地球環境研究,Vol.7(2005)

低標高山地斜面における凍結・融解サイクルの頻度と表面岩温の低下量
瀬戸真之＊

キーワード：凍結融解サイクル､ 表面岩温､ 岩塊堆積物､ 足尾山地

１. はじめに

２. 調査地域の概要

岩石に含まれる水分が凍結融解を繰り返すことで発生

古峰ヶ原高原は､ 足尾山地の北東部に位置し､ 横根山

する凍結破砕作用や温度変化による岩石の膨張､ 収縮な(1373.4m) を最高峰として､ 主に標高1200〜1300m 前

どの物理変化は､ 岩石の物理的風化作用として重要であ後の小起伏面からなる (Fig. 1)｡ 概ね標高1200m よりる｡ 岩石の凍結破砕は､ 岩温の低下量､ 凍結融解の頻度､低所では開析が進み､ 斜面の横断方向に凹凸が激しい傾

岩石の間隙率､ 凍結前の水分飽和度､ 凍結が進行する過斜20前後の斜面が卓越する｡

程での岩石中の水分移動などに支配される (Matsuoka,

古峰ヶ原高原は､ ほぼ全域が白亜紀後期から古第三紀

2001)｡ これまで岩温の観測には多くの例があり､ 凍結・前期に貫入した黒雲母花崗閃緑岩および角閃石黒雲母花融解サイクルを指標とした物理的風化作用が議論されて崗岩からなり､ この周囲には､ 砂岩､ 頁岩､ 石灰岩､きた (例えば､ Thorn, 1979; Fahey and Lefebure, 1988;

チャートからなる南東に傾いたジュラ紀の足尾帯堆積岩

Coutard and Francou, 1989; Lewkowicz, 2001)｡ しかコンプレックスが分布する (須藤ほか､ 1991)｡

しながら､ 日本における岩温の観測例には､ Matsuoka

古峰ヶ原高原の斜面には､ 花崗閃緑岩からなる岩塊が(1990, 1991, 1994)､ 岩船 (1992､ 1996)､ 瀬戸 (2005)

多く分布し､ 一部では集合して岩塊堆積地形を形成する｡などがあるものの､ 森林限界以下に位置する比較的低標

山頂部の緩斜面と開析の進んだ山腹斜面とが接する遷急高な斜面で現在露岩に働いている凍結・融解作用につい線付近にはトアがみられる｡ これら斜面上の岩塊については議論が少ない｡ 森林限界下の斜面は､ 植生に覆われて小疇 (1977) が岩塊堆積地形の存在を指摘して以来､日射が遮られることや標高が低いことなどを考えると森

田淵・原 (1978､ 1982)､ 山川 (1981)､ 瀬戸 (2003a､

林限界を超える標高の斜面とは､ 露岩の熱的環境が異な2003b､ 2004) らによって､ その形成時期や形成プロセると考えられる｡ また､ 日本の森林限界以下の斜面には､スが検討されてきた｡

岩塊流や岩塊斜面など岩塊地の存在が各地で報告され､岩塊堆積地形周辺の木本植生は､ ミズナラ (Quercus

その形成機構に凍結・融解にともなうプロセスが推定さmongolica) ､ サ ラ サ ド ウ ダ ン ツ ツ ジ (Enkianthus

れている例もある｡ このような森林限界下の岩塊地で岩campanulatus)､ リョウブ (Clethra barbinervis)､ ズ温を観測し､ 凍結融解の頻度や岩温の低下量を明らかにミ (Malus sieboldii)､ モミ (Abies firma) などからすることは､ 現在の山地斜面で働く物理的風化作用の種なる二次林である｡ 植生は岩塊堆積地形上と周囲の斜面類やその強度および過去の地形プロセスを推定する上で上とで顕著な変化がなく､ 空中写真から岩塊堆積地形の重要な資料となる｡ そこで､ 本研究は足尾山地北部の古分布を明らかにすることは困難である｡ そのため､ 踏査

峰ヶ原高原において気温と表面岩温の観測から現在露岩によってその分布範囲を把握した (Fig. 1)｡の表面に働いている凍結融解サイクルの頻度および露岩古峰ヶ原高原の約15km 北方に位置し､ 古峰ヶ原高原表面の温度低下量を明らかにした｡ 古峰ヶ原高原では瀬とほぼ同じ標高1292m にある奥日光気象観測所 (アメ戸 (2005) によって露岩表面に働く凍結・融解頻度が報ダス) の観測結果によると､ 月平均気温が最も下がる時告されている｡ 本稿では瀬戸 (2005) よりも長い観測期期は１月と２月で､ その平年値はそれぞれ−4.1℃と間のデータを使用し､ さらに気温についても言及する｡−4.2℃である｡ また､ 月降水量の平年値は､ 12月が＊立正大学地球環境科学部

71

低標高山地斜面における凍結・融解サイクルの頻度と表面岩温の低下量 (瀬戸)Fig. 1

Topography of the study area.

Ha: Mt. Haruna; Ak: Mt. Akagi; Na: Mt. Nantai; As: Ashio; Ma: Maebashi; Ut: Utsunomiya.
Contour interval is 50 m. The area enclosed with a dashed line in the contour map shows the areawith frequent distribution of blocky deposits.
36mm､ １月が42.2mm､ ２月が66.9mm であるのに対して､ ３月は104.4mm と冬季の中では最も降水量が多い｡ 奥日光気象観測所での積雪深は２月､ ３月が最も深く､ それぞれ36cm､ 37cm である｡ 筆者は､ 古峰ヶ原高原､ 方塞山南部の標高1250m 付近の吹きだまりではな
い比較的平坦な場所で2003年２月４日に約60cm の積雪深を確認した｡

３. 観測地点と観測方法
３−１. 観測地点の概要と観測期間
表面岩温および気温の観測は次の２地点で行った｡
Point 1の測定点は､ 勝雲山北斜面の岩塊堆積地形上端のトアに設置した (Figs. 1, 2a, 3A)｡ トアの大きさは､ 高さ約500cm､ 幅約80cm､ 奥行き約300cm である｡
このトアは､ 尾根上の平坦部と山腹斜面が接する遷急線から約80m 斜面下方 (標高1280m) の地点に位置する(Fig. 2a)｡ トアの側方は一次谷となっており､ トア基

Fig. 2

Location of Points 1 and 2.

Contour interval is 10 m. (a) The altitude of Point 1
is 1280 m. (b) The altitude of Point 2 is 1340 m.

部に接する斜面は常に湿っている｡ トア基部の下流側にし､ これらの岩塊が岩塊堆積地形の上端部を構成していは､ 長径約200cm (最大242cm)､ 短径約50cm (最大る (Fig. 3C)｡ 測定面の向きは N50 E で傾斜は86であ78cm) 程度の板状をした岩塊が折り重なるように堆積る｡ 測定面の上空を覆う木本植生は､ リョウブ､ ズミ､

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地球環境研究,Vol.7(2005)

Fig. 3Outline of the Point 1.

Ａ: The tor at the Point 1 on its NE surface. Ｂ: Close-up view of the observation hole.
Ｃ: Blocky deposits under the tor. Ｄ: Deciduous trees covering Point 1 (Oct 7, 2003)

Fig. 4

Outline of the Point 2.

Ａ: The boulder at the Point 2 on its NE surface. Ｂ: Close-up view of the observation hole.
Ｃ: Blocky deposits around Point 2. Ｄ: Larch trees covering Point 2 (Oct 7, 2003).

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低標高山地斜面における凍結・融解サイクルの頻度と表面岩温の低下量 (瀬戸)ミズナラで､ 2003年10月７日の観察では､ 枝や葉がトアへ到達する日射を遮っていた (Fig. 3D)｡

気温・表面岩温ともに30分間隔で観測し､ 測器には
T&D 製のおんどとり Jr. RTR-52を使用した｡ RTR-52

Point 2の測定点は､ 方塞山北斜面の岩塊に設置したは､ 16,000個のデータを記録できるロガーで､ 30分間隔(Figs. 1, 2b, 4A)｡ 岩塊の長径､ 中径､ 短径は､ それぞで約６ヶ月間の連続観測が可能である｡ 温度センサーはれ約150cm で方形に近い｡ この岩塊は尾根上の平坦部

径２mm のサーミスターで､ 測定範囲は−60℃〜＋から約40m 斜面下方 (標高約1340m) の地点に位置す155℃であり､ −20℃〜＋80℃の範囲では平均で±0.3℃る (Fig. 2b)｡ 周囲に谷頭凹地や水路はなく Point 1との精度を持っている｡

比べて乾燥している｡ 測定点を設置した岩塊の周囲には､以上の観測方法で得られたデータから､ FTC (freeze-

長径約300cm (最大530cm)､ 短径約70cm (最大78cm)

thaw cycle) と EFTC (effective freeze-thaw cycle)程度の板状をした岩塊が分布する (Fig. 4C)｡ 測定面のを認定した｡ FTC は０℃より高い温度から０℃以下に向きは N24 E で､ 傾斜は88である｡ 測定面の上空を覆下がり､ 再び０℃以上に上がるサイクルである｡ また､う植生はカラマツ (Larix leptolepis) で､ 2003年10月

EFTC は＋２℃以上から−２℃以下に温度が低下・上昇

７日の観察では､ Point 1と比べ日射が多く当たっていするサイクルであり､ 凍結破砕が最も効果的に起こるとた (Fig. 4D)｡考えられている (Matsuoka, 1990)｡

今回使用するデータの観測期間は､ 2002年11月30日から2005年４月10日である｡ 観測期間が短いため､ 観測期間と平年との差を考慮する必要がある｡ そこで､ 奥日光

４. 観測結果

気象観測所 (アメダス) のデータを用いて､ 1961年から2002 年 11 月 30 日 か ら 2003 年 ５ 月 10 日 ま で の 期 間 で2003年までの冬季４ケ月間 (12月〜３月) の月平均気温

Point 1および Point 2の気温データがデータロガーのの年々変動を調べたところ､ −６℃から−２℃の間で推バッテリ切れのため､ 欠測となった｡ また､ 2005年１月移していた｡ 今回の観測結果も同様であったので､ 観測19日から2005年４月10日までの期間で Point 1の表面岩期間の冬は､ 1961年からの約40年間と比べて､ 格段に寒温データがセンサーが岩から抜けたため､ 欠測となった｡

冷あるいは温暖な冬であるとは考えられない｡

Point 1では2005年４月10日の時点でセンサーが岩から抜けていた｡ Point 1の岩温データを解析した結果､３−２. 気温および岩温の観測方法

2005年１月20日以降は明らかにそれまでと異なる傾向の本研究では高さ２m のアルミ製ポールにタッパーを温度変化を示し､ それは気温データとほぼ一致していた｡

２個固定し､ この内部に気温・岩温用のデータロガーをしかし､ 正確にはセンサーの抜け落ちがいつ起きたかはそれぞれ収納した｡ センサーはタッパーに空けた穴から不明である｡ そこで温度変化の傾向が大きく変化する１取り出した｡ 気温センサーはアルミ製ポールの上端部に日前の2005年１月19日以降を欠測期間とした｡

固定された T 字型塩ビ菅の内部へ突き出す形で固定しこの他の期間には､ 測定面に設置したサーミスタの位た｡ 塩ビ菅の直径は約３cm である｡ タッパーおよび塩置にずれは認められず欠測もなかった｡ また､ 観測結果ビ菅は白色のガムテープで覆った｡に特に異常なデータは認められず､ データロガーやサー先行研究の岩温観測では､ 観測対象に深さ1.5〜40cmの孔をあけ､ この中にセンサーを固定して１〜３時間間ミスタは正常に動作したと考えられる｡ 観測の結果をFigs. 5〜8および Table 1に示す｡

隔で観測し､ 凍結・融解サイクルの頻度を明らかにしてPoint 1で観測された気温の平均値は7.2℃で､ 最高値

いる (Matsuoka, 1990, 1994；Shiraiwa, 1992, 1993；

は25.4℃､ 最低値は−12.2℃であった｡ 観測期間中の温岩船1992､ 1996)｡ 本研究では､ 地表から約150cm の高度較差は37.6℃である｡ 日平均気温が０℃以下であったさにある測定面の割れ目に直径約５mm､ 深さ約20mm

日数は2003年冬､ 2004年冬で､ それぞれ94日､ 93日であっの孔をあけて､ 岩粉を混ぜたシリコンを充填し (例えば､た｡ 表面岩温の平均値は6.3℃で､ 最高値は23.9℃､ 最Matsuoka, 1990; Shiraiwa, 1992)､ この中にセンサー低値は−7.4℃であった｡ 観測期間中の温度較差は31.3を固定して表面岩温を観測した (Figs. 3A, 3B, 4A, 4B)｡℃である｡ 日平均表面岩温が０℃以下であった日数はセンサーを設置した割れ目は､ 各観測地点とも幅１mm

2002年冬､ 2003年冬､ 2004年冬でそれぞれ98日､ 86日､以下で､ 長さ約30cm である｡ 割れ目の中は細粒物質で92日であった｡

充填されている｡

74

Point 2で観測された気温の平均値は7.0℃で､ 最高値

地球環境研究,Vol.7(2005)

Table 1. Summary of the temperature observed from November 30, 2003 to Apr 10, 2005.
Point 1
Air

Point 2

RockAir

RockMean temp. during the observation period

7.2℃

6.3℃

7.0℃

6.0℃

Extreme maximum temp.

25.4℃

23.9℃

26.5℃

24.4℃

Extreme minimum temp.

−12.2℃−7.4℃−12.6℃−11.3℃

Absolute range during the observation period

37.6℃

31.3℃

39.1℃

35.7℃

Fig. 5

Fig. 6

Air temperature at Point 1(Nov 30, 2002−Apr 10, 2005).

Fig. 7

Air temperature at Point 2(Nov 30, 2002−Apr 10, 2005).

は26.5℃､ 最低値は−12.6℃であった｡ 観測期間中の温Rock surface temperature at Point 1(Nov 30, 2002−Apr 10, 2005).

Fig. 8Rock surface temperature at Point 2(Nov 30, 2002−Apr 10, 2005).

０℃を前後することが確認された｡

度較差は39.1℃である｡ 日平均気温が０℃以下であった

０℃以下の日平均気温､ 日平均表面岩温の積算値､ す日数は2002年冬､ 2004年冬でそれぞれ99日､ 91日であっなわち凍結指数を Table 2に示す｡ 凍結指数は気温､ 表

た｡ 表面岩温の平均値は6.0℃で､ 最高値は24.4℃､ 最面岩温とも400℃・days 前後である｡ 2002年冬の Point

低 値 は − 11.3 ℃ で あ っ た ｡ 観 測 期 間 中 の 温 度 較 差 は1の表面岩温だけが274.1℃・days と他のデータよりも35.7℃である｡ 日平均表面岩温が０℃以下であった日数小さい値となっている｡ また､ 2004年冬は各観測値ともは2002年冬､ 2003年冬､ 2004年冬でそれぞれ102日､ 94

値が大きく､ 2002年冬､ 2003年冬と比べて寒冷であった日､ 95日であった｡

ことが分かる｡

以上の観測結果で示された日平均気温､ 日平均表面岩

FTC は､ 気温・表面岩温ともに両観測地点で年周期・温が０℃以下であった日は､ 年に関わらず､ 12月後半か日周期のサイクルが認められた｡ ここでは特に凍結破砕

ら３月前半にかけて連続する (Figs. 5, 6, 7, 8)｡ ただ作用による岩塊の分割､ トアの解体に注目し表面岩温のし､ この期間においても日によっては気温､ 表面岩温がFTC について述べる (Table 3)｡ 年間を通した FTC の75

低標高山地斜面における凍結・融解サイクルの頻度と表面岩温の低下量 (瀬戸)Table 2. Freezing Index (℃・days).
Year02/03
Point 1
Point 2

03/04

04/05

Air

NA377.4

422.3

Rock274.1

372.7

NAAir

NA

377.4

403.9

Rock438.7

420.6

469.4

NA= Data not available.
Table 3. The Number of diurnal FTC and Diurnal EFTC in the observation period.

point 1point 2YearNov.

Dec.

Jan.

Feb.

Mar.

Apr.

Total

02/03

0 (0)

5 (0)

1 (0)7 (0)20 (6)0 (0)33 (6)

03/04

0 (0)

12 (0)2 (0)

10 (0)

15 (0)0 (0)39 (0)

04/05

0 (0)

3 (0)

NANANANANA

02/03

0 (0)

5 (0)

2 (0)

4 (0)

15 (1)4 (1)

30 (2)

03/04

2 (0)

7 (2)

2 (0)

8 (0)

12 (2)3 (0)34 (4)

04/05

1 (0)

12 (1)

2 (0)

5 (0)

12 (5)3 (1)

35 (7)

NA= Data not available. The brackets show EFTC.
頻度は30回から39回であった｡ Table 3から明らかなよ③の季節的凍結期間には露岩内部へ凍結が進行したと考うに､ FTC は12月と３月に集中して認められる｡ さらえられる｡に３月は12月の２倍以上の頻度で FTC が発生すること

表面岩温を見ると日周期の FTC は最も頻度が高い年もある｡ 30回から39回という FTC の頻度は森林限界をでも39回で､ EFTC は７回であった｡ 一方､ 年周期の凍超える標高の斜面と比較するとかなり少ないと言える

結期間は年間で約100日間存在し､ 表面岩温は−５℃か(瀬戸､ 2005)｡ EFTC の頻度は２回から７回で Point 1

ら−10℃まで低下する｡ このように日周期での FTC がでは０回の年もあった｡ EFTC も FTC 同様に３月に集少ない一方で､ 年周期の凍結期間が約３ケ月も存在する中して認められる｡

ことを勘案すると､ 本地域では日周期よりも年周期のFTC が岩石の物理的風化に対して効果的であると推定

５. 考

察

される｡
瀬戸 (2005) は､ 表面岩温の年周期での FTC につい

気温および表面岩温の観測データをもとに､ 本地域でて､ 2002年冬のデータに基づき､ 凍結指数を比較すると働く凍結・融解作用について考察する｡ 瀬戸 (2005) もPoint 1と Point 2では164.6℃・days の差があることを指摘しているが､ 今回の観測でも露岩表面には年周期､報告した｡ 今回得られた2003年冬のデータでは Point 1

日周期の凍結・融解サイクルが出現することが確認されと Point 2における凍結指数の差は47.9℃・days であった (Figs. 6, 8)｡ また､ 気温についても年周期､ 日周期た｡ また､ 2002年冬と2003年冬の気温の凍結指数は､ との凍結・融解サイクルが出現する (Figs. 5, 7)｡

もに377.4℃・days であり､ 気温の低下量には差が見ら

日平均気温および日平均表面岩温が０℃以下である日れなかった｡ さらに Point 2では表面岩温の凍結指数のは､ 年によって若干の差が認められるものの､ 100日前差は2002年冬と2003年冬とで18.1℃・days の差にとど後でほぼ連続している｡ この期間の前後には日周期のまっている｡ すなわち､ Point 1における表面岩温の凍FTC が発生する期間があり､ 11月後半から12月前半ま結指数のみが2002年冬と2003年冬とを比較して約100℃・でと３月後半である｡ 残る４月から11月前半までは気温､days も変化している｡

表面岩温ともに０℃以上の日が連続する｡ 以上から１年

これらのことは年により表面岩温の下がり方に差異がを単位とした観測期間を①年周期の融解期間 (４月からあることを示し､ その原因が気温以外の局地的に変化す11月前半)､ ②日周期の凍結・融解が卓越する期間 (11る条件にあることを示唆している｡ 瀬戸 (2005) は､ 観月後半から12月末および３月)､ ③年周期の凍結期間

測地点の地形的位置､ 測定面上空を覆う植生などが表面(１月および２月) の３期間に区分できる｡ このうち､岩温の低下量に影響していることを指摘した｡ これらの76地球環境研究,Vol.7(2005)

条件は数年オーダーで大きく変化することは考えられなからは調査の許可をいただいた｡ 厚く御礼申し上げます｡

いので､ 年ごとの温度低下量の差異には雪の多寡など年々変動する要素が影響している可能性がある｡ Williams

引用文献

and Smith (1989) によると積雪は熱伝導率が低く､ 断

Coutard, J. P. and Francou, B. (1989) Rock temperature

熱効果が大きいため､ 地中からの熱の輸送を妨げ気温低

measurements in two alpine environments: Implications

下による地温の低下を抑制する｡ 表面岩温についても積for frost weathering: Arctic and Alpine Reserch, 21, 399−

雪により､ 測定対象とした岩塊頂部および基部では温度低下が妨げられた可能性を指摘できる｡
瀬戸 (2005) は現在も凍結・融解作用により岩塊の分割が進行している可能性を指摘した｡ 今回示したさらに観測期間の長いデータからも同様の可能性を指摘できる｡
しかしながら､ 新たに示したデータから表面岩温の低下量に少なくとも100℃・days あまりの年々変動が存在することが明らかになった｡ 議論をさらに展開するためには､ さらに観測を継続し､ 積雪量などについてもデータの蓄積が必要である｡

416.
Fahey, B. D. and Lefebure, T. H. (1988) The freeze-thaw
weathering regime at a section of the Niagara escarpmenton the Bruce Peninsula, Southern Ontario, Canada: EarthSurface Processes and Landforms, 13, 293−304.
岩船昌起 (1992) 北アルプス穂高岳における気象変化に対応した落石の発生：地理予, 41, 14−15.
岩船昌起 (1996) 穂高岳涸沢カールで融雪期に生じた岩壁崩壊：
地学雑誌, 105, 569−589.
貝塚爽平 (1969) 変化する地形：科学, 39, 11−19.
小疇論, 38A, 179−199.
小疇

６. まとめと今後の課題
山地帯の森林限界以下に位置する斜面で気温および露岩の表面岩温を観測した｡ この結果､ 観測期間１年を単位として①年周期の融解期間 (４月から11月前半)､尚 (1970) 日本の周氷河地形とその形成条件：地理学評

尚 (1977) 化石周氷河現象： 日本の第四紀研究

東京大学出版会, 163−169.
Lewkowicz, A. G. (2001) Temperature regime of a small
sandstone tor, latitude 80 N, Ellesmere Island, Nunavut,
Canada: Permafrost and Periglacial Processes, 12, 351−
366.
Matsuoka, N. (1990) The rate of bedrock weathering by②日周期の凍結・融解が卓越する期間 (11月後半から12frost action: Field measurement and a predictive model:月末および３月)､ ③年周期の凍結期間 (１月および２Earth Surface Processes and Landforms, 15, 73−90.

月) の３期間に区分した｡ また､ 本地域では日周期より

Matsuoka, N. (1991) A model of the frost shattering: Appli-も年周期の FTC が岩石の物理的風化に対して効果的で

cation to field data from Japan, Svalbard and Anterctica:あると推定される｡ 表面岩温の低下量については､ 年により低下量に差異があることを示し､ その原因が気温以外の局地的に変化する条件にあることを指摘した｡ この原因の一つには積雪量の多寡が考えられる｡

Permafrost and Periglacial Processes, 2, 271−281.
Matsuoka, N. (1994) Diurnal freeze-thaw depth in rockwall:
Field measurements and theoretical consideration: Earth
Surface Processes and Landforms, 19, 423−435.
Matsuoka,N.

(2001)

Microgelivation

versusmacro-

今後は､ 観測をさらに継続するとともに､ 積雪量のデー

gelivation: towards bridging the gap between laboratory

タも蓄積する必要がある｡ また､ 異なる斜面方位､ 異なand field frost weathering: Permafrost and Periglacial

る大きさの岩塊など条件を様々に変えて観測を行うこと

Processes, 12, 299−313.

で､ 凍結・融解サイクルの頻度や岩温の低下量に影響する要因が明らかになると考えられる｡

瀬戸真之 (2003a) 足尾山地北部横根山に分布する岩塊堆積物の形態：季刊地理学, 55, 221−229.
瀬戸真之 (2003b) 足尾山地北部勝雲山に分布する岩塊堆積地
形：地域研究, 44, 55−63.

謝辞

立正大学地球環境科学部の田村俊和先生には多数の助言をいただいた｡ 志學館大学人間関係学部の岩船昌起先生には､ 表面岩温の観測方法についてご教示いただいた｡ 立正大学地球環境

瀬戸真之 (2004) 足尾山地山頂部における斜面不安定期と岩塊堆積物の形成：地理学評論, 77A, 209−218.
瀬戸真之 (2005) 足尾山地北部古峰ヶ原高原の露岩に働く凍結・融解サイクル：地形, 26−１, 65−77.

科学部の田村ゼミの院生諸氏には有益な議論をしていただいた｡

Shiraiwa, T. (1992) Freeze-thaw activities and rock break-

また､ 立正大学の中村洋介博士､ 立正大学大学院の高田明典氏､

down in the Langtang Valley, Nepal Himalaya: Environ-佐藤光洋氏､ 吉田美恵子氏には温度センサーの設置など観測を手伝っていただいた｡ 粟野町､ 栃木県および大間々森林管理署

mental Science, Hokkaido University, 15, １−12.
Shiraiwa, T. (1993) Glacial fluctuations and cryogenic77低標高山地斜面における凍結・融解サイクルの頻度と表面岩温の低下量 (瀬戸)

environments in the Langtang Valley, Nepal Himalaya:
Cotribution from the Institute of Low Temperature Science, Ser. A, 38, 1−98.
須藤定久・牧本亨 (1991)
田淵洋・原博・泰an alpine environment, Colorado Front Range: Earth Sur光男・宇野沢20万分の１

地質図昭・滝沢文教・坂本

宇都宮 ：地質調査所.

芳生 (1978) 花崗岩地域における斜面形成期−古峰ヶ原・横根山周辺を例として−：地理予, 14, 238−239.
田淵

形の形成年代：東北地理, 34, 164.
Thorn, C. (1979) Bedrock freeze-thaw weathering regime inface Processes and Landforms, 4, 211−228.
Williams, P. J., and Smith, M. W (1989) The frozen earth:Cambridge University Press.
山川克己 (1981) 足尾山地・古峰ヶ原高原の岩塊流地形と谷埋埋積物について：法政大学

洋・原大学院紀要, ７, 51−64.

芳生 (1982) 足尾山地山頂部における周氷河地

Frequency of Freeze-Thaw Cycles and Rock Surface Temperature Fall in a Montane Zone
−Field Measurements in Kobugahara, Northern Ashio Mountains, Central Japan−
Masayuki SETO＊＊

Faculty of Geo-environmental Science, Rissho University

Keywords: freeze-thaw cycles, rock surface temperature, blocky deposits, Ashio Mountains.

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