火山 第 61 巻 ( 2016)
第 2 号 367-384 頁

総 説

噴火時のマグマプロセスを噴出物組織から探る手法
─過去 10 年間の研究進展のレビュー─
鈴 木 由 希＊（2015 年 11 月 24 日受付，2016 年 1 月 11 日受理）

Methods to Investigate Syneruptive Magma Processes Using Textures in Ejecta
─ A Review of Progress in Last 10 Years ─
Yuki SUZUKI＊This paper reviews recent (last 10 years) progress in petrological and textural studies on eruptive products relevant
to syneruptive magma ascent in the conduit. Compared with the period when petrological and textural studies focused
only on magma behavior in the reservoir, they came to have more potential to link various volcanological research fields
including geophysics and geology.
The target of the present review is narrowed down to 1) analysis of groundmass crystals (microlites) for revealing
eruption mechanism of specific eruption, and 2) decompression experiment for general understanding of crystallization
kinetics and 3) accompanying techniques in collecting eruptive products in the field, in selecting representative samples
for detailed textural analyses, in conducting textural analyses of ejecta and experimental products, and in runningdecompression experiments.
The basis in revealing magma ascent rates using microlites is that higher magma ascent rate results in larger
magnitude of undercooling, resulting in nucleation-dominated crystallization. Its validity has been repeatedly confirmed
in decompression experiments, as in the period before 2006. New trend in the last decade is that increasing number ofexperiments came to deal with basaltic and rhyolitic magmas, which is in contrast with the predominance of experiments
for andesitic and dacitic magmas over the period before 2006. Similar trend is found for studies for specific eruption
with or without experimental replication of microlite textures. The appearance of microlite number density water
exsolution rate meter (Toramaru et al., 2008) made it easier to estimate absolute magma ascent rate, even whenexperimental facilities are not available.
The author proposes the method by which further development of this research field is possible. The method
includes a) utilization of different types of eruption products (e.g. ash) and b) utilization of different sizes of groundmass
crystal (e.g. nanolites) and c) acquisition of knowledge on crystallization kinetics at low pressure. The last two points arenecessary when we try to infer final emplacement process of the ejecta at the surface (e.g. to solve the genetic problemsof clastogenic lava flow and rootless cone), in conjunction with geological studies.
Key words : syneruptive magma ascent, emplacement at the surface, groundmass microlite, decompression experiment,
crystallization kinetics
1．は じ め に

始以降の情報を，石基の結晶・気泡組織や鉱物・ガラス

火山噴出物には，マグマの生成とマグマ溜まりでの進の組成から読み取ろうとする分野である．解読される情化から，火道での上昇と噴出に至るまでの情報が，化学報はダイナミックなものであり，火道でのマグマ上昇の組成や組織の形で記録されている．最近 20 年間に，目時間スケールや，停滞のある場合のその時間スケールが覚ましい発展を遂げたのが，マグマ溜まりからの上昇開含まれる．この種の物質科学的研究（岩石学的研究）は，＊〒169-8050 東京都新宿区西早稲田 1-6-1
早稲田大学教育・総合科学学術院
Faculty of Education and Integrated Arts and Sciences,
Waseda University, 1-6-1 Nishi-waseda, Shinjyuku-ku,

Tokyo 169-8050, Japan.
e-mail : yksuzuki@waseda.jp

368

鈴木由希

噴火様式の多様性が，マグマ溜まりからのマグマの上昇

大しつつあることを述べる．また，これまでマグマダイ過程で決定されるというモデル（Eichelberger et al., 1986 ;ナミックスの物質科学的研究のレビュー論文で，あまりJaupart and Allègre, 1991 ; Woods and Koyaguchi, 1994 ;取り扱われなかった，噴出物のサンプリングや石基結晶

Jaupart, 1998）の提案によって促進されたといえる．つ

組織解析における注意点などにも言及したい．今回省略

まり裏を返せば，マグマ上昇や上昇停滞の時間スケールする結晶化理論については，例えば Hammer (2008) を参を探ることで，噴火様式の分岐条件と深度を知ることが，照されたい．

石基組織解析の究極的な目的といえる．

最後に，本論文で扱うことのできなかった，気泡組織・

このようなダイナミックスに関する物質科学的研究の

含水鉱物の分解組織に関するレビュー論文を列挙してお発展は，火山学的に非常に重要なことであった．マグマ

く．国内のものでは，前述の中村 (2011) の他に，岩石鉱溜まりでの比較的静的な現象を取り扱う物質科学的研究

物科学誌の特集号 “噴火現象の物質科学” における，嶋野も，噴火準備・誘発過程を理解する上で非常に重要であ(2006) や大瀧 (2006) の論文がある．国際的なものとしてる（東宮, 本特集号）．しかし一方で，火道等でのダイナは大きく分けて二つある．一つはアメリカ鉱物科学会のミックな現象を扱うようになったことで，地球物理学やReviews in Mineralogy & Geochemistry の特集 “Minerals,

火山地質学との接点が増えて，火山学における複数分野

Inclusions and Volcanic Processes” に掲載された Blundyの統合モデルが形成され易くなったともいえる．

and Cashman (2008) と Rutherford (2008) である．もう一例えば地球物理学的研究の解析対象として地震や地殻

つは，Encyclopedia of volcanoes の第 2 版 に収録されて変動があるが，これらが特に顕著な変化を示すのは噴火

いる Browne and Szramek (2015)，Burgisser and Degruyterに際したマグマの移動時である．物質科学的手法で取り(2015)，Cashman and Scheu (2015) である．この他に，Shea

扱うことができるのは噴出したマグマの挙動であって，et al. (2010) では気泡組織解析法を詳しく記述し，Cashman

地球物理学的研究が観測しているものとの間にはギャッand Sparks (2013) は火山学全体の発展の中での組織学のプがある．それでもなお，物質科学的観点から，地球物位置づけを紹介している．

理学的観測結果に対し解釈を与えることのできるケースが生まれていることを，鈴木 (2006) で指摘した．

2．石基結晶組織解析の準備

さらに火山地質学が解析対象とする地表における溶

本論文は石基結晶組織と関連した論文をレビューの対岩・火砕物の定置過程は，火道でのマグマ上昇によって象としている．しかし気泡組織の研究でも参考になるも誘発される諸現象（発泡・結晶化・脱ガス）と，それにのは，この章で引用する．組織解析の研究では，結晶・伴うマグマの物性変化によって左右されるものである．

気泡の対象に関係なく，共通する考え方を用いることが鈴木 (2008) でも指摘したが，火山地質学的解析の行わ多いためである．

れた噴火について，マグマダイナミックスの物質科学的

2-1

研究を合わせて行えば，定置過程の理解が深まる可能性

地質学的・岩石学的研究が既に行われている噴出物を研究対象の選択がある．中村 (2011) の総説でも，火山層序学的研究と選ぶことが次の理由で望ましい．第一に，同じように地石基組織から見たマグマダイナミックスの研究との間の表まで移動してきたマグマであっても，その組織はマグ密接な関連が強調されている．

マ組成によって変化するためである．第二に，マイクロマグマダイナミックスの研究は，上記現象（発泡・結ライト数密度速度計（Toramaru et al., 2008）などでマグ晶化・脱ガス）の素過程に関する理論・実験的研究と，

マ上昇速度を定量化する場合には，石基バルク組成やマ実際の噴出物の解析（事例研究）が両輪となって進んでグマ温度等の岩石学データが必要となるためである．第いる．事例研究の場合でも，上記諸現象を総合的に扱う

三として，これは噴火様式にもよるが，噴火活動全体のことが本来は望ましい．また，鈴木 (2006) では，発泡組堆積物を連続的に採取できる露頭が既知であることが好織と結晶組織の持つ情報は各々で特徴があることを指摘ましいためである．組織解析の仕事は時間がかかるのした．しかしながら本稿では，論文の分かり易さのため

で，1〜2 カ所の露頭に絞って解析を行うことが多い．第に，石基結晶組織の解読に役立つ研究に絞ってレビュー

四として，石基に記録されたマグマダイナミックスを，を行う．噴出物の解析事例の他，解析の際の拠り所とな

地質学的手法で決定された噴火パラメーター（噴煙高る結晶化理論の簡潔な紹介と，理論の裏付けとなる減圧

度・噴出率など）と関連づけて，噴火モデルを構築する

結晶化実験の成果も紹介する．ほぼ同様の内容を扱ったことができるためである．以下では，研究対象とする一鈴木 (2006) 以降の論文に限定することで，ここ 10 年間

連の噴出物の間に組成差がないものとして話を進める．

で，対象となる噴火様式・噴出物・マグマ組成などが拡噴火時のマグマプロセスを噴出物組織から探る手法
2-2

サンプリング，並びに，石基結晶組織解析のための代表サンプルの選択プロセス

369

より，時間分解能を上げる努力もはかられている．
さらに溶岩流のように地表定置時の徐冷の影響を受け

このプロセスが，組織解析に基づく噴火モデルの構築ているものもある．つまり溶岩として定置しつつあったを左右すると言っても過言ではない．噴出物の種類やサが，最終的に火砕物となったケースである．代表例の一イズにより，必要となるプロセスは異なってくる．ここつは，火道浅部でのマグマの栓の形成や，火口内での溶では，便宜上，溶岩流と火砕物という大まかな区分で記岩蓄積に引き続き起きる，ブルカノ式噴火の産物である．

述する．

もう一つは，溶岩ドームの破砕・崩壊で生じるような火

サンプリングの際に重視されるのは，“噴出物や堆積物の持つ時間分解能” であり，この点において溶岩流と砕流の産物である．
火砕物サイズの影響

降下火砕物には明瞭な相違がある．降下火砕物では堆積

噴出する火砕物のサイズは噴火活動の中で変化していの前後が判別できる上，同時に堆積した（しかし火道でくので，異なるサイズの火砕物の石基組織を比較するこの上昇履歴の異なる可能性のある）多数の火砕物の破片とが実際には生じうる．しかし次に挙げるように，サイを網羅的に採取することができる．また堆積物ユニット

ズ毎に固有の情報を持っている可能性もあるので，それを細分すれば時間分解能を上げることもできる．一方，らを踏まえて比較を進める必要があるし，篩分けの作業

1 枚の溶岩流の中の様々な部位について，火口からの噴も必須である．

出の前後を正確に判別することは難しい．火砕流堆積物に関しては，タイプによって異なる．
2-2-1

溶岩流

第一に，観察される気泡のサイズの上限は，火砕物のサイズで決まってしまう．これは本論文の主題である石基結晶組織とは無関係であるよう見える．しかし次項で前述のように，火砕物に比べて，噴出物の持つ時間分

述べるように，みかけ密度・発泡度をもとに組織解析を解能が劣る．さらに石基結晶組織に対する，徐冷による行う代表サンプルを選ぶ事も多いので，関連がある．

オーバープリントの影響も顕著になり易い．しかしマグ第二に，火砕物のサイズは主に破砕時に決まるので，

ナダイナミックスの研究対象として溶岩流を外せない場

サイズは破砕時のマグマの発泡組織と関連を持っている合もある．例えば，爆発的噴火と溶岩流出噴火の，地下可能性がある．言い換えると，同時に噴出されるサイズ

における噴火様式分岐条件の研究などにおいてである．
地表定置時の徐冷の影響を抑えるため，溶岩流の表面の異なる火砕物の間で，破砕に至るまでの減圧履歴が互いに異なっている可能性もある．

部（クリンカー部）を採取する方法がある（桜島 1914-

第 三 は，細 粒 の 火 砕 物 が 水 冷 破 砕 の 産 物 で あ る1915 噴火の大正溶岩の研究 ; Nakamura, 2006）．また地（Morrissey et al., 2000）ケースである．水冷産物は，そう

表定置時の徐冷によるオーバープリント組織を，それ以でないものと比べると，より早い段階で石基組織の変化

前の組織と区別するのに，火口からの様々な距離で採取が停止している（有珠山 2000 年噴火のマイクロパミス

したサンプルの組織を比較することも有用である．火口と軽石 ; 鈴木・中田, 2002）．組織解読において，固結時からの距離の増大とともに，溶岩流試料の結晶度が増加

期の相違を考慮する必要がある．

していくことを示した例がある（アイスランドのラキ火

第四は，火砕物サイズが増大すると，大気放出後に中山の 1783〜1784 年の溶岩 ; Guilbaud et al., 2007）．また心まで急冷されず，中心部には徐冷によってオーバープ

Schipper et al. (2015) は，2011-2012 のコルドン・カウジェ

リントされた部分が生じるということである．この場

山の噴火で流出した流紋岩質溶岩を，火口からの様々な合，火砕物内での組織不均質に留意する必要がある．組

距離で採取し，徐冷の結果として晶出したクリストバラ

織観察や薄片作成においては，中心を切る断面で行うこイトの組織変化を記載している．

とが望ましい．急冷縁と徐冷部が区別できる場合，大気2-2-2 火砕物

への放出直前までの記録解読には急冷縁を用いることに時間分解能が劣るものが，火砕物の中にも存在する．

なる．しかし最近では，急冷縁と徐冷部の両方を活用す

一つは地表面にまばらに降下する火砕物（弾道放出される試みも現れている．急冷縁から中心に向けての石基組る火山岩塊や火山弾）であり，堆積の前後関係が高精度織の変化を記載し，合わせて，大気放出から固結までので決まらない．もう一つは小規模噴火の主な噴出物であ

所要時間を急冷縁からの距離の関数として定式化し，結る火山灰である．時間分解能を高めるには，火砕物を薄晶化や発泡の素過程の議論を行おうとするものである層に分けて採取する必要があるが，火山灰の場合もとも（Wright et al., 2007 ; Szramek et al., 2010）．

と生成する地層が薄く，また失われ易いので限度がある．

サンプリングと代表サンプル選択

近年では，火山灰自動採取装置（Shimano et al., 2013）に火口から同時に噴出した火砕物の中には，火道でのマ

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鈴木由希

グマ上昇の速度・履歴が多様であったものが，しばしばの代表選別のプロセスが異なる．みかけ密度測定が行え共存している．したがって多様なタイプの火砕物を実際る場合，このデータにより選択する．火砕物の見かけ密の比率を反映させるよう網羅的にサンプリングし，そこ度は，その重量を気泡を含む総体積で割ったものであり，から何らかの指標でもって代表をいくつか選択して，そそれは発泡度の増大と共に減少する．発泡度は，マグマの代表について組織解析を行うという手順をとる．マグの発泡や脱ガスの履歴，並びに，急冷・水冷のタイミン

マダイナミックスのモデル化にあたっては，代表サンプ

グにより決定されるので，発泡度（見かけ密度）で組織

ルの組織から推定された情報を，そのタイプの火砕物粒解析の代表を選ぶことは妥当である．実際には，堆積ユ子の全体における比率でもって重み付けした上で，総合ニット毎に，みかけ密度の最大・最小・中間（もしくは的なモデルを構築していく必要がある．

平均や最頻値）の粒子を選び出し，薄片作成に供する

前出の網羅的採取─代表選択という手順は，降下火砕（Fig. 1）．みかけ密度の測定数は研究者により多様であ

物や火砕流堆積物はもちろんのこと，地表面にまばらにるが，極端に多い場合では 200 個（Polacci et al., 2003）や堆積する火山弾・火山岩塊，そして火山灰サンプルにお200-400 個（Houghton and Carey, 2015）という例も存在す

いても共通するものである．しかし後述のように，代表る．ただし必要数は噴火様式によっても変化するものか選択を行う場所や，薄片・埋め込み片作成と代表選択のもしれない．広義のプリニー式噴火を例にとると，準プ

前後関係は，サンプルタイプ毎に異なっている．

リニー式噴火では，狭義のプリニー式噴火に比べ，同時多様な火砕物を実際の比率が反映されるよう，網羅的に噴出する火砕物の発泡度多様性が大きい（Cioni et al.,にサンプリングするためには，多数の火砕物粒子・破片

2015）．準プリニー式噴火では，火道径が小さいためマを採取する必要がある．これは少量に多数の粒子が含まグマ上昇の速度の火道内での勾配が大きくなり，そしてれる火山灰サンプルを除くと，難しいことが多い．比較

噴火活動の強度にも脈動があるため，火道内に停滞した的ルーズな降下火砕物で，かつ噴火から年数が経っていマグマと深部から供給されてきたマグマの同時噴出が起ないケースでは，堆積面を削り取っていくことでサンプ

こることが原因である．見かけ密度測定においては，火リングが行える．その場合，採取面積を広く取れば，仮砕物の気泡を含む体積の測定が必要になるが，我が国でに堆積物を細かくユニット分けをしたとしても，網羅的は，ビーズ法（佐々木・勝井, 1981）や，火砕物をカッター採取を達成することができる．Shea et al. (2010) によるにて直方体に切り出し 3 辺の計測で算出する手法（八と，降下火砕物一粒の 2-3 倍の厚みを 1 単位として採取

木・他, 1960）が用いられてきた．最近では，3D スキャが行われることさえもある．多くのケースでは，堆積物ナーを使用し体積測定を行う例も現れた（Suzuki andの断面（露頭面）からサンプリングを行うので，露頭面

Fujii, 2010 ; Fig. 2）．

がかなりの広がりをもっていない限り，採取数・ユニッ

火山灰のように，見かけ密度測定が行えない細粒の火

ト分けの細かさの，一方もしくは両方を妥協することに砕物については，最初に薄片や埋め込み片を作成する．

なる．地表面にまばらに降下する火山弾や火山岩塊であ実体鏡観察で何タイプかの粒子に分かれる場合には，タれば，ある一定の範囲にある全ブロックを観察すること

イプ毎に別々に埋め込むこともある．上記の見かけ密度が，網羅的採取につながる．

測定と同じ手順を踏むならば，発泡度により代表を選ぶ

火山弾等の大型サンプルは多数を持ち帰ることが困難ことになる（鈴木・中田, 2002）．発泡度の定量化の際にであるので，野外で代表が選ばれ，その後，薄片作成には，BSE 像を Image-J 等の画像解析ソフトで二値化する供される．さらに野外では代表を選ぶための分析（例え処理が必要になる．発泡度測定を行うのに粒子サイズがば, 下記の見かけ密度測定）も行えないことが多いので，不十分であったり，発泡度に多様性がないなどで，発泡肉眼で観察される組織（例えば 1 サンプル内の組織不均度による代表選別が困難であることもある．その場合，質）により代表が選ばれることが多い（Wright et al., 2007 ;埋め込んだ粒子をランダムに選び出し，それらの石基結Castro et al., 2012, 2014）．Wright et al. (2007) では 10 回程晶を観察することで，火山灰サンプルに含まれていた粒度繰り返し起きたブルカノ式噴火を対象としたが，個々子の全容を把握することを試みる．

の火山弾が，どのイベントで放出されたものかは特定できなかった．しかし噴火規模が互いに似ていたため，10

3．石基結晶組織解析と事例研究

回分のサンプルを網羅的に観察し，代表を解析すること

3-1

で，個々の噴火のモデルを作れるものと判断された．

減圧実験の産物についても，天然試料と同様の手法が組織解析法

野外から多数を持ち帰ることができるような比較的小用いられる．石基結晶組織から抽出されるデータとし

さい火砕物の場合，その粒径によって，組織解析のためて，結晶の体積比，数密度・サイズ分布，結晶形状等が噴火時のマグマプロセスを噴出物組織から探る手法

371

ある（鈴木, 2006 の 2-1 章）．得られたデータから最終的には，3 次元での定量データ・形状の把握を目指すことになる．しかし薄片等での 2 次元情報は 3 次元情報をストレートに表すものではない．まず 3 次元で全く同じ形態の結晶であっても，切断面の位置に応じて多様な形態を示す．また 3 次元で全く同じサイズの結晶であっても，切断される位置に応じて 2 次元でのサイズは多様になる（cut-section effect）．また結晶のサイズによって平面で切断される確率が異なり，小さな結晶ほどその確率も小さい（intersection-probability effect）．上記のデータのうち，体積比のみは，結晶がランダムな方向を向いていると判断される場合に限って，2 次元の面積比でもって代替されることが多い．
Jerram and Higgins (2007) によると，岩石試料一般から3 次元での結晶組織データを取得する方法として，1）互いに平行な 2 次元断面の画像を，試料の研磨によって多数取得し，画像を合成することで 3 次元像を得る方法（serial grinding），2）X 線 CT での取得，3）岩石薄片の顕微鏡観察において，様々な深度で焦点の合った結晶画像を取得し，画像を合成することで 3 次元像を得る方法（optical scanning ; Castro et al., 2003 ; Sano et al., 2015），4）
2 次元像での解析結果を，ステレオロジーの手法によって，3 次元の情報に変換する方法，等が存在する．
1）は研磨間隔が過去の実施例では 40 μm であるので，数十μm 未満のサイズであることの多い石基結晶に使用するのは難しい．2）の X 線 CT は X 線吸収係数（LAC）の空間分布を用いて，対象部分の内部構造を探るものである．したがって，識別したい相の間に大きな密度差が有ることが必要であり，さらに接触した同種の結晶同士は区別されないなど，石基結晶への応用には難しい面がある．3）は，流紋岩によく見られるようなガラス質の石基を除くと，一般に利用しにくい．このように，石基結晶の解析では，4）が最も一般的な手法となっている．
2 次元画像として BSE 像が使用されることが一般的である．複数相の区別の付きにくいケース（例えば, 珪
長質噴出物での，斜長石とガラス）に対しては元素マッ
Fig. 1. The use of bulk density distribution to selectrepresentative samples for groundmass (GMS) textural
analysis. An example of the basaltic sub-Plinian
eruption which produced Yufune-2 scoriae in Fuji
volcano (modified after Suzuki and Fujii, 2010 withpermission by Elsevier). Asterisk shows samples thatmostly covered bulk density variation for each eruptive
unit (a to e) and were selected for the textural analysis.

ピング像の取得も有効である（例えば, Muir et al., 2012）．
BSE 像を使用した場合に比べ，Adobe Photoshop 等で結晶の外形をトレースする手間は軽減されるが，画像取得
そのものに時間がかかってしまう．
ステレオロジーにより，2 次元情報を 3 次元情報に変換する手法は，比較的よく確立されている．球で近似できる形状の結晶（例えば磁鉄鉱）であれば Sahagian andProussevitch (1998) や CSD correction（Higgins, 2000, 2002）
が，直方体様の結晶（例えば斜長石）であれば，やはりCSD correction（Higgins, 2000, 2002）が使用できる．具体

372

鈴木由希

Fig. 2. Procedures of 3D scanning and data handling, to measure ejecta volume for bulk density calculation.
An example of Yufune-2 scoria from Fuji volcano. After Suzuki and Fujii (2010) with permission by
Elsevier. In Step 1, sample is scanned from two directions, in order to scan entire object. Then, a polygon
is synthesized from the two scanning data (Steps 2 to 3). Numbers in Step 2 indicate direction in Step 1.
的には，2 次元での直径，もしくは結晶長（幅（width）
もしくは長さ（length））に関するサイズ分布データを，3次元でのサイズ分布データに変換する．

せ，単一のサイズ分布とする（Miwa et al., 2013）．
3 次元化されたサイズ分布を用いると，3 次元での結晶数を算出することができる．なお，得られたサイズ分

直方体に対し CSD correction ソフトウェアの使用する布に対して CSD 理論を適用し，核生成速度と成長時間際には，互いに直交する 3 軸（S, I, L ; S<I<L）の比をあのいずれか一方を仮定した上で，一方の値を推定するよらかじめ決定しておく必要がある．これは 2 次元におけうな試みも以前は多く存在した．しかしながら核生成速る結晶の幅（width）と長さ（length）を数百個程度の結晶度が結晶化の全期間に渡り一定であると仮定することはについて計測した上で，得られた width / length 分布に対不自然であるので，このような計算は行われないようにし，Higgins (1994) や Morgan and Jerram (2006) の手法をなりつつある（Brugger and Hammer, 2010b）．サイズ分布

適用することで決定することができる．結晶形態は，結からも，ある結晶組織を形成した際の，核生成と成長の晶サイズによって変化している可能性も高いが，同種のバランスを知ることができる．しかし最近では，結晶度

石基結晶に対しては，同一の S : I : L 比を仮定してしま─数密度プロット（例えば Martel and Poussineau (2007)

うことが多い．
結晶の直径や長さは，ImageJ ソフトウェアを使えば計の Fig. 6）が，核生成と成長のバランスを知るためのプロット法として，広く用いられている．

測できる．計測に使用する BSE 像の倍率は，結晶のサ

3-2

イズによって調整する必要がある．石基結晶のサイズが石 基 結 晶 を 活 用 し た 初 期 の 研 究 と し て，Cashman

事例研究

多様である場合（例えば Suzuki and Fujii, 2010 の Fig. 5(1992) や Nakada et al. (1995) の珪長質マグマを対象としの coarsely grained sample），低倍率と高倍率で画像を撮たものがあった．過去 10 年間にも，珪長質マグマ噴火

影し，各々を相対的に大きい結晶と小さい結晶の計測にの研究が多く行われた（Clarke et al., 2007 ; Martel and用いる．各々で計測する結晶のサイズを定めておく必要

Poussineau, 2007 ; Noguchi et al., 2008 ; Miwa et al., 2009 ;があるが，多少オーバーラップさせることが，各々からMuir et al., 2012 ; Preece et al., 2013 ; Miwa et al., 2013 ;

得られたサイズ分布を合成する際のポイントとなる．全

Mujin and Nakamura, 2014 ; Sano et al., 2015 ; Schipper et

く同様の手法は，Shea et al. (2010) の気泡組織解析法でal., 2015）．少数ではあるが，流紋岩質マグマを対象としも紹介されている．倍率毎に数百個の結晶を測定するこたものも含まれる（Sano et al., 2015 ; Schipper et al., 2015）．

とが，スムーズなサイズ分布の形成に必須である．火山

珪長質マグマ噴火を対象とした研究の熟成に応じ，次の灰試料のように，1 粒子だけでは十分な数の結晶が測定変化も現れている．まず，ブルカノ式噴火を扱ったもの

できない場合もある．この場合，実体鏡下で似たタイプが出現した（Clarke et al., 2007 ; Miwa et al., 2009, 2013 ;と判断される複数の本質粒子についての計測結果を合わ

Mujin and Nakamura, 2014）．また溶岩ドームの関係する

噴火時のマグマプロセスを噴出物組織から探る手法

373

噴火であっても，溶岩・ブロック・アンド・アッシュ・
フロー堆積物やサージ堆積物の本質物・降下火砕物といった，多様な噴出物の形成過程を議論したものが出現した（Martel and Poussineau, 2007）．さらに重要なのは，
これまで着目されてこなかった石基鉱物種や，より細粒な石基結晶を取り扱った事例の出現である．Schipper etal. (2015) はクリストバライトを，Mujin and Nakamura(2014) はナノライトを，それぞれ利用した．
一方，過去 10 年間で研究数が急速に増えたのが，玄武
岩質〜玄武岩質安山岩質マグマの噴火を対象としたものである（Polacci et al., 2006 ; Sable et al., 2006 ; Gurioli et al.,2008 ; Andronico et al., 2009 ; Erlund et al., 2010 ; Genareau
et al., 2010 ; Suzuki and Fujii, 2010 ; Costantini et al., 2011 ;DʼOriano et al., 2014）．ストロンボリ，エトナ，ベスビオ，
パリクティン，富士山などでの爆発的〜非爆発的噴火を対象に，噴火活動の推移が，火道でのマグマのダイナミッ
クスの観点から議論された．また粘性の低いマグマの活動で，プリニー式噴火を引き起こすための，マグマの減圧条件なども議論された（Sable et al., 2006 ; Suzuki andFujii, 2010）．
10 年程度前から，火山灰中の本質物質の石基結晶組織を解析する例が現れ始めていたが（Taddeucci et al., 2004），
同様の事例（Miwa et al., 2009 ; Andronico et al., 2009 ; Miwa
et al., 2013 ; DʼOriano et al., 2014）が増加しつつある．
4．減圧結晶化実験
4-1

2005 年前後までの成果

Fig. 3. Changes in nucleation and growth rates as a function of effective undercooling. Modified after Cashman(2004). The original diagram was based on the resultsof SSD experiments (ca. 170 hour at final pressure ;Hammer and Rutherford, 2002) that impose the maximum undercooling for a given amount of decompression. Slower decompression generates smaller undercooling, resulting in move of nucleation and growth
curves to the directions as indicated by the arrows.

減圧に伴うメルトからの脱水とそれに伴うリキダス上昇が結晶化を引き起こすということは，現在では広く受ある一連の噴出物について一定とみなせれば，他方の大け入れられている．2000 年以降に減圧結晶化実験が開

小を石基組織から推測できるものと考えられた．

始される以前から，噴出物の石基結晶（マイクロライト）

2000 年以降，減圧速度・減圧量・減圧様式をコントローの組織や組成を用いて，噴火に際したマグマ上昇の状況

ルした減圧結晶化実験が珪長質な系について行われ（例を 探 る 試 み が 行 わ れ て い た（例 え ば, Cashman, 1992 ;え ば, Hammer and Rutherford, 2002 ; Martel and Schmidt,

Hammer et al., 1999）．その拠り所とされたのは，次に示

2003），結晶化のカイネティクスが研究された．減圧実

す，結晶作用の理論的研究や冷却結晶化実験の成果で験の様式として SSD（simple-step decompression）と MSDあった（例えば, Swanson, 1977 ; Dowty, 1980 ; Kirkpatrick,（multiple-step decompression）が 採 用 さ れ た（Fig. 4）．

1981）
．

SSD は，サンプルを終端圧まで数分で減圧し，さらに終メルトに与えられる過冷却の大きさに応じ，核生成速端圧で減圧時間に比べ十分長い（しかし実験ごとに様々度と成長速度は系統的に変化する（Fig. 3）．速度の変化

な）時間保持するものである．一方 MSD は，実験を通曲線は，核生成・成長の双方で，上に凸の釣り鐘状の形

じて，ステップ状の等時間間隔・等減圧量の減圧を，終態を呈する．速度がピークに達する際の過冷却の大きさ

端圧まで行うものである．SSD と MSD の両方についは，成長に対し核生成で大きいので，過冷却の大きさにて，総減圧量を総減圧時間（実験総時間から終端圧での応じ，数密度やサイズの異なる結晶組織が生じる（Fig.

保持時間を除いたもの）で割ったものが減圧速度と定義

3）．減圧脱水で過冷却が生じる場合，過冷却の大きさは，された．一つの研究の中では SSD の減圧速度を一定に

減圧量と共に増大し（Fig. 3），また減圧速度によってもすることが多かった．これは SSD が終端圧での結晶組増大すると予測された．減圧量・減圧速度のいずれかが，織変化を見ることを目的としていたためである．

374

鈴木由希

Fig. 4. A schematic diagram for styles in decompression experiments. Averaged decompression rates for
MSD and CD are the same in this case. Ps, starting pressure ; Pf, final pressure. See text for detail.
減圧結晶化のカイネティクスを探るという目的からす立ち，減圧量と減圧速度が過冷却の大きさをコントロー

ると，SSD も MSD も有用な点を持つ．SSD 実験では減ルすることが確認された．具体的には，過冷却度を反映

圧に伴うリキダス上昇の大きさがメルトに与えられる過する結晶数密度，結晶サイズ，結晶形態から，マグマ上冷却に等しいとみなせるので，過冷却の大きさの変化に

昇 の 状 態 を 推 定 で き る と 結 論 づ け ら れ た（例 え ば,応じた，成長速度・核生成速度の変化を調べることがで

Hammer and Rutherford, 2002 ; Martel and Schmidt, 2003）．

きる．一方で，MSD 実験の場合，過冷却の発生─結晶の結晶形態は，過冷却の増大と共に，等方体状の平面結晶

核生成や成長─メルト組成の変化，というサイクルを何→骸晶→樹枝・繊維状結晶と変化し，冷却結晶化実験の度か繰り返すため，成長・核生成のカイネティクスを考結果と調和的であった．その他の重要な知見は以下の 2

えるのにメルト組成の変化を考慮しなければならない．

つである．

SSD の場合，このような複雑さはない．また SSD では，

1）カイネティック効果が確認された．すなわち十分な

終端圧での保持時間を変化させることで，過飽和度の減

大きさの過冷却を発生させる減圧であっても，結晶少に伴う成長速度・核生成速度の変化を調べるのにも利化が起きにくくなることがある（例えば, Hammer

用された．

and Rutherford, 2002 ; Martel and Schmidt, 2003）．結一方，実際に起きているマグマの上昇と対応させるな晶化が起きるまでの時間よりも実験時間が短いこと

ら，SSD は，間歇的爆発的噴火や，噴火未遂貫入イベンが一要因である．また減圧速度が大きく過冷却度がトで起きている，浅部へのマグマの急上昇と停滞を再現

著しく大きくなると，核生成・成長速度が減少する

しており，MSD は定常的なマグマ上昇を再現している（例えば Fig. 3）ことも要因である．後者の要因は脱（Hammer and Rutherford, 2002）．あくまで SSD と MSD

水によるメルト粘性上昇の効果が，核生成・成長の実験は減圧結晶化のカイネティクスを調べるため考案さ駆動力を上回った結果生じる．軽石のような石基マれたものである．したがって SSD 実験に先立つ減圧のイクロライトを欠く噴出物は，上記の要因で形成さ速度が大きいことは，実際のマグマの停滞に先立つ上昇

れる．

の 速 度 が 大 き い こ と を意味 す る も の で は な い．ま た

2）結晶化の進行に伴って系が平衡に近づくと，過飽和

MSD がステップ状になっていたのは，手動で減圧する

度の減少により，結晶化のモードが核生成から成長ため，長時間に渡る連続的な減圧が不可能であったといにシフトしつつ，各々の速度も低下する（例えば,う事情による．

Couch et al., 2003）．この現象は SSD 実験で再現さ減圧実験の結果，減圧脱水に伴う結晶化でも前述のよ
うな過冷却度と成長・核生成速度の関係（Fig. 3）が成りれたが，実際には火道でマグマが停止する状況で起きていると考えられる．

噴火時のマグマプロセスを噴出物組織から探る手法
4-2

最近 10 年間の成果

この項目では，ここ 10 年間の顕著な進歩として，実験

375

vol.% 程度含む流紋デイサイトを出発物質として用い，
このマグマのマグマ溜まりでの貯蔵条件（130 MPa, 水に

開始時の臨界核サイズ相当の微晶の影響（いわゆる不均飽和）を減圧の出発条件とした．CD と MSD の実験産

質核生成 ; 4-3 節にて詳しく記述）が考慮されるように物の比較は，1 MPa h−1 の減圧速度で，終端圧が 5 MPa

なったこと，CD（continuous decompression）スタイルのと 26 MPa の場合に限って実施された．斜長石結晶は，減圧結晶化実験の出現（例えば, Brugger and Hammer,

CD で平面結晶，MSD で骸晶であった（Fig. 5）．MSD は2010a ; Martel, 2012 ; Waters et al., 2015）と，従来よりもステップ状の減圧を起こしているため，減圧を通じて経苦鉄質な系での減圧結晶化実験の出現（Agostini et al.,験する最大の減圧速度が CD よりも大きく，それが結晶2013 ; Shea and Hammer, 2013a）を順に紹介する．

形状の差として表れているのかもしれない．また CD ス

最近 10 年間においても，2006 年の段階でも実施例のあった珪長質メルトでの減圧結晶化実験が引き続き行わ

タイルと MSD スタイルの実験産物には，結晶度の相違も認められた（Fig. 5）．

れている（Castro and Gardner, 2008 ; Andrews and Gardner,

ここ 10 年間の三つ目の顕著な進歩である，苦鉄質な2010 ; Cichy et al., 2011 ; Martel, 2012 ; Mollard et al., 2012 ;系での減圧結晶化実験例の出現であるが，この系での 1

Waters et al., 2015）．斜長石リキダスよりも高温である状

気圧での冷却結晶化実験は 1970 年代以降 Lofgren (1980)

態 を 減 圧 の 出 発 条 件 と す る 実 験（Castro and Gardner,などに代表されるように多数あった．当時は，むしろ，2008 ; Andrews and Gardner, 2010 ; Martel, 2012 ; Mollard

珪長質な系の実験の数が少なかった．苦鉄質な系での減et al., 2012 ; Waters et al., 2015）も含まれているが，これ圧結晶化実験が実施されていなかったのは，実験が困難

は 2006 年まで実施例がなかったものである．リキダス

であるためである．水に飽和し加圧された系での減圧実よりも高温の出発条件では，リキダス上から出発する場

験では，緩やかな減圧が可能であるという理由で，一般

合と比べて，結晶の核形成が抑制され，限られた数の結に外熱式ガス圧装置で行われることが多い．珪長質マグ晶が大きく成長することが確かめられた．これは臨界核

マ（900℃未満）であれば，水を圧力媒体としワスパロイ

サイズ相当の微晶の数がリキダス上よりも少なく，不均製圧力容器等および Ni のフィラーロッドを用いること

質核生成が抑制されるために起きている．

で，比較的容易に NNO 付近の酸素分圧に制御できる．

ここ 10 年間に新たに出現した CD スタイルの減圧様さらに，試料カプセルが単純かつ小さくなり，試料の急式（Fig. 4）であるが，発泡実験に対しては，下記の理由

冷にも適している．より高温で実験を行う場合，TZM

で以前から使用可能であった．従来，減圧は手動で制御

合 金 の 圧 力 容 器 を 使 用 す る こ と に な る が（Shea andされることが多かった．したがって，実験総時間が短け

Hammer, 2013b），酸素分圧制御は試料カプセル内で行う

れば手動制御により CD スタイルの減圧が可能であっこととなり，これによりカプセルが大きくなるので，急た．発泡組織は結晶組織に比べ短時間で変化するので，冷が難しくなるとの予想のもと，減圧結晶化実験が躊躇

実験時間も総じて短い傾向にある．今回 CD スタイルのされてきたようだ．特に苦鉄質マグマでは，珪長質マグ

減圧結晶化実験が出現したのは，ステップ状の MSD ス

マに比べ結晶化速度が大きいので，試料の冷却速度が重タイルの減圧（Fig. 4）が，実際のマグマの減圧（上昇）視される．Shea and Hammer (2013a) と Agostini et al. (2013)

を再現していないのでは，という危惧があったからであには，急冷のために特別な工夫を図ったことは記述される．しかし Brugger and Hammer（2010a）も記述しているていない．ただ Shea and Hammer (2013a) はガラス転移

が，MSD スタイルの減圧が，実際の上昇・減圧と大きく温度への到達は 15 秒未満，Agostini et al. (2013) では 1-2

乖離していると断定されるわけでもない．そもそもマグ秒と記載しており，前者の実験の一部を除けば，クエン

マの上昇様式を高精度で観測する手段が元々存在していチクリスタルの生成は否定されている．

ないためである．長時間の実験に対し CD スタイルの減

出発物質のメルト部分の組成は，Shea and Hammer

圧を行うにあたり，プログラム制御で圧力を変えること（2013a）では安山岩質，Agostini et al. (2013) では玄武岩のできるユニットの導入が貢献した（例えば, Brugger

質と相違がある（Table 1）．この組成差に応じ，実験温度

and Hammer, 2010a）．

も後者で高い（Table 1）．2 つの研究は共に SSD スタイ

一旦 CD スタイルの実験が可能になると，MSD スタ

ルの減圧実験を行っている．前述のように，SSD 実験でイルの実験との間で，実験産物の組織に，どのような相は，減圧量によってメルトに与えられる過冷却の大きさ違があるのか，といったことに興味が持たれるようにが決められるためであろう．

なった．現時点までで比較を行ったのは，Brugger andShea and Hammer (2013a) は，新たに得られた安山岩質

Hammer (2010a) に限られている．この実験では斑晶を 2メルトでの核生成速度・成長速度データと，既存の珪長

376

鈴木由希

Fig. 5. The first comparison of run products after decompression of the same amount (from 150 MPa to 26 MPa
and to 5 MPa, for the upper and lower, respectively) but in the different styles (CD for the left, MSD for theright). Modified after Fig. 4 of Brugger and Hammer (2010a) with permission by Oxford University Press.

Table 1.

Summary of recent decompression-induced crystallization experiments in mafic system.

質な系でのデータを，過冷却度を横軸にとった図にプ以上は，苦鉄質メルトでは，珪長質メルトに対し相対

ロットし比較している．Fig. 6 は，この Shea and Hammer

的に，個々の結晶が大きく，結晶数密度が小さい組織が(2013a) の図に，Agostini et al. (2013) の報告した玄武岩質

形成され易いことを示唆している．これは実際の噴出物

メルトでの成長速度データを加えたものである．Fig. 6に見られる石基結晶組織の変化とも矛盾しない．

には示されていないが，同じ大きさの過冷却度であれば，Shea and Hammer（2013a）では減圧結晶化実験の他に，

メルト組成によって結晶量の差はほとんど生じない．一同じ出発物質・出発条件にて，冷却結晶化実験も行って方核生成速度は，珪長質であるほど大きくなり，逆に成いる．斜長石リキダスに対し，同じ量の過冷却がかかる

長速度は苦鉄質であるほど大きくなる（Fig. 6）．核生成

ような実験をセットで行い，二者を比較することで，冷速度と成長速度の変化が互いに相殺し合うことで，組成

却と減圧に固有の組織を見いだそうとした．過冷却度がによらず結晶量が同じになっているようである．成長速

小さい時には冷却と減圧の実験産物に差はないが，過冷

度 は 流 紋 岩 質 で 10−11 mm s−1 程 度 に 対 し，Shea and

却度が大きくなると，減圧実験に比べ冷却実験の核生成

Hammer (2013a) の安山岩質メルトでは 10−9 mm s−1 と 2

速度が小さくなった．これは冷却実験の方でメルト中の桁大きく，Agostini et al. (2013) の玄武岩質メルトでは

元素拡散速度の低下が顕著になり，これが核生成の障壁

10−9〜−8 mm s−1 とさらに 1 桁大きい．核生成速度は，となったためだと理解された．この他にも，結晶化の際

過冷却度によって大きく変化するが，m−3 s−1 の単位での過冷却度の大きさを判断するのに重要な（4-1）結晶の見ると，安山岩質メルトに対し流紋岩質メルトで二桁ほ

3 次元形態も記載された（Fig. 7 は斜長石とカンラン石

ど系統的に大きい（Fig. 6）．

の例）．

噴火時のマグマプロセスを噴出物組織から探る手法

377

Fig. 6. Changes in nucleation and growth rates as a function of undercooling and melt composition. After Fig. 12of Shea and Hammer (2013a), except data of Agostini et al. (2013). All data are from SSD runs. Following
the suggestion in Shea and Hammer (2013a), only experiments using natural ejecta as starting material arecompared. Melt part composition of starting material has a variety of B (basalt), A (andesite) and R (rhyolite).

4-3

石基組織の再現実験による，特定の噴火でのマて研究されるようになった．特に北米のインヨ火山列

グマ上昇速度の定量化（Castro and Gardner, 2008），チリのチャイテン山（Castro

鈴木 (2006) でも標記の事例研究について紹介した（例and Dingwell, 2009），カムチャツカのクスダチ山（Andrews

えば, Szramek et al., 2006 ; Suzuki et al., 2007）．同様の試and Gardner, 2010），メ キ シ コ と カ ス ケ ー ド の 諸 火 山みは過去 10 年間にも継続して行われ（Castro and Gardner,（Waters et al., 2015）等での，流紋岩質マグマの噴火の研2008 ; Castro and Dingwell, 2009 ; Andrews and Gardner,

究が多い．

2010 ; Cichy et al., 2011 ; Martel, 2012 ; Agostini et al., 2013 ;これらの中で，特に興味深い研究について紹介する．

Waters et al., 2015），多様な噴火様式やマグマ組成についAndrews and Gardner (2010) は，カルデラ崩壊前後の火

378

鈴木由希

Fig. 7. Change in plagioclase and olivine crystal morphology as a function of undercooling in basaltic andesite melt.
Modified after Fig. 7 of Shea and Hammer (2013a) with permission by Elsevier.

道・火口の状態変化に伴うマグマ上昇速度の変化を検討た．

した．カルデラ崩壊後にマグマ上昇速度が低下したの

なお噴出物で実際に観察される結晶組織を，減圧実験

は，崩壊によって火道が拡大したためだと説明した．

で再現しようとする場合，出発物質の作成には細心の注

Castro and Gardner (2008) は，インヨ火山列の噴火の初意が必要である（出発物質の作成が慎重に行われていな

期に爆発的に噴出した降下軽石と，その後，溢流的に流い実験も多く存在する）．天然のマグマがマグマ溜まり出した黒曜石溶岩のマグマ上昇過程を比較した．石基マから上昇し始めた後，減圧等によってメルトから結晶のイクロライトの記録の範囲では，上昇速度は噴火様式に新たな核ができる場合には，マグマ溜まりでの斑晶の有よって変化していない．そこで噴火直前にマグマに存在る無しに関係なく，不均質核生成が関与することがある．

した気相の量の大小が噴火の爆発度を決定したと結論づ

既に述べたようにリキダス近傍での熱履歴によっては，けた．気相量の相違が，いかに形成されたのかについて

斑晶の他に，臨界核サイズ相当の微晶という不均質がメは議論されていない．火道最上部でのマグマの上昇速度

ルト中に存在し，これが核生成のサイトなる．不均質核の僅かな差が，気相量の差を生み出した可能性がある．

生成に要するエネルギーは，均質核生成のそれよりも小しかし火道浅部の粘性の高くなったメルトにおいては，

さい．Sato (1995) は，伊豆大島の玄武岩質溶岩を用いた結晶化の速度は非常に遅くなるので，上昇速度差があっ1 気圧の結晶化実験を通じ，リキダス付近での 20℃の溶たとしても，それはマイクロライト組織の中には記録さ融温度差が，冷却で生じる結晶核の数に 5 桁もの差を生れていないことになるだろう．

じさせることを発見した．そして，このような差は，リCastro and Dingwell (2009) では，粘性の高い流紋岩質

キダス近傍で存在したメルト中の臨界核サイズの微晶のマグマが 24 時間という短い時間の前兆地震の後に爆発数に左右されているのだと解釈した．過冷却で生じる結的に噴火したことに着目した．実際の噴出物に見られる晶の数密度が，リキダス近傍での熱履歴で変化すること

斜長石斑晶のオーバグロース組織が再現されるかどうかを踏まえると，石基組織を再現する減圧実験では，出発によって，マグマの上昇時間を見積もった．マグマ上昇

物質の作成の際に，天然のマグマのマグマ溜まりでの状

速度は 0.5 m/s，これに対応する上昇の総時間は 4 時間で態に近い条件で作成する必要があるといえる．すなわ

あって，前兆地震の期間よりも短い．マグマ上昇の総時

ち，天然の噴出物の不均質性や構造（メルトの重合度や間が，前兆地震の期間よりも短いケースは，Suzuki et al.

臨界核サイズよりも小さい結晶の濃度）をできるだけ保(2007) の有珠 2000 年噴火の研究でも報告されている．

存 した状態 で実 験 を行うということである．例えば有珠噴火の場合，減圧実験で見積もられた上昇・停滞のHammer and Rutherford (2002) で行われた，粗砕きした軽

総時間は，
3.5 日という前兆地震の期間の半分程度であっ石を噴火前のマグマ溜まりの温度・圧力条件にそのままた．Suzuki et al. (2007) では，前兆地震の初期にはマグマ

戻 す，と い う こ と が 推 奨 さ れ る．Shea and Hammerが上昇するための火道が形成されていたのだ解釈した(2013a) では様々な減圧結晶化実験の核生成・成長速度

が，Castro and Dingwell (2009) でも同様の解釈が行われデータをレビューすることで，出発物質が噴出物であっ噴火時のマグマプロセスを噴出物組織から探る手法

379

た場合と試薬から合成した場合で，それらに系統的な相速度を見積もる際，最終的な実験産物を観察し，実験時違があることを指摘している．

間内に速度が一定であったとの仮定を置き，算出するのが通例であった．最近では，その場観察の研究例も出現

5．今後の課題

しており（Applegarth et al., 2013 ; 顕微鏡と加熱ステージ

物質科学的研究が火道等でのマグマダイナミックスをを用いた 1 気圧での実験），これも今後の研究の新たな扱うようになって，
地球物理学や地質学との接点が増え，発展の方向になりうる．

これが火山学における複数分野統合モデルの形成に寄与

なお，減圧実験の結果を元にマグマ上昇の時間を議論するのだと，1 章にて述べた．しかし，このことがよりするにあたっては，まだまだ確認しなければならないこ

効果的に達成されていくには，以下のように，課題を解とも多い．それは振動・撹拌が与える効果である．冷却決したり，研究対象の範囲を拡大させていく必要がある．
5-1

堆積物採取の時間精度

結晶化実験の例になるが Bartles and Furman (2002) はア
ルカリ玄武岩について，静的な状況の他，超音波域の振

地球物理学的観測では，秒〜分といった短時間のイベ動（1.5 MHz, 150 kHz）を与える状況での実験を行い，振ントが議論されることがある．一方，噴出物採取につい動の結晶組織への影響を議論した．振動のある方が自形ては，そこまでの時間精度はなく，地球物理学的成果との度合いが低く，アスペクト比の小さい斜長石結晶を晶物質科学的成果の融合を妨げる要因となっている．火山

出させることが見いだされた．また Kouchi et al. (1986)

灰は，この問題を打開する一つの鍵となる可能性がある．

は玄武岩質メルトの円板を両側から逆方向に回転する円

火山灰は噴火のクライマックスの際でも遠方で安全に採柱で挟み込むことで撹拌の効果を与えた実験を 1 気圧で取することができ（Suzuki et al., 2013），また，最近の自実施した．撹拌によって核生成が起き易くなる傾向が，動採取装置の開発（Shimano et al., 2013）により時間分解

過冷却度が大きいほど顕著になり，静的な時と比べ最大能を高めてサンプリングが行えるようになってきていで 1 桁の差が生じた．また実験開始後，核生成が起き始る．最近では火山灰中の本質物質の形状に関する理解もめるまでの時間は，撹拌を起こすほど，短くなる傾向が進んでおり（例えば Liu et al., 2015），このような進展とあることが分かった．その後しばらく撹拌の結晶化へのあいまって，多様な噴火における火道でのマグマダイナ

影響は検討されていなかった．しかし脱ガスメカニズム

ミックスの理解に活用されることが期待される．

（Okumura et al., 2009 ; 封圧下）やマグマのレオロジーの5-2

マグマ上昇の時間スケール見積もり

検証（Ishibashi and Sato, 2007）のため，ねじり剪断変形実

噴火事例ごとに時間スケールの見積もりを行うには，

験が盛んになる近年の傾向の中，再び検討例が現れた．

10 年前であれば，減圧実験を実施するか（鈴木, 2006），

Vona and Romano (2013) は玄武岩質メルトを対象としたあるいは似た組成のマグマについて実施された実験結果

1 気圧の実験により，撹拌が核生成を促進すると共に，を参照する必要があった．ただし実験例は安山岩〜デイ

結晶化が起きるまでの時間を短縮することを再確認し

サイトマグマに限られており，制約があった．マグマ組

た．

成に関わらず利用する事のできる Toramaru et al. (2008)

減圧結晶化実験において，振動や撹拌の効果を加味しのマイクロライト数密度脱水速度計が考案され，実験のた実験は行われていない．減圧実験による速度の見積も実施例のあるマグマ組成が拡大していったことで，過去

りを，より確かなものにしていくには，マグマが地表へ

10 年間に大きく改善がはかられた．

と移動する過程でマグマに加わる振動や撹拌の状況につ一方で，噴火事例毎に減圧実験を実施することの必要

いて，理論的研究や観測的研究との協力のもと，整理し性も依然として高い．すなわち，個々のマグマに固有のていく必要がある．さらに振動や撹拌が特にどういった条件（例えば, 不均質核生成のサイトを提供する斑晶等

条件で減圧結晶化に顕著に影響するのか，理解する必要のサイズや数密度の条件）のもとで再現実験を行うことがある．

で，より実際に近いマグマ上昇速度が見積もれるという5-3

考え方である．また斑晶の成長の度合いを制約条件としこの種の噴火を対象にした事例研究は，意外にも少なてマグマ上昇速度を決めなければならない場合（例えば,い．単に火道でのマグマ上昇速度が大きく，噴出物の石Castro and Dingwell, 2009），Toramaru et al. (2008) の方法

基にマイクロライトが少ないということが，研究例が少は適用できない．このような理由で，我が国のより多くないということの一因かもしれない．いずれにせよカルの研究室にて，今後，減圧実験が行えるようになること

デラ形成の前後で，浅所マグマ供給系は大きく変化するが望まれる．

ので（Cashman and Giordano, 2014），一噴火を通じたマグ

なお，過去の実験的研究において，核生成速度や成長

珪長質マグマの巨大カルデラ噴火

マ上昇過程の変化や，それを反映した結晶組織の変化に

380

鈴木由希

対し，大いに興味が持たれる．また，巨大カルデラ噴火

することは重要であり，その際，石基結晶組織の解析が初期段階で，マグマがどのように火道を上昇して来るの役立つ可能性がある．これまでの多くの石基結晶組織のかということも，火山観測により，この種の噴火を予測

研究に基づくと，直前に挙げた 2 例のような複雑な経緯する上で，重要な情報となりうる（5-6 節とも関連）．

を経ずに火砕物と溶岩となったことが，観測等から明ら

物質科学的（岩石学的）研究における連携

かなケースでは，火道でのマグマ上昇速度が前者で大き

物質科学的研究はしばしば，斑晶を用いたマグマ溜まい．そこで火砕物と溶岩は，石基結晶に関して，独自のりの研究，石基を用いた噴火に際したマグマ上昇過程の結晶度─数密度トレンドを形成することが多くの研究で研究，というように，完全に分離して行われているが，報告されている（例えば, Martel and Poussineau, 2007）．

これには問題がある．例えばマグマ上昇の初期には核生地表に到達した後に，溶結や破砕を経験した噴出物に関成よりも成長が起き易いので（鈴木, 2006 のレビュー），

しても，火道上昇時の上昇速度を反映した数密度・結晶

石基結晶組織から推定されたマグマ上昇の大小が，いか度を保持している可能性がある．

5-4に，どの段階で獲得されたかを探る際，斑晶の成長記録

石基結晶組織から，地表での定置過程の問題を探るにが鍵となる可能性もある．また本稿では詳しく記述しな

あたって，避けては通れないのが，低圧下での結晶化のかったが，石基結晶の解析によってマグマ上昇速度の相

カイネティクスの理解である．地表付近で冷却を受けた

対的な大小や，それらの噴火を通じた時間変化が判明し噴出物については，石基組織の解釈にあたって温度低下

た場合，その原因はマグマ溜まりの過剰圧の変化で片付の効果も考慮しなければならないので，その煩わしさかけられてしまうことが多い．

ら，これまで避けられる傾向があったことを 2 章で述べより具体的には，噴火の終わりに向かって爆発的噴火

た．それを反映し，低圧下でのマグマの徐冷を再現するから非爆発的噴火にシフトすることが，過剰圧の減少で結晶化実験も，これまで少なかった．減圧結晶化と冷却説明されることがある．もう一歩踏み込んで，マグマ溜による結晶化の相違を把握しようとした例は，Shea and

まりでのマグマの状態の変化を物質科学的に明らかに

Hammer（2013a）に限られている．

し，過剰圧変化のモデルに組み込むことが，望ましい．

最近，火砕物中心部の徐冷部を活用する研究（Szramek

マグマ溜まりでのマグマの状態の中で，マグマ上昇をコ

et al., 2010）や，溶岩を使って地表到達後に開始した結晶

ントロールする重要な条件として，気相の有無と量とい化を積極的に扱う事例（Schipper et al., 2015）や，地表付うものがある．Wallace et al. (1995) は噴火直前のマグマ近で顕著となる鉱物の酸化を記載する事例（Genereau et

溜まりの様々な深度に存在した気相量を，斑晶メルト包

al., 2010）も出始めており，低圧下での結晶化のカイネ

有物のインコンパティブル元素と揮発性成分（H2 O とティクスの実験的理解を後押しするような動向はある．

CO2）の含有量から探っている．そこでは，気相量がマ

なお，地表面での結晶化は，メルト中の含水量の少ない，

グマ溜まり下部に向かって減少していく事例が示されてメルトの粘性の高い状況で起きるので，そこでは通常のいる．このようなパラメーターを上記モデルに組み入れ

BSE 像で観察することのできない微細な結晶のみが成ることができるよう，斑晶メルト包有物の研究と石基組長している可能性がある．そこで Mujin and Nakamura

織の研究の連携を図っていく必要がある．
5-5

地表での定置過程への応用

1 章で述べたように，マグマダイナミックスの物質科(2014) が着眼したナノライトは，定置過程の研究で，重要なものとなっていく可能性がある．
5-6

火山毎のマグマ供給過程の特徴把握のための応用学的研究と，火山地質学的研究との連携によって，地表

物質科学的研究の重要な役割は，（近代的な観測の行における溶岩・火砕物の定置過程の理解向上がはかられわれていない）過去の噴火についても，噴出物に残される可能性がある（鈴木, 2008）．火山噴出物の中には，複た記録から，マグマプロセスの解読が可能である点であ雑な経緯で形成されるものがあり，真の形成過程は噴火

る．

の経過を実際観測していない限り分からないという場合もある．

マグマ溜まりを研究対象とするタイプの岩石学的研究
では，マグマ溜まりの構造や，それを構成するマグマの代表例として，火砕物として火口から噴出しながら地組成について，複数噴火に渡る時間スケールでの変化が表で溶結現象を経て溶岩流となる火砕成溶岩がある．逆

詳しく調査されており，噴火が起きた際には，地球物理のケースになるが，溶岩として地表に定置しつつあった学的観測結果を解釈する手がかりとなっている（例えば,が水と接触した結果，火砕物として堆積する例（いわゆ

有珠火山の事例 ; Tomiya and Takahashi, 2005）．

る, ルートレスコーンを形成）もある．噴火が観測されこれを噴火時のマグマダイナミックスの研究に当てはていない過去の噴火に関しても，定置過程の実際を解明

めると，マグマ上昇過程の特徴を，火山ごとに，複数の

噴火時のマグマプロセスを噴出物組織から探る手法
噴火の調査に基づき整理し，さらに噴火様式の分岐深度
や条件，そしてマグマの停滞しやすい深度等の情報を整理することに対応する．そして，山頂と山腹噴火が起きている火山であれば，噴火位置ごとの供給過程の差を知ることも重要である．マグマの供給は地下構造に左右され，火山ごとに固有の構造を持っているはずであるから，火山ごとに調査を行う意義がある．マグマ供給過程に，噴火様式や噴火位置ごとの特徴が有る場合には，この特徴を，噴火直前の観測的研究から推定されるマグマ上昇の進行状況と照合することで，噴火予測に役立てることも可能になっていくかもしれない．
このような研究を，複数の噴火について系統的に行っていく上で最大の障害となっているのは，組織解析に要する時間である．3-1 節で述べたように，結晶組織については，気泡組織と異なり，X 線 CT などでの自動分析を行うことは通常できない．抜本的解決にはならない
が，解析する噴火を絞れば，この種の研究に取り組む際のハードルを下げることはできる．例えば，まずは個々の活動の最初のマグマ噴火の噴出物に絞って研究を行う
ことで，噴火の始まり方にターゲットを絞るという方針もありえる．
謝辞

60 周年記念事業委員会の皆様には，本総説の執筆の機会を与えて頂きました．本稿には，東京大学地震研究所の中田節也教授，小屋口剛博教授，市原美恵准教授との研究を通じ得られた知見が含まれています．特に市原准教授との議論により，物質科学的成果と地球物理成果の融合を促進していくためには，噴出物採取の時間精度をさらに高めていく必要があることに気づくことができました．またルートレスコーン判別における石基結晶組織の活用の可能性に関しては，野口里奈博士との作業が，それに気づくきっかけとなりました．最後に，奥村聡

博士並びに匿名査読者からのコメントが，本稿改訂に有益でした．以上の方々に御礼申し上げます．
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（編集担当

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