火山 第 61 巻 ( 2016)
第 1 号 101-118 頁

総 説

大規模火砕噴火と陥没カルデラ：その噴火準備と噴火過程
下 司 信 夫＊
（2015 年 10 月 2 日受付，2015 年 12 月 24 日受理）

Large-scale Pyroclastic Eruption and Collapse Caldera : Their Preparation and Eruption
Nobuo GESHI＊
Large-scale pyroclastic eruption is one of the most awful natural disasters on the earth. Though their frequency isrelatively low compare to the lifetime of human society, large-scale pyroclastic eruption can make serious impact on the
global environment. Frequency of the volcanic eruptions shows a negative correlation against their scale : global
frequency of the eruptions larger than VEI7 is approximately ten per 10,000 years, whereas more than 10 eruption of
VEI 4 occur every 10 years.
The storage of voluminous magma within a shallow crust is a key process for the preparation for large-scale
eruption. Inactive thermal convection in highly-crystallized magma bodies and visco-elastic behavior of the surrounding
host rock can allow the stable storage of voluminous felsic magma at the neutral buoyancy level in the upper crust.
Segregation of interstitial melt to form a melt pocket in highly-crystallized magma body can cause smaller scale oferuptions, whereas the remobilization of entire part of magma chamber will result a large-scale eruption with caldera
collapse.
Rupture and collapse of the roof rock of magma chamber induced by rapid decompression of magma chamber is thefundamental process of the eruption of voluminous magmas within short period. The decompression of magma chamber
activates the slip of ring fault at the marginal portion of the roof and consequently the caldera starts subsidence. The
collapse is controlled by the decompression inside the chamber and the strength of the roof rock. Ring fault turns to an
open ring facture through which the voluminous magma can erupt to produce large ignimbrite. The volume of magma
erupts during a caldera-forming eruption against the total magma chamber volume show negative correlation against thechamber size. This means that the large fraction of magma can remain even after caldera collapse particularly in large
magma chamber.
Evaluation of “precursory process” for catastrophic eruption is important to understand the driving mechanism ofcatastrophic eruption and also the hazard assessment. Accumulation of magma and building of a large-volume magma
chamber within the earthʼs crust is a long-term preparation process for catastrophic eruption. Short-term process forcatastrophic eruption is the destabilization and rupturing process of the magma chamber.
Key words : volcano, eruption, caldera, magma chamber

1．は じ め にすればその影響は噴火した火山周辺にとどまらず汎地球火山噴火にはさまざまな規模がある．多くの陥没カル的に大きな影響を与えることが認識されるようになった

デラの周辺に普遍的にみられる大規模な溶結凝灰岩やそ（Rampino and Self, 1992 など）．火山近傍への影響としてこから数 1,000 km にわたって追跡可能な広域火山灰のは，大規模噴火に伴う火砕流はしばしば給源から 100 km

存在は，数 100 km3 から数 1,000 km3 のマグマがごく短以上流走する．そのような火砕流に覆われた地域は壊滅

時間に噴出する巨大噴火が存在することを示している．

的な被害をこうむることが予想されるが，活動的なカル

過去に現実に発生してきたこのような大規模噴火は

デラ火山のいくつかは人口の集積した地域に隣接してい「super eruption」や「破局的噴火」として，ひとたび発生る．例えば，イタリアの Campi Flegrei カルデラは約 4 万＊〒305-8567 茨城県つくば市東 1-1-1
産業技術総合研究所 活断層・火山研究部門
Geological Survey of Japan, AIST, 1-1-1 Higashi, Tsukuba,

Ibaraki 305-8567, Japan.
e-mail : geshi-nob@aist.go.jp

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下司信夫

年前と 1 万 5 千年前ごろに大規模噴火を引き起こしておが，それらについての議論は他の機会に譲る．

り (Barberi et al., 1978)，それらの火砕流は広くカンパニ
アン平原を覆っているが，現在その火砕流堆積物の上に2．大規模噴火の規模と頻度はイタリア第 3 の規模の都市であるナポリ市の全域を含

現在認識されている，第四紀における最大の火砕噴火

む約 300 万人が居住している．わが国でも，約 2 万 9 千は約 7 万 4 千年前にスマトラ島中部の Toba カルデラか

年前に姶良カルデラから噴出した入戸火砕流の到達範囲ら発生した Youngest Toba Tuff 噴火で，およそ 2,800 km3は，鹿児島県の九州本土のすべてや隣県の一部を覆ってあるいはそれ以上のマグマが噴出したと考えられているいる (Aramaki, 1984)．特に，鹿児島地溝の周辺は頻繁に(Rose and Chesner, 1987 ; Chesner and Rose, 1991)．この噴大規模火砕流の噴出を繰り返している国内でも有数の活火を最大として，さまざまな規模の噴火が発生している．

発な巨大噴火集中地域であるが（長岡・他，2001 など），

過去に発生した噴火規模と噴火頻度の間には負の相関がその周辺には数百万の人々が生活している．

認められ，規模の大きな噴火ほど発生頻度は低くなる傾このような大規模火砕噴火の発生頻度は人間の実生活向が知られている．噴出物の地質学的・年代学的な解析に対しては “極めて” 小さいと考えられるため，そのよから，噴出量が 1011 kg クラスの噴火（マグマ換算噴出量

うな噴火にまで考慮した対応をすることはある意味で非〜0.1-1.0 km3）は 1,000 年間当たり全地球上で数 100 回，

現実的であろう．しかし，長期間にわたり極めて高い安すなわち 10 年に数回は発生していると考えられる一方，全性を保つ必要があり，発生頻度の低いとされる災害に噴出量が 1014 kg クラスの噴火（マグマ換算噴出量〜100

対しても特別の注意を払って管理・保全しなければなら

km3）の発生頻度は 1 万年間に数回程度で，ほぼ噴出規

ないようなインフラストラクチャ，例えば原子力施設な模と頻度の間には両対数グラフ上で直線的な負の相関関どに対しては，このような巨大噴火の頻度とそのリスク係がある．

は決して無視しえない．わが国では，複数の原子力発電

しかし，過去の噴火実績にもとづく噴火頻度の議論で所や核施設が過去 10 万年程度の期間に大規模な火砕流は，過去の噴火ほどその噴出物の保存や露出が限定的にが到達した地域に建設されていることが明らかになり，なるため，規模の大きな噴火でも認知が困難になる場合

同様の噴火が再発した場合の影響の検証やその対応が迫があること，同じ時代ならば規模の小さな噴火ほど見落られている（例えば小山，2015）．また，汎地球的な影響とされやすいことを考慮しなければならない (Brown etとしては，大量の火砕物や火山ガスが大気圏に注入されal., 2014)．また，噴火年代の精度についても考慮する必ることによる気候変動の影響が注目され，その影響は人要がある．このような記録のバイアスを避けるため，噴類 全 体 の 生 存 を も脅か し か ねな い と さ れ る（例 え ば出規模と年代がよく求められているごく最近の噴火記録

Rampino, 2002）．このような大規模噴火の実態についのみで比較してみると，全地球上の噴火がほぼ網羅されて，想定外事象として目をつぶることは火山学としてはていると考えられる過去 10 年間（2005〜2014 年）に発許されない．

生した 1011 kg (VEI41）) クラスの噴火は Smithsonian カタ

本論では，このような大規模噴火の発生プロセスにつログによれば 11 あげられる．また過去 50 年間 (1960-

いて，特にマグマの蓄積過程とその噴出過程に注目して2009) では，VEI5 が 6，VEI6 が 1 噴火あげられる．一方，議論する．なぜなら，このような噴火の長期あるいは短地層記録からほぼその記録が網羅されていると期待され期的な予測のためには，巨大なマグマ溜まりの蓄積過程

る，過去 1 万年間に知られている 1014 kg (VEI7) クラスと，そこからの噴火発生メカニズムが重要と考えられるの噴火は 8 つであり，やはり噴火規模と頻度の間にほぼからである．噴出物の挙動，即ち巨大噴火における噴煙

逆相関関係があることを示している (Fig. 1)．

柱や巨大火砕流のメカニズムもまた劣らず重要な課題で詳しく見てみると噴火規模と頻度の間の逆相関関係はあるが，本論では紙面の都合上割愛する．また本論では，直線的ではなく，VEI 6 付近を境に二つの頻度分布に区

主に珪長質のマグマによって引き起こされる火砕噴火に分できるとされる (Tatsumi and Suzuki-Kamata, 2014)．こついて議論する．洪水玄武岩や，おそらく海洋底拡大軸のような噴火規模─頻度分布の不連続性は，ある一定規で発生しているであろう大規模な溶岩流出噴火（例えば模よりも大きな噴火が，それより小さい “通常の” 噴火

東太平洋海膨南緯 8 度の溶岩，Macdonald et al., 1989）はとは異なるメカニズムによって駆動されている可能性を場合によっては珪長質火砕噴火によるカルデラ形成噴火示唆している．

と同等あるいはそれ以上の噴火規模である可能性がある
1）

噴火頻度-規模の関係から読み取れるもう一つの特徴

VEI は噴出物のうち火砕物の量を示す指数であるため溶岩も含むマグマの全噴出量とは必ずしも一致しないことに留意する必要がある．

大規模火砕噴火と陥没カルデラ：その噴火準備と噴火過程

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Fig. 1. Relationship between the magnitude of eruption
and the frequency of eruption per 1,000 years. The frequency of 1,000 years is calculated from the number ofthe eruptions of VEI4, 5 and 6 from 1960 to 2009 listed
in the catalogue of Smithsonian Database. The resultsof Tatsumi and Suzuki-Kamata (2014) are also plotted.

は，巨大噴火が長期の火山噴出率に与える影響である．
特定の火山で見てみると，噴火回数は小規模な噴火ほど多いが，噴出総量に占める割合は大規模な噴火が大きい
ことを示している．とりわけ，低頻度ながら大規模な火
砕噴火を引き起こす，例えばカルデラ火山では，最大規模の噴火による噴出量が全噴出量の中で大きな割合を占める (Fig. 2)．一方，頻度の高いより規模の小さな噴火の噴出量は，そのすべてを合計してもシステム全体の噴出量に対する寄与は小さい．例えば，過去 10 万年間に姶良カルデラとその周辺で噴出したマグマ総量の 80 %以上は約 2 万 9 千年前の入戸火砕流を噴出した 1 回の巨大噴火時に噴出しており（長岡・他，2001 ; 山元，2015），
その後姶良カルデラ南縁で 2 万 6 千年前以降繰り返し噴Fig. 2. The production ratio of magma during pre-caldera,caldera-forming eruptions, and the post caldera activities of a) Aira-Sakurajima volcano during the last
100,000 years, and b) Towada volcano during the last
200,000 years. Data from Hayakawa (1985), Nagaoka
et al. (2001), and Yamamoto (2015).

火している桜島の総噴出量 (~20 km3) は全体の 10 % 程
度に過ぎない (Fig. 2a)．また，十和田火山では，過去 20
万年間の噴出量（Hayakawa, 1985 ; 山元，2015）の 50 %2,200 年間で見た場合，前述の西暦 864 年噴火及び 1707

以上は十和田カルデラを形成した考えられる 3 万 5 千年年噴火 (0.7 km3 DRE) の 2 回の大規模噴火の噴出量が，前の大不動火砕流と約 1 万 5 千年前の八戸火砕流を噴出

この期間の噴出量 2.6 km3DRE の 70 % 以上を占める．

した 2 回の噴火によって占められる (Fig. 2b)．

このように，連続的な規模の噴火で成長する火山と，

一方，とびぬけて大規模な噴火をせず，比較的小規模

少数のとびぬけて大きな規模の噴火によって間欠的に成な噴火を高頻度で繰り返すことで全体の噴出量を賄って長する火山の二つの端成分があり，大規模噴火を引き起いる火山も存在する．玄武岩質の成層火山である富士山

こすカルデラ火山は後者の代表的な存在である可能性がの場合，過去 1 万 1 千年間の溶岩換算噴出量 (DRE) 約

ある．またそれは一つの火山システムの中でも時間変化

42 km3（宮地, 1988, 2007）のうち，最大規模の西暦 864

する可能性もある．巨大なマグマ溜まりにマグマを蓄積

年噴火の噴出量は 1.2 km3 DRE であり，総噴出量の 3 %し，そこから低い頻度で大規模な噴火をするタイプの火に満たない．ただし，切り取る時間スケールによってこ山と，地殻内部に大型のマグマ溜まりを形成せず，深部の傾向は変わり，最後の大規模な山頂噴火以降の過去

からの供給がそのまま噴出頻度に反映するシステムがあ

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下司信夫

Fig. 3. Illustration of the magma plumbing system of large felsic magma system. a : schematic illustration of a rootsystem of felsic magma system. b : shallow structure of collapse caldera.

るのかもしれないが，このような噴火規模のバリエー

成，下部地殻に貫入した苦鉄質マグマの結晶分化作用やションをもたらすマグマ供給システムの違いやその進化周辺の下部地殻物質の部分溶融による珪長質メルトの生についてはさらなる検討が必要であろう．

成，発生したメルトの分離・上昇，上部地殻への集積，
あるいは異なる組成のマグマの混合といった現象が起こ

3．大規模噴火の駆動過程

る，地殻全体に広がる巨大で複雑なシステムであると考3-1えられる．これらのシステムは岩石学的・構造地質学的

大規模噴火のマグマ溜まり

大規模噴火を発生させるためには地殻内部に多量のマには多数の貫入イベントにより形成されたマグマ体の複グマを溶融状態で貯留する，すなわち地殻内部に巨大な合体からなると考えられる (Fig. 3a)．また，物性的には，

マグマ溜まりを形成する必要がある．珪長質マグマの移そのような貫入体の集合体は，全体としてはメルト分率

動・集積に要するタイムスケールを考えると，数 10〜（あるいは結晶度）が極めて不均質な複合体として認識

100 km3 の珪長質マグマを噴火期間中に生成・集積させできるだろう．物理探査によってカルデラ火山の地下にながら噴出させることは不可能である．したがって，大検出されつつある低速度領域や低比抵抗領域は，このよ

規模噴火が発生するためには，その火山のシステムにあうな部分溶融した貫入岩体の複合体を見ていると考えららかじめマグマを蓄積させておくことが必要である．地れる．

殻内部に大規模な珪長質マグマ溜まりが存在し得ること

このうち，カルデラ陥没に直接反映されるマグマ溜まは，島弧などに普遍的にみられる花崗岩質の大規模貫入り構造は，地殻最上部にあたるマグマシステムの最上部岩体（バソリス）の存在をみれば明らかである（例えばに過ぎないだろう (Fig. 3b)．従って，カルデラ火山を含

金丸・高橋，2005）．花崗岩バソリスの中には，露出面積

む大規模な火成活動の場を理解するためには，最も浅いが数 100 km2 に及ぶものも普通に観察され，それらの厚マグマ溜まりのみならず，地殻全体に広がるマグマ供給

さは 1 km を超えると考えられることから，巨大噴火で系についての視点を持つことが重要である．

噴出するのと同規模のマグマが実際に地殻内部に貯留さ地殻内部に巨大な体積のマグマを蓄積する条件は，マれていたことが推測される．コロラド州南部に広がるグマの生産量が十分であることに加え，地殻内部にそのSouth Rocky Mountains volcanic field は，漸新世に大規模スペースを与えることができる条件と，もう一つ重要なな珪長質火成活動があり，Fish Canyon Tuff をはじめとす

条件としてマグマを地表に噴出させずにマグマ溜まりにる大規模火砕流噴火が相次いだ地域であるが，その重力溶融状態のまま蓄積できる条件を考える必要がある．な

異常と地質構造から地下に巨大なバソリスの複合システ

ぜなら，生成したマグマが直ちに地表に噴出するならば，

ムが存在することが示唆され，その垂直延長は 20 km を地殻内部にマグマ溜まりは形成されないからである．

超えると考えられる (Lipman and Bachmann, 2015)．また，

大規模なマグマ溜まりを地殻内に安定して存在させる

Yellowstone カルデラでは地震波速度構造から地殻内部

ためには，密度中立深度にマグマが貫入する必要がある．

に巨大な低速度領域が見出されている (Farrell et al., 2014)．

大規模噴火の多くは流紋岩組成のマグマが噴出している

このような大規模噴火を引き起こすマグマシステムのことから，そのマグマ溜まりは深さ数 km 程度の浅所に全体像は，マントルの部分溶融による苦鉄質マグマの生貫入しているものと考えられる．

大規模火砕噴火と陥没カルデラ：その噴火準備と噴火過程

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マグマの蓄積状態は，単独のマグマ溜まりに蓄積する
場合と，複数のマグマ溜まりに分散している場合が考えられる．後者の場合は更に，複数のマグマ溜まりが連結している場合と孤立している場合が考えられる．比較的均質なマグマが噴出する場合，噴出したマグマは同一の
マグマ溜まりに貯留されていたと考えるのが妥当であろう．巨大噴火によって噴出した 100 km3 を超えるマグマが極めて狭い組成範囲に集中する場合が知られており（例えば，Fish Canyon Tuff, Bachmann et al., 2002），こうした場合には化学組成が均質化した単一のマグマ溜まりから噴火が発生したと考えられる．巨大な珪長質マグマ溜
まりが固結したものと考えられる花崗岩バソリスは，しばしば広い範囲で極めて均質な組成範囲を示すことがあり，均質化した単一のマグマ溜まりが実際に存在した証拠の一つとなる．一方，噴火の推移に従って噴出するマ
グマの組成が変化する場合や，混合したマグマが噴出する場合には，単一のマグマ溜まり内に成層構造などの組

Fig. 4. Relationship between the volume of the topographic
depression of representative caldera and their eruptive
volume.

成不均質構造が存在している（例えば，Crater Lake (Bacon
and Druitt, 1988) や Taupo (Milner et al., 2003)）か，あるい

3-2は組成の異なるマグマで満たされた複数のマグマ溜まり

3-2-1

マグマ蓄積過程
マグマ溜まりのスペースの形成から噴火したことが考えらえる．ニュージーランドのタ

マグマ溜まりの過剰圧は，マグマ溜まり内のマグマ圧

ウポ火山帯の Mangakino 火山から発生した Kidnappers

力と，壁岩の圧力（静岩圧とテクトニックな応力の和）噴火では，組成や結晶量の異なる少なくとも二つのマグの差であるから，壁岩のテクトニックな圧縮応力が小さ

マが噴出しており，それぞれは独立したマグマ溜まりにい場，あるいは引張応力場では，マグマ溜まりが過剰圧貯留されていたと考えられている (Cooper et al., 2012)．

を獲得しやすい．そのため，マグマ溜まりが容易に水平マグマ溜まりの幾何学的形状を把握することは困難で方向に拡大することが可能となり，その結果多量のマグあるが，陥没カルデラの構造は陥没ブロックがその中にマを蓄積する空間を形成し得る．このような引張場にお沈降し得る広がりを持つだけの大きさを持つ単一のマグ

ける大規模なマグマシステムの形成例としては，ほぼ平マ溜まりの存在を示唆する (Lipman, 1997)．後述するよ行に発達した正断層で区切られた地溝から大規模火砕噴

うに，巨大噴火によって形成されるピストンシリンダー

火が発生する火山構造性盆地が形成される例が知られて型の陥没カルデラは，環状断層で囲まれたコヒーレント

いる (Aguirre-Dias and Labarthe-Hernandes, 2003) 日本列

なブロックが沈降することによって形成される．そのた島の場合，地殻の圧縮速度の比較的小さい九州の南半分

め，マグマ溜まり内にブロックを収容するためには，ブや北海道にカルデラ火山が集中しているのは，地殻歪速ロックのサイズと同じかそれを上回る空間がマグマ溜ま度が小さく，マグマ溜まりに働く水平圧縮応力が相対的り内に必要である．また，カルデラの陥没量とカルデラに小さいため多量のマグマを蓄積し得るためと説明され形成噴火の噴出量がほぼ一致する (Fig. 4) ことは，マグている（例えば，高橋，1995）．しかし，マグマ溜まりに

マ溜まりからマグマが噴出して生じた空間に陥没ブロッ

作用する実際の応力は，火山活動に伴い発生する局所的

クが沈降したことを示唆する．カルデラブロックが単一な応力と広域的な応力の重ね合わせのため，地殻歪速度の巨大ブロックであるか，あるいはある程度ばらばらにとテクトニックな応力状況とは必ずしも一致する必要は

破断しカオティックに崩壊するかにかかわらず，カルデない（三浦・和田，2007）．

ラブロックが沈降し得る体積と空間的な広がりがマグマ

下部地殻から中部地殻を大量のマグマが貫入する場

溜まり内に必要である．すなわち，少なくとも一つの空合，周辺母岩を塑性変形させながら上昇すると考えられ

間的にひとまとまりのマグマ溜まりの存在が陥没カルデ

る．例えば，下部地殻での部分溶融や，結晶分化作用にラの形成から示唆される．巨大な花崗岩バソリスの存在

よって生産された珪長質マグマが浮力によって上昇するもまた，単一のマグマ貫入体が地殻内部に形成される得場合，ダイアピル状の貫入岩体が形成されるだろう（例

ることを示している．

えば，Anma, 1997）．ただし，脆性破壊が可能な上部地殻

106

下司信夫

まで到達したマグマ溜まりの頂部では，ダイク貫入や割によって壁岩が加熱されると脆性破壊強度よりも塑性変れ目の連結による母岩のブロック化とストーピングと形強度が小さくなりうるため，開口割れ目を形成する前

いった脆性破壊が支配的になる．

に母岩が流動変形して応力集中を解消する．そのためマ

3-2-2

マグマ溜まりの維持

グマ溜まり周辺に岩脈が貫入することなく，マグマ溜ま

大量のマグマを地殻内部に蓄えるためには，マグマ溜りが成長することが可能だとされる (Gregg et al., 2013)．

まりからマグマが噴出したり貫入したりすることを抑制

その場合，母岩は延性変形により大きな変形をこうむるさせるプロセスも必要である．珪長質マグマが上部地殻ため，マグマ溜まりの拡大に従って地表に大きな変形をに滞留しマグマ溜まりを作る最も重要なプロセスは，マもたらすと期待される．

グマと周囲の母岩との密度差がなくなること，すなわち

3-2-3

高結晶度マグマ溜まり

密度中立深度にマグマが貫入するプロセスである．珪長

地殻内部に貫入したマグマは，相対的に低温な母岩と質メルトの密度はほとんどの深さで地殻岩石よりも小さの接触によって冷却・結晶化が進行する．マグマ溜まり

い (Malfait et al., 2014) ため，下部〜中部地殻で生産され内のマグマの結晶度が低く粘性が低い段階では熱対流にた珪長質マグマは浮力で上昇し，密度中立になる上部地

よる熱輸送により，マグマ溜まり壁岩を構成する低温の殻内で滞留する．マグマ溜まりからのダイク貫入とマグ母岩の溶融とマグマ溜まり内への混入が進行するためママの噴出を低密度の流紋岩メルトそのものの浮力で説明

グマ溜まりの急速な温度低下が生じる（例えば Koyaguchi

する考え方 (Malfait et al., 2014) がある．しかし長期的にand Kaneko, 1999）．結晶度がある閾値を超えて増加する

安定に存在可能なマグマ溜まりは密度中立点に形成されと，熱対流が抑制されるため熱伝導のみによって冷却がるため，浮力が噴火の直接の引き金になるとは考えにく進行する．そのため，地殻内部に長時間にわたって存在いだろう．

し得るマグマ溜まりは，必然的に熱対流が抑制された高マグマ溜まりからマグマが上昇するメカニズムは，マ結晶度マグマすなわちマッシュで満たされていると考え

グマ溜まり内の過剰圧の蓄積によりマグマ溜まり母岩にられる．対流が抑制される結晶度に達するまでにマグマ

開口割れ目が形成され，それを通ってマグマが地表まで溜まりが冷却するにつれ，周辺の母岩が加熱される．そ到達・噴出する，ダイク貫入である．マグマ溜まり内ののため，マグマ溜まりから周辺の母岩にかけての温度勾

過剰圧が増加するにつれマグマ溜まり壁岩の特定箇所に配が小さくなり，熱伝導による冷却は効率が低下する．

引張応力が集中し，母岩の破断強度を超えるとそこからこうしたマグマ溜まり周辺の地殻が十分に加熱されてい開口割れ目が形成する．地表に通じる開口割れ目にマグることも，マグマ溜まりを長期間存続させる条件の一つ

マが貫入した場合には，地表にマグマが噴出することにであろう．

よってマグマ溜まりに蓄積したマグマが消費される．

このような，クリスタルマッシュ状のマグマ溜まりの従って，大規模なマグマ溜まりを形成するためには，ダ場合，「マグマ溜まり」の概念を整理する必要があるだろイクを形成するような応力集中を壁岩の特定箇所に起こう．熱対流が不活発になったクリスタルマッシュは主にさずにマグマ溜まりの体積を増やすことが必要である．

壁岩への熱伝導で冷却が進行する（例えば，Koyaguchi

上部地殻内での岩石の破断強度はたかだか数 MPa から

and Kaneko, 1999）ため，マグマ溜まり中心から縁辺部，10 MPa 程度であり，応力集中によって容易に開口割れ

さらに壁岩の中にも温度勾配が発生し，それに伴って物目が発生し得る．ダイクの貫入の駆動力となるマグマ溜

性も連続的に変化する．すなわち，マグマ貫入時には，まり内の過剰圧の獲得の原因としては，より深部からの流体のマグマが固体の母岩中に注入されるため，物性境

マグマ溜まりへの追加的なマグマの注入や，マグマ溜ま界（固体-液体）と組成境界（母岩-貫入マグマ）は一致

り頂部への揮発性成分の濃集による低密度マグマの形成している (Fig. 5a)．しかしマグマの冷却と母岩の加熱がなどが考えられる．あるいはマグマ溜まりを取り巻く地

進行するにつれ，マグマ溜まり中心部から縁辺部に向殻内の応力状態の変化など外的な要因も考えられる．

かって温度は低下し結晶度は増加する．さらに，母岩の従って，逆にマグマ過剰圧の急激な上昇と，それによる組成によっては，マグマ溜まり近傍では温度上昇によりマグマ溜まり母岩への応力集中を抑制するようなプロセ

部分溶融が発生している可能性もある (Fig. 5b)．高い結スが生じれば，マグマ溜まりからマグマを噴出させない

晶度のクリスタルマッシュの弾塑性的な振る舞いは単にこと，すなわちマグマを溜め込むことが可能である．

結晶度によってのみコントロールされるのではなく，例

マグマ溜まりを取り囲む壁岩の粘弾性物性がマグマ溜

えば結晶粒形の複雑さや結晶相互の結合状態，結晶配置

まりの成長に重要な働きをしているとのモデルが提唱さなどに強く影響を受けると考えられるし，さらには歪・れてきている (Gregg et al., 2013)．マグマ溜まりの形成

変形速度・変形履歴などに対してもその応答が影響を受

大規模火砕噴火と陥没カルデラ：その噴火準備と噴火過程

107

Fig. 5. Schematic model of a magma chamber. a) initial condition of a magma chamber. Inside of the magma
chamber is filled with low-crystallinity magma, and is stirred by active thermal convection. Brittle-ductile
boundary corresponds to the intrusion contact. b) matured magma chamber. Highly-crystallized magma fills theinterior of the chamber. The crystallinity is gradually increases to the marginal portion of the chamber, as thetemperature gradient. A part of the wall rock is heated and partially melted. The brittle-ductile boundary
corresponds to the point at which the crystallinity reaches ~75 % to form a rigid crystal framework, inside of themagma chamber.
けるだろう．そのため，「固体」である地殻内部に「流体」

さらに結晶化したクリスタルマッシュの場合，その粒間のマグマが満たしている空間をマグマ溜まりと定義する

メルト組成はシリカ濃度が極めて高い，すなわち高粘性ならば，このような結晶度（あるいは粒間メルト分率）の流紋岩組成に達しているため，結晶と粒間メルトの分や物性が連続的に変化しているようなマグマ溜まりの離が困難である．従って，クリスタルマッシュ状のマグ「外縁」は漸移的な物性境界であり，また組成境界（貫入マからの結晶と高粘性メルトの効率的な分離メカニズム

したマグマと母岩との間の貫入面）とも一致しない．こが重要になる．粒間メルトの分離は，結晶量がある一定の成熟したマグマ溜まりに想定される物性境界の連続性の範囲 (50-75 %) にあるときに特に効率よくおこると考が，地球物理学的手法によるマグマ溜まりの検知を難しえられる．すなわち，マグマの結晶度がおおよそ 50 %くしている可能性がある．

よりも小さい場合には熱対流が持続するため，対流によ

3-2-4

クリスタルマッシュ内でのメルト分離る撹拌作用によって結晶̶メルトの分離が妨げられる．

大規模噴火で噴出するマグマは，低結晶量 (<15 %)すなわち，沈降しつつある結晶が熱対流で巻き上げられ，の流紋岩マグマが噴出する場合と，高い結晶量 (>35 %)結晶とメルトがなかなか分離できない．一方，結晶度がのデイサイトが噴出する場合に大別できるとされる

75 % を超えると，クリスタルマッシュの変形によっての(Hildreth, 2004 ; Cashman and Giordano, 2014)．比較的小み結晶-メルトの分離が進行するため，メルトの分離は

規模な噴火の場合には，低結晶量の流紋岩質マグマが噴強固な結晶のフレームワークの変形速度と低空隙率媒体

出することが多い．低結晶量の流紋岩質マグマを形成す

中の浸透流速度に支配された極めて遅いプロセスとなるためには，結晶分化作用すなわちマグマの結晶化と，る．従って，結晶化の進行により対流が停止した直後が，結晶化によって生じた残液の分離が効果的に進行する必

結晶と粒間メルトの分離が最も効果的に生じるタイミン

要がある．全岩組成が既に珪長質に達しているマグマがグである (Bachmann and Bergantz, 2004)．このような環

108

下司信夫

境下では，結晶沈降や高い空隙率下での圧密と浸透流な徴の時間変化から 5.6〜2 Ma の間に 1,200 km3 以上のマ

どのプロセスによってメルトの分離が駆動される．個々グマが同じマグマ溜まりから間欠的に噴出していると考の結晶の沈降や，結晶集団全体の圧密によって結晶と粒

えられている (Folkes et al., 2011)．コロラド州南部の間メルトの分離が発生し，集積した粒間メルトはクリスSouth Rocky Mountains volcanic field の珪長質火成活動

タルマッシュの中にメルトレンズを形成する．珪長質マは，その化学組成の時間連続性から，地殻下部からの苦グマの粒間メルトは流紋岩組成をもつため，結晶に比べ鉄質マグマの間欠的な供給を受けつつあるクリスタルて低密度である．そのため，クリスタルマッシュから分

マッシュからなるマグマ溜まりが形成され，少なくとも離したメルトは浮力によりマッシュ上部に集積すると考500 万年以上継続したと考えられている (Lipman and

えられる．

Bachmann, 2015)．

一方，巨大噴火にしばしば見られる，極めて結晶量の噴出規模とそれ以前の休止期間の間にみられる正の相高い噴出物は，クリスタルマッシュそのものが噴出した関から，大規模なマグマ溜まりの形成時間スケールを推も の と 考 え ら れ る．例 え ば，コ ロ ラ ド 州 の La Garita

測した研究もある（高橋，1995）．ただし，この議論ではCaldera から 27.8 Ma に噴出した Fish Canyon Tuff は総量それぞれの大規模噴火のマグマは噴火のたびに蓄積され5, 000 km3 と 推 測 さ れ，そ の 斑 晶 量 は 30-50 % に 及 ぶることが前提とされている．しかし，後述する阿蘇 3 と（Whitney and Stormer, 1985 ; Bachmann et al., 2002 及びそ阿蘇 4 のように，大規模な噴火が比較的短い時間間隔での引用文献）．クリスタルマッシュは結晶同士が接触し発生する場合もあることから，前段で述べたような，マてフレームワーク構造を形成しているので，噴出するた

グマ溜まりに蓄積されたマグマが複数回の噴火に分かれ

めには，結晶のフレームワーク構造を破壊し，十分流動て噴出する可能性も考慮しなければならないだろう．

化できるようにする必要がある．クリスタルマッシュで一方，3-2-4 章で議論したクリスタルマッシュ内部で満たされたマグマ溜まり底部に高温で揮発性成分に富むのメルトの分離と集積は，地殻内部に形成される数 100〜

マグマ，例えばマントルから上昇してきた苦鉄質マグマ

数 1,000 km3 のデイサイト組成のクリスタルマッシュのが貫入するようなことがあると，クリスタルマッシュに

冷却時間に比べて十分短い時間スケールで可能である

熱と揮発性成分が付加される．その結果クリスタルマッ(Bachmann and Bergantz, 2004)．近年，放射非平衡年代測シュの結晶構造の一部が溶融してフレームワーク構造が定により，クリスタルマッシュ内で多量の珪長質メルト

破壊され，高結晶度マグマの流動化が促進されると考えが短時間（数 100 年あるいはそれ以下）で集積し得るとられる．同時に，新たなマグマの注入によってマグマ溜の結果が示されている（例えば，Charlier et al., 2007 ;まりの過剰圧が高まる．クリスタルマッシュの結晶フAllan et al., 2013）．また，結晶内の拡散組織から，噴火前

レームワーク構造の破壊と流動化に起因するマグマ溜まの極めて短時間（数年以内）に結晶化が進行したという

り内でのマグマの流動は，周囲の母岩に応力状態の変化結果も報告されている（例えば，Wark et al., 2007 ; Druittをもたらし，その結果マグマ溜まりの壁岩の破壊とダイ

et al., 2012 など）．このような短時間でのメルトの集積

クの貫入が促進される．

は，結晶化が進んだクリスタルマッシュの圧密だけでは

3-2-5

マグマ集積のタイムスケール

説明し得ない．おそらく，クリスタルマッシュの中にどれぐらいのタイムスケールで多量の珪長質マグマがチャネルあるいはダイクが形成され，それを通ってメル集積し得るかは，大規模噴火の準備過程の時間スケール

トの急速な移動と集積が起こると考えられる (Eichelberger

を知るうえで極めて重要である．まず，地殻内部のクリ

et al., 2006 ; Allan et al., 2013)．

スタルマッシュ状態の大規模マグマ溜まりの継続時間
は，数 10 万年〜100 万年のオーダーであると考えられて

4．噴出プロセスいる（White et al., 2006 やその引用文献）．ウラン-トリ

4-1

ウム放射非平衡を用いた結晶の年齢から，大規模噴火の

地殻内のマグマ溜まりに貯留されている大量のマグマ

カルデラ形成噴火とその規模

噴出物に含まれる結晶の年齢は数 10 万〜100 万年に及が短時間に噴出すると，「大規模噴火」となる．従って，

ぶことが示されている（例えば，Toba カルデラ : Gardner

大規模噴火を支配するメカニズムのもう一つの重要なプ

et al., 2002）．Long Valley カルデラでは，Bishop Tuff 噴

ロセスは，それまで数万年以上の長期にわたって地殻内

火に先立つ 140 万年以上前から珪長質マグマ溜まりが形部に安定に貯留させていたマグマを，今度はごく短時間成されていたと推測されている (Halliday et al., 1989 ;にマグマ溜まりから噴出させるメカニズムである．

Christensen and DePaolo, 1993)．また，アルゼンチンの大規模噴火はしばしば陥没カルデラの形成を伴う．

Cerro Galan カルデラシステムでは，噴出物の岩石学的特“カルデラ” という用語そのものは，おおよそ円形をした

大規模火砕噴火と陥没カルデラ：その噴火準備と噴火過程

109

火山性の窪地を指す地形用語として定義されたが，“陥い．このように，カルデラ形成と噴火との間にはいくつ没カルデラ” は，マグマ溜まりからのマグマの流出にもの検討すべき問題があり，カルデラ形成イベントの有

よってマグマ溜まり天井が崩壊して生じる陥没構造と定無と噴火の規模とは直接関係しないため，「カルデラ噴義される（例えば，Lipman, 1997）．従って，安定した火

火」の用語を「大規模火砕噴火」の意味で使用すること

道から発生する通常の火砕噴火とは異なり，カルデラ形

は適当ではない．

成噴火はマグマ溜まりと火道系そのものの構造の破壊と4-2

カルデラ陥没プロセス

改変を伴う噴火を意味する．ところが，陥没カルデラの陥没カルデラはマグマ溜まりからのマグマの噴出に形成は単純にその噴火規模に支配されているわけでな

よって，マグマ圧力が低下し，マグマ溜まり天井岩がマ

い．陥没カルデラは，珪長質マグマの火砕噴火によってグマ溜まり内に崩壊することによって形成される（例え形成されるほか，苦鉄質マグマによる溢流的噴火が支配

ば，Lipman, 1997）．高い噴出率でマグマ溜まりからマグ的な火山における，より小規模な山腹噴火（Piton de la

マが噴出した場合，マグマ溜まり内の急激な減圧が発生

Fournaise 2007 年噴火 ; Michon et al., 2007）やダイク貫入する．陥没カルデラ形成に先行してしばしば発生する（三宅島 2000 年噴火 ; Kumagai et al., 2001）によっても形“前駆噴火” では極めて高い噴出率であることが知られ成される．火砕噴火を伴わない小型のカルデラは特に玄ている．カルデラ陥没に先行するプリニー式噴火では，

武岩質の成層火山（三宅島 2000 年噴火 : Kumagai et al.,

噴煙柱高度は 40 km 以上に達する場合があり，その噴煙

2001 など）や楯状火山（ハワイ・キラウエアカルデラ :高度とマグマ噴出率の間の関係 (Carey and Sparks, 1986)

Macdonald, 1965 など ; ガラパゴス諸島 Fernandes 1968 年

から，その噴出率は 109 kg/s 程度に及ぶと考えられる

噴火 : Simkin and Howard, 1970 など）に特徴的に形成さ(Carey and Sigurdsson, 1989)．このような急激なマグマ溜れる．このようにマグマの組成や形成噴火メカニズムがまりからのマグマの噴出では，マグマ溜まりの急激な減異なるにもかかわらず，それらの構造はいずれもマグマ圧に母岩の応力緩和が追随できず，マグマ溜まり母岩の溜まりの上にある母岩のブロックが，環状の断層によっ

破壊とそれにともなうカルデラの陥没が発生すると考えてマグマ溜まりに沈降することによって形成される陥没られる．一方，マグマ溜まりからのマグマの流出が遅い構造である（Lipman, 1997 ; Acocella, 2007 など）．

場合，例えばごく長期間継続する溢流噴火の場合には，

火砕噴火によって形成される陥没カルデラに限ってみ噴出が継続している間に母岩の変形による応力緩和が発ると，VEI7 あるいはそれを超える規模の火砕噴火では生し，マグマ溜まりの減圧が解消されるかもしれない．

ほぼ例外なく陥没カルデラが形成される．一方，VEI5

そのため，カルデラ陥没を引き起こすためには，ある程あるいはそれよりも小さい火砕噴火では陥没カルデラは度急激な減圧過程が必要である．

形成されないことが多い (Geshi et al., 2014)．VEI6 クラ

カルデラ陥没の駆動力は，マグマの噴出によってマグスの噴火では，陥没カルデラが形成される場合（例えば，マ溜まりに発生した負の過剰圧である．減圧によるマグ

Krakatau 1883 AD, Indonesia ; Mandeville et al., 1996）と，マ溜まりの体積収縮量がマグマ溜まり全体の体積に対しさ れ な い 場 合（例 え ば，Huaynaputina 1600 AD, Peru ;て無視できる程度の場合，マグマ溜まりの減圧量はマグ

Lavallée et al., 2006）が知られている．

マ溜まり全体の体積に対するマグマ溜まりから流出した

また，前述したような玄武岩質火山に見られる，側方マグマの体積の比に比例し，その比例定数がマグマの体へのマグマ貫入やそれによる側噴火によるカルデラ形成

積弾性率である．従って，マグマ溜まりの全体積とそれ噴火は，珪長質マグマの火砕噴火によるカルデラ形成よを満たすマグマの体積弾性率がわかれば，噴出量すなわ

りもはるかに小さな噴出量で形成される．例えば，2007

ちマグマ溜まりから抜き取られたマグマの量からマグマ

年にレユニオン島 Piton de la Fournaise 火山で発生したカ

溜まりがどれだけ減圧したかを計算することができるは

63ルデラ形成噴火の噴出量は 100-140×10 m とされるずである．しかし，現実問題としてわれわれはマグマ溜(Michon et al., 2007)．さらに，1968 年のガラパゴス諸島

まり全体の体積についてほとんど情報を持たない．このFernandina 火山や 2000 年の三宅島火山の例のように，貫場合に注意しなければならないのは，ここでいう “マグマ入イベントによって形成されるカルデラも存在する．

溜まり” の体積は，噴火によってマグマ溜まりからマグ

従って，カルデラ形成噴火と噴火規模の関係は一対一でマが除去されたことによる圧力減少の影響が及ぶ範囲のはない．さらに，多くのカルデラ火山ではその最大規模ことを指す．例えば，空間的に離れた二つの “マグマ溜の噴火においてカルデラが形成されたと考えられるが，まり” が圧力的につながっているならば，マグマ溜まり

実際にある特定の噴火がカルデラの形成にかかわったとの体積は二つの “マグマ溜まり” の合計となる．また，いう直接の証拠が得られている火山はそれほど多くなマグマの体積弾性率も大きな問題である．珪酸塩メルト

110

下司信夫

の体積弾性率はいくつかの実験により求められており，動する環状断層は，母岩強度が均質な場合には，最も応上部地殻程度の圧力条件では，1010〜1011 Pa (Touloukian

力集中が生じるマグマ溜まりの周縁部から発生し，沈降

et al., 1981) と見積もられている．造岩鉱物の体積弾性の進行に伴って地表に向かって進展する．環状断層全体率もほぼ同じである．従って，気泡を含まないマグマのを動かすだけのせん断応力が断層にかからないと，断層

体積弾性率は，1010〜1011 Pa 程度である．一方，揮発性は地表まで進展する途中で停止してしまう．従って，カ成分の析出により発泡が開始し，マグマが圧縮性流体とルデラ陥没が進行する条件は，マグマ溜まりの減圧によして振る舞う場合，揮発性成分の析出と減圧による気泡

るマグマ溜まり天井を引き下げる力が，潜在的な環状断の膨張によってマグマ中における気泡分率が増加する．

層全体の（静止）摩擦力を上回ることである（Kumagai et

気泡の体積弾性率は珪酸塩メルトのそれに比べ極めて小al., 2001 など）．マグマ溜まり天井までの深さが深い，すさいため，気泡を含むマグマ全体の体積弾性率は急激になわちマグマ溜まり天井の厚さが厚いと断層面の面積は低下する．すなわち，マグマ溜まりからのマグマの噴出それだけ大きくなる．そのため，カルデラ陥没を引き起が続いてもマグマ溜まりの減圧が進行しにくくなる．苦こすためには浅いマグマ溜まりに比べより大きなマグマ

鉄質マグマの貫入あるいは溢流的噴火によるカルデラ形

溜まりの減圧が必要となる．

成が，珪長質マグマの火砕噴火に比べ比較的小さい噴出これらの関係から，カルデラ陥没までの前駆活動とし量で形成される理由の一つは，マグマ溜まり内での揮発て，浅く小さなマグマ溜まりほど小さな噴出量で陥没に性成分の発泡が進行していないためマグマの体積弾性率

至り，深く大きなマグマ溜まりほど，大きな噴出量を必が大きく，小さな噴出量でも大きな減圧が発生している

要とすることがわかる．実例を見てみると，海洋性地殻のに対し，火砕噴火によるカルデラ形成噴火ではマグマ上に存在しマグマ溜まりがごく浅いと推定されているア

溜まり内での発泡によりマグマの体積弾性率が低下する

イスランドの Askja 火山の 1875 年噴火では 1.83 km3 のことによって，カルデラ陥没に必要な減圧量に達するに噴出量で陥没カルデラが形成されている（Carey et al.,はより大きな噴出量が必要となるからかもしれない．溢2009 及びその引用文献）のに対し，厚い大陸地殻上に存流的な噴火あるいは貫入にともなうカルデラ形成は，陥在し，マグマ溜まりの深さが 10 km よりも深いと考えら

没変位量の小さな陥没を複数回繰り返しながらカルデラ

れる Huaynaputina 1600 AD, Peru の場合，一桁大きな噴を形成する「incremental collapse」 (Michon et al., 2011) の出量にもかかわらずカルデラ陥没は発生していない形をとるのに対し，珪長質のカルデラは陥没変位量の大(Lavallée et al., 2006)．

きな陥没が 1 回ないし少数回起こることによって形成さまた，繰り返しカルデラ形成が生じるような火山では，れる (Stix and Kobayashi, 2008) という観察事実も，マグ既存の断層系を用いてカルデラの再陥没が発生すると考マ溜まり内の発泡状態によるマグマの体積弾性率の違えられる．その場合には，先のカルデラ陥没時の破砕帯

い，すなわち高い体積弾性率の非発泡マグマでは，マグの形成やカルデラ形成後の熱水変質等の作用によって断マ溜まりからの少量のマグマの流出で大きな負の過剰圧層面を構成する岩石の強度が低下している可能性があが生じるのに対し，発泡した低い体積弾性率のマグマでり，より小さな減圧量すなわちより規模の小さな前駆的は，十分な負の過剰圧を得るためにはより多量のマグマ噴火でカルデラ陥没が発生する可能性がある．

の流出が必要ということで説明できるだろう．

また，カルデラ陥没の開始条件については，マグマ溜

マグマ溜まりの減圧と収縮が発生し，壁岩にかかる局

まりの過剰圧の蓄積とそれによる壁岩の破壊とダイクの所的な応力がせん断破壊強度に達すると，マグマ溜まり

貫入による場合と，テクトニック条件の変化など外的な母岩の破壊が開始する．従って，天井岩の陥没を阻止す

要因によるマグマ溜まり天井（あるいは壁岩）の不安定

る力は，マグマ溜まり天井岩の強度である．実際には，化による場合がありうるとの考え方がある (Gregg et al.,

岩石そのものの強度というよりはむしろマグマ溜まり天

2012 ; de Silva and Gregg, 2014)．比較的小型のマグマ溜井に存在する潜在的な断層面における摩擦と考えること

まりの場合，マグマ溜まりの過剰圧の蓄積によって，十ができる（Kumagai et al., 2001 など）．マグマ溜まり天井

分加熱されておらず脆性破壊可能な壁岩への応力集中がの形状に依存した応力の集中が起こると，そこから破壊

発生し，その結果マグマ溜まりからのダイクの貫入が生が開始する．マグマ溜まり壁岩のどこに応力が集中する

じる．ダイクの貫入と地表への開口によってマグマ溜ま

かは，マグマ溜まり形状に強く依存する．扁平な回転楕りからマグマが噴出することにより，マグマ溜まりに負円体状のマグマ溜まり形状（それを誰も見たことはないの過剰圧が生じて陥没に至ると考えられる．その場合，が）を仮定した場合，マグマ溜まり天井の周縁部にリンダイクからの噴火は，断面積の小さな火道からの噴出に

グ状に応力集中が発生する．従って，カルデラ陥没を駆よってプリニー式の前駆噴火が発生するとされる（Gregg

大規模火砕噴火と陥没カルデラ：その噴火準備と噴火過程

111

Fig. 6. Schematic illustration of the development of caldera fault and ring conduit. a) early stage of magma
evacuation. A local extensional stress field surrounding the chamber arrows the oblique development of the ringfault. b) onset of block subsidence by the development of a ring fault. The gravitational instability forms
secondary normal faults in the outside of the main ring fault. c) opening of ring conduit by the progress of thesubsidence of the caldera block. Magma intrudes into the ring conduit to erupt the surface.

et al., 2012 など）．比較的小規模なカルデラの場合，陥没ため，マグマ溜まり近傍ではマグマ溜まり表面に対しての開始直前にプリニー式噴火が発生している（例えば，垂直方向に最小圧縮応力が配置し，最大圧縮応力はそのCampi Flegrei カルデラの Campanian Ignimbrite 噴火の例 ;直交方向に配置している．マグマ溜まりの縁辺部に発生

Rosi et al., 1999）．一方，より巨大な (>100 km3) 噴火でしたせん断割れ目は，はじめほぼ垂直な断層として進展

は，大規模火砕流の噴出直前にプリニー式噴火がみられするが，やがて断層先端部における応力状態を反映してず，より噴出率の大きな火砕流の噴出から開始する例がカルデラ内部に向かって湾曲しながら進展することが多知られている（例えば，Cerro Galan カルデラ ; Sparks et

くのアナログ実験や数値実験の結果から知られている

al., 1985）．

（Roche et al., 2000 ; Hardy 2008 など）．その結果，カルデ

マグマ溜まりと周辺母岩を含めた熱モデル (Gregg et

ラ断層は外側に傾斜する高角の逆断層となる (Fig. 6a)．

al., 2012) によれば，長期間滞留するマグマ溜まり周囲のまた，高角の逆断層が地表付近に到達すると，断層の上

母岩の温度上昇により母岩が塑性変形することによって

盤側すなわち環状断層の外側に副次的な正断層群が発達

応力集中が抑制され，その結果マグマ溜まりからのダイ

し，カルデラ上部は地表に向かって広がる “じょうご状”

クの発生が抑制される．そのため，そのような巨大なマの形状となる (Fig. 6b)．

グマ溜まりからの噴火は，外的要因，例えば構造的な断マグマ溜まりの深さと環状断層で囲まれるマグマ溜ま層の発達などによるマグマ溜まり天井岩の破壊が引き金り天井の直径の比 (caldera aspect ratio) が小さい，浅くてとなると考えられる．いずれの場合もマグマ溜まりから

大きなマグマ溜まりの場合には，環状断層で囲まれたブのマグマの噴出とマグマ溜まりの圧力低下がカルデラ陥ロックが一体となって沈降し，ピストンシリンダー型の没には不可欠であり，カルデラ陥没開始までのマグマのカルデラ構造 (Lipman, 1997) が形成される．一方，深く噴出の様式（プリニー式噴火 vs 火砕流噴火）と，陥没メて小さなマグマ溜まりの場合，高角の逆断層が次々と形

カニズムとの関係についてはさらなる検討が必要であろ成されるため，沈降するブロックは特にその上部が細かう．特に，カルデラ陥没に先行する前駆噴火の噴火様式

く分断され (Roche et al., 2000 ; Roche et al., 2000)，高度にが，プリニー式噴火になるのかあるいは火砕流噴火にな破砕されたカルデラ構造（ピースミール型カルデラ ;るのかは，火道の形状や噴出率などの要因が関係するた

Lipman, 1984 ; Branney and Kokelaar, 1994 ; Lipman, 1997）

め，陥没メカニズムそのものとの関連についてもさらなが形成される．

る検討が必要であろう．
4-3

環状断層と環状火道

ここで注意しなければならないのは，多数のカルデラ
陥没断層が形成され陥没ブロックが構造的に細かく破断母岩に働く応力が中立状態の場合，マグマ溜まりの収されるピースミール型のカルデラであっても，形成され縮に伴いマグマ溜まりに向かって母岩が引き伸ばされる

たすべての断層が同時に運動するわけではなく，各時間

112

下司信夫

Fig. 7. Evolution of pressure condition during caldera collapse. Modified from Marti et al. (2000). PM :magmastatic pressure, PL : lithostatic pressure, ΔPL : increase of the lithostatic pressure caused by the intracaldera deposit on the caldera block. In the early stage of the eruption, the overpressure (PM - PL) promotes theevacuation of magma through a central vent. Decrease of PM induces the collapse. The subsidence of caldera
block into the magma chamber promotes the eruption of voluminous ignimbrite. Additional weight of theintracaldera deposit also promotes the eruption of ignimbrite. Subsidence of caldera block ceases when PM
becomes equal to PL+ΔPL.
断面で見ると最も応力が集中している断層に運動が集中

は数 100 m に達することがあり (Miura, 1999)，その岩脈する一方，多くの断層はその運動を停止していることでの厚さや延長は，通常の岩脈（例えば，Wada, 1994）に比ある．Ruch et al. (2012) のアナログ実験では，大きなア

べて極めて大きい．このような大面積の火道の形成は極スペクト比の陥没構造ではこれまでの実験同様に多重のめて高いマグマ流量を可能とする．さらに，大規模火砕

陥没断層がつぎつぎと形成され陥没ブロックは構造的に噴火の特徴として，VEI7 あるいはそれを超える規模の破断されるが，陥没の進行と共に変位はもっとも外側の

火砕噴火はほぼ例外なくその噴出量の大部分を火砕流と断層に集中し，破断された陥没ブロックやそれを覆う崩して噴出する．そのため，陥没カルデラの周辺にはカル

壊堆積物全体が一体として沈降を続けることが明らかに

デラから噴出した厚いイグニンブライト層が分布する．

なった．従って，このような陥没構造は，構造的には細マグマの破砕と噴霧流による噴出は，火道内部の摩擦を断 さ れ たピ ース ミ ール 構 造 を持 っ て い る が，キ ネ マ

劇的に低下させるため，さらに高い噴出率を可能とする．

ティックには陥没ブロック全体が一体として沈降する

カルデラブロックの陥没開始による大面積の環状火道の「ピストンシリンダー型」の沈降運動をしているといえ形成とそこからの火砕噴火によって，数 100〜数 1,000

る．従って，カルデラの構造発達を議論するうえでは，

km3 に及ぶマグマを短時間に噴出させることが可能とな

このような構造と運動の不一致に留意する必要がある．

ると考えられる．

カルデラ陥没が開始すると，陥没するマグマ溜まりの4-4

カルデラブロックの沈降天井（カルデラブロック）の周囲に形成される割れ目に陥没カルデラからの大規模な火砕流噴出の駆動メカニ

沿ってマグマが貫入・噴出することにより環状火口が形

ズムは，カルデラブロックの沈降による環状火道の形成成される．カルデラ断層は外側に傾斜する高角の逆断層のほかに，カルデラブロックがマグマ溜まり内に沈降す(Roche et al., 2000) であるため，カルデラブロックの沈降ることによるマグマの押出し効果も貢献している．カルに伴い次第に開口割れ目に変化し，その開口割れ目をデラ陥没は，マグマ溜まりや火道内の圧力に大きな変化

使ってマグマが噴出する (Fig. 6c)．侵食されたカルデラを与える．Marti et al. (2000) は，カルデラ陥没に伴うマ火山の深部構造にはしばしばこのような環状火口につなグマ溜まりの変化を議論した．噴火開始時には，火道開がる環状岩脈が露出している．環状火口の形成は，カル口のためのマグマ過剰圧が必要なため，マグマ溜まりはデラを取り囲むイグニンブライト中の異質岩片種類の分静岩圧よりも加圧されている (Fig. 7)．噴火の開始と共布などから間接的に示される（例えば，Crater Lake カルにマグマ溜まりの過剰圧は低下し，やがて陥没を誘発す

デラの例 ; Suzuki-Kamata et al., 1993）場合もある．

るに十分な負の過剰圧に達する．陥没開始前，すなわちカルデラ陥没の開始と環状火口の形成によって，マグ環状断層の形成前には，マグマ溜まりの天井は環状断層

マ溜まりと地表をつなぐ火道の面積が急激に増加する．

部の摩擦によって支えられているが，ひとたび環状断層

その結果，カルデラ陥没開始と共に大規模な火砕流が高が形成されるとマグマ溜まりの天井の荷重はマグマ溜まい噴出率で噴出することが可能となる (Legros et al.,りに直接作用する．その結果，マグマ溜まり天井のマグ

2000)．カルデラ陥没構造に付随する環状岩脈の開口量

マ圧力はカルデラブロックの厚さに相当する静岩圧まで

大規模火砕噴火と陥没カルデラ：その噴火準備と噴火過程

113

再び加圧され得る (Fig. 7)．さらに，噴出する火砕流の常” の噴火とは根本的に駆動システムが異なる．陥没カ

大部分は陥没しつつあるブロックの上面すなわち陥没中

ルデラの形成に伴われるような巨大噴火の発生頻度─規のカルデラ床に堆積するため，その荷重もまたマグマ溜

模の関係が，それより小規模で陥没カルデラの形成を伴

まりの圧縮に作用する (Fig. 7)．マグマ溜まりの加圧は，わない噴火のそれとは異なる (Tatsumi and Suzuki-Kamata,

マグマ溜まりと地表との間の圧力勾配を大きくするた2014) のは，マグマ溜まり天井岩の破壊による火道の急め，火道内のマグマフラックスを増加させる．環状火口

激な拡大や，カルデラブロックの沈降といったカルデラの開口によって，火道の断面積が増大しているため，マ形成噴火に特有のプロセスがその噴出量をコントロール

グマ溜まりの加圧はより効果的にマグマフラックスを増しているからかもしれない．

加させ得る．これらの効果により，カルデラ陥没開始時にマグマ噴出率が急激に増加する．

4-5

噴出量とマグマ溜まり体積の関係

カルデラ形成噴火において，マグマ溜まりのマグマは多くの陥没カルデラでは，陥没の開始と共に最大規模すべて噴出するのか，ある程度のマグマが残存するのかの火砕流が噴出を開始する．陥没カルデラ内で実施されは重要な問題である．いくつかの火山では，比較的短時たボーリングや，侵食された陥没カルデラの内部構造の間にカルデラ陥没を伴うような巨大噴火が一つのカルデ解析から，陥没カルデラ内部にはしばしば厚さ 1 km をラ火山システムから繰り返し発生する場合が知られてお超える厚いイントラカルデラ火砕流堆積物が堆積していり，その噴出するマグマの連続性から，カルデラ陥没以ることが知られている．イントラカルデラ火砕流堆積物

降も大規模噴火を起こしたマグマ溜まりの一部が残存しの層厚はしばしば 1 km あるいはそれ以上に達する（例ており，その再活動によって巨大噴火が繰り返すと考え

えば，南部アルプス山塊の Ora Caldera ; Willcock et al.,られる．例えば，Toba カルデラでは 120 万年前，84 万2013 など）．このような厚い堆積物は地形的な低所を埋

年前，50 万年前及び 7.4 万年前に大規模火砕流噴火が発めた火砕流堆積物と解釈できるが，火砕流噴出以前にそ生している (Chesner and Rose, 1991)．わが国でも，阿蘇のような窪地があらかじめ存在していたわけではないだ

1〜4 火砕流噴火の例が知られている．阿蘇 3 と阿蘇 4

ろう．例えば，阿蘇カルデラ内部で行われた掘削では，の間の時間はたかだか数万年であり，この間に阿蘇 3 で

阿蘇 4 火砕流堆積物は海面下まで分布していることが知空になったマグマ溜まりに阿蘇 4 の噴出量 600 km3 を再られている（星住・他，1997）が，阿蘇 4 噴火直前に海び蓄積すると考えるのは難しいだろう．

面下まで達する窪地が阿蘇カルデラ内に存在していた証

後カルデラ火山活動もまた，マグマ溜まりが残存して拠はない．従って，このようなカルデラ内部に厚く堆積いたことを示す間接的な証拠となりうる．いくつかの大したイントラカルデラ火砕流堆積物の存在は陥没カルデ

型のカルデラでは，カルデラ形成噴火直後にカルデラ中

ラが沈降しながらその中に火砕流が噴出・堆積したこと

央部に大規模なマグマ貫入が起こり，カルデラ床を隆起を示している．イントラカルデラ火砕流堆積物の縁辺部

させ “再生ドーム” が形成される (Smith and Bailey, 1968)．

な ど に し ば し ば 見 ら れ る 崩 壊 堆 積 物 (Lipman, 1976,

再生ドームの大きさはしばしば数 100 km3 に及ぶことが1997) は，カルデラの沈降中に不安定化したカルデラ壁

ある (de Silva et al., 2015)．再生ドームを構成する貫入岩が大規模に崩壊し，イントラカルデラ火砕流堆積物の間体は，直前のカルデラ形成噴火のマグマと類似しているに堆積したものであり，これも大規模火砕流の噴出とカことが多い．そのため，カルデラ陥没以降も大規模噴火

ルデラ沈降が同時に進行していたことを示す直接的な証を起こしたマグマ溜まりの一部が残存しており，その再拠である．

活動がこれらの後カルデラ活動を引き起こしていると考大規模火砕流の噴出とカルデラの沈降が同時に発生すえられる．

る，すなわち，大規模火砕流の噴出はカルデラ陥没開始

マグマ溜まりからどの程度のマグマがカルデラ形成噴後であるということは，カルデラ陥没そのものの引き金

火で噴出し，どの程度のマグマが残存するのか，すなわ

は大規模火砕流の噴出ではなく，それに先立つ前駆噴火

ち，カルデラ噴火における “噴出比” はカルデラ噴火を過程でのマグマ溜まりの減圧であることを示している．

引き起こすマグマシステムの構造を考えるうえでは重要

前駆噴火の結果として生じたマグマ溜まりの天井の破なパラメータである．4-2 節で記述したように，カルデ

壊・環状断層の形成，環状断層に沿った大面積の火道のラ陥没はマグマ溜まりの減圧によって引き起こされる．

形成，及びマグマ溜まりへのカルデラブロックの沈降に陥没開始までの減圧量は，マグマ溜まり全体の体積に対よって巨大火砕流の噴出が駆動されると考えられる．そするそれまでのマグマ溜まりからの噴出量の比と，マグのような噴火は，マグマ溜まりの破壊を伴わずマグマ溜

マの実効的な体積弾性率の積で与えられる．また，陥没

まりの過剰圧によってマグマの噴出が駆動される “通開始条件は，減圧によるカルデラブロックを引き下げる

114

下司信夫

力がカルデラブロックを取り囲む断層面の摩擦を上回ることである (Kumagai et al., 2001)．Geshi et al. (2014) は，地質学的な証拠から求められたカルデラ噴火開始までの噴出量（前駆噴火噴出量）と，岩石学的手法によって推定されるマグマ溜まりの深さ，地質学的証拠から求められるカルデラブロックの外周から推測した断層面積から，マグマ溜まりの体積を推測した．この推測には，マグマの体積弾性率や断層面における摩擦係数の不確実性，前駆噴火の噴出量の見積もり誤差の問題などから大きな不確実性が伴うが，求められたマグマ溜まりの体積は，それぞれのカルデラ形成噴火全体の噴出量（前駆噴
火の噴出量と，陥没開始後の大規模火砕流の噴出量の合計）よりも大きい (Fig. 8a)．また面積の大きなカルデラほどマグマ溜まりの体積は大きく，また噴出比は逆に小さくなる傾向がみられる．すなわち，噴火規模が大きくなるほど，あるいはカルデラのサイズが大きくなるほど，噴火後にマグマ溜まりに残存するマグマ量が大きくなると考えられる (Fig. 8b)．これは，顕著な再生ドームの形成が大規模なカルデラに特徴的にみられること (de Silva
et al., 2015) と調和的である．また，重力異常と地質構造から推定された South Rocky Mountains Volcanic field におけるバソリス（珪長質マグマ溜まり）の規模は，噴出した 25 の大規模火砕流堆積物から推測される総噴出量の 10 倍以上と見積もられている (Lipman and Bachmann,2015)．
5．大規模噴火の今後の課題
ここまで，大規模噴火を引き起こすマグマシステムについて現在までにどのような知見が蓄えられてきているかを概観した．それを踏まえて，大規模火砕噴火を研究するにあたっての課題をまとめておきたい．大規模噴火を考えるうえで重要なプロセスは，1) 大規模噴火の準備としてのマグマ蓄積プロセスと，2) 大規模マグマ溜まりからの噴火発生過程の二つに分けられる．
大規模噴火の準備過程としては，上部地殻内に大量のマグマが蓄積されていること，すなわち，大規模なマグマ溜まりが形成されていることが必要である．長期間にFig. 8. a) total volume of magma chamber (gray circles)
estimated from the magma volume of precursory
eruption (square) and the caldera geometry (area anddepth to the chamber). The diamonds shows the total
eruptive volume of each volcano. After Geshi et al.
(2014). Indexes show the name of caldera-forming
eruptions ; Ik : Ikeda 6.5 ka, VP : Vesuvius Pompei 79
AD, Pi : Pinatubo 1991, Cj : Ceboruco Jala 1 ka, Ma :Mashu 7. 5 ka, Ks : Kusdach 240 AD, SM : Santorini
Minoa 3.5 ka, CL : Crater Lake 6.8 ka, Sp : Shikotsu 45
ka, CFC : Campi Flegrei 39.3 ka, CFN : Campi Flegrei
15 ka, AT : Ito AT 29 ka, On : Oruanui 26.5 ka, KA :Kikai Akahoya 7.3 ka, LB : Long Valley Bishop tuff
760 ka. b) eruption ratio (ratio of total eruptive volume
of caldera-forming eruption against the estimated total
volume of magma chamber) plotted against the caldera
size. After Geshi et al. (2014).

わたって下部地殻から供給される珪長質マグマを貯留するマグマ溜まりは，すでに述べたように高い結晶度によって対流が抑制されたクリスタルマッシュ状のマグマのかといった，マグマ溜まりの活動性を明らかにするこで満たされていると考えられる．従って，大規模火砕噴とが重要である．そのためには，少なくとも既存のカル

火の長期予測のためには，まずクリスタルマッシュ状のデラにおいて地震波速度構造の異常などからマグマ溜ま

マグマ溜まりの存在や規模を検知することが必要でありの有無を検知することが必要だろう．また，ある特定

り，さらにそのクリスタルマッシュ状マグマ溜まりが冷のカルデラ火山から複数回の大規模噴火が発生する場合却しつつあるシステムなのか，あるいは深部からの新た（例えば阿蘇）のほか，多くのカルデラ火山では大規模噴なマグマの供給を受けつつある活動的なシステムである

火が 1 回しか発生しない（例えば洞爺）ことを考えると，

大規模火砕噴火と陥没カルデラ：その噴火準備と噴火過程

115

既存のカルデラ火山が再活動し大規模火砕噴火を再発す

and Druitt, 1988）．しかし，これら「前兆」とされる現象

る可能性のほかに，現在はカルデラが形成されていないは，それぞれの大規模火砕噴火によって異なり，また必ところにマグマが長期的に蓄積しマグマ溜まりを形成ず発生しているわけでもない．それまで安定的に存在しし，そこで新たなカルデラを形成する噴火の準備過程がてきた大規模マグマ溜まりの不安定化を反映して何らか進行している可能性も考慮する必要がある．いずれにしの特徴的な活動がカルデラ形成噴火の直前に発生する可ても，上部地殻内部における数 100 km3 あるいはそれ以能性は否定できない．しかしながら，このような長期的上の結晶質マグマの蓄積を検知することが，大規模噴火

あるいは短期的な直前現象がどのようなマグマシステムの長期予測の最も基本的な課題である．しかしながら，の発達過程を反映しており，それがどのように大規模火

これまで行われてきたさまざまな物理探査は，このよう砕噴火やカルデラ陥没に帰結するのかについて定量的になクリスタルマッシュ状マグマ溜まりの検出にはいまだ説明できるモデルは提唱されていないため，現状ではこほとんど成功していない．

れらの現象が大規模火砕噴火の前兆現象であることを積

一方，マグマ溜まりにマグマの注入があるなど体積変極的に支持することは困難である．大規模火砕噴火の直化が発生しているような場合，地殻変動によりそのよう前プロセスを理解し，それを短期的な予測に結びつけるなマグマ溜まりの存在を検知可能な場合がある．例えば

ためには，地質学的なアプローチによる個別事例の解明

カルデラ及び周辺が長期的に膨張している系（例えば，と，それらを説明できるモデルの検証を積み上げること

姶良カルデラ ; Iguchi (2013) 及びその引用文献）では，が不可欠である．

カルデラ下に深部からの新たなマグマの供給を受けつつある「活動的な」マグマ溜まりの存在が示唆されるため，

謝

大規模火砕噴火への長期的な準備過程が進行している候

IAVCEI の Collapse Caldera Commission ではカルデラ

補と考えることができる．
二つ目の重要な研究課題である巨大噴火の噴火過程に辞

形成噴火や大規模噴火に関する様々な議論を行っており，本論の内容はそれに負うところが大きい．中核的メ

ついては，地殻内部に長期間安定的に存在している大規

ン バ ー で あ る Peter Lipman, Joan Marti, Adelina Geyer,

模のマグマ溜まりがどのように活性化し噴火に至るか，Vallerio Acocella, Shan de Silva, Agust Gudmundsson の各

あるいは発生した噴火がマグマ溜まりの破壊に至るかと氏には特に謝意を表したい．また，南九州のカルデラ火いった噴火の駆動メカニズムの理解が重要である．大規山の共同研究者の小林哲夫，成尾英仁・宮縁育夫の各氏

模噴火に向けて準備が進んでいる候補が絞られたとしに感謝します．また，査読いただいた三浦大助・金子克て，そのようなマグマ溜まりが「いつ」「どのように」噴

哉両氏，編集を担当された長谷川健氏に感謝いたします．

火するのかを理解することは，噴火の発生メカニズムを理解するといった火山学的な興味にとどまらず，大規模噴火を直前に予測するためには不可欠である．そのためには，まず大規模火砕噴火に固有の直前前兆現象が伴うかどうか，あるとすればそれがどのようなメカニズムで発生するのかを理解することが極めて重要な問題である．大規模火砕噴火の実際の観測例はほとんど存在しな
いため，その直前にどのような特徴的な活動があったかどうかを知るためには噴出物の地質学的な解析に頼るしかない．長岡・他 (2001) は，姶良カルデラにおける入戸
火砕流噴火 (29 ka) に先立つ数万年の期間，姶良カルデ
ラ及びその周辺からの噴火頻度が増加し，かつ個々の噴
火の噴出量が低下したとしている．また，個々の火山システムで見た場合に，カルデラ形成噴火の直前に長期的な噴出率が鈍化したとする研究も存在する（高田，2010）．
また，より短期的にはカルデラ形成を伴う大規模火砕噴
火の直前に，カルデラ形成噴火と類似したマグマが溢流的に噴出した例も知られている（例えば，Crater Lake カ
ルデラ形成噴火直前に噴出した Cleekwood 溶岩 ; Bacon

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（編集担当

長谷川健）