火山 第 48 巻 (2003)
第 1 号 11ῌ25 頁

論 説

小値賀島単成火山群における噴石丘の溶岩流出形態
山 本 裕 朗῍ῐ2001 年 4 月 26 日受付ῌ 2002 年 11 月 26 日受理ῑThe Mode of Lava Outﬂow from Cinder Cones in the Ojika-Jima Monogenetic Volcano Group
Hiroaki Y6B6BDID῍
The lava e#usion process from a cinder cone and its mechanism are discussed based on the ﬁeld observationof Ojika-Jima Monogenetic Volcano Group (OMVG). The cinder cones of OMVG are classiﬁed into two types,
C-type and D-type cones, based on the mode of lava e#usion from the cone. In the C-type cone, lava overﬂowed
from the central crater, whereas in the D-type cone, lava ﬂowed out from the ﬂank. These types are related to themorphology and internal structure of the cone. The ratio of cone height (Hco) to width (Wco) of the C-type issmaller than that of the D-type, and the part of the dense welding is widespread around the cone. On the other
hand, the welding area of the D-type is within the limits to the central part of the cone. The D-type is further
divided into two types; Dc-type is accompanied by a mountain body collapse with lava e#usion and Dp-type does
not have this collapse. The majority of Dc-type cones are larger than Dp-type cones, although the ratios of Hco/
Wco are similar.
In the OMVG, a thin dike (less than 1 m thick) is generally observed inside the cone. However, if a dike
intrusion does not have enough stress to collapse a mature cone, a branched dike system could cause a much larger
load to the slope of cone and push a sector of the cone outward. Therefore, a branched dike system seems tocontrol in cone breaching. The dike system is always observed inside Dc-type cones, while it is rare inside Dp-type
cones. Considering the concept of crack propagation in an elastic body, the dike branches o# under the condition
that the breaking strength of the deposit around the tip of a feeder dike is low. Accordingly, the collapse of acinder cone caused by a branched dike system is incident in the larger-scaled cinder cone, especially when thewelded area is restricted to the central part of the cone and altitude di#erence between the lava lake in the craterand the top of the dike is large. It has been assumed in previous works that the density di#erence between the lava
and cinder cone is the main controlling factor for the mode of lava e#usion from the cinder cone. In this paper,
the author concluded that the degree of welding around the feeder dike and total volume of the cinder cone are
the major controlling factors in the dike propagation process.

1. は じ め にるタイプと山腹を突き破って流出するタイプがあるがῌ

噴石丘の活動に伴う溶岩流の流出メカニズムを知るこ

後者のタイプはῌ 現象が主として山体内部で進行するたとは流出時期ῌ 方角ῌ 様式ῌ 規模などを予測する手がかめにῌ その流出過程に関してはほとんど理解されていなりとなるためῌ 火山災害を軽減する上で重要である῍ 実

い῍ そこでῌ 噴石丘における溶岩流出過程を知るためにῌ際ῌ 噴石丘の活動にしばしば伴う溶岩流は住宅や森林を多数の露頭で噴石丘の内部構造が観察できる小値賀島単破壊することがよくありῌ 流出量や流出方向などの特性

成火山群に着目してῌ 溶岩流出形態の分類を試みた῍ さを予測することが求められている῍らに分類した流出形態について従来の説にはないῌ 新た

溶岩流出形態にはῌ 大きく分けてῌ 火口縁から溢れ出

お じ か じまな要因による解釈を検討した῍
小値賀島単成火山群 ῐ以後 OMVG と呼ぶῑ は長崎県

῍ ῒ980ῌ8576 仙台市青葉区川内
東北大学東北アジア研究センタ῏Center for Northeast Asian Studies, Tohoku University, Kawauchi, Aoba-ku, Sendai 980ῌ8576, Japan.
e-mail: hiroaki@mail.cc.tohoku.ac.jp

五島列島北部に位置しῌ 108 万年前から 35 万年前 (Sudoet al., 1998) に活動した玄武岩質の噴石丘とそれらに伴う溶岩流からなる (Fig. 1)῍
本 地 域 の 地 質 に つ い て は 松 井 (1990), 山 本 ῎ 谷 口(1998), 山本 (2001) の報告がある῍ しかしῌ いずれの報

山 本 裕 朗

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Fig. 1. Geological map of Ojika-Jima Monogenetic Volcano Group (OMVG).

告でもῌ 噴石丘における供給岩脈の貫入から溶岩の流出の火口地形がある噴石丘は皆無でῌ 山頂は円錐形であるにいたる過程に着目した記載や議論がなされていない῍かῌ 火口縁と推定される位置に複数の頂上が存在するの本論ではῌ 供給岩脈の産状と溶岩流出形態の記載に基づみである῍ 噴石丘の高さ/基底直径比は 0.018ῑ0.19 ῒ平

いてῌ 溶岩流出形態を分類しῌ 噴石丘内部における溶岩

均 0.10ΐ で新鮮な噴石丘の値 0.18 (Wood, 1980) よりもの貫入から溶岩流出に至るまでの過程を考察した῍ 次に

低い῍

噴石丘のサイズや内部溶結度が溶岩流出過程に対してどのように寄与するかを検討した῍

OMVG を構成する火山岩の大部分はカンラン石玄武岩とチタンオῐジャイト῎カンラン石玄武岩からなりῌ
これらの多くはアルカリ岩系に分類されるがῌ 西方の赤2. 地質概略

島と平島のものは高アルカリソレアイト ῒ松井ῌ 1990ΐ

2ῌ1 地形と地質概略に分類される῍ 斑晶として斜長石ῌ カンラン石およびチ

小値賀島や周辺の島῏はすでに活動を終えた玄武岩質

タンオῐジャイトを含みῌ 石基にはガラスῌ 斜長石ῌ カの噴石丘やタフリングなどῌ 合計 41 個以上の単成火山

ンラン石ῌ FeῌTi 酸化物および単斜輝石が含まれる῍ こから成り立っている῍ それら火山体は小値賀島 ῒ南北 5

れらの岩石はハンレイ岩や基盤岩に由来する捕獲岩やῌ

まだら

む

のう

やぶ ろ

km, 東西 7 kmΐῌ 大島ῌ 斑 島ῌ 黒島ῌ 六島ῌ 納島ῌ 藪路
ぎ

こ ろ

う う

おと こ

こ ぐろ

木島ῌ 古路島ῌ 宇῏島ῌ ホゲ島ῌ 乙子島ῌ 小黒島ῌ 貝瀬ῌ
ひらしま

び りょう

斜長石ῌ 単斜輝石ῌ 斜方輝石ῌ 磁鉄鉱および石英などの捕獲結晶をしばしば含んでいる῍ 火山岩の全岩化学組成

六つ瀬ῌ 黒瀬ῌ 野崎島ῌ 赤島ῌ 平島ῌ 美 良 島に分布するは SiO2῔45ῑ54 wt%, MgO῔2ῑ7 wt% の幅をもつ῍ ま(Fig. 1)῍ これらの島῏ではῌ 噴石丘の活動は標高 111 m

たῌ Le Maitre et al. (1989) の岩型区分に従うとῌ OMVG

以下の小高い丘陵をῌ 噴石丘に伴う溶岩流は周囲を囲むを構成する溶岩の約 9 割は玄武岩でありῌ 残りはテフラ

なだらかな平坦面を形成している῍ 島῏の海岸線では波イトῌ 玄武岩質安山岩ῌ 粗面玄武岩および玄武岩質粗面

蝕が進みῌ 高さ 10ῑ80 m の海蝕崖が発達しておりῌ 火

安山岩に区分される῍

山体の内部構造が良く露出している῍多数ある噴火中心からの火山噴出物を判りやすく記載

OMVG の噴石丘は形成されてから 100 万年から 30 万

分類するためにῌ 山本 (2001) に従い火山名ῌ 火山体ῌ 噴

年前後経過しているため (Sudo et al., 1998), 山体の侵

出順序の略号を用いて整理した῍ 先頭のアルファベット

食の度合いが進んだものが多い ῒ山本ῌ 2001ΐ῍ すり鉢状はῌ 近傍の地名などで示した火山名の頭文字でありῌ 2

小値賀島単成火山群における噴石丘の溶岩流出形態

13番目に下記のような火山形態を記してある῍
噴石丘῎ s, マῐル῎ mr, タフリング῎ tr, 溶岩流῎ l
末尾のアラビア数字でῌ それぞれの火山における噴出順序を示した῍ 例えばῌ Fig. 1 の Uus2 は宇῏島の 2 番目にできた噴石丘を意味している῍ またῌ 特に噴石丘同士が時空間的に近接している場合はῌ Hs2a と Hs2b のよ
うに数字の後にアルファベットを付して区別した῍
2ῌ2 噴石丘形成過程の概略
Yamamoto (2000) は OMVG における噴石丘の形成過程をステῐジ I から IV の 4 つに分けた (Fig. 2)῍ステῐジ I はおもにマグマ水蒸気爆発によるベῐス
サῐジとῌ それに伴う降下堆積物からなる῍ これらの噴出物に水中堆積の特徴がないこととῌ 基盤である五島層群や野崎島デイサイトおよび第四紀の沖積層 ῒ有孔虫および貝殻片を含む未固結の石灰質堆積物と砂層ΐ に由来
する捕獲岩片が多く含まれることからῌ マグマ水蒸気爆
発は地下水とマグマの反応によって生じたと考えられる῍ ステῐジ I は火道が移動する場合にはῌ 再び現れる

Fig. 2. Formation process of cinder cones. Fourstage eruptive cycle is largely or wholly repeatedat many cinder cones in the OMVG. Transition
from phreatomagmatic to magmatic volcanism
at each cone was rapid and irreversible.

ことがあるがῌ 火道が 1 カ所に固定されている場合はῌ
再び繰り返すことはない῍ ステῐジ I の最上部には本質

3. 観 察 結 果

物質に富む層が分布している῍ 本質物質はῌ ステῐジ I

3ῌ1

以降の上位層を構成する本質物質と比べるとῌ 発泡の程OMVG に属する 39 個の噴石丘についてῌ 露頭観察とOMVG における溶岩流出形態の分類

度は非常に悪い῍ またῌ この層の基盤岩の混入率は比較

地形判読から溶岩流の流出形態を調べた῍ 溶岩流の流出的少ないこととῌ ベῐスサῐジ堆積物は存在しないこと

経路を推定する際にῌ 溶岩が噴石丘の山腹を覆っているからῌ マグマ水蒸気爆発からマグマ爆発への漸移過程で場合はῌ 火口縁から溶岩流が溢れ出たと判断しῌ 溶岩が生じたものと考えられる῍

山体内の岩脈と連続している場合はῌ 溶岩流が山腹を突ステῐジ II はスパタῐや溶結スコリア層で特徴づけ

き破って流出したと判断した῍ さらにῌ 地形図と空中写られる῍ このステῐジの強溶結層は山体の伸張方向に

真による地形判読によってῌ 流出口の位置と流出時に山沿ってῌ 山体下部に細長く分布していることが多いこと

体崩壊を伴ったのか否かを判断した῍ OMVG においてからῌ 噴石丘形成初期にはῌ しばしば割れ目噴火に伴うはῌ 噴石丘の内部断面にῌ 山体形成途中の山体崩壊と修溶岩噴泉を噴出していたものと考えられる῍ステῐジ III の噴出物は火口外壁の中位から上位に分復の痕跡は認められず ῒ山本ῌ 2001ΐῌ 噴石丘の大部分は山体形成後の溶岩流出により活動を終了した῍ したがっ布する῍ 構成物にスコリアῌ 火山弾ῌ 火山灰を含むῌ 弱てῌ 山体の成長率が高いパリクティン火山のようにῌ 溶

層理のあるῌ 単調な層からなりῌ 噴石丘の主要な山体を岩流出に伴う地形変化がその後の噴火で覆いかくされた形成している῍ これらの噴出物の走向傾斜や火山弾の粒可能性 (Williams, 1950) は考慮しなくてもよい῍

径分布などからῌ ステῐジ III では火道が 1 カ所に収束

今回の調査ではῌ 23 個の噴石丘より流出した 32 枚のしたと考えられる῍ このステῐジの末期にはアグルチ

溶岩流について流出形態を観察した (Table 1, Fig. 3)῍ネῐトが 2 次流動した例 ῒHs2 噴石丘ΐ がある῍

11 個の噴石丘では合計 17 枚の溶岩流が火口縁から流出

ステῐジ IV は溶岩の流出で特徴づけられる῍ OMVGしたがῌ 岩体内部にレンズ状の溶結構造が見られるなの噴石丘の大部分はῌ ステῐジ IV をもって噴石丘形成

どῌ アグルチネῐトが 2 次流動した特徴を示すものがそを終えることが確認できた῍ IῑIV 全てのステῐジ間での内 8 枚ある῍ 他は少なくともῌ 12 個の噴石丘におい腐食土壌や火山灰層などῌ 時間間隙を示すものは認めらてῌ 合計 13 枚の溶岩流が山体中腹を突き破って流出しれなかった῍ている῍ その内ῌ 7 個の噴石丘は馬蹄形火口をもつ῍ またῌ 今回は詳しく触れないがῌ 山体内部を通らずに流出したと推定される溶岩流が 2 枚ある῍
火道岩脈から支脈が分岐しῌ 山体中腹から溶岩流を流山 本 裕 朗

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Table 1. Summary of mode of lava outﬂow at the
OMVG.

Fig. 3. Type of lava outﬂow from cinder cones in
the OMVG.

のタイプの溶岩流には火口縁から溢れ出た塊状溶岩 (C)と 2 次流動したアグルチネ῎ト (C῔) の 2 種類があるがῌ
Hs2, Nos ῐ野崎島ῑῌ Os2b ῐ大島ῑ 以外の噴石丘に認められる溶岩流は全て C῔ タイプである῍ ここでは C タイプ
として代表的な Hs2, Nos 噴石丘の観察例を詳しく述べる῍
Hs2 噴石丘 ῌ小値賀島῍
Hs2 噴石丘はスコリアおよび火山弾の岩質の違いと地形からῌ 少なくとも 2 つの火道 Hs2a, Hs2b を持ちῌC: outﬂow from the crater rim, Dp: outﬂow from theﬂank without cone breaching, Dc: outﬂow from theﬂank accompanied by cone breaching, ?: the mode oflava outﬂow is di$cult to recognize, ῌ: lava ﬂow is not
exposed, ῍: poorly developed cinder cone (cone height/
cone widthῒ0.05), ῔: rootless ﬂows are recognized, ῔῔:lava outﬂow during stage III, L: lava outﬂow directlyfrom the basement, ΐ: lava connects with a feeder
dike, (n): the order of e#usion.

Hs2a は 2 枚の溶岩流 (Hl1, Hl2) をῌ Hs2b は Hl3 溶岩流を噴出して活動を終えたと考えられる (Fig. 4)῍
Hs2 噴石丘の内部構造は北方海食崖で観察できῌ アグ

ルチネ῎トῌ さまざまな溶結度のスコリア層および非溶結のスコリア層ῌ 岩脈からなる῍ 岩脈は山体の基底付近に貫入しておりῌ 上端は山体の途中で停止している(Fig. 5) がῌ 岩脈の両側面はアグルチネ῎トと不明瞭な境界で接しῌ その上部にはアグルチネ῎トが分布してい出するタイプはῌ 流出時に山体崩壊を伴わない場合とῌるなどῌ 供給岩脈の特徴をもつ῍ 噴石丘の基底付近に露山体崩壊を引き起こして馬蹄形火口を形成する場合の 2出する強溶結層の分布地点を直線で結ぶとῌ ほぼ山体の通りが観察できた῍ 10 枚の溶岩流においてῌ ラフト

伸長方向および Hs1, Hs2a, Hs2b の火口配列と一致すῐraft: いかだῑ と呼ばれる直径数 m から 10 数 m の溶結る῍したスコリア岩塊がῌ 溶岩流の連続流体部の断面に含ま

Hl1 溶岩流は北部斜面を 1῏2 m の厚さで覆いῌ Fig. 4

れる例が観察できたがῌ その内火口縁から溢出するタイの A 地点でアグルチネ῎トに漸移している῍ 岩体内部

プが 1 枚ῌ 山体崩壊を伴わないタイプが 2 枚なのに対にレンズ状の溶結構造が見られるなどアグルチネ῎トがしῌ 山体崩壊タイプは 6 枚と多く見られる῍

2 次流動した特徴を示すこととῌ 火道近傍にアグルチ

3ῌ2 各噴石丘における溶岩流出形態

ネ῎トが発達していることからῌ 本溶岩流は溶岩噴泉に

3ῌ2ῌ1 火口縁から溶岩流出が起きた場合 ῌC タイプ῍

よって生じたものと判断できる῍

このタイプの噴石丘ではῌ 溶岩流が噴石丘の斜面を流南西方向に流下した Hl2 溶岩流の噴出源はῌ 地形的に下した形跡が認められる῍ Table 1 に示したようにῌ こ

山頂付近にあったと考えられる῍ 溶岩流は山体の裾近く

小値賀島単成火山群における噴石丘の溶岩流出形態

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Fig. 4. Illustration of the northern sea cli# of Honjoῌdake showing the internal structure of ‘Hs2’ cinder cone.

Fig. 5. Photograph of feeder dike (D), lower part of ‘Hs2’ cinder cone (location in Fig. 4).

で分岐しῌ 南方の支流は下部のスコリア層を削って水路

スコリア岩塊を取り込んでいることから両者ともに 2 次状に流れῌ 西方の主流は斜面を緩やかに覆っている῍

流動したアグルチネ῎トと考えられる῍ 一方ῌ C 地点を

Hl3 溶岩流は地形と層序から Hs2b に由来すると考え含む平坦部の海岸沿いでは 1 枚のフロ῎ユニットしか確られる῍ 溶岩流は本城岳の東斜面を覆いῌ Fig. 4 の B 地

認できずῌ 縞模様はみられなかったことからῌ B 地点の点では 2 枚のフロ῎ユニットからなる῍ 岩相はどちらも

フロ῎ユニットとは別にῌ 同時期に噴出した塊状溶岩が類似しῌ 内部に灰青色と赤褐色の縞模様がみられῌ 溶結

C 地点を含む平坦な地形を生じたと考えられる῍

山 本 裕 朗

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Nos 噴石丘 ῌ野崎島῍

0.04ῑῌ 内部溶結度は先の 4 噴石丘に較べて低い傾向に

Nos 噴石丘は野崎島の中央部低地の東側に生じῌ 山体

ある῍

形成の途中と形成後にῌ 少なくとも 5 枚の溶岩流 (Nol)

山腹から溶岩流を流出して山体崩壊を伴わな

3ῌ2ῌ2い場合 ῌDp タイプ῍を流出した (Fig. 6)῍ 山体の内部構造は北部の海食崖に露出しておりῌ アグルチネ῎トῌ さまざまな溶結度のス

このタイプの噴石丘で注目すべき点はῌ 溶岩流の流出

コリア層および非溶結のスコリア層ῌ 供給岩脈からなる

口付近の山体には大きな崩壊の形跡が観察できないこと(Fig. 6)῍ 強溶結層は岩脈周囲の下部に集中して分布しῌである῍ 火道から山腹に突き抜けた岩脈はῌ As2 噴石丘より溶結度の低い層は強溶結層の外側あるいは上部に分で観察できた῍ Ats など 5 つの噴石丘ではῌ 山体内に貫布する῍ 供給岩脈は崖の上端付近で少なくとも 5 枚の同入した岩脈あるいは山腹からの流出口が露頭に現れてい質溶岩流と連続している῍ 最初の 3 枚は山体の火口縁かる῍ ここでは代表的な As2, Ats 噴石丘の観察例を詳しら溢れ出した῍ さらにῌ スコリア層の形成後に 2 枚の溶く述べる῍岩流を噴出して活動を終えた῍ 溶岩流とスコリア層とのAs2 噴石丘 ῌ小値賀島῍間に時間間隙を示すものは観察されないことからῌ 野崎

As2 噴石丘は As1 噴石丘とともに赤だき火山の一部

島火山は一連の活動によって形成されたと考えられる῍を構成しておりῌ Amr マ῎ルの火口の西端に位置する

その他 C タイプの噴石丘(Fig. 7a)῍C タイプの噴石丘のうち Kogs ῐ小黒島ῑῌ Os2b ῐ大A 地点で観察できる火口の断面はῌ アグルチネ῎トで島ῑῌ Ots ῐ乙子島ῑῌ Kus ῐ黒瀬ῑ の 4 噴石丘はῌ 主にア充填された火道ῌ さまざまな溶結度のスコリア層およびグルチネ῎トからなる高さ/基底直径比の小さな ῐ0.02

非溶結のスコリア層ῌ 火道から水平に伸びる岩脈などか῏0.05, Os2b のみ 0.10ῑ 噴石丘を形成しῌ 最後に塊状溶ら構成されている῍ 火道周辺の下部には強溶結層が発達

岩流の噴出ῌ あるいはアグルチネ῎トの 2 次流動を生じしῌ 上部には火口内に落ち込む地滑り構造が発達していた῍ Ks1 ῐ黒島ῑῌ Ms3 ῐ斑島ῑῌ Ms5 ῐ斑島ῑῌ Kos2 ῐ古る῍路島ῑ の高さ/基底直径比は比較的高く ῐ0.08, Ms3 のみ

As2 噴石丘の活動による岩脈は海食崖の 2 カ所で露出している (Fig. 7b)῍ 南東の岩脈はῌ 走向傾斜から As2 の山頂付近から貫入してきたものと考えられる῍ この岩脈の貫入はῌ 鉛直方向へは山体の途中で止まっておりῌ 水
平方向へは壁面から 10 m 程突出した露頭が残っているのみでῌ 海底地形 ῐ海上保安庁ῌ 1979ῑ 上にも溶岩流を流した形跡は認められなかった῍
一方ῌ 北西の岩脈は火道から水平方向に約 50 m 貫入
してῌ 先端付近で上方に向きを変えて数 m 移動したあとに溶岩流 ῐAlῑ へと連続している῍Ats 噴石丘 ῌ小値賀島῍Ats 噴石丘は 3 枚の溶岩流 (Atl1῏3) を流した῍ Ats 噴石丘の内部構造は愛宕山の北方海食崖において観察できῌ 火道周辺のアグルチネ῎トῌ さまざまな溶結度のス
コリア層および非溶結のスコリア層ῌ 岩脈などから構成
されている (Fig. 8)῍ 植生繁茂のためῌ 強溶結層は壁面に明瞭に露出していないがῌ 崖錐として堆積している範囲 ῐFig. 8 の網かけ部分ῑ からῌ 火道周辺の半径 100 m
以上の部分は強溶結していると推定できる῍ 火道周辺の岩脈は 4 カ所で露出している (Fig. 8)῍ 図中左側の 3 本の岩脈はほぼ垂直に貫入しているがῌ 右端の岩脈は約 60度の傾斜角をもつ῍ このような岩脈の分布はῌ 他地域でFig. 6. a) Illustration of the northern sea cli#
Nozakiῌjima cinder cone. b) Sketch of theinternal structure of ‘Nos’ cinder cone.

一般的な火道の構造 (Houghton and Schmincke, 1989)に当てはまらずῌ 複数の火道が存在したかῌ あるいは中心火道から複数の岩脈が分岐した可能性が考えられる῍小値賀島単成火山群における噴石丘の溶岩流出形態

17Fig. 7. a) Illustration of the Aka-daki volcano showing its geology. b) Field sketch of the proximal facies of ‘As2’
cinder cone.
Ats 噴石丘から最初に流出した 2 枚の溶岩流はῌ 山体の東西の麓付近で供給岩脈と連続している῍
東側の供給岩脈は非溶結のスコリア層中に貫入してAtl1 溶岩流と連続している῍

一方ῌ 西側の供給岩脈は地表付近で何本かの薄い岩脈に分岐しておりῌ その先端で Atl2 溶岩流と連続している῍ この溶岩流はスコリア丘を構成していたと思われる
溶結スコリアを包有している῍

面にはラフトが観察できない῍ Uus1 噴石丘の供給岩脈
は周囲のスコリア層をほぼ垂直に切りῌ 内部に溶結したスコリア層の岩塊を取り込んでいるがῌ 火口縁を崩して流出した地形は認められない῍
3ῌ2ῌ3

山腹から溶岩を流出して火口が馬蹄形に崩壊した場合 ῌDc タイプ῍

このタイプの噴石丘ではῌ 溶岩流の流出口付近の山体に大きく崩壊した形跡が認められる῍ 火口内の様子はῌ

その他 Dp タイプの噴石丘

Bs2 噴石丘で観察できた῍ 一方ῌ Gs2 噴石丘では溶岩流

その他 Dp タイプの噴石丘は Ks2 ῏黒島ῐῌ Ms6 ῏斑

出口の一部が露頭に現れている῍ しかしῌ その他の火山

島ῐῌ Uus1 ῏宇῎島ῐ の 3 噴石丘がある῍ Ks2 および Ms

では馬蹄形地形やラフトの存在などῌ 状況証拠のみしか6 噴石丘には馬蹄形火口はなくῌ 溶岩流の連続流体の断得られなかった῍ ここでは Bs2ῌ Gs2 噴石丘の観察例を

山 本 裕 朗

18

Fig. 8. Illustration of ‘Ats’ cinder cone showing its geology.

詳しく述べる῍
Bs 噴石丘 ῌ小値賀島῍Bs 噴石丘は溶岩流を 2 枚流出しておりῌ 最初の 1 枚(Bl1) は山体形成の途中で東の麓から流出したと考えられる῍ 他の 1 枚 (Bl2) は山体形成後ῌ 流出時に山体の南斜面を崩して馬蹄形の地形を作った῍
内部構造は火口内の工事現場に露出しῌ 強溶結したス
コリア層ῌ 部分的 ῏ 弱溶結あるいは非溶結のスコリア層ῌ 岩脈からなる (Fig. 9)῍ 幅 10῏20 数 m の岩脈が北西ῌ南東方向に貫入している῍ 岩脈の外形はいびつな形をしておりῌ 中心部は赤紫がかった灰青色の緻密な溶岩からなるがῌ 周縁部は灰青色῏赤紫色の比較的発泡度の良い溶岩からなる῍ 発泡の良い部分はアメ῎バ状の輪郭でῌ 灰青色の緻密な溶岩と入り混じっている῍ 部分的に溶結したスコリア層は火口の北西部に集中しておりῌ 火道近傍でしばしば観察できるリボン状火山弾が存在する῍
北東方向に船底型の溶岩がスコリア層を挟んで 2 枚上
下に重なっている῍ 溶岩の内部には青灰色῏灰青色の縞状構造が見られῌ ほぼ水平に配列している῍ 青灰色の部
分は緻密であるがῌ 灰青色の部分はそれよりわずかに発泡している῍ OMVG の他地域でῌ このような船底型の溶岩はしばしば観察されῌ 地表を流れた溶岩流が下部のス
コリア層を削って形成したと考えられる῍ Bs 噴石丘でFig. 9. Sketch of the central part of ‘Bs’ cindercone. At this cone, feeder dikes branched o#into numerous tributary dikes (thickness ῐ1m). The interval of contour lines on top left
ﬁgure is 10 m.

小値賀島単成火山群における噴石丘の溶岩流出形態

19はῌ 船底型の溶岩が分布する方角には Bl1 溶岩流が扇状

その他 Dc タイプの噴石丘に分布しておりῌ 扇のかなめ付近にはῌ Bs 噴石丘の山体

その他 Dc タイプには Is1, Is2 ῏小値賀島ῐῌ Ms4 ῏斑

中腹から舌状に伸びた尾根が張り出している῍ 以上の観島ῐῌ Mus ῏六島ῐῌ Os2a ῏大島ῐ の 5 噴石丘がある῍ Os

察事実からῌ Bl1 溶岩流は山体形成の途中で火口縁から

2a 以外の噴石丘はいずれも馬蹄形の火口地形をもちῌ 火溢れ出たと考えられる῍

口底から溶岩流を流した地形が見られるがῌ Os2a 噴石

火口南部には非溶結のスコリア層と幅 1 m 程の岩脈

丘は北東と南西の 2 方向に開いた馬蹄形地形を持ちῌ 両が 6 本以上観察できる῍ 岩脈はῌ 貫入方位は Bl2 溶岩流

方向に溶岩流が分布している῍ 南西方向の溶岩流ではῌが流出した方角と一致しῌ Bl2 溶岩流と同質溶岩からな

連続流体部の断面に直径数῎10 m のラフトが露出して

る῍

いる῍

Gs2 噴石丘 ῌ小値賀島῍
Gs2 噴石丘は標高 41.0 m および 59.4 m の 2 つの山頂

3ῌ2ῌ4 山体内部を通らずに流出した場合 ῌL タイプ῍
Ats 噴石丘を持ちῌ Gl 溶岩流は 2 つの山頂の中間をかなめにしてῌ

Atl3 溶岩流 (Fig. 8) の流出源は山体麓の舌状に伸び

北西方向に扇状に分布している῍ Gs2 噴石丘の内部構造た地形からなりῌ Atl3 溶岩流の岩質は噴石丘の構成物のは西方海食崖で観察できῌ Hms 噴石丘起源の Hml 溶岩

一部と同じである῍ このような特徴はῌ 山体内部を通っ流の上面にῌ 弱溶結あるいは非溶結のスコリア層が露出て流出した場合には見られずῌ むしろ山体形成の途中でしている (Fig. 10a)῍

流出した番岳の Bl1 と類似している῍ しかし既に出来上

流出口付近の露頭では溶岩がスコリア層をほぼ垂直にがった山体の内部を通って流出した Atl1 および Atl2 溶

切っているのが観察できῌ 径数 m から 10 数 m のスコリ岩流の上位にῌ Atl3 溶岩流が重なることからῌ Atl3 溶岩

ア岩塊を連続流体内部に取り込んでいる῍ またῌ 溶岩の流は山体形成後に山体内部を通らずに基盤から直接流出

側面には薄い岩脈が多数観察できる (Fig. 10b)῍

したと考えられる῍

Fig. 10. a) Illustration of ‘Gs2’ cinder cone showing its geology. b) Photograph shows the outer wall of ‘Gs2’
cinder cone. c). Sketch of the outer wall of ‘Gs2’ cinder cone. The main dike branches into tributary dikes justbefore reaching the outer slopes.

山 本 裕 朗

20
4. 議

論

sijῒKfij(q)/(2R)1/2(1)

4ῌ1 馬蹄形火口の形成についてと表わせる (Delaney and Pollard, 1981)῍ ここでῌ q は岩一般的に馬蹄形火口はῌ 既に出来上がった山体を溶岩脈の伸張方向からの角度ῌ R は岩脈先端からの距離であが突き崩すことによって形成されると言われているる῍ fij は幾何学的な関数でありῌ q の関数である῍ もし岩(Scott and Trask, 1971; Gutmann, 1979)῍ OMVG の事例

脈先端の周りが弾性媒体ではなくῌ 塑性変形する物質ではῌ 大部分がこの部類に属することが確認されている

囲まれていればῌ 岩脈先端が鈍くなるためにῌ sij は (1)῏山本῎谷口ῌ 1998ῐ῍

式よりも小さくなる῍ さらにῌ噴石丘における溶岩の貫入形態については 2 通り報告

KῒPd (pl/2)1/2(2)

されておりῌ 山頂火口とつながる垂直な火道岩脈から側と表わせる῍ ここでῌ Pd は岩脈の駆動力でありῌ 岩脈先方に溶岩塊のふくらみができてῌ 山体を突き崩す場合

端内部の圧力 p に等しい῍ l は岩脈の長さである῍(Tibaldi, 1995) とῌ 山体と基盤の間にシル状に貫入したK が臨界値 Kc を超えるとῌ 岩脈の伝播が生じる῍ 例え

溶岩によってῌ 上面の山体が運び去られてしまう場合

ば弱溶結したスコリア層の臨界値 Kc はῌ 強溶結したス(Williams, 1950) があると言われている῍ しかしῌ 本論

コリア層よりも小さいと予想される῍

では以上に述べた現象が OMVG でも生じていたという証拠は見つけることができなかった῍ つまりῌ OMVG に

岩脈内の圧力 p は火口内に滞留したマグマの静水圧に等しいとするとῌおける溶岩の貫入形態はῌ 薄い板状の岩脈が一般的であpῒrgh

りῌ 溶岩流出の時期に限ってシル状に貫入あるいは溶岩となる῍ ここでῌ r はマグマの密度ῌ g は重力加速度ῌ

塊のふくらみが生じたとは考えにくい῍ そこで次節以降

h は火口内の溶岩湖面から岩脈先端までの高さを表わすではῌ 噴石丘内における岩脈の貫入過程を考察しῌ なぜ(Fig. 11a).

薄い板状の岩脈によって山体崩壊が生じるのかという問題を考える῍
4ῌ2(3)

したがってῌ 岩脈先端の周りの応力 sij は rῑh に比例する῍ このことから岩脈貫入のきっかけはῌ 火道内にお噴石丘内における岩脈の貫入過程を決める要因

ける溶岩の上昇や脱ガスによる密度の増加であると予想

について

される῍

これまで火口内の溶岩は周囲のスコリア層よりも密度

例えば Hs2, As2 噴石丘ではῌ 山体内で停止した岩脈が高ければスコリア層に貫入してῌ あるいは溶岩の圧力が存在する῍ 岩脈の先端付近には火砕物の溶結度や粒度によって火口外壁を崩壊させ得ると考えられてきたが急激に変化するような材質の境界はない῍ したがって(Tibaldi, 1995)῍ しかし単純に密度差だけで決まるとし以上の式からたらῌ OMVG における溶岩流出形態の多様性は説明で

i) 岩脈先端周囲の火砕物の塑性変形による岩脈伝播

きない῍ すなわち OMVG における噴石丘は火道近傍にの臨界値 (Kc) の増加と岩脈先端が鈍くなった結果高密度層が集中する傾向が見られῌ 溶岩と接するスコリによる sij の減少

ア層の密度はほぼ等しいと考えられる῍ したがって Tib-ii) 溶岩湖面の沈降などによる rῑh の減少

aldi (1995) のモデルが正しければῌ 全ての溶岩流出は火などが岩脈の伝播の過程で生じたと考えられる῍

口縁から溢れ出るタイプとなるはずだがῌ OMVG にお

次に岩脈の伸長方向について考える῍ Yo#e (1951) にいては山腹から流出した事例も多く存在する῍ そこで噴よればῌ 亀裂の進展速度が比較的遅い場合 ῏Fig. 11 の石丘内における岩脈の貫入過程を決める要因を明確にすb1ῐ にはῌ 最大応力の方向は亀裂の進展方向と一致する῍るためῌ これまでに議論されていなかった内部構造と破すなわちῌ 亀裂はまっすぐ成長する῍ しかしῌ 進展速度

壊強度に注目しῌ 岩脈の貫入条件と伸長方向について検がかなり速い場合 ῏Fig. 11b の 2ῐ にはῌ 最大応力の方向討する῍

は亀裂の進展方向と直交方向へずれる性質がある῍ すな

まず岩脈の貫入条件について検討する῍ OMVG の噴

わちῌ 亀裂は分岐して樹枝状に成長する῍ これらの現象

石丘内部にはῌ しばしば亀裂や小断層が観察できるがῌが岩脈の伝播にも適用できるとすればῌ 岩脈の伝播速度

このことはスコリア層が脆性的な性質をもつことを示しがかなり速い場合にはῌ 最大応力が岩脈の伸長方向からている῍ したがって噴石丘内部の岩脈は亀裂の伝播に関ずれる可能性がある῍する定理で説明できると考えられる῍

4ῌ3 噴石丘の内部構造の分類

スコリア層を弾性媒体としῌ 岩脈の厚さは無限に薄い

次に実際に OMVG の噴石丘の内部構造について検討と仮定するとῌ スコリア層中における岩脈先端の周りのする῍ 噴石丘の火口壁はスコリアῌ 火山弾ῌ 火山灰ῌ 溶

応力は岩からなるがῌ OMVG の噴石丘の大部分は噴火活動の小値賀島単成火山群における噴石丘の溶岩流出形態

Fig. 11. a) Illustration showing the controlling
factors for the dynamics of lava outﬂow. h: theheight from the top of the dike to the lava lakelevel. l: the length of the dike. b) Concept of thecrack propagation introduced by Yo#e (1951).
sij represents the stress along the deviation
angle. q represents the deviation angle from theaxis of crack. Crack propagation rate of case 2(solid line) is much greater than that of case 1(dashed line).

21

Fig. 12. Classiﬁcation of the internal structure ofcinder cones in the OMVG based on the degreeof welding, after Yamamoto and Taniguchi(1998).

壁の基底部にも分布している῍ タイプ III はさらに溶結
最後に溶岩流を流しているのでῌ 前節で述べた火口壁の度が高くῌ 強溶結層は火口内壁のほぼ全域にわたって分破壊強度や密度構造は火砕物の溶結度に関係すると考え布している῍ タイプ IV は最も溶結度が高くῌ 火口内壁てよいだろう῍ 本論文では噴石丘の内部構造を火砕物のの全域とῌ 火口外壁の一部にわたり分布している῍

溶結度に着目して分類した῍
火砕物の溶結度の分類は山本῎谷口 (1998) に従いῌ

一般にῌ 噴石丘を構成する火砕物の溶結度は 2 つの要因ῌ すなわちῌ 火砕物の定置温度と集積速度によって決次の 3 つ (1) 弱溶結ῐ非溶結層 (Non-welded), (2) 中程

まりῌ かつそれらはῌ マグマ噴出率と揮発性成分の量に度の溶結層 (Partially welded), (3) 強溶結層 (Densely

よって予測できる (Head and Wilson, 1989)῍ 噴石丘のwelded) に分類した῍ この溶結度の区分は野外における

内部溶結度が上記の 2 つのパラメ῏タの大小によるもの

産状に基づく῍ すなわち (2) は火山弾の輪郭が明瞭であとすればῌ 相対的にタイプ I の噴石丘は噴出率が低くるがῌ 基質を構成するスコリア片や火山灰が溶結しῌ 火てῌ 揮発性成分量が多い噴火形態ῌ すなわちストロンボ

山弾に密着している産状を示すものでῌ (3) はさらに溶

リ式噴火のような間歇的な噴火によって形成されたと推結の程度が高くなりῌ 火山弾が変形し ῑ多くはレンズ定できる῍ 一方ῌ タイプ IV のものは噴出率が高いがῌ 揮状ῒῌ 火山弾の輪郭が不明瞭になりῌ 一見溶岩流の様に見発性成分量は少ない噴火形態ῌ すなわち溶岩噴泉によっえる῍ (1)ῐ(3) の分布を観察するとῌ 次のことが明らかて形成されたと推定できる῍ またῌ タイプ II と III の噴である῍

石丘の下部は溶岩噴泉によって形成されたがῌ その後ス

1) 溶結度は火道に近いほど高くなる῍

トロンボリ式噴火によって山体を形成したと考えられ

2) 溶結層の広がりはῌ タイプ IῐIV のカテゴリ῏にる῍

分類できる (Fig. 12)῍
タイプ I は溶結度が最も低くῌ 強溶結層は火道の輪郭

4ῌ4

噴石丘のサイズと内部溶結度が岩脈の貫入プロ
セスに及ぼす影響に沿ったῌ 比較的狭い領域に分布している῍ 山体の大部

OMVG の各噴石丘のサイズを測り (Table 2), 噴石丘

分は弱溶結ῐ非溶結層によって構成されている῍ タイプのサイズと溶岩流出形態との関係を検討した (Fig. 13a,

II はタイプ I よりも強溶結層の分布領域が広くῌ 火口外b)῍ その結果下記の 3 つの特徴がみられた῍

山 本 裕 朗

22

Table 2. Internal structure and dimension of cinder cones in the OMVG.

Wco: cone basal diameter, Rcr: crater radius, Hco: cone height, Vl: volume of lava ﬂow, Vc: volume of cinder cone,?: degree of welding is not classiﬁed.

i) C タイプの噴石丘においてはῌ 基底半径と高さの間に負の相関が見られる῍ii)Dp, Dc タイプの噴石丘の高さ / 基底直径比は0.10῎0.15 でありῌ C タイプの 0.11 以下よりも大きiii)iv) C タイプの噴石丘に伴う溶岩流の体積はῌ 噴石丘の 1῎3 倍にあるがῌ D タイプの大部分はῌ 噴石丘の体積より小さい῍
このようにῌ 火口壁の破壊強度は溶結度の相違だけでい῍ すなわち Dp, Dc タイプの噴石丘の斜面傾斜角なく火山体のサイズにも依存することが判明した῍ そこは C タイプよりも大きい῍でῌ 次に各噴石丘のサイズと内部溶結度の関係を検討しDp, Dc タイプの基底直径は 300 m 付近を境にして Dp が Dc タイプよりも小さい῍た (Fig. 13c)῍ Fig. 13a と比較するとῌ 溶岩流出形態と内部溶結度のタイプは必ずしも 1 対 1 に対応しないがῌ小値賀島単成火山群における噴石丘の溶岩流出形態

23

火口縁から流出するタイプ (C) には溶結度が最も高い

えて崖錐を発達させる以前の段階ῌ すなわちῌ 山体が未タイプ (IV) が多くῌ 山体崩壊を伴うタイプ (Dc) は溶結

発達な段階で溶岩流出が始まったがῌ D タイプ噴石丘の度が低いタイプ (I῏II) のみに生じている῍

ように斜面に崖錐が発達した噴石丘の火口縁からは容易したがって以上のことを考慮に入れるとῌ C タイプ噴石丘の山体形成は McGetchin et. al. (1974) の噴石丘形成モデルにおいてῌ 火砕物が火口近傍に積み重なること
により山体ができ始めῌ やがて斜面傾斜角が安定角を越に溢れ出なかったことが推察される῍
このことはῌ 4.2 節で述べた岩脈貫入の要因を考えればῌ 次のように解釈できる῍i)

C タイプ噴石丘は D タイプよりもῌ 岩脈伝播の臨界値 (Kc) が高い῍ii)

C タイプ噴石丘は D タイプよりもῌ 火口内の溶岩湖面から岩脈先端までの高さが低い῍
これ以外の要因としてῌ 溶岩の位置エネルギ῎を考えた場合ῌ 火口縁の高さが低い噴石丘からは溶岩が溢れ出やすいという解釈が考えられる῍ しかしῌ ほぼ同じ高さ(20῏40 m) の噴石丘は両タイプともに存在すること(Fig. 13a) を考慮に入れるとῌ 上記 2 つの要因が効いていたと考えられる῍他方ῌ 山体崩壊を生じるタイプ (Dc) は噴石丘の山体が大きくῌ かつ内部の溶結度が最も低い場合に生じる可能性が高いことを示している῍ 一方で Dp タイプの山体が崩壊しなかったのは山体が小規模でありῌ 岩脈貫入に伴って山体斜面が重力的に不安定にならなかったためと考えられる῍4ῌ5 岩脈貫入から溶岩流出に至るプロセス

岩脈の貫入によって山体崩壊が引き起こされた要因としてῌ 上述の山体規模や内部溶結度以外にもῌ OMVG に
おいては以下のような観察事実を挙げることができる῍
3ῌ2ῌ2῏3ῌ2ῌ3 でも述べたようにῌ 溶岩流出形態が山体崩壊を生じないタイプ (Dp) の As2 および Ats 噴石丘とῌ 山体崩壊を生じるタイプ (Dc) の Bs および Gs2 噴石丘とではῌ 流出方向に貫入した岩脈の数が異なる῍ Bs
噴石丘の場合は幅 1 m 程の岩脈が 6 本以上貫入しῌ Gs2
では溶岩の側面には薄い岩脈が多数観察できるがῌ As2
および Ats 噴石丘の山体を突き破った岩脈は途中で分岐するものは認められない ῐただしῌ Ats 噴石丘の Atl2 溶
Fig. 13. a) The ratio of Cone height/Cone width
vs. Maximum cone radius (m) for di#erent
modes of lava outﬂow. C: lava outﬂow from thecrater rim; Dc: lava outﬂow from the ﬂank of
the cone causing cone breaching; Dp: lava
outﬂow without cone breaching. Volcano names
are the same as in Fig. 1. b) The ratio of Vl(Volume of lava ﬂow)/Vc (Volume of cindercone) vs. Maximum cone radius (m) for different modes of lava outﬂow. ῑ: rootless ﬂows
are recognized. c) The ratio of Cone height/
Cone width vs. Maximum cone radius (m) for
di#erent degrees of internal welding (See Fig.
12).

山 本 裕 朗

24

岩流 (Fig῍ 8) はスコリア丘を構成していたと思われる

規模なため岩脈貫入が起こっても山体斜面が重力的に不溶結スコリアを包有しておりῌ その供給岩脈は地表付近

安定にならなかったためであろう῍ Dc タイプの噴石丘

で何本かの薄い岩脈に分岐しているのでῌ 流出時に小規は山体の規模が大きいのでῌ 内部の溶結度が低い場合に模な斜面の崩壊を引き起こしたと考えられるῑ῍ したはῌ 山体崩壊を生じる可能性が高いことが明らかになっがって 1 本の岩脈が貫入しただけでは山体を崩壊させ得た῍

ずῌ 岩脈が分岐したことによって貫入方向の斜面を崩壊

C タイプの噴石丘では溶岩の体積が噴石丘の体積と比させた可能性がある῍ またῌ Bs 噴石丘では岩脈の分岐はべると大きくῌ かつ斜面傾斜角が安定角を越える発達段

火道近傍で観察されたがῌ Ats や Ks2 噴石丘などでは山

階以前で山体形成が止まったためῌ 火道内で溶岩が上昇

体斜面に近い場所で分岐している῍ Ats や Ks2 噴石丘でするとῌ 溶岩が比較的容易に火口縁を乗り越えて外部斜は Bs 噴石丘ほどの斜面崩壊が起きなかったことを考え面に流出できた῍

るとῌ 岩脈が分岐する場所が山体内部の深いところほどῌ 斜面崩壊を引き起こし易いものと考えられる῍

謝辞

これらの観察事実を 4.2 節で述べた要因で説明する

本研究は筆者の東北大学大学院理学研究科における博とῌ Dc タイプの噴石丘は Dp タイプのものよりもῌ 火道士論文の一部を整理し直したものである῍ 研究をすすめ近傍における岩脈伝播速度が速いと解釈できる῍ この速るにあたりῌ 指導教官の谷口宏充教授ῌ 東北大学理学研

度は次の場合に速くなると推定される῍

究科地球物質科学科の藤巻宏和教授をはじめとする諸先i) 岩脈伝播の臨界値 ῐKcῑ が低い

生方にはお世話になった῍ またῌ 秋田大学の長谷中利昭ii) 火口内の溶岩湖面から岩脈先端までの高さ (h) が助教授は粗稿を読んでくださって有益な議論をして頂い大きいiii) 山体内を貫入する岩脈の長さ (l) が増加する

た῍ 現地調査では藤松夫妻ῌ 山口安美氏ῌ 塚原 博氏ῌ
魚屋優子さんῌ 中村夫妻ῌ ῒふるさとΐῌ ῒ民宿まるまΐῌi) は Dc タイプ噴石丘が Dp タイプのものよりも内部ῒ田富美ΐ ほか長崎県北松浦郡小値賀町の多数の方῎に溶結度が低いことと関係があると思われる῍ しかし ii)

お世話になった῍ 査読者の白尾元理氏ῌ 匿名の査読者ῌ

については Dc タイプの噴石丘の火道岩脈が露出してお編集委員の伊藤順一氏からはῌ 建設的で有意義なご意見らずῌ 野外観察では観察されていない῍ iii) に関してはとご指摘をいただいた῍ ここに記しῌ 感謝の意を表する῍

噴石丘の基底直径の差によりῌ Dc タイプ噴石丘では岩脈が貫入する距離が Dp タイプよりも長い傾向にあることに起因すると考えられる῍
5. ま と め
OMVG における溶岩流出の形態としてῌ 以下の 4 つのタイプが観察された῍i) 火口縁から溢出する ῐC タイプῑ῍
ii) 火道岩脈から支脈が分岐しῌ 山体中腹から流出する ῐDp タイプῑ῍
iii) 山体中腹から流出する際に大規模な山体崩壊を伴う ῐDc タイプῑ῍iv)

山体内部を通らずにῌ 基盤から流出する ῐL タイプῑ῍
C タイプは噴石丘内部の溶結度が最も高い場合に生じῌ Dc タイプは溶結度が低い火砕丘 ῐ溶結層の広がりに基づく区分によるとタイプ I῏IIῑ のみに生じている῍
従来の研究ではῌ 噴石丘の山体崩壊は山体内部から突出した溶岩流による山体の削剥や運搬によって起こったと説明されていた῍ 本研究はそれに加えてῌ 岩脈の貫入が山体崩壊の重要なきっかけとなり得ることを示した῍
崩壊が認められない Dp タイプの噴石丘はῌ 山体が小引用文献
Delaney, P. T. and Pollard, D. D. (1981) Deformation ofhost rocks and breccia-bearing intrusions near Ship
Rock. New Mexico, U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., 1202, 61p῍
Gutmann, J. T. (1979) Structure and eruptive cycle ofcinder cones in the Pinacate volcanic ﬁeld and controls ofStrombolian activity. J. Geol., 87, 448ῌ454῍Head, J. W. and Wilson, L. (1989) Basaltic pyroclastic
eruptions: Inﬂuence of gas-release patterns and volume
ﬂuxes on fountain structure, and the formation of cindercones, spatter cones, rootless ﬂows, lava ponds and lava
ﬂows. J. Volcanol. Geotherm. Res., 37, 261ῌ271῍
Houghton, B. F. and Schmincke, H.-U. (1989) Rothenberg
scoria cone, East Eifel: a complex Strombolian and phreatomagmatic volcano. Bull. Volcanol., 52, 28ῌ48.
海上保安庁 (1979) 白瀬 5 万分の 1 沿岸の海の基本図
海底地形地質調査報告῍ 海上保安庁水路部ῌ 東京ῌ 31 p.
Le Maitre, R. W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J.,
Lameyre, J., Le Bas, M. J., Sabine, P. A., Schmid, R.,
Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolley, A. R. and Zanettin, B. (1989) A classiﬁcation of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell, Oxford, 193 p.
松井和典 (1990) 小値賀島及び肥前平島地域の地質῍ 地域地質研究報告 ῐ五万分の一地質図幅ῑ῍ 地質調査所ῌ

小値賀島単成火山群における噴石丘の溶岩流出形態
1῍63.
McGetchin, T. R., Settle, M., Chouet, B. H. (1974) Cindercone growth modeled after Northeast Crater, Mt Etna,
Sicily. J. Geophys. Res., 74, 3257῍3272.
Scott, D. H. and Trask, N. J. (1971) Geology of the Lunar
Crater volcanic ﬁeld, Nye Country, Nevada. U. S. Geol.
Surv. Prof. Pap., 599-I, 22 p.
Sudo, M., Uto, K., Tatsumi, Y. and Matsui, K. (1998)
K-Ar geochronology of a Quaternary monogenetic volcano group in Ojika Jima District, Southwest Japan.
Bull. Volcanol., 60, 171῍186.
Tibaldi, A. (1995) Morphology of pyroclastic cones andtectonics. J. Geophys. Res., 100, 24521῍24535.
Williams, H. (1950) Volcanoes of the Parictin Region,

25

Mexico. U. S. Geol. Surv. Bull., 965-B, 279 p.
Wood, C. A. (1980) Morphometric evolution of cindercones. J. Volcanol. Geotherm. Res., 7, 387῍413.
山本裕朗῎谷口宏充 (1998) 小値賀島単成火山群の火山
地質῍ 東北アジア研究ῌ 3, 201῍232.
Yamamoto, H. (2000) Geological Study on the Ojika Jima
Monogenetic Volcano GroupῌInternal structure andformation process of cinder cones῏. Unpublished Ph. D
thesis, Tohoku Univ., 150 p.
山本裕朗 (2001) 小値賀島単成火山群における噴石丘の形成発達過程῍ 火山ῌ 46, 239῍256.
Yo#e, E. H. (1951) The moving Gri$th crack. Philos. Mag.
7th ser, 42, 739῍750.
ῐ編集担当 伊藤順一ῑ