火山 第 61 巻 ( 2016)
第 2 号 281-294 頁

総 説

マグマ溜まり：噴火準備過程と噴火開始条件
東 宮 昭 彦＊（2015 年 10 月 21 日受付，2016 年 1 月 25 日受理）

Magma Reservoir : Pre-eruptive Magma Processes and the Conditions
That Lead to Volcanic Eruptions
Akihiko TOMIYA＊
Recent developments in the understanding of magma chambers (reservoirs), pre-eruptive magma processes, and theconditions that lead to volcanic eruptions are reviewed mainly from a petrological point of view. A “magma reservoir”
consists of inner “magma chamber (s)” filled with eruptible magma containing less than ca. 50 % crystal, and outer“mush” region with more than ca. 50 % crystal. Most of magma reservoirs are in a state of mush, so that “rejuvenation”
6
or “remobilization” is necessary before eruption. Magma can erupt if its viscosity is less than ca. 10 Pa s. More viscousmagma can erupt only after a precursory eruption of less viscous magma, such as a hybrid magma between the viscousmagma and a less viscous mafic magma. In this context, pre-eruptive magma viscosity, i.e. magma viscosity at themagma reservoir, is an important measure to evaluate magma eruptibility. Dating for whole mineral or even its local
point (e.g., zircon age) and diffusion analysis for various types of minerals (e.g., magnetite, olivine, pyroxene, andplagioclase) have revealed timescales of pre-eruptive magma processes. Eruption triggers, such as injection of hightemperature magma, are inferred to occur days to months before the eruption in many cases. Magma residence times,
during which the magmas are in eruptible conditions, are years to decades for typical magma systems, but may reachhundreds of thousand years for large caldera systems.
Key words : magma reservoir, mush, eruption trigger, timescale, phenocryst

1．は じ め に者の間での）共通見解になってきている（e.g., Bachmann

マグマ溜まりとは，火山の地下にあって，噴火の際にand Bergantz, 2008 ; Marsh, 2015 ; 本 稿 3 章）．こ れ に 伴もたらされるマグマが溜まっていると考えられる場所でい，噴火に至るマグマプロセス（噴火準備過程）やマグある．その存在自体は，様々な地質学的・地球物理学的

マの分化プロセスなどに関する考え方も大きく変わって証拠によって支持されている（例えば，小屋口 (2008) 第

きている．

2 章）
．一方で，その実体についてはまだ分からないことも多い．

噴火準備過程は，マグマを溜めるプロセスと，溜まったマグマを噴火させる何らかのプロセス（ここではトリ

古典的なマグマ溜まりのイメージは，液体状の（結晶ガーと呼ぶ）に大きく分けられるだろう．また，同じト

含有量の少ない）マグマが溜まった部屋が地殻中にあり，リガーが働いても，噴火する場合としない場合があり，マグマと周辺の母岩（地殻）とは比較的明瞭な“壁”（物噴火が起こるためには何らかの条件（噴火開始条件）が性の不連続）で仕切られている，というものであった．

必要であるらしい．これらプロセスについても，近年

しかし近年では，マグマ溜まりの大部分はマッシュ状，様々な理解の進展があった．特に，結晶の局所微量元素

つまり結晶含有量が 40〜50 % 以上でほとんど流動でき

組成分析や局所放射年代測定といった手法の発達にともない状態にあるだろう，というのが（少なくとも岩石学

ない，斑晶組織（累帯構造や反応縁）から読み取ったマ＊〒305-8567 茨城県つくば市東 1-1-1 中央第 7
産業技術総合研究所活断層・火山研究部門
Research Institute of Earthquake and Volcano Geology,
National Institute of Advanced Industrial Science andTechnology, 1-1-1 Higashi, Tsukuba, Ibaraki 305-8567
Japan.
e-mail : a.tomiya@aist.go.jp

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東宮昭彦

グマプロセスのタイムスケールを決められるようになっ求まることが挙げられる．このため，結晶の累帯構造のた．これにより，噴火準備過程の時空間スケールの定量

特定部分（例えばコア部分，リム部分）の年代を決定でき的な議論が可能となりつつある．

ることとなり，これはマグマプロセスに時間軸を入れる

本稿では，マグマ溜まり，噴火準備過程，噴火開始条のに強力な手法となる．鉱物アイソクロン年代では，多件に関する近年の理解の進展について，主に記載岩石学

様な履歴を持つ結晶を含んでいると正しい年代値が得ら的な視点から紹介する．なお，マグマの成因，噴火メカれなかったが（例えば栗谷 (2007) による指摘），ジルコ

ニズムそのもの（火道流や噴煙柱のダイナミクスなど），

ン年代ではその心配がない．ジルコン年代測定は従来

あるいは地球物理学的に見たマグマ溜まり，といった

SHRIMP（Sensitive High Resolution Ion Microprobe）の独テーマについては，本特集号の他のレビューを参照いた壇場であったが，上で述べた LA-ICP-MS による分析がだきたい．

広まることで，一気にデータ数が増加していくと思われる．

2．近年の記載岩石学的分析手法の進展

ジルコンの解析結果は，マグマ中に含まれる結晶に対

マグマ溜まりおよびマグマプロセスの理解の進展にする見方にも影響を与えている．なぜなら，噴出したマは，記載岩石学的分析手法の進展が重要な役割を果たしグマから直接晶出した結晶の他，それよりも古いマグマている．光学顕微鏡や電子顕微鏡を始めとした様々な分から晶出した結晶，さらに上記のマグマ活動とは無関係

析手法が，それぞれにおいて技術の進歩の恩恵を受けての（母岩などから来た）結晶，が存在することが，晶出いる．たとえば電子顕微鏡では，FE（フィールドエミッ

年代からも明らかになったためである．これらはそれぞション型）-EPMA が普及しつつあり，より空間分解能のれ，autocryst，antecryst，xenocryst と呼ばれるようになっ

高い観察が行なわれるようになってきている．近年の特た（Miller et al., 2007）．この分類は，他の珪酸塩鉱物のに 局 所 分 析 に 関 す る 進 展 に つ い て は，Davidson et al.

“斑晶”（広義）に対しても適用され始めている（e.g.,(2007)，Blundy and Cashman (2008)，Kent (2008) などを参Ruprecht et al., 2012）．従来，“斑晶” は，その成因を問わ照いただきたい．

ず，サイズによって定義されてきた（例えば 1 mm 以上）．

その中で，近年著しく進歩・普及した手法として，レー

明 ら か に 外 来 の も の は 捕 獲 結 晶（ゼ ノ ク リ ス ト ;ザーアブレーション ICP 質量分析法（LA-ICP-MS）が挙

xenocryst）として区別されることも多かったが，今後はげられるだろう．これにより，結晶やメルト包有物中のautocryst（“狭義の斑晶”）と antecryst を識別することが，

局所微量元素組成分析が簡便に行われるようになった．

マグマプロセスの理解において重要であろう．多くの場

従来，この役は二次イオン質量分析法（SIMS）が担って合，詳細な記載岩石学的検討によって，それは可能だときたが，余程の高感度が必要でない限り LA-ICP-MS で思われる．

安価かつ簡便に同等の結果が得られるようになった．また，LA-ICP-MS はウラン・鉛の同位体比分析も可能であ3．マグマ溜まりのイメージ

り，次に述べるジルコン年代（ジルコンを使った U-Pb

マグマ溜まりに関する最近のレビューには様々なもの

年代あるいは U-Th 年代）の測定も行なわれるようにがある．主に岩石学的・熱的な視点から Marsh (2015)，

なってきている（e.g., Hirata and Nesbitt, 1995 ; Jackson et

力学的視点（応力場など）から Gudmundsson (2012) があal., 2004 ; Ito, 2012）．

る他，巨大噴火（カルデラ火山）システムについてはジルコン年代は，
近年精力的にデータが出されている．

Bachmann and Bergantz (2008)，Cashman and Giordano (2014)，

Cooper (2015) に最新の詳しいレビューがある．ジルコ

de Silva and Gregg (2014) などがある．特にカルデラ火山

ンは風化変質等に強く，はるか昔（たとえば数百万年以システムに関しては近年理解の進展が著しいが，これに上前）に地下で結晶化したジルコンが，何度もリサイク

ついては（下司, 2016 ; 本特集号（1））をご覧いただきたい．

ルされた後にマグマ中に取り込まれて噴出し得る．このところで，「マグマ溜まり」という日本語に対応する英ため，長期間にわたるマグマシステムの発達を議論する語として，“magma chamber” と ”magma reservoir” があことができる．カルデラ火山を始めとする様々な火山シる．多くの場合は同じ意味で使われ，著者の趣味でどちステムに関して，
多くのジルコン年代データが蓄積され，らかを使っているケースが多いと思われる．“chamber”

マグマシステムの発達過程や噴火準備過程が解明されつは「部屋」といった意味であり，1 章で述べた古典的なマつある（e.g., Claiborne et al., 2010 ; Klemetti and Clynne,

グマ溜まりのイメージと整合的である．一方，“reservoir”

2014 ; Stelten et al., 2015 ; 他多数）．

は “何かが蓄えられているところ” であり，chamber のよジルコン年代の大きな利点として，結晶の局所年代がうな rigid なイメージは必ずしも必要としない．近年，

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岩湖の冷却のアナロジーなど，古くから検討されており（e.g., Marsh, 2013），苦鉄質マグマ溜まりの進化過程はこのイメージで考えやすい．一方，B のプロセスは，マッシュの rejuvenation（若返り，再活性化）と呼ばれ（e.g.,
Bachmann et al., 2002 ; Bachmann and Bergantz, 2006），最近 10 年ほどで急速に考えが広まったものである．結晶に富む珪長質マグマ，特に巨大噴火をもたらすものの形
成メカニズムとして最有力視されている（下司, 2016 ; 本
特集号（1）参照）．
噴火可能なマグマには，結晶含有量の少ないもの（数% 以下）も，多いもの（最大 50 % 程度）もある．前者のうち特に珪長質なものは，結晶粒間の液相（メルト）が固Fig. 1. Schematic illustration of ‘magma reservoir’,‘magma chamber’ and ‘mush’. The relative size andposition of the ‘magma chamber’ may vary withtime and the formation process. After Bachmann
and Bergantz (2008).

相から分離，集積したものと考えられている（e.g., Brophy,
1991 ; Bachmann and Bergantz, 2004）．メルトが分離しやす
くなる結晶度は 50〜70 % とされる（Dufek and Bachmann,
2010）．これ以下ではマグマが対流しているため固液分離が起こりにくいが，結晶度が約 50 % を超えると対流が停止，固液分離が進行するためである．一般に，メル「マグマ溜まり」の大部分がマッシュ状であると考えら

ト組成は元のマグマのバルク組成よりも分化している

れるようになったこともあり，両者を以下のように使い（珪長質になる）．従って固液分離が起こると，それまで

分 け る こ と が 提 案 さ れ て い る（Fig. 1 ; Bachmann and対流していたマグマ（結晶を多く含む）に比べてずっと

Bergantz, 2008）．

分化したマグマ（結晶が少ない）がマグマ溜まりの上部

・“magma chamber”（狭義のマグマ溜まり） : 噴火可能などに集積するようになる．このプロセスは，カルデラ（eruptible）なマグマが溜まっている領域．液体として火山を含むいろいろな火山でみられるマグマ組成の振る舞うことができる．結晶量 <50 % 程度．

ギャップ（e.g., Brophy, 1991）の成因とも考えられている．

・“crystal mush”（マッシュ）: そのままでは噴火できない

また，結晶度 50 % 付近は，熱エネルギー（エンタルピー）

マグマの領域．固相がネットワークを形成し全体としの変化に対して結晶度があまり変わらない領域である．

ては流動困難．粒間浸透による液相（および流体相）

岩石学的に見て長期間安定して存在しうる，という意味の移動のみ可能．結晶量>50 % 程度．

で “petrological trap”（Caricchi and Blundy, 2015）と呼ばれ・“magma reservoir”（広 義 の マ グ マ 溜 ま り）: “magmaている．この点については，5-1 節でまた触れたい．

chamber” と “crystal mush” を合わせた領域．
マグマ溜まり（広義）の熱的構造（中央部は熱く外側

4．マグマ溜まりの定置条件

は冷えている）を考えると，地殻（母岩）との境界付近

マグマ溜まりがどのくらいの温度・圧力（深さ）であ

では結晶度が 50〜100 % に連続的に変化しており，古典

るかについては，多くの実験岩石学的研究がある（原理的なマグマ溜まりで想定されていた “壁” のようなもの

や実験例については東宮 (1997) や Blundy and Cashmanは存在しない．従って，たとえばマグマ溜まりが増圧さ(2008) などを参照）．また，メルト包有物の揮発性成分

れたときに母岩がどのように変形するか，などといった濃度と溶解度から飽和圧力を求めて推定した例も多い

モデル化を行なう場合，その点を頭の片隅に置いておく（e.g., Saito et al., 2001）．鉱物組成の圧力依存性を利用しべきであろう．

た地質圧力計もあり（Anderson et al., 2008 ; Blundy and結晶に富むマッシュの中に結晶の少ないマグマが存在

Cashman, 2008），角閃石中の Al を使ったものが有名であする，という上記の状況は，以下のプロセスで実現される．さらに，熱力学的計算ソフト “MELTS”（Ghiorso and

得る．
［A］: もとは結晶の少なかったマグマが，周囲かSack, 1995 ; Asimow and Ghiorso, 1998）を使った推定があら冷やされ結晶化していく場合．［B］: もとは結晶の多る．当初は低温・含水条件の再現性が低く，安山岩〜珪かったマグマ（マッシュ）だったが，粒間のメルトが分長質マグマへの適用に問題があったが，高シリカマグマ

離・集積したり，高温マグマ等の注入によってマッシュの 計 算 が 精 度 良 く で き る よ う 改 良 さ れ た “rhyolite-が溶融したりほぐれたりする場合．A のプロセスは，溶MELTS”（Gualda et al., 2012a）が発表されてからは，これ

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東宮昭彦

Fig. 2. Depths of some silicic magma chambers, assuming volatile saturation. The neutral buoyancy
levels are also shown for comparison. Every magma chamber is on or below its neutral buoyancy
level (cross stripes), and tends to migrate shallower (arrows) from the neutral buoyancy level ofbasaltic magma (dotted). After Tomiya (1997).
を用いた珪長質マグマの温度・圧力条件推定例が急速に（Tomiya et al., 2010）．この深さは，流紋岩マグマの浮力増えてきた．

中立点としては深過ぎるもので，むしろ 1663 年噴火直上記のような岩石学的手法で求まるのは，基本的に噴前に流紋岩マグマ溜まりへと注入した苦鉄質マグマの浮

火直前にマグマが溜まっていた条件（pre-eruptive condi-

力中立点に相当するものである．このことから，深さ 10tions）である．島弧火山の場合，100〜300 MPa 前後，深km は苦鉄質マグマ溜まりの浮力中立点であり，流紋岩

さにして 4〜12 km 程度に求まっていることが多い（東マグマはこの場で生成し，ある期間そこに留まっていた宮，1997 ; Hammer, 2008）．ただし，300 MPa 以上のデーのだと考えられた．一方，有珠火山で 1663 年より後にタがあまりないのは，300〜1,000 MPa（中部〜下部地殻

噴出したデイサイトマグマの圧力は 100 MPa，深さにし条件）の実験ができるガス圧装置が少ないことによるバて 4-5 km と求まり，浮力中立点として矛盾しない．つイアスである可能性もある．なお，Chaussard and Amelung

まり，密度の小さい珪長質マグマが，深部で生成したあ(2013) は，地球物理学的・岩石学的に求めたマグマ溜まと，（苦鉄質マグマの注入などにより組成をやや苦鉄質

り深度（depths of magma storage）を島弧毎にコンパイルに変化させながら）浮力中立となる浅部に移動したことし，その深さが地殻の厚さやテクトニクスによって支配になる（Fig. 2 ; 東宮，1997）．珪長質なマグマ溜まりが時されていることを示した．ただし，彼らのコンパイルに間とともに浅くなる例は，セントヘレンズ（Gardner et al.,は，ごく浅部（たとえば 2 km 以浅）の地殻変動源なども1995）やサントリーニ（Cottrell et al., 1999）でも報告され含まれている点に注意が必要である．これらはほとんどている．ただし，ベスビオ山のように，シリカに乏しいが上昇途中のダイクやマグマポケット等と考えられ，本マグマでもマグマ溜まりが時間とともに浅くなる例もあ稿で扱うマグマ溜まり（マグマ供給源）とは異なる．実る（Scaillet et al., 2008）．また，マグマ溜まりがシル（水際，彼らのコンパイルデータのうち，岩石学的推定（12平方向に薄く広がった貫入マグマ）の集合体である場合例）に限ると，1 例を除いて深さ 3〜10 km である．

は，浮力よりもむしろ，地殻内のレオロジーや剛性のコ

マグマ溜まりがなぜその深さに存在するかについて
は，浮力中立で説明されることが従来多かった．つまり，ントラスト，応力場などがマグマの定置深度を支配するらしい（Menand, 2011）．

マグマの密度と周辺地殻の密度が釣り合うような深さでマグマが定置する，というものである．しかし，実際に5．噴火準備過程

はそう単純でない．たとえば有珠火山の場合，1663 年流

5-1

噴火可能なマグマをどのように溜めるか紋岩の高温高圧融解相平衡実験に基づき，主マグマ溜ま噴火が起きるためには，まず噴火可能な（結晶度 <50

りの圧力は 250 MPa，深さにして約 10 km と求められた% 程度の）マグマがマグマ溜まりに準備されている必要

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Fig. 3. Schematic diagram of a thermal history of a magma chamber (reservoir). There are a rapid coolingstage with a vigorous magma convection and a slow cooling stage with no convection. In the former stage,
the magma is eruptible, but the duration is quite limited. In the latter stage, the magma is in a mushy state
and uneruptible because the temperature is below the effective fusion temperature (Tm). Timescales
obtained by radiometric ages (e.g., U-series age) reflect the entire history, whereas those obtained bydiffusion in crystals reflect only the durations in which the temperature is higher than the closure temperature (Td) for the diffusion process. After Koyaguchi and Kaneko (2000) and Cooper and Kent (2014).
がある（未分化な玄武岩マグマがマントルから直接噴火

は放射年代測定であるので，マグマが実質的に固化してするケースはここでは対象外とする）．深部からマグマ

いても（実効融点 Tm 以下でも）時計は進む．一方，そのとして供給されるか，その場で地殻の部分溶融で生成さ間に結晶の成長や元素拡散は停止しているに等しい

れるか，いずれにせよ長い時間をかけて溜まっていくだ（Fig. 3）．そこで，様々な噴出物について両者のタイム

ろう，というイメージがかつてはあった．しかし近年でスケールを比較したところ，後者のほうが圧倒的に短は，噴火可能なマグマが存在できる期間（マグマ滞留時かったのである．

間）は限られており，比較的短時間で一気に準備される，マッシュ状態のマグマ溜まりを噴火可能な状態にさせと考えられるようになった．これは，7 章で述べるようる（結晶度を下げる）ためには，高温の（玄武岩質）マにマグマプロセスのタイムスケールが決められるようにグマを供給する必要がある．その際，いくつかのメカニなったことと，マグマ溜まりの中長期的な（数百年〜数ズムが考えられる．まず考えられるのは，高温マグマの十万年程度の）熱史の理解が進んだためである．

熱でマッシュを再溶融させることであるが，熱伝導ではマグマ溜まりの熱史は，対流が活発なため熱輸送効率

時間が掛かり過ぎる．そこで，高温マグマから供給されが高い「急冷期間」と，対流停止後の熱伝導による「徐た高温の揮発性成分が急速にマッシュ内を浸透・上昇

冷期間」の，大きく 2 つのステージに分けられる（Fig. 3 ;（“gas percolation”）して熱を運ぶ，というモデルが提唱さKoyaguchi and Kaneko, 2000 ; 小屋口，
2008，第 9 章）．それたが（Bachmann and Bergantz, 2006），必要な熱量を運のタイムスケールは，急冷期間が 102年程度，徐冷期間

ぶためには，ガスの供給率が極めて高いか長時間継続すが 105 年程度，と大きく異なる．周辺地殻がマグマにることを必要とした．

よってあまり融かされない条件（岩質）の場合，徐冷期

Burgisser and Bergantz (2011) は，マッシュを再活性化

間中のマグマはマッシュ状（結晶度 >50 % 程度）になる．

させるために，新たな再流動化（remobilization）のモデ

また，3 章で述べたように，結晶度 50 % 付近は “petro-

ルを考えた．これは，注入した高温マグマがマッシュの

logical trap” にも当たっている．よって，マグマ溜まり下へ定置して成層マグマ溜まりを形成した後，両者の境はマッシュ状態になり易く，噴火可能なマグマが溜まっ界に結晶度の低い（=バルク粘性が低い）流動層（“mobileている時間は相対的に極めて短い．

layer”）を発達させていく，というモデルである．この流

Cooper and Kent (2014) は，Fig. 3 で示したような描像

動層は，それ単独で噴火可能なマグマであるが，マッシュを，結晶から読み取ったマグマ中の滞留時間（後述）なよりバルク密度も低いため，流動層が厚くなるとレイ

どのデータによって裏付けた．たとえば，ジルコン年代

リー・テイラー不安定を引き起こす．このため，マグマ

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東宮昭彦

Fig. 4. Preeruptive processes prior to the 2011 eruption of Shinmoedake. (a) There was a low-temperature (low-T) dacitic
magma reservoir in a mushy state. High-temperature (high-T) mafic magma began to inject into it since December
2009, as recorded by the continuous crustal expansion. The mafic magma was denser than the dacitic magma, so that it
was underlying the magma reservoir. (b) A mobile layer with hybrid andesitic magma was growing between the low-T
and high-T magmas, as the high-T magma was accumulating. (c) The mobile layer grew so thick that an overturn andsignificant magma mixing occurred 0.4 to 3 days before the eruption. The mixed magma ascend, incorporating the lowT magma,<0.4 days before the eruption, and resulted in the sub-Plinian eruptions on January 26th and 27th, 2011.
After Tomiya et al. (2013).

溜まり全体のオーバーターンが起きて効率的にかき混ぜ注入が想定されるが，珪長質マグマの注入がトリガーとられるとともに，そのまま噴火に至ることがある，と予される例もある（e.g., Eichelberger et al., 2000 ; de Silva et

想された．オーバーターンに至るまでのタイムスケール

al., 2008）．ただし，新たなマグマの供給後，ただちに噴は数ヶ月〜数十年と短く，ピナツボやモンセラートの噴火が起きるわけではない．特に，苦鉄質マグマが注入さ

火前兆期間と矛盾しない．

れる場合，その密度が大きいため，既存のマグマ溜まり

5-2

噴火のトリガーの底部に溜まって，まずは安定な成層マグマ溜まりを形

噴火可能なマグマが溜まっていても，そのマグマが安成 す る と 考 え ら れ る．そ の 意 味 で，5-1 章 で 述 べ た

定に存在している限り噴火は起こらない．何らかの原因

Burgisser and Bergantz (2011) のモデルは，成層マグマ溜で不安定化が起こる必要がある．例えば，マグマ溜まり

まりの形成後，マッシュの再流動化と噴火のトリガーを中のマグマの密度が周辺地殻より軽ければ，力学的に不一貫して説明できる利点がある．

安定であり，噴火に至る可能性がある．これは，もとも高温マグマの供給が既存のマッシュ状マグマ溜まりをと浮力中立にあったマグマが発泡して軽くなったりした

再流動化させ，噴火に至ったと考えられる最近の例とし場合も同様である．これには，マグマ溜まり中でマグマて，霧島山新燃岳 2011 年噴火がある（Suzuki et al., 2013 ;が発泡する場合の他，新たなマグマの供給などによってTomiya et al., 2013）．岩石学的手法で噴火準備過程のマ

マグマ溜まりの過剰圧が高まってマグマが押し出されてグマプロセスを推定し，また鉱物中の元素拡散からその減圧・発泡させられる場合も考えられる．

タイムスケールを推定し（後述），その結果を地球物理学

多くの噴火事例で想定されているのは，新たなマグマ

的観測（地殻変動等）と組み合わせた結果，噴火準備過の供給（混合）が噴火のトリガーとなる，というもので程は次のように推定された（Fig. 4 ; Tomiya et al., 2013）．

あ ろ う（e. g., Sparks et al., 1977 ; Pallister et al., 1992 ;（a）はじめに低温のマッシュ状マグマ溜まり（デイサイTomiya and Takahashi, 1995 ; 他多数）．岩石学的証拠や浮ト質）があった．そこへ高温の苦鉄質マグマ（玄武岩質

力中立（4 章）の観点から，多くは高温の苦鉄質マグマの安山岩質）が供給され始めた．高温マグマは密度が高い

マグマ溜まり：噴火準備過程と噴火開始条件

287ので，ただちに混合はせず，下層に溜まっていった．（b）“triggered by buoyancy”）．浮力トリガーは，噴火間隔 105

高温マグマの供給は続き，低温マグマとの境界付近で混年以上の超巨大噴火の際に働くと考えられている．な合マグマ（安山岩質）が生じた．混合マグマは，低温マ

お，供給率が小さすぎる場合は，マグマ溜まりを熱的にグマよりも高温で結晶量が少ないため，流動しやすい層

維持できず，固化して深成岩体となる．

（流動層）を形成した．（c）高温マグマの供給はさらに続

マグマ溜まりの過剰圧は，新たなマグマの注入がなく

き，流動層は厚くなり，やがて重力不安定に達した．流ても発生し得る．揮発性成分に飽和したマグマが結晶化

動層は，オーバーターンを起こし，顕著なマグマ混合（高すると，メルト部分の体積が減少し，溶け切れなくなっ

温マグマおよび低温マグマの混入）を伴いながら上昇，た揮発性成分が離溶（二次沸騰 ; second boiling）して過準プリニー式噴火を生じさせた．この噴火については，

剰圧を生じる（e.g., Tait et al., 1989）．Degruyter and Huber

6 章（噴火できる条件），7 章（タイムスケール）におい(2014) は，繰り返し高温のマグマが注入されるマグマ溜て，また取り上げたい．

まりにおいても，注入に対して結晶化が十分早く起きれ

マグマ溜まりの不安定化の他に考えるべきことは，地ば，二次沸騰トリガーが起こることを示した．すなわち，

表への火道形成プロセスである．既に安定火道が形成さ

マグマ供給率に対するマグマ溜まりサイズ，結晶化の速れている場合（定常的に火山ガス放出が続いている火山

度，母岩が弾性的か粘性的か，といった条件の違いによっなど）を除き，母岩を割って通り道を作る必要がある．

て，注入トリガー，浮力トリガー，二次沸騰トリガー，

多くの場合に想定されるのは，マグマ溜まりの過剰圧が噴火しない，という様々なパターンが生ずることになる．

大きくなって，母岩の破壊強度を超える応力が発生し，

なお，Gregg et al. (2015) は，浮力を単純化して扱った母岩が割れて通路ができる，というものである．このプ

最近のモデル（e.g., Caricchi et al., 2014）が不適切である

ロセスは，地殻中のマグマ溜まりの周囲の応力分布や力ことを指摘し，浮力トリガーが有効に働くかどうかに疑

学的安定性に関するモデルによって検討されてきたが，問を呈している．Gregg らの数値計算に基づくと，浮力

近年ではそれに熱的な効果を組み合わせた研究が進んでによって生ずる過剰圧は母岩を割るには不十分であっいる（e.g., Karlstrom et al., 2010 ; Gregg et al., 2012）．重要

た．そして，巨大噴火（>102 km3）のトリガーはむしろな点は，周辺の母岩がマグマの熱で温められると，塑性

外的な要因，すなわちマグマ溜まりの天井が力学的不安

変形によって弾性変形が緩和されるため，深部からのマ定によって割れることが本質で，これが巨大マグマ溜ま

グマ供給等があってもマグマ溜まりの過剰圧が上がりにりの噴火トリガーの特徴である，と述べている．この場

くくなることである．過剰圧が上がらないため噴火しに合，浮力は噴火トリガーを助長はするものの主要因では

くく，結果的にマグマ溜まりは巨大化していくことになない．巨大噴火のトリガーについては，観測例がないこる．このフィードバックは，大規模珪長質マグマ噴火をともあって未解明な点が多く，今後も様々な議論が続く

もたらす巨大マグマ溜まりの形成を引き起こす要因と考であろう．

えられている（de Silva and Gregg, 2014）．

噴火直前に高温マグマの混合が起きている，という記

Caricchi et al. (2014) は，深部から繰り返しマグマが注

載岩石学的データに基づき，マグマ注入が噴火をトリ入されるマグマ溜まりにおいて，過剰圧がどのように上ガーするという考え方が支配的であるが，マグマの混合

がっていくかをモデル化した．この際，母岩の塑性変形

自体は噴火の原因ではなく結果である，という考え方もも考慮し，粘性緩和によって時間とともに過剰圧が消失成り立つ．つまり，噴火直前に成層マグマ溜まり（下層するとした．その結果，マグマ溜まりサイズに対して相がより高温で苦鉄質なマグマ）が存在したが，噴火が始対的にマグマ供給率が高いと過剰圧が上昇しやすく，小まったことにより混合が起きた，という可能性である

規模噴火が頻発するパターンになった．供給率が低くな（e.g., Blake and Ivey, 1986 ; Woods and Cowan, 2009）．マ

ると，過剰圧が上昇しにくくなり，噴火するまでのマググマ混合が噴火開始に伴い受動的に起こる場合，成層マ

マ供給量が増え，噴火間隔と 1 回当たり噴出量は大きく

グマ溜まりの下層マグマが相対的に高密度で重力的に安なった．ここまでは，マグマ注入による過剰圧の増大が定であっても，両者の混合が起こる．ただし，新たに供噴火のトリガーになっているケース（注入トリガー ;

給された下層のマグマは深部から供給されるので一般に“triggered by injection of magma”）である．マグマ溜まり

揮発性成分に富むことが多く，減圧発泡によって密度のサイズが大きくなると，マグマ供給率が相当大きくない

低下と重力不安定を引き起こし，オーバーターンに至る

限り，噴火開始に必要な過剰圧に達することができない．

可能性もある（e.g., Ruprecht et al., 2008）．このように，その場合，マグマ溜まり全体として十分な浮力を獲得しマグマの供給から噴火に至るまでには様々なプロセスがて か ら で な い と 噴 火 で き な く な る（浮 力 ト リ ガ ー ;考えられるので，実際に何が起きていたかは，詳細な岩

288

東宮昭彦

石学的データを積み重ねて吟味する必要があるだろう．
5-3

巨大地震が噴火に与える影響

噴火トリガーの別のパターンとして，地震が噴火を誘

17 世紀の北海道の場合，巨大地震から噴火（活動再開）まで数十年間あり，地震が噴火に直結したか否かの判断は難しい．

発する，という考えがある．地震と噴火の関連性とそのここでは，地震が噴火を誘発する可能性を考えるため，メカニズムについては小山 (2002) のまとめが詳しい．

様々な事例とモデルを紹介した．今後，噴火準備過程の地震波が直接マグマ溜まりを揺らすことも噴火誘発の一タイムスケールを岩石学的に読み取り，地震から噴火発

つの要因になるが（Davis et al., 2007），むしろ地震による生までの時間と比較することで，このモデルの検証が可周辺応力場の変化がマグマ溜まりの状態変化（増圧で押能となるかもしれない．

出し，減圧で発泡）を引き起こす，と考える場合が多い（Walter and Amelung, 2007 ; Walter et al., 2011）．実際の誘6．噴火できる条件

発メカニズムは特定できないが，巨大地震の直後に噴火

6-1が起きている事例はいくつも報告されていて，統計的にマグマ溜まりへ深部から新たなマグマが供給されると偶然の範囲を超えることも示されている（e.g., Linde andき，マグマ溜まりに既に噴火可能なマグマがある場合は，．ただ，震源近傍の火山が全て噴火するわ
Sacks, 1998）

少しのトリガーで噴火になり得る．一方，噴火可能なマけではなく，Walter らのモデルで予想される応力変化等

グマがなく，たとえば全域がマッシュであれば，まずはも微小である．このことから，地震直後に噴火した火山

マッシュの再流動化等によって噴火可能なマグマを準備

では，既に噴火準備過程が十分進んだ臨界状態にあったしなければならない．

すぐ噴火する場合としない場合のではないか，と考えることもできる．また，地震が噴数十年以下の間隔で噴火を繰り返す活火山は，前者の火を誘発するという仮説には否定的な見解もある．例え状態であると考えられる．例えば有珠火山の場合，1663

ば須藤 (2014) は，世界で 1950 年以降に起きたマグニ

年に活動再開した後，数十年おきに噴火を繰り返していチュード（M）8.6 以上の 9 つの巨大地震について，近傍る．それぞれの噴出物中の斑晶の累帯構造を比較するこ火山の噴火頻度との関係を調べた．その結果，巨大地震とで，マグマ溜まりの進化が読み取れた．それによると，

後 3 年間の噴火頻度はそれ以外の期間と比べて特に活発

1663 年から最新の 2000 年噴火に至るまで，継続的に斑化していなかった．ただし，巨大地震後 3 日以内を見る

晶の成長と元素拡散が起こっていたことが明らかになっと，偶 然 の 範 囲 を 超 え て 噴 火 が 起 き て い て，こ れ はた（Tomiya and Takahashi, 2005）．300 年間以上マグマ溜

Linde and Sacks (1998) の結果と整合的である．

まりの温度が Fig. 3 の Td（結晶内の元素拡散が効果的に

日本は 2011 年に，千年に一度といわれる巨大地震である東北地方太平洋沖地震（M9）が発生し，応力場の大起こり得る温度の下限）以上にあり，噴火可能な状態にあったと考えられる．

きな変化を受けた．一部の火山では，大地震直後に火山

一方，数百年以上の休止期間のある火山では，噴火可性地震の活発化やマグマ溜まりの変形を示唆する地殻変能なマグマが存在していない可能性がある．この場合，

動が観測されている（e.g., Takada and Fukushima, 2013）．

マグマ溜まり（マッシュ）を再流動化させるために，マ震源近傍の火山では 2015 年 12 月現在まだ噴火が起こっ

グマの供給が長期間にわたって何度も起こるであろう．

ていないが，もう少し長期的（数十年スケール）に見る

噴火前に何度も高温マグマの供給が起こったらしい証拠と火山活動が活発化していくのではと危惧している研究は，しばしば斑晶，特に元素拡散の遅い（数百年程度で者も多く（e.g., 高橋，2012），巨大地震と噴火の関係につ均質化しない）斜長石の累帯構造・溶融組織に記録されいては検証が進められている（e.g., 小山，2015）．

ている（e.g., Andrews et al., 2008 ; Cashman and Blundy,

巨大地震と噴火との関連を研究する上で興味深い事例

2013）．

として，17 世紀の北海道南西部の火山活動がある．数千

マグマ溜まりが噴火可能なマグマを保持できる期間年間という長期間，休止状態にあった北海道駒ヶ岳，有は，もし新たな高温マグマの供給がなければ，5-1 章で珠山，樽前山の 3 火山が，1640 年，1663 年，1667 年にい述べたように短い（数百年以下）．しかし，新たな高温マ

ずれも火山爆発指数（VEI）5 のプリニー式噴火を起こし，グマの供給が頻繁に繰り返され，マグマ溜まりが冷却し以後活発な噴火活動を繰り返すようになったのである．

ないように保持されることはあり得る．たとえば，マグ

これについては，1611 年の巨大地震（慶長地震）が広域

マ供給率が 0.1〜1 km3/千年程度（典型的な日本の火山の応力場を変化させたことが新たなマグマ供給を促し，長期的噴出率）のとき，マグマ溜まりの大きさが数 km3

1663 年有珠山等のマグマシステムの活動再開につな

以下であれば熱的に維持可能である（Tsukui et al., 1986 ;がった可能性が指摘されている（Tomiya, 1992）．ただ，東宮，2000）．これより大きなマグマ溜まりは，特別に大マグマ溜まり：噴火準備過程と噴火開始条件

289

きなマグマ供給率を考えなければ維持できない．典型的

噴火 : Takeuchi and Nakamura, 2001 ; その他多数）．先駆な日本の火山では，
若い火山ほど長期的噴出率が高く（東的低粘性マグマは，低温でマッシュ状の本体マグマと新宮，1991），噴火可能なマグマが保持されている可能性がたに供給された高温マグマとの混合マグマであり，Fig.

高い．このことは，玄武岩質マグマの火山のほうが，安4 の流動層（mobile layer）に相当している．

山岩・珪長質マグマの火山よりも，長期的噴出率が高く，ピナツボや北海道駒ヶ岳では，流動層（混合マグマ）

平均噴火間隔は短い（White et al., 2006），という観測結が噴出した後に本体マグマが噴出して大規模噴火に至っ

果と整合的である．なお，Passarelli and Brodsky (2012)

た．一方，5-2 章で述べた新燃岳 2011 年噴火では，混合は，マグマが苦鉄質なほど，平均噴火間隔だけでなく噴マグマ（安山岩質灰色軽石）が噴出物の主体を占め，マ

火前兆期間（run-up time ; 噴火に先行する地震活動や地

グマ溜まり本体を構成する低温マグマ（デイサイト質白殻変動の期間）も短い，と報告しているが，こちらはマ色軽石）はごく一部混じるだけに留まった．もし低温マ

グマ溜まりから地表へのマグマ上昇時間が低粘性ほど短グマ本体も放出されれば大規模噴火になった可能性もあいため，と説明されている．

るが，そこまで至らなかったのは，本体マグマ（マッシュ）

6-2

マグマの出やすさ・粘性

マグマ溜まりに噴火可能なマグマが準備され，そこへの粘性が高すぎたためかもしれない（Takeuchi, 2004 ;Tomiya et al., 2013）．

噴火トリガーが働いたとしても，マグマが地表へ到達し混合マグマの先駆的上昇と噴出がマッシュ状マグマのなければ噴火できない．マグマ溜まりで過剰圧や浮力を噴火に重要であるとすると，低温マグマと高温マグマを得てマグマが上昇し始めた後，冷却固化する前に地表へ

どのように混合させるかも重要な問題である．たとえば到達する必要がある．この場合，マグマの粘性が重要で均質な混合マグマ（hybrid magma）を作る場合，両者のある．

粘性コントラストが大き過ぎるとうまく混じらないこと

マグマの粘性は，上昇中の減圧脱ガスに伴うメルト中が知られている（Sparks and Marshall, 1986）．最近，高圧の含水量低下および結晶化によって増大するが，この効下での含水マグマ混合実験が行なわれ，マグマ溜まり条

果には正のフィードバックが掛かる．すなわち，初期上件下でのマグマ混合に与えるマグマ粘性の影響が調べら

昇速度が遅ければ，脱ガスや結晶化が起こりやすく，それた（Laumonier et al., 2015）．その結果，混合時に高温のために粘性は増大し，上昇速度は上がらない．逆に，マグマが冷却結晶化すると，高温マグマの粘性が低温マ

初期速度が速ければ，脱ガス・結晶化は不完全となり，グマの粘性よりも著しく高くなって混ざりにくくなるこ

むしろマグマ中の気泡分率が高くなって，上昇速度は上とが分かった（苦鉄質包有物になってしまう）．このこ

がっていく．従って，初期速度の支配要因の 1 つである，とは，マグマ混合で安山岩を作るためには，高温マグマ

噴火直前のマグマ溜まりにおける粘性，すなわちマグマの温度を下げない（混合比を下げない）ように混ぜるこ

溜まり粘性（preeruptive magma viscosity ; Takeuchi, 2011）とが必要であることを意味している．

が重要である．マグマ溜まり粘性がマグマ噴出率と相関している（Tomiya et al., 2014）という指摘もあり，今後

7．マグマプロセスのタイムスケール

詳しい解析が必要である．マグマが新たに火道（ダイク）

近年，ウラン系列放射年代測定や微小領域分析手法がを形成しながら上昇する場合，つまり自力で噴火可能な発達したため，様々なマグマプロセスのタイムスケール

マグマのマグマ溜まり粘性は，106 Pa s 程度が上限と推が推定され，議論に用いられるようになった．この件に定されている（Rubin, 1995 ; Takeuchi, 2004）．これより関しては，それだけで 1 冊の本が書けるほどであるし高粘性だと，上昇が遅過ぎて途中で固化してしまうので（e.g., Dosetto et al., 2011），多くのレビュー論文も出ていある．

るので（e.g., Hawkesworth et al., 2004 ; Turner and Costa,

一方で，マグマ溜まりで高い粘性を持っていた（斑晶に富む）マグマがプリニー式噴火で噴出することがある．

2007 ; Costa, 2008 ; Costa et al., 2008），ここではごく簡単に触れる．

また，噴出量が多いことから，この高結晶度マグマがマ

マグマプロセスのタイムスケール推定手法には様々なグマ溜まりの本体を構成していたと判断される．この場ものがある．大きく分けると主に，放射年代測定による合，プリニー式噴火をもたらした本体マグマの前に，よものと，結晶内での元素拡散や結晶化のカイネティクス

り低粘性のマグマが先駆的に上昇・噴火して火道を形成（成長速度，核形成速度等）を利用するものに分けられる

していて，確立された火道をより高粘性の本体マグマがだろう．

噴火するのだ，と考えられている（e.g., ピナツボ火山

放射年代測定によるものには，噴火から現在までの時

1991 年噴火 : Pallister et al., 1992 ; 北海道駒ヶ岳 1929 年

間（噴火年代）や，鉱物が結晶化してから現在までの時

290

東宮昭彦

間（鉱物年代）がある．鉱物年代については，2 章で述べるとともに，タイムスケール推定の精度を上げたり適用たジルコンの U-Pb 年代・U-Th 年代のように，局所分析

範囲を広げたりすることができる．その結果，混合安山

により特定の累帯構造をスポット的に測定できるように岩マグマ（流動層）の形成は噴火の数十日以上前から，なっている．

噴火のトリガーに対応する顕著なマグマ混合（安山岩マ

鉱物年代は噴火年代よりも原理的に古いはずで，両者グマの加熱）はおよそ 0.4〜3 日前に，マグマ上昇に対応の差を結晶ないしマグマの滞留時間（residence time）とする低温マグマ取り込みは噴火前およそ 0.4 日以内に起呼ぶことがある（e.g., Costa, 2008）．滞留時間は，噴火準きた，と推定された．この期間の地殻変動を見ると，備期間に関する重要な手がかりである．ただし，5-1 章

2009 年以来の継続的な膨張以外にはマグマ溜まり体積

や Fig. 3 で見たように，単純に両者の差が滞留時間と見の顕著な変化が見られない．そこで，噴火数日前のトリなせるのは autocryst（2 章）の場合のみである．antecryst

ガーは，マグマ供給の新たなパルス（体積の急増を伴う）

や xenocryst の鉱物年代は当該噴火のマグマ活動とは無のようなものではなく，マグマ溜まり内のオーバーター

関係なので，この値を用いて「滞留時間」を算出してしン（体積変化がほとんどない）がもっともらしい，と結

まうと，不当に長い値を与えてしまう．滞留時間が数万論 さ れ た（Fig. 4 ; Tomiya et al., 2013）．霧 島 山 新 燃 岳

年を超えるようなデータの多くは，antecryst 等のリサイ

2011 年噴火は，地質・岩石学的データを，地球物理学的クルの可能性が高い．ただし，巨大噴火をもたらすマグ

データと結びつけて議論できた好例といってよいだろ

マ溜まり（体積数百 km3 以上）は熱的寿命が長いので，う．

5

実際の滞留時間が 10 年のオーダーになることはあり得る（e.g., Costa, 2008）．

かんらん石中の Mg-Fe は，磁鉄鉱に次いで拡散が速く，これも多数のタイムスケール推定例がある．多くは 1

放射年代測定以外のタイムスケール推定手法として年〜数十年程度という値が得られている（e.g., Nakamura,

は，結晶中の元素拡散を使った推定が広く行われている．

1995b ; Coombs et al., 2000 ; Costa and Chakraborty, 2004 ;たとえば，マグマ混合によって結晶-メルト間の平衡関

Costa and Dungan, 2005 ; Ruprecht and Plank, 2013）．ただ係が変わると，再平衡しようとして結晶内部で元素拡散

し，サントリーニ火山 1925-28 年噴火では，拡散プロファが起こり，結晶内部に特徴的なゾーニングプロファイル

イルの取得を定量分析ではなく反射電子像解析で行なう（拡散プロファイル）ができる．これを解析すれば，マグことで空間分解能を上げ，より短い期間でできたプロ

マ混合から噴出までのタイムスケール（拡散時間）が求ファイルを対象とした．これにより，高温マグマが噴火

め ら れ る．原 理 や 解 析 方 法 に つ い て は，Costa andの約 20〜60 日前に注入して噴火に至った，と結論してMorgan (2011) が詳しい．いずれにせよ，拡散係数が精いる（Martin et al., 2008）．なお，以上の中で数年以上の度良く求まっていることが前提となる．拡散係数は，結タイムスケールは，直接の噴火トリガーと考えるにはや

晶の種類や方位，元素の種類，温度等によって異なるのや長いかもしれない．特に Ni 含有量の高いかんらん石

で，それぞれ異なるタイムスケールの情報を得ることがは，マントルからほぼ直接もたらされたと考えられるた

できる．

め，マントルから地表への上昇タイムスケールを見てい磁鉄鉱中の Ti からは，数日〜数ヶ月程度のタイムス

るとみなされている．

ケールの情報が得られやすい．このため，噴火直前プロ

輝石中の Mg-Fe の拡散は，数十〜数百年程度のタイム

セス，特に噴火トリガーに関する知見が得られている．

ス ケ ー ル を 見 る の に 適 し て い る（e. g., Tomiya andたとえば，雲仙火山（Nakamura, 1995a）やモンセラート

Takahashi, 2005 ; Allan et al., 2013）．最近では，FE-EPMA

島スーフリエール火山（Devine et al., 2003）の溶岩ドーや反射電子像解析で空間分解能を上げ，数 μm 以下の

ム噴火においては，マグマ混合から噴出まで数週間程度ゾーニングを見ることで，数ヶ月以内のタイムスケールのタイムスケールが得られている．これらドーム噴火はも議論されている（Kilgour et al., 2014）．斜長石中の Mg

数年以上続いているにもかかわらず，噴出時期によらずの拡散からも，輝石中の Mg-Fe とほぼ同程度のタイムス

タイムスケールがあまり変わらないことから，マグマ混

ケールが得られる．Druitt et al. (2012) は，サントリーニ

合が継続的に起こっていることが示された．5-2 章で述火山のミノア噴火について，高 Ca コア（苦鉄質マグマ

べた新燃岳 2011 年噴火の噴火準備過程の推定（Fig. 4 ;起源）を持つ斜長石中の Mg の拡散時間を求め，苦鉄質

Tomiya et al., 2013）では，磁鉄鉱中の Ti 以外に Al，Mg

マグマの注入からカルデラ噴火まで数十年，と結論してを組み合わせた解析が行われた．異なる拡散係数を持つ

いる．斜長石中の微量元素の拡散は，Sr など他の元素も元素を組み合わせることにより，ゾーニングプロファイ

含め，LA-ICP-MS の普及で今後データが増えていくと思ルが拡散によるものか結晶成長によるものかを判別できわれる．石英中の Ti は，流紋岩質マグマ，特にカルデラ

マグマ溜まり：噴火準備過程と噴火開始条件

291

噴火のマグマプロセスの議論に使われ，数百〜数千年の謝値が得られている（e.g., Gualda et al., 2012b）．

Shanaka de Silva 教授（オレゴン州立大学）とのマグマ結晶化カイネティクスを利用したこの他の滞留時間推辞

溜まりに関する日々の議論は，本稿をまとめる上で様々定方法として，結晶サイズ分布（Crystal Size Distribution :な点でヒントとなった．編集担当小園誠史博士（東北大CSD ; e.g., Marsh, 1988, 1998 ; Cashman and Marsh, 1988）

学）はじめ編集委員会の方々には本稿執筆の貴重な機会を用いるものがある．結晶の核形成と成長が定常的に行をいただいた．査読者である栗谷

われている場合，結晶サイズが大きくなるほど結晶数はおよび鈴木由希博士（早稲田大学）による的確で詳細な指数関数的に減っていく性質がある．このときのサイズ

コメントにより，原稿は大きく改善された．以上の方々

分布は，横軸を結晶サイズ（mm），縦軸を結晶数密度に感謝いたします．

豪博士（北海道大学）

4（no./m ; 各サイズにおける階級の幅で割るため 4 乗になる）の対数としたとき，直線で表せる．核形成速度と成長速度のかねあいによって，この直線の傾きが変わり，
傾きが緩いほど滞留時間が長い．例えば，有珠火山 1663
年プリニー式噴火の流紋岩マグマ中の斜長石斑晶サイズ
分布から求めたマグマ滞留時間は 102〜103 年，1663 年
噴火後のデイサイトマグマ中に現れた微斑晶のマグマ滞留時間は 100 〜101 年以下，と算出されている（Tomiya
and Takahashi, 1995）．ただし，実際のサイズ分布は屈曲（複数の直線の組合せ）ないし曲線的なパターンを示すことが多いため，詳細な岩石学的記載を伴わないと解釈を誤りやすい．また，時間を算出するには結晶成長速度を与える必要があり，マグマ溜まりのような過冷却度の低い限られた条件であっても不確定性が大きい（1〜2桁）という難点がある．5-1 章で紹介した Cooper andKent（2014）では，CSD から求めたマグマ滞留時間のデー
タもコンパイルしており，いずれも 103 年以下のタイムスケールを与えている．
8．ま

と

め

マグマ溜まりと噴火準備過程および噴火トリガーについて，最近の動向を中心に，簡単にまとめてみた．マグ
マ溜まりは，必然的にマッシュ状になりやすいこと，噴火にあたっては噴火可能なマグマが準備される必要があ
ること，その準備はマッシュの再流動化によって起こり得ること，再流動化は比較的短期間であること，などを述べた．また，分析手法の進歩により，ジルコン年代や鉱物の拡散時間などタイムスケールに関するデータが蓄積され，マグマプロセスの理解が大きく進展しつつあることなども紹介した．なお，本稿で挙げた事例は筆者の個人的興味に偏っていることを，悪しからずご了承いた
だきたい．
地質・岩石学的データと地球物理学的データの融合は，今後ますます重要になると考えられる．従って，マグマシステムに関する各研究者のイメージの共有が必要であろう．本稿がその一助となれば幸いである．

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（編集担当小園誠史）