely
produced by volumetric change with glass hydration. Thermal contraction cracks were presumably developed in therelatively fresh part immediately below the glass transition temperature with a rapid volume change. Hydration likely
proceeded with water-permeation through the cooling cracks and cracking proceeded further with volume expansion of
hydrated domains. The glass transition temperature is estimated empirically to be about 700℃ with a minimum watercontent, 0.3 wt.% in a relatively fresh dark glassy rock. Hydration is likely to have almost ceased at about 400℃ as therate of water diffusion becomes too small to across crack-to-crack distance before the lava entirely cooled below 400℃.
Key words : Katsuma-Yama volcano, glassy rhyolite, perlite, hydration, perlitic crack

1．は じ め にたとする点では一致しているが，ガラスの水和と破断のパーライトまたは真珠岩は，真珠状割れ目で特徴付け過程については両者で異なる．最近では，水冷火山岩にられるガラス質流紋岩である．パーライトの成因についパーライトを特徴付ける真珠状割れ目が認められる多数ては，これまでに 1) 常温での断続的な水和と膨張，破断の事例 (Cas and Wright, 1987 ; Yamagishi and Goto, 1992 ;(Ross and Smith, 1955 ; Friedman and Smith, 1958 ; Friedman

Kano et al., 1994 ; Davis and McPhie, 1996 ; Tuffen and

et al., 1966)，2) 高 温 ガ ラ ス の 冷 却 収 縮・破 断 と 水 和Castro, 2008) が報告されており，2) の説を採るのが一般(Marshall, 1961 ; Davis and McPhie, 1996) の二つの説が提的である．北海道奥尻島の勝澗山火山のガラス質流紋岩

示されている．いずれの説も，ガラスが二次的に水和し（勝澗山溶岩）も，勝澗山火口から噴出して幌内カルデラ＊〒010-8502 秋田市手形学園町 1-1
秋田大学大学院工学資源学研究科
Graduate School of Engineering and Resource Science, Akita
University, 1-1, Tegatagakuen-cho, Akita 010-8502, Japan＊＊〒305-8567 つくば市東 1 丁目 1-1，つくば中央第 7
産業技術総合研究所地質情報研究部門
Institute of Geology and Geoinformation, Geological Survey of Japan, AIST, Tsukuba Central 7, 1-1, Higashi 1chome, Tsukuba 305-8567, Japan†

現所属 : 〒 890-0065 鹿児島市郡元 1 丁目 21-30
鹿児島大学総合研究博物館
Present address : Kagoshima University Museum, Kagoshima University, 21-31, Korimoto 1-chome, Kagoshima
890-0065, Japan
Corresponding author : Kazuhiko Kanoe-mail : kano@kaum.kagoshima-u.ac.jp

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吉村洋平・鹿野和彦・石山大三

Fig. 1.

Geological map of Katsuma-Yama volcano (Kano et al., 2006).

のカルデラ湖に流入し，湖底堆積物に貫入して水和してつの噴出中心からなる (Fig. 1)．

おり，高温状態にあったときにパーライト化したと考え

幌内川カルデラは，湖成堆積物に埋積された南北 2

られる．本論文では，その産状と化学組成を記載し，形

km，東西 1.5 km の漏斗型カルデラで，カルデラ形成時の成過程について議論する．

噴出物は確認できないものの，カルデラの縁に沿ってカルデラ壁崩落堆積物があって，その内側に，凝灰質砂〜

2．勝澗山火山

シルトを主体とする湖成堆積物と勝澗山火口由来の火砕

勝澗山火山については鹿野ほか (2006) の詳しい記述

堆積物が厚く堆積している．湖成堆積物の中には硫黄ががあり，ここでは，これに基づいてその概要を述べる．

沈殿しており，カルデラ形成後にも水をたたえたカルデ

勝澗山火山は，奥尻島北部にあって，白亜紀花崗閃緑

ラ内に火山活動があったことがうかがえる．

岩，新第三紀火山岩などの上に成長した後期更新世の火勝澗山火口は，幌内川カルデラの北側，勝澗山山頂と山で，幌内川カルデラと勝澗山火口，勝澗山西火口の 3

その北側に開いた直径 740 m の火口で，これをガラス質

北海道奥尻島，勝澗山火山から噴出したガラス質流紋岩溶岩の産状と水和

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流紋岩火砕物が埋積し，また，同質の溶岩が火砕物を貫部は大小様々な大きさの岩片にジグソーパズル状に破砕

いて火口を覆い，幌内川カルデラに流下してカルデラ内

され (Fig. 2E)，湖成堆積物との接触面付近では径数 mmの湖成堆積物と勝澗山火口由来の火砕堆積物との境界付

以下の破片の集合となっている (Fig. 2F)．この，湖水と近に貫入し，これら堆積物に塑性変形を与えている．こ接して生じたと解釈できる水冷破砕構造は，勝澗山に向の溶岩が，本論文で扱う勝澗山溶岩である．

かう白水沢上流において湖成堆積物が基盤の花崗岩類と

勝澗山西火口は，勝澗山山頂西側にあって勝澗山溶岩

接する標高 300 m まで確認できるが，そこから勝澗山頂の側端に開いた直径 180 m の火口である．勝澗山火口と上付近の採石場までは，植生に覆われていて，当時の入同様，ガラス質流紋岩火砕物と基盤岩の破片で埋積され水面がどのあたりにあったのかは確認できない．勝澗山

ている．勝澗山西火口からの噴出物は，勝澗山山頂付近

溶岩が幌内川カルデラや勝澗山火口内を埋めている堆積で勝澗山溶岩を被覆している．

物に貫入しているところでは，その表面に開口割れ目は勝澗山火口と勝澗山西火口から噴出したガラス質流紋認められるものの，流動角礫岩はなく，表面が直接ロー岩火砕粒子はいずれも破断面に囲まれた外形で特徴付け

ブ状に突出し，あるいは滑らかに波打って堆積物と接しられ，また，ブロックサイズの同質岩片に表面から内部ている（鹿野ほか，2006）．

へと続く開口節理が数多く認められる．これらは水と接触したマグマが爆発的に粉砕されたことを示唆する．

4．勝澗山溶岩を構成する岩石とその構造勝澗山溶岩を構成する岩石には，暗灰色緻密なガラス

3．勝澗山溶岩の分布と形態

質岩と灰白色で微細な孔隙に富むガラス質岩がある．と勝澗山溶岩は流紋岩火砕堆積物などが埋積する勝澗山

もにパーライトを特長付ける真珠状割れ目もしくはこれ

火口から噴出し，火口付近に広がって，火口の北東側とに類する微小割れ目が発達しており，両者は漸移関係に

南西側に流下している (Fig. 1)．南西側では，勝澗山山ある．

頂から斜面を 600〜700 m 下って幌内川カルデラのカル

暗灰色ガラス質岩は，主に透明ガラスからなり，そのデラ縁に至り，さらにカルデラ内の湖成堆積物上を流れ

暗灰色緻密な部分に厚さ 1 mm〜数 10 cm の乳白色を呈て，湖成堆積物と直上の勝澗山火口由来の火砕堆積物とする層がこれと同程度の間隔で配列して流理構造をなすの境界に沿って貫入している．勝澗山火口の中心から貫(Figs. 3A and 3B)．また，流理に直交〜やや斜交する割れ

入地点までの溶岩の総延長は 1.5〜2.2 km である．厚さ

目と，流理に平行〜やや斜交する割れ目が，5 mm 前後まは，勝澗山火口内に位置する勝澗山頂付近で 100 m に達たはそれ以下の間隔で発達している (Fig. 3B)．

し，下流に向かって薄くなるが，幌内川支流白水沢でカ

透明ガラス中には，長径 1〜5 cm 以下，多くは長径 1

ルデラ充てん堆積物に貫入する位置でも 20〜80 m もあ

mm 以下の細長く延びた孔隙と径 0.1〜0.2 mm 以下の不る．

透明鉱物が，長径数 mm 以下の斜長石や黒雲母とともに勝澗山溶岩はブロック溶岩としての特長を備えてお散在している (Figs. 4A, 4B and 4C)．微小な孔隙や不透り，厚さ 3〜8 m 以下の流動角礫岩を伴う (Fig. 2A)．溶

明鉱物は濃集してやや不透明な幅数 10 mm〜1 mm の縞岩内部には流理が発達し (Figs. 2A and 2C)．流動角礫岩をなし，幅と同程度の間隔で互いに平行に並ぶ (Fig.

の直下から内部に向かって，20〜60 cm 間隔の柱状節理

4A)．これらの縞の中には，細長く延びた孔隙や径0.1が延びている (Figs. 2B and 2C)．流理は，ときに数 cm〜〜0.2 mm 以下の不透明鉱物などとともに，無色もしくは数 10 m 規模の褶曲をなすことはあるが，ほぼ平行に並薄く褐色を帯びた微細なクリストバライトを主体とする

んで側方に連続する (Fig. 2)．柱状節理は，勝澗山から

隠微晶質集合体や径 0.1〜0.2 mm 前後の球果が，流理に幌内川カルデラに向かう傾斜の急変点で，流動方向に傾

沿って点々と，あるいは層状に連なって断続的に配列し斜し，その先で，柱状節理に切られた溶岩が流理に沿っているところがある (Figs. 3B, 4B and 4C)．

て剥がれて前向に突き上げ，さらには角礫化して崖錐を乳白色層は，クリストバライトを主体とする隠微晶質なしている．一方，その背後では，局所的に柱状節理が集合体や球果が寄り集まって，肉眼でも見えるほど肥大

大きく開いて，節理面から内部へと剥がれ落ちた角礫がした層である．多くの場合，厚さは 1〜2 cm 以下で側方開口部を埋めている (Fig. 2B)．これらの構造は溶岩が一に数 m 以上連続し，ところどころで褶曲して折り重な体となって流れたことを示す．

り，破断していることがある (Fig. 3A)．また，周囲のガ下流の幌内川カルデラ内では湖成堆積物上に定置して，その荷重で湖成堆積物が塑性変形している (Fig.
2D)．そこでも溶岩は明瞭な流理構造を示す．また，下ラスとともに微小割れ目に切断されている (Figs. 3B, 4A,
4B and 4C)．
灰白色ガラス質岩は，暗灰色ガラス質岩よりもやや多162

吉村洋平・鹿野和彦・石山大三

Fig. 2. The modes of occurrence of the Katsuma-Yama lava at a quarry immediately west of the summit of Mt.
Katsuma-Yama (A, B and C) and in the Horonai-Gawa caldera, upper reach of Shiramizu Sawa (D, E and F). A :Transition from inner flow-banded part (lower left) to upper flow-breccia (upper right). B : Transition from flowbanded dark grey glassy part to light grey glassy part and columnar joints curved to the right and partly filled with
breccia. C : Columnar- and platy-jointed light grey glassy part and underlying transitional part to dark grey glassy
part. D : Basal part overlying the lake deposits of Horonai-Gawa caldera. E : Basal flow breccia. F : Basal “glass
sands”disorganized from inner coherent part. Lens cap is 6 cm across.
孔質なところが多く，孔隙も引き延ばされて繊維状を呈目で接しているが，その割れ目から分岐して灰白色ガラ

し，ときに隔壁が途切れて複数の孔隙が連結しているとス質岩へと続く微小割れ目は細かく分岐して，その間隔ころが目立つ (Figs. 5A, 5B, 5C and 5D)．また，暗灰色ガ

は 1〜2 mm 以下と暗灰色ガラス質岩の微小割れ目に比ラス質岩以上に，流理と真珠状もしくはこれに類する微

べてかなり狭くなっている (Fig. 5A)．

小割れ目が発達する．
灰白色ガラス質岩と暗灰色ガラス質岩とは，微小割れ

暗灰色ガラス質岩中にあって乳白色を呈していた層は，灰白色ガラス質岩中にあっても，隣り合う灰白色ガ

北海道奥尻島，勝澗山火山から噴出したガラス質流紋岩溶岩の産状と水和

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Fig. 3. Closer view of Katsuma-Yama Lava at the quarry on the western flank of Mt. Katsuma Yama. A : Dark grey
glassy part with a locally thicken, closely folded and fractured milky white layers. B : Variably curved, finely
spaced joints extending normal to and parallel or sub-parallel to flow layers. C : Transitional part from dark grey
glassy rock to light grey glassy rocks. D : Fractured light grey glassy domains and the host dark glassy rock filling
fractures. E : Dark grey glassy domains remaining in the layers dominated by light grey glassy rock, with a lightgrey glassy vein gently folded and crossing flow structures. F : Light grey glassy rock intercalated with brownish
layers. Coin is 2.3 cm across, lens cap is 6 cm across, and hammer handle is 30 cm long.

ラス質岩ともに褶曲し，折り重なるところで破断してい部分を占める．暗灰色ガラス質岩の分布は勝澗山火口内る．また，汚濁物質が濃集して褐色〜黄褐色味が強くなに位置する勝澗山山頂付近に限られ，勝澗山溶岩を採掘

り (Figs. 4E, 4F and 5F)，溶岩の上部ではやや厚くなってする勝澗山山頂西側の大露頭で暗灰色ガラス質岩と灰白

目立つところがある (Fig. 3F)．

色ガラス質岩との関係が観察できる．この露頭では，暗灰白色ガラス質岩は，幌内川カルデラや勝澗山火口内

灰色ガラス質岩が溶岩内部の大半を占めるが，溶岩の上の給源火道にあって堆積物と接している勝澗山溶岩の大部と下流に向かうにつれて，流理に平行に灰白色ガラス

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Fig. 4. Flow structures represented by “dusts,”cryptocrystalline aggregates or spherules, and vesicles concentrated inlayer in Katsuma-Yama Lava at the quarry on the western flank of Mt. Katsuma Yama (A, B, C, D and E) and in the
Horonai-Gawa caldera, upper reach of Shiramizu Sawa (F). A and B : Flow layers represented by concentration oftiny vesicles (dusty spots) in dark grey rocks, in close association with brownish cryptocrystalline silica aggregates(bsa) and chains of silica spherules (ssp) lying in chain parallel to the “dusts”. C : Silica aggregates disseminated inbrown and lying in chain or layer in the same rock. D : Chains of transparent silica spherules and brownish silica
aggregates. E : Vesicular layers and a brownish layer of silica aggregates with micro cracks predominantly cutting
across poorly vesicular light grey part. F : Deep brown layers of silica aggregates replacing glassy part traversing
cracks. Domains enclosed by the brownish microcrystalline materials are filled with fibrous silica and darkmaterials or pores partly filled with silica spherules. Silica veins (sv) extend from the domains and across the cracks
and vesicles (v) in glassy part. Pl=plagioclase. Bi=biotite.

北海道奥尻島，勝澗山火山から噴出したガラス質流紋岩溶岩の産状と水和165質岩を挟むようになり，灰白色ガラス質岩に置き換わる

灰色ガラス質岩中の乳白色層）の二次鉱物は，隣接する(Figs. 2A, 2B and 2C)．灰白色ガラス質岩は，両者の境界

灰白色ガラスまで置換して針状に成長して集合した球果付近にあって薄層あるいは層理に平行なレンズをなしてもしくは層をなしている (Figs. 4D, 4F, 5E and 5F)．また，

暗灰色ガラス質岩と指交し，あるいは，その中に，暗灰黄褐色を呈する層の内部には，脈状もしくはアメーバ状

色ガラス質岩を包み込んでいる (Figs. 3C, 3D and 3E)．

に延びる領域があって，そこをシリカ鉱物（おそらくク

また，両者の境界付近には，暗灰色ガラス質岩から灰白

リストバライト）が埋めている (sv in Fig. 5F)．このシリ色ガラス質岩へと連なる流理に直交もしくはやや斜交

カ脈は周辺の黄褐色を呈する領域と共に湾曲しているとし，かつ流理に沿ってわずかに変位して褶曲する割れ目

ころがあるが，一方で，その外側の真珠状に割れたガラがあって，それに沿って灰白色ガラス質岩が分布していスを割って延伸している．真珠状割れ目などの微小割れることがある (Figs. 3C and 3E)．一方，暗灰色ガラス質

目は，これら二次鉱物の集合体に達するところでとどま

岩中にあって灰白色ガラス質岩が流理に直交もしくはやり，あるいは，わずかながら横切っているところがあるや斜交して破断しているところでは，幅数 cm 以下のそ(Figs. 4D, 4F, 5E and 5F)．

の割れ目の隙間を暗灰色ガラス質岩が埋めている例もあ

微小割れ目そのものには，明確に同定できる二次鉱物

る (Figs. 3C and 3D)．溶岩が灰白色ガラス質岩となってはほとんど認められない．しかし，直交ポーラー下で観いる上部では，角礫化し (Fig. 2B)，流動角礫岩となって察すると，灰白色ガラス質岩中のガラスに限らず，暗灰いる (Fig. 2A)．

色ガラス質岩中のガラスであっても，微小割れ目に沿ってシリカ鉱物と思われる微細な透明結晶が認められるこ

5．勝澗山溶岩中の微小割れ目と二次鉱物とがある．

勝澗山溶岩には柱状節理や板状節理のほかに，真珠状割れ目あるいはこれに類する微小割れ目が発達している．

6．勝澗山溶岩の鉱物組成と化学組成

そのうち，最も顕著な割れ目は，流理に直交して 2〜6

勝澗山溶岩は，色調に関係なく，そのほとんどがガラ

mm 以下の間隔で並ぶ割れ目と，これに直交〜斜交する

スである．斑晶の多くは長径 1〜2 mm 以下の斜長石，石割れ目 (Fig. 3B)，あるいは，これから分岐し，様々な程

英，黒雲母の自形結晶で，これらの総量は数 vol.% 以下

度に湾曲した微細な割れ目である (Fig. 5)．これらが組である．このほか，微量のジルコン，アパタイト，磁鉄

み合わさって切り出したガラス質岩は，平滑な平面〜曲鉱を伴う．ガラス内には隠微晶質結晶が認められ，孔隙面で囲まれた多面体で (Figs. 5A, 5B and 5C)，中には球形には，ガラス壁面に沿って非常に細粒なシリカ鉱物が形に近いものもある (Figs. 4D, 4F and 5F)．

成されている．孔隙内を埋め，ガラスを置換している二先に指摘したように，微小割れ目の間隔は暗灰色ガラ

次鉱物は，X 線粉末回折で確認したところ，主にクリスス質岩で 1 cm 前後，灰白色ガラス質岩で 1 mm 前後，多トバライトで，わずかにトリディマイトを伴う．また，

くは 0.1 mm 前後である (Figs. 3B and 5)．暗灰色ガラス

1 例ではあるが，勝澗山山頂付近の採石場で採取した暗質岩に比べて割れ目が密な灰白色ガラス質岩では，直交灰色ガラス質岩中の大きな孔隙からカリ長石を検出して〜斜交する二系統の割れ目の一点から派生して内側に湾いる．鏡下で認められる汚濁物質の鉱物相については，

曲してほかのいずれかの割れ目に達する割れ目が複数同定できていない．しかし，磁鉄鉱を部分的に置換してあって，それらが組み合わさって切り出した形の多くは，いる例があり，その赤褐色をおびた色調は，それが鉄の径数 1 mm 以下の真珠に近い球体もしくは楕円体を想起

水酸化物である可能性を示唆する．

させる (Figs. 4F and 5F)．ただし，真珠状割れ目もしくは勝澗山溶岩中の暗灰色ガラス質岩と灰白色ガラス質岩

これに類する微小割れ目の内側には，面に直交する割れの主要化学成分については，すでに鹿野ほか (2006) で目や，それに直交もしくは斜交する高次の微小割れ目が報告している．同一試料について測定した微量成分と共少なからず認められる (Fig. 5F)．

にこれを Table 1 に示す．

これらの割れ目は，孔隙と接するところでは，そこか

主要化学成分は，XRF 分析によって求めた．測定試料

ら先には延びないことが多い．孔隙を挟んでその延長線は，110℃で乾燥させた試料 1 g に二硼酸・四硼酸リチウ

上に延びることもあるが (Figs. 5C, 5D, 5E and 5F)，これム (LiBO・Li2B4O7) 5 g を加え約 1200℃で融解して作成

は，割れ目の面が孔隙を囲む領域にまで広がっていていしたガラスビード，測定装置は，秋田大学工学資源学部るためで，孔隙が引き延ばされた後に割れ目が生じたこ

応用地球科学講座の RIGAKU 社製 SYS3070 である．たとを意味する．
灰白色ガラス質岩の中にあって黄褐色を呈する層（暗だし，H2O (+) は，水素同位体測定等の真空ラインを用いて，以下の方法で定量した．まず，秤量した試料（米166

吉村洋平・鹿野和彦・石山大三

Fig. 5. Microscopic cracks and vesicles in Katsuma-Yama Lava, collected from the summit area of Mt. Katsuma Yama
(A〜D) and from the Horonai-Gawa caldera (E and F). A : Transition from dark grey glassy part to light grey
glassy part showing difference in crack number density and in abundance of minute dusty particles (vesicles). B :Close-up of A, showing a light grey part with curved fibrous appearance of vesicles. C : Close-up of B showing
elongate and enlarged vesicles and intersections of cracks and vesicles. D : Dark grey glassy part showing flow
structures represented by veisicular and dense layers and minor yellow brown layers composed of aggregates ofsilica and dusty material. E : Light grey rock almost completely altered from dark grey rock. Brown aggregates ofsilica spherules and brownish dark materials (bsa) replace originally light grey layers and adjacent glassy part.
Silica spherules (ssp) are also precipitated inside vesicles (v). F : Close-up of E showing veins (sv) that intervene ina brown layer and intersect a vesicle (v) lined with silica spherules. Silica (relatively light part) fills inner spaces ofbrown layer (bsa) and form veins (sv) extending across adjacent glassy perlitic domains. Pl=plagioclase. Bi=
biotite.

北海道奥尻島，勝澗山火山から噴出したガラス質流紋岩溶岩の産状と水和

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粒大〜粉末）を適量石英ガラス管の中に入れ，真空ライの 1 つと考えられる．3000〜3800 cm−1 のピークは X-

ンに取り付けて排気する．次に，試料を 700℃程度まで

OH 伸縮振動に，1630 cm−1は H2O 変角振動に対応する加熱し，試料から発生したガスを液体窒素寒剤で冷却しとされており，それぞれのピークの高さ（吸光度）はた U 字型トラップに捕集する．このとき，ガスに CuO

H2O分子と OH とを合わせた含有量と H2 O 分子の含有

炉 (550℃) を通過させ，仮に H2 ガスが発生した場合で量（以下，それぞれを H2Ot，H2Omと表記する）に比例す

も，酸 化 さ れ て H2 O と し て 捕 集 で き る よ う に し た．

る（例えば，Yokoyama et al., 2008）．実際に得られた赤700℃での脱ガスを終えた後は，試料を 1000℃まで加熱・

外線吸収スペクトルを比較すると，3580 cm−1 付近とガス捕集し，残ガスが真空ラインのバックグラウンドレ

1630 cm−1付近の吸光度は，ともに暗灰色ガラス質岩のベ ル（0. 003 Torr/ 分 〜H2 O と す れ ば 試 料 含 水 量 の 約

試料に比べて灰白色ガラス質岩の試料で大きい (Fig. 6)．

1/10000 に相当）になるまで待って脱ガスを完了する．

Lambert-Beer 則によれば，モル吸光係数 e と，試料の次に，U 字型トラップの液体窒素寒剤をドライアイス・

厚さ d と密度 ρ，その物質の吸光度 Abs が分かれば，対アセトン寒剤に交換することで，捕集したガスから CO2

象とする分子の含有量 C は，1 分子当たりの質量を a とと SO2 を除去して純粋な H2 O とした．さらに，これをして，次の式から求めることができる．

Cr 炉 (800℃) 内で H2 へ還元した後，水銀テプラーポン
プでガス量測定部に全ての H2 を集め，水銀柱による圧C=a ·Abs/（ρd）/e(1)

力差とガス量測定部の体積，温度（測定時の室温）から

そこで，3580 cm−1と 1630 cm−1付近の吸光度と測定試

H2のモル数を求め，これを H2O の重量に換算，測定試料料の厚さから H2 Ot，H2 Om の含有量を求めた．3580 cm−1の重量との関係から含水量を求めた．微量元素は秋田大におけるモル吸光係数は概ね 67±7 L·mol−1cm−1の範囲

学工学資源学部応用地球科学講座の ICP-MS を用いて分内にあるとされており (Yokoyama et al., 2008)，ここでは析した．分析方法は佐藤・他 (1999) による．

この値 を用いた．また，1630 cm−1付近の吸光度は，55

暗灰色ガラス質岩と灰白色ガラス質岩のいずれの試料±2 L·mol−1cm−1 (Newman et al., 1986) とした．a についでも SiO2が 75〜76 wt.%，K2O が 4.5 wt.% 前後で，総アては Yokoyama et al. (2008) と同じく 18.02，ρ は 2.346

ルカリ量も 7〜8 wt.% であり，微量成分についても両者

g/cm3 とした (Silver et al., 1990) とした．試料の厚さはに大きな違いは認められない．しかし，水については，

81〜114μm である．

暗灰色ガラス質岩で 0.3〜0.8 wt.%，灰白色ガラス質岩でこのようにして得られた H2Ot の含有量は，暗灰色ガ

0.7〜2.1 wt.% と両者で異なる．また，鉄の総量 T-Fe2O3

ラス質岩の 2 つの試料 04080804C’と 03072622 (YOK-1)

についても暗灰色ガラス質岩で 0.8〜1 wt.%，灰白色ガラ

で 0.70 と 0.49 wt.%，灰白色ガラス質岩の 2 つの試料

ス質岩で 0.6〜0.8 wt.% と両者で異なる．水が最も少な

03081202.33 (A-1) と 04080804A で 1.54 と 1.49 wt.% であい試料の各成分含有量で規格化した値を見てもこの傾向る．また，H2 Om の含有量は，暗灰色ガラス質岩で 0.21は変わらない (Table 2)．

と 0.17 wt.%，灰白色ガラス質岩で 1.01 と 1.40 wt.% である．したがって，H2Otから H2Om を差し引いて得られる

7．ガラス中の水の存在状態と含有量

OH の含有量は，暗灰色ガラス質岩で 0.49 と 0.32 wt.%，

勝澗山溶岩の主たる構成物であるガラスについて，そ

灰白色ガラス質岩で 0.53 と 0.09 wt.% となる (Fig. 7)．

の中での水の存在状態と含有量を調べるために，薄片試

試料 03081202.33 (A-1) と 03072622 (YOK-1) の粒状試

料中のガラスについて赤外線吸収スペクトルを測定し料を水素同位体用の真空ラインを用いて測定した H2 O

た．測 定 装 置 は，大 阪 市 立 大 学 理 学 部 地 球 科 学 科 の(+) は，赤外線吸収スペクトルから求めた H2 Ot と±0.2

SHIMAZU 社製顕微赤外分光装置で，赤外分光装置 FT-

wt.% の範囲内で一致しており，H2Omとともに，暗灰色

IR-4200 と赤外用顕微鏡 IMS-1，MCT 検出器を組み合わガラス質岩に比べて灰白色ガラス質岩が水に富むというせている．測定には口径 100μm の非偏光を用いた．分

化学分析の結果 (Table 1) を支持する．一方，OH は，試

解能は 2 cm−1，積算回数は 128〜256 回である．

料によって値に開きはあるが，系統的増減はなく，0.1〜−1

波数 4000〜400 cmの範囲で得られた赤外線吸収ス

0.5 wt% の範囲内に収まる (Fig. 7)．

ペクトルを概観すると，3580 cm−1 付近と 1830 cm−1，
1620 cm−1 付近に吸光度のピークが認められる (Fig. 6)．

8．議

そのうち，1830 cm−1 付近のピークは，何に起因するか

8-1

論
ガラスの変形と破断，水和のプロセス同定できていないが，2000 cm−1より低波数側に出現す

暗灰色ガラス質岩と灰白色ガラス質岩の分布と両者のる Si-O や Al-O の伸縮振動や変角振動に起因するピーク

水含有量の違いに基づけば，より新鮮な勝澗山溶岩は暗168

吉村洋平・鹿野和彦・石山大三

Fig. 6. FTIR spectra of light grey sample 03072622 (YOK-1) and dark grey sample 03081202. 33 (A-1). These
specimens are 110 and 116 mm thick, respectively.

北海道奥尻島，勝澗山火山から噴出したガラス質流紋岩溶岩の産状と水和
Table 1.

169

Chemical compositions of Katsuma-Yama Lava.

灰色ガラス質岩であり，これが水和することで灰白色ガら流下した火砕堆積物はいたるところで塑性変形しておラス質岩が生じている．勝澗山山頂付近では灰白色ガラ

り，その表層近くまで水に飽和していたはずである．勝

ス質岩が勝澗山溶岩の表層を占めて内部の暗灰色ガラス

澗山火口でも，炭質物を含む細粒堆積物が火砕堆積物と質岩に漸移しており，噴出源の勝澗山火口及び幌内川カ

ともに火口内を埋め，かつ，勝澗山溶岩によってそれらルデラでは溶岩が水冷破砕して水和が全体に及んでいが荷重変形しており，少なくとも勝澗山溶岩噴出時に火る．このようなことから，溶岩噴出時には勝澗山火口と口内の堆積物が水に飽和していたことは確かである．

幌内川カルデラに水があって，それが溶岩に浸透して水和したと考えられる．
当時の幌内川カルデラの水位は，現存する堆積物の最大標高 306 m 付近にあった可能性が高い．勝澗山火口か

露頭や鏡下での観察事実に基づいて，水和に至るまでに溶岩内で起こった事象を順に整理すると，次のようになる．
1) 気泡の形成

170

吉村洋平・鹿野和彦・石山大三状態にあったことを示している.しかし，微小割れ目は，灰白色ガラス質岩から暗灰色ガラス質岩へと連続しており，灰白色ガラス質岩の割れ目に流入したガラス / メル
トに灰白色ガラス質岩中の微小割れ目に浸透してきた水または水蒸気が接することでガラス転移温度以下まで冷却され破断したことが考えられる．
このようにして暗灰色ガラス質岩に生じた数 mm 間隔の割れ目は，灰白色ガラス質岩との境界を越えたところで分岐し，割れ目の数が増えて，割れ目と割れ目との間隔も 1 mm 以下と狭くなる (Fig. 5A)．
ガラス転移温度付近では，デボラ数 ND (Deborah number)，
すなわち，メルトの構造緩和時間 τ（=粘性係数 / 弾性係数）と現象の起きる特徴的な時間 t（=変位 / 流速）との比 τ / t に応じて，1 よりも小さければ，溶岩は液体として，大きければ固体として振る舞うと考えられる．したがって，流速の変化に応じて流動と破断が相前後するこFig. 7. Variations of molecule H2 O (H2 Om) and OH
group concentrations as H2Om vs total water (H2Ot).
Paired analytical values of H2O and OH for samples
03072622, 040804C’, 040804A and 03081202. 33
are tied with a solid line, respectively. The arrow
with a question mark shows the hydration trend.

とになる．
後で述べるように，水和前の温度が 700℃，水和前の含水量が 0.3 wt% であれば流紋岩メルトの粘性率は 1010
Pa·s（例えば Hess and Dingwell, 1996），弾性係数 10 GPa
として，緩和時間は 100 s，溶岩変位を 0.1 m として流速が 10−1 m/s (360 m/hr) より大きければ ND>1 となり，溶岩は固体と見なすことができる．この流速は，流れなが

2) 気泡と微結晶の集積による流理の形成

ら繰り返し破断した雲仙火山普賢岳の 1991 年デイサイ

3) 気泡の合体，引き延ばしと破断

ト溶岩の流速 0.2〜3 m/hrs（須藤・他，1993）よりも 2 桁4) 気泡内での二次鉱物（クリストバライトと鉄水酸化大きいが，勝澗山溶岩の厚さが 1 桁程度大きい点を考慮

物）の晶出
5) 二次鉱物の成長による乳白色層もしくは褐色を帯びた薄層）の形成
6) ガラス / メルトの塑性変形による乳白色層の変形と破断
7) 水との接触によるガラス / メルトの冷却，収縮と破断（微小割れ目の形成）
8) 微小割れ目に沿った溶岩内部への水蒸気の浸透とすると，あり得ない大きさではない．
8-2

水和の開始温度

上述のように，ガラスの水和はガラス転移温度を通過
してまもなく始まったと考えられる．
流紋岩など珪酸塩のメルト / ガラス中の水は主に H2Om
として拡散するが，ガラス転移温度よりも高温側では，
H2Omの一部が珪酸塩と結合して OH に変わる．H2Otが一定のとき，OH/H2Omはガラス転移温度よりも低温側では微小割れ目の伸展，割れ目に沿ったガラスの水和

温度によらず一定で，高温側では温度の上昇とともに大先に述べたように，気泡や微結晶，二次鉱物は，流理

き く な る (Nowak and Behrens, 1995 ; Shen and Keppler,のなす褶曲構造に参加しており，微小割れ目は気泡や流1995 ; Zhang, 1999)．

理，乳白色層，流理のなす褶曲構造を横切っている．こ勝澗山溶岩のうち，暗灰色ガラス質岩試料では水に換の点に着目すると，1) から 6) まではガラス / メルトが算した OH と H2Omとの量比 OH/ H2Omは 2 前後で，灰白

塑性状態にあって流動しているときに，7) と 8) はガラ

色ガラス質岩では 0.5 と 0.1 となっている．暗灰色ガラ

ス / メルトが固化したときに起こった現象であると判断

ス質岩試料では，OH/H2Omが 1 を越えており，これがガできる．

ラス転移温度で凍結された値を反映しているとすれば，

暗灰色ガラス質岩から灰白色ガラス質岩へ漸移すると灰白色ガラスの 0.5〜0.1 の OH/H2 Om はガラス転移温度

ころでは，灰白色ガラス質岩が破断した割れ目を周囲の以下で外部から水が付加されて H2Omのみが付加された

暗灰色ガラス質岩が埋めている．このことは暗灰色ガラ

結果と解釈できる．地表条件下で水和した流紋岩ガラス

ス部がそのガラス転移温度よりも高温で塑性変形可能なでも H2Otが 1.5〜2 wt.% で，OH に比べて圧倒的に H2Om

北海道奥尻島，勝澗山火山から噴出したガラス質流紋岩溶岩の産状と水和

171

Table 2. Chemical compositions, normalized with those of the sample of least water content in the analyses
shown in Table 1.

る方向に 10〜0.1 mm の間隔で割れ目が生じている．こが多い（例えば，Yokoyama et al., 2008）．
なお，灰白色ガラス質岩の 1 試料では，この値が 0.1の細かな割れ目は，溶岩の表面が水と接することで冷却となっており，格段に小さい．その原因の 1 つとして測と破断が始まり，その結果生じた割れ目に水（もしくは定試料の厚さが考えられる．この試料は他の試料と同程水蒸気）が浸透することで冷却と破断が加速度的に進行度の厚さではあるが，孔隙と微小割れ目を埋める汚濁物しただけでなく，水和に伴ってガラスが膨張することで，質が多いという，他の試料にはない特徴が認められ，そさらに微小割れ目の数密度が大きくなったと考えられのために吸光度の補正が適切に行われていない可能性がる．
冷却収縮にともなって発生する応力 σ は，線膨張率 α考えられる．
珪酸塩メルトのガラス転移温度 Tg (℃) は，組成が一定であれば，主に水の含有量 W (wt.%) によって変化し，そ の 圧 力 依 存 性 は 小 さ い（例 え ば，Del Gaudio et al.,2007）．勝澗山溶岩の組成に近い日本産の流紋岩 (SiO2=75〜77 wt.%) の場合，W=1 wt.% までは，次式から求与えられる．
σ=α⋅ΔT⋅E/（1−γ）(3)

勝澗山溶岩が冷却収縮して破断するには，非封圧下での岩石の一般的な引張強度 (<35〜45 MPa : Lockner, 1995)

めることができる (Taniguchi, 1981)．
Tg=778-223·Wと，温度差 ΔT，ヤング率 E，ポアソン比 γ との関係式で(2)を越えるほどの温度差があれば良い．
ここで，流紋岩ガラスについて，a〜10−5/℃ (Ericksson

したがって，勝澗山溶岩暗灰色ガラス質岩の含水量のet al., 1975)，E〜50 GPa (Meister et al., 1980 ; Malfait et al.,

最小値 0.3 wt.% (Table 1) から推定される勝澗山溶岩のガ

2011), γ〜0.2 (Meister et al., 1980 ; Malfait et al., 2011)，σ〜

ラス転移温度は，およそ 700℃となる．ちなみに，石英20 MPa とすると，これが破断に至る温度差は ΔT > 30℃とアルバイト，カリ長石の三成分に水を加えた疑似花崗となる．この計算に用いた値はいずれも常温常圧付近で岩メルトのガラス転移温度と含水量との関係 (Dingwell,

得られたものである．E については 73 GPa (Meister et1998) にもとづく経験式 (Arbaret et al., 2007) から与えら

al., 1980) の測定値と，体積弾性率 (bulk modulus K =E/3

れるガラス転移温度は，含水量 0.3 wt.% で 613℃となり，[1-2γ]) の測定値と γ (〜0.2) から換算した 21 GPa (Malfait(2) 式からの見積もりと矛盾しない．
8-3

微小割れ目の形成条件

et al., 2011) の計算値があり，ここではほぼ中間の値を採った．後者の値は，水の含有量にかかわらずほぼ一定

溶岩の柱状節理の間隔は，冷却速度が大きければ狭くである (Malfait et al., 2011)．岩石の降伏強度についてなり（例えば，Grossenbacher and McDuffie, 1995 ; Toramaru

は，Lockner (1995) によれば，非封圧下での岩石の一般

and Matsumoto, 2004），温度勾配が大きければ，冷却面か的な引張強度は 35 MPa 以下とされているので，この点ら内部へと段階的に進行する割れ目の長さも短くなるを考慮して 20 MPa とした．このように大まかな物性値（例えば，Grossenbacher and McDuffie, 1995）．また，溶岩に基づいてはいるが，得られた計算結果は，溶岩が弾性が水と接して急速に冷却された場合は，水冷破砕溶岩の体として振る舞う温度領域に入れば，わずかな温度差でように冷却面に直交する割れ目が多数形成され，ときに破断する可能性を示している．特に溶岩の表面付近では mm 規模の破片となる．勝澗山溶岩の場合は，それほ

は，水と接すると同時に温度が半分程度まで低下するのど破砕が進んでいるわけではないが，溶岩表面に直交すで，その間に破断が急速に進行する可能性は高い．

172

吉村洋平・鹿野和彦・石山大三

一方，黒曜石（流紋岩ガラス）は，含水量に応じて膨入し，微小であれば毛細管現象で浸透する．ガラス中で張して密度が小さくなることが知られている (Silver etの水の拡散は，これらに比べてきわめて遅い．したがっal., 1990 ; Richet et al., 2000)．これは，水和が進行するにて，水和速度は，ガラス中での水の拡散によって規制さ

つれてガラスが取り込んだ水の量に比例して膨張し，水れる．

和したガラスに歪みが生じて微小割れ目が生ずる可能性

ガラスの水和速度は水がガラス表面から内部まで拡散を 示 唆 す る (Davis and McPhie, 1996)．Anovitz et al.

した距離（水和層の厚さ）で与えることができる．ここ(2008) は，水和した流紋岩ガラスの薄片を鏡下で観察し，でガラス表面での水の含有量を Cs，水和する前のガラス

そのレターデーションの波長と薄片の厚さに基づいて，の水の量を C0，ガラス表面からの距離 x における水の含水和によって生ずる応力を 182〜455 MPa と見積もっ有量を C，ガラス中での水の拡散係数を D，時間を t とすると，C は次式で与えられる（例えば，Yokoyama et al.,た．
Silver et al. (1990) のデータによれば，暗灰色ガラス質
岩の水含有量の最小値 0.3 wt.% と灰白色ガラス質岩の水
含 有 量 の 最 大 値 2. 4 wt. % の 岩 石 密 度 は 2. 346 g/cm3 と2008）．
（C/ s−C0）=erfc［x/（2D1/2t1/2）］（C−C0）(4)

2.320 g/cm3 である．差 2.1 wt.% の分だけ水和した場合，

勝澗山溶岩の場合，灰白色ガラス質岩の水含有量の最密度は 0.026 g/cm3だけ小さくなり，もとの状態から単位

大値は 2.4 wt.%，暗灰色ガラス質岩の水含有量の最小値

体積当たり 0.0112 だけ体積が膨張したことになる．そは 0.3 wt.% なので，Cs=2.4，C0=0.3 とするのがもっとの線膨張量は単位長さ当たり 0.0037 で，熱応力の計算にもらしい．

用いた (3) 式の α⋅ΔT に相当する．そこで，熱応力の計

拡散係数については，先の議論に基づいて，勝澗山溶算と同じく，E〜50 GPa，γ〜0.2 として，この膨張量を岩がガラス転移温度 (700℃) を過ぎたところで水和が始(3) 式に代入して水和によって発生する応力を求めるとまったとすると，高温領域での推定値が必要である．

σ〜230 MPa が得られる．この応力は，冷却収縮によっ

Zhang and Behrens (2000) によれば，高温の流紋岩メルトて発生する応力 (〜20 MPa) よりも 1 桁大きく，Anovitz/ ガラス中での H2 Ot の拡散係数 DH2O は，H2 Ot や温度に

et al. (2008) の推定した水和に起因する応力 (182〜455

依存しており，H2Ot=0.3〜3 wt.%，T=700℃，0.1 MPa (1MPa) とも整合的である．水和による歪み応力は，非封atm) で 0.3〜1.5 mm2/s となる．厚さ 100 m の勝澗山溶岩

圧下での岩石の一般的な引張強度のみならず，圧縮強度

全体を上面と下面から水が拡散して C=2 wt.%（灰白質(<300〜450 MPa : Lockner, 1995) をも越える可能性があ

ガラス岩含水量の範囲のおおよその中間値）まで水和す

る．

るのに要する時間を計算すると，700, 600, 400℃でおよ以上，要するに，勝澗山溶岩の微小割れ目は，転移温

そ 3·107年，9·107年，4·109年となる．この計算では，それ度通過後に冷却する過程で蓄積した収縮歪みによって生ぞれの温度での水の含有量 2 wt.% における H2Otの拡散

じ，引き続き水和が始まると，膨張歪みが収縮歪みを上係数を Zhang and Behrens (2000) の近似式から求めた．

回ることで更に微小な割れ目が生ずると考えられる．た

水蒸気圧が高い場合も拡散係数が大きくなる (Miyagi et

だし，水和がほとんど進んでいない暗灰色ガラス質岩で

al., 1997)．しかし，厚さ 100 m，密度 2.4·103 kg/m3の溶岩も，直交〜斜交する二系統の割れ目で囲まれた領域の内底部の荷重圧は 2.4 MPa にすぎないので考慮していな

側に，それらの割れ目に内接する湾曲した割れ目が複数

い．

生じて，ガラスを真珠状に切り出していること，そして，

一方，温度 T0，厚さの 2a の平板状溶岩メルトが温度

その割れ目に直交して内側にも割れ目が生じている例が0℃の水と接して熱伝導でのみ冷却する場合，固結したあることに注意する必要がある．幌内川上流白水沢の溶岩とメルトの熱拡散率を k とすると，溶岩中立面から“ガラス砂” (Fig. 3D) は，溶岩が急速に冷やされ真珠状にの距離 x における温度 T は次式で与えられる (Jaeger,

砂粒大まで細かく破砕されているにもかかわらず，水和1968)．

は粒子の内部までは及んでいない．真珠状割れ目もしくはこれに類する割れ目は水和によって生ずるだけでな
く，熱収縮過程でも生ずる．
8-4

割れ目の形成と水和に要する時間｛erf［（ξ+1）（2τ
/ 1/2）］
T/T0=1/2−erf［（ξ−1)/（2τ1/2）］｝(5)

2

ただし，ξ=x/a，τ=kt/a ．

ガラス中への水の移動様式として考えられるのは，割

ここで，k を Little Glass Mountain obsidian と同程度

れ目への水の浸透とガラス中への水の拡散である．割れ（800℃で k =10−6 m2 /s，600 〜100℃で k =0.6·10−6 〜

目が大きく開口していれば，水は重力によって直ちに流

0.8·10−6 m2 /s : Bagdassarov and Dingwell, 1994），すなわ北海道奥尻島，勝澗山火山から噴出したガラス質流紋岩溶岩の産状と水和

173

ち，10−6 m2/s とし，溶岩の厚さを 100 m とする．このとの接触面で発生した水蒸気には，その場の静水圧が加わき，溶岩の表面温度は，計算の前提に従えば，水と接触るので，溶岩の表層から内部へ，さらには溶岩内部を勝すると同時に溶岩の温度の 1/2，すなわち 400℃となり，

澗山山頂方向へと浸透することで溶岩を冷却するとともこの温度に約 4 年間とどまった後に穏やかに低下する．

に，ガラスを水和したと考えることは可能である．

また，溶岩中立面が T0 =800℃ から T=400℃まで冷え

このような状況に置かれた溶岩の場合，浸透した水蒸るのに要する時間は 174 年となる．これは 800〜400℃

気に溶岩などの荷重が加わることで，気孔中にあった水の温度で水が溶岩表面から中心まで拡散するのに要する蒸気がガラスに再吸収される可能性も考えられる．高温

時間（3·107〜4·109年）とは比較にならないほど短く，しの火砕堆積物では，その中にトラップされた水蒸気に堆たがって，水が溶岩表面から拡散するだけでは，溶岩が積物の荷重が加わることで火砕流が自ら放出した水蒸気

固結するまでの間に水和が完了することはない．

を再吸収することが報告されている (Kano et al., 1997 ;ここで注目されるのが灰白色ガラス質岩中の微細な孔

Sparks et al., 1999)．幌内川カルデラ内にあっては，勝澗

隙と冷却節理である．孔隙は，様々な程度に塑性変形し山山頂（標高 427 m）と幌内川カルデラにおいて最も低ていて，真珠岩様割れ目に切られており，溶岩が流動し位置にあって古カルデラ内の堆積物に貫入している溶岩ている最中に形成されたことは確かである．せん断変形の基底面（標高 110 m）との最大標高差に相当する溶岩の大きな溶岩の表面では，溶岩が不均等に引き延ばされ自身の荷重と，溶岩上面から標高 300 m まで累重していて局所的に引きはがされると，引きはがされた面とそのる火砕堆積物の荷重が溶岩内の気泡に閉じ込められた水

周囲で減圧して発泡し，孔隙が形成される．また，変形

蒸気に加わる場合，その圧力は，溶岩の密度を 2.4·103が進んだ孔隙は隣り合う孔隙との隔壁が破断されて連結kg/m3，水に飽和した堆積物の密度を 1.8·103 kg/m3（戸賀する．このようにして孔隙を通路として水蒸気が溶岩内

軽石の湿潤密度 : 狐崎ほか，2002）とすると，約 13 MPaに浸透し，内壁からガラス内部へ拡散した可能性が考えに 達 す る．し か し，高 温 高 圧 下 に お け る 実 験 結 果られる．

(Yamashita, 1999) から外挿して得られる流紋岩メルトの側方に連なる孔隙と孔隙との間隔は孔隙が密集してい

13 MPa 付近での飽和含水量は 1 wt.% またはそれ以下でるところで 10 mm 以下である．冷却と破断によって生あり，この程度の圧力で水蒸気が再吸収されるかどうかじたと考えられる微小割れ目の間隔は暗灰色ガラスでについては，なお検討が必要である．

10 mm 前後，灰白色ガラスで 1 mm 前後もしくはそれ以下で，多くは 0.1 mm 前後である．溶岩がガラス転移温

9．二次鉱物の形成度以下になると同時に割れ目が生じて水和が始まって，

勝澗山溶岩の暗灰色ガラス質岩中の灰白色ガラス質岩

さらに細かな割れ目が生じるとして，割れ目の間隔を 1がなす縞では，孔隙の中に微細なクリストバライトあるmm とし，割れ目の両側から内部 0.5 mm の距離を水がいはトリディマイトなどが晶出している．また，下流，

拡散して流紋岩ガラスが含水量 2 wt.% になるまで水和あるいは溶岩の上面に向かうにつれて，これらシリカ鉱するのに要する時間を先に述べた拡散係数を用いて求め物が褐色を帯びた球果や縞をなし，あるいは孔隙の内壁ると，400℃で，140 日となる．これは溶岩の表面温度がに沈殿して内部を埋め，さらには孔隙周辺のガラスを置

400℃を維持する時間 4 年より短く，したがって，溶岩の換している．このようなシリカ鉱物は，自ら析出した水中心が 400℃まで冷えるであろう 174 年の間に溶岩全体

蒸気，または溶岩内に浸透した水蒸気にガラス中のシリが水和することが期待できる．

カなどが溶解し温度低下と共に沈殿することで形成され8-5 水和の経路たと考えられる．

灰白色ガラス質岩の分布から推して，水和に要する水

ガラスと反応した水が水蒸気であったかどうかを考察

は，幌内川カルデラと勝澗山火口から供給されたと考えするには，まず，外来水と接する溶岩の界面温度 Ti を見られる．勝澗山山頂（標高 427 m）と幌内川カルデラに積もる必要がある．これは次式で与えられる (Fauske,

おいて最も低位置にあってカルデラ内の堆積物に貫入し

1973)．

ている溶岩の基底面（標高 110 m）との標高差は最大で約 320 m ある．また，カルデラ内の勝澗山溶岩の上には
標高 300 m まで勝澗山火口からカルデラ湖に流下して水

1/2
1/2（ρwcwkw）｝/
Ti=｛T（ρll cl kl） +Tw
1/2｝｛（ρl cl kl）1/2+（ρwcwkw）(6)に飽和した火砕堆積物が累重しており，したがって，水

ただし，k=熱伝導率，ρ=密度，c=比熱．添え字の l

蒸気のもととなる水は，勝澗山山頂付近における勝澗山

と w は溶岩と水を表す．溶岩の冷却時間を見積もる際

溶岩の底部近傍まで存在していた可能性は高い．溶岩とは溶岩と水の熱拡散率を同じとし界面の初期温度を

174

吉村洋平・鹿野和彦・石山大三

400℃と仮定したが，もう少し詳しく検討するために，ここで，流紋岩の代表的な値（たとえば，谷口，1996）を3

3

採って，溶岩の密度ρl =2.4·10 kg/m ，水の密度ρw =微小割れ目が形成された．
4) また，その割れ目に水蒸気が浸透することで，溶岩が水和され，さらに微小な割れ目が形成された．

1·103 kg/m3，溶岩の比熱 cl=1.2·103 J/kg/K，水の比熱 cw5) 微小割れ目が形成され，水和が進行した温度は，流=4.2·103 J/kgK，溶岩の熱伝導率 kl=1.2 W/mK，水の熱紋岩ガラスの転移温度より低く，おそらく 700〜400℃と伝導率 kw=0.61 W/mK とし，溶岩の温度を 673〜1073ºK推定される．

(400〜800℃)，外来水の温度を 273ºK (0℃) として (6) 式を用いて計算すると，界面温度は 488〜703ºK (=215〜

謝430℃) となる．一方，勝澗山付近の溶岩表面は大気圧下

太平洋セメント（株）には勝澗山採石場及び周辺地域の辞(0.1 MPa)，厚さ 100 m，溶岩の密度 2.4·103 kg/m3の底面は社有地内での調査と本稿の公表を許可していただいた．

2.5 MPa の圧力下にあるので，それぞれの圧力におけるまた，同社の渡邊禎三氏には現地で調査を支援していた

水の沸点は 100℃と 221℃となる．両者を比較すると，だいた．本稿をまとめるにあたっては，秋田大学の水田

ガラス転移温度の下限付近にある溶岩の界面温度は，底敏夫教授，山元正継准教授，大口健志名誉教授，松葉谷

面付近を除けば，これらの温度よりも高く，したがって，

治名誉教授及び産業総合技術研究所の宮城磯治博士の助溶岩表面で水蒸気が常に発生していて，これが溶岩内部言を得た．FT-IR 測定に際しては，大阪市立大学の相川へと浸透した可能性が高い．

信之名誉教授および三好直也博士にご協力いただいた．

しかし，勝澗山溶岩の微小割れ目の中には，ほとんど

本稿は東北大学の谷口宏充名誉教授と奥村

聡博士の査

シリカ鉱物が沈殿していない．これは，シリカがガラス

読，並びに山下から水蒸気に溶出する速度よりも水蒸気の移動速度が大改善された．以上の方々に感謝の意を表します．

きく，シリカ濃度がクリストバライトもしくはほかのシリカ鉱物と平衡に達する前に水蒸気が溶岩の外部へ散逸したことを示唆する．
シリカと共に沈殿している汚濁物質はおそらく水酸化鉄であろう．ガラスや磁鉄鉱から高温水蒸気に溶出した鉄は，溶岩の温度が低下するにつれて孔隙や割れ目にク
リストバライトとともに沈殿し，鉄の一部は水酸化鉄として灰白色岩を縞状に褐色に汚染したと考えられる．磁鉄鉱の水に対する溶解度は高温であるほど大きく (Chouand Eugster, 1977 ; Tremaine and LeBlanc, 1980)，ガラスも高温ほど水に溶解しやすい．真珠状割れ目もしくはこれに類する微小割れ目が生じた後もシリカ鉱物が沈殿しているところがあるが，産状から推して，これは，割れ目がシールされて出口を失った流体から沈殿したと考えられる．
10．まとめ
本論文では勝澗山溶岩の産状と化学組成ついて記載するとともに，それぞれの持つ意味について考察し，以下の結論を得た．
1) 勝澗山溶岩は，溶岩全体がある程度水和し，パーラ
イトに特徴的な真珠状割れ目を生じている．
2) 水和と割れ目は表面に近いほど，また，溶岩噴出口と幌内川カルデラ内に向かうほど顕著である．
3) 勝澗山溶岩は，噴出口と幌内川カルデラ内の水と接触した結果，そこで発生した水蒸気が溶岩の微細な気孔や割れ目を伝って浸透することで，溶岩全体が冷却して茂編集委員のコメントによって大幅に

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（編集担当

山下

茂）