火山が生態系に与える影響

一般社団法人 国際環境研究協会刊行

学術誌『地球環境』

1．趣旨

学術誌『地球環境』は，地球環境に関するすぐれた研究成果を広く国内に普及させることを目指す。

2．概要『地球環境』は和文とし，年 2 回発行する。内容は「総説」，「原著論文」，「解説」などとする。「総説」には特定課題の研究成果を，「解説」には会議の結果報告や研究プロジェクトの紹介などを掲載する。「総説」については，編集委員会で事前に検討した特集内容に沿って適切な人選を行い，執筆を依頼する。内容を検討する上で，環境省・地球環境総合推進費にかかわる研究を重視するが，それ以外の研究についても広く対象とする。「原著論文」については，一般社団法人 国際環境研究協会会員をはじめ，さまざまな
地球環境研究にかかわる研究者からの投稿も歓迎する。投稿された原稿は査読の上，掲載の可否が決定される。

3．編集委員会

編集委員長
編集委員（五十音順）

アドバイザー
編集事務責任者

渡辺
可知
加藤
北山
佐竹
白井
高橋
樋口
福岡
福山
藤野
徳田
井上
吉野
松本
森本

悌二
直毅
博和
兼弘
研一
信雄
嘉夫
広芳
義隆
研二
純一
博保
雄三
正敏
聰
亮子

北海道大学大学院 教授
首都大学東京大学院 教授
名古屋大学大学院 准教授
京都大学大学院 教授
生物地球化学研究会 会長
法政大学 教授
東京大学大学院 教授
東京大学 名誉教授・慶應義塾大学大学院 特任教授
広島大学 名誉教授
自然環境研究センター 客員研究員
国立環境研究所 主任研究員
国際環境研究協会 専務理事
国際環境研究協会 元プログラムオフィサー
筑波大学 名誉教授
東京大学 名誉教授・秋田県立大学 名誉教授
国際環境研究協会

4．事務局

一般社団法人 国際環境研究協会〒110−0005

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FAX：03−5812−2106
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地球環境 Vol.21 No.1/2016

火山が生態系に与える影響

目
地球環境

次

Vol.21 No.1/2016

火山が生態系に与える影響
序文：特集「火山が生態系に与える影響」発刊にあたり……………………………………………………………………………………………………北山 兼弘… …… 1
火山噴火とそれが周辺環境に与える影響……………………………………………………………………………………………………井村 隆介… …… 3
火山灰土壌の分布と特殊性……………………………………………………………………………………………………渡邉 哲弘… …… 11
火山遷移に伴う植生発達と環境形成………………………………上條 隆志・田村 憲司・廣田充・西村 貴皓・東亮太・藤井 美央… …… 21

噴火が鳥類群集に及ぼす影響：伊豆諸島三宅島の事例を中心に…………………………………………………………………………………… 加藤 和弘・樋口 広芳… …… 33
森林の栄養に及ぼす火山砕屑物の影響…………………………………………………………………………………… 北山 兼弘・和頴 朗太… …… 43
火山が農業にもたらす恩恵…………………………………………………………………………………………………平舘 俊太郎… …… 55
火山噴出物が気象・気候を通じて人間生態に及ぼす影響……………………………………………………………………………………………………吉野 正敏… …… 67i序文：特集「火山が生態系に与える影響」発刊にあたり
北山 兼弘（京都大学農学研究科）

2011 年 3 月 11 日に起きた東日本大震災とそれに伴う津波は，私達日本人に自然の脅威をまざまざと見せつけた。日本は実に災害の多い国である。しかし，これほどの規模の地震と津波が生じるとは，ほとんどの人が「想定」していなかった。この震災を契機に，「考え方が変わった」という言葉をよく耳にするようになった。安定的だと思っていた構造物が，自然の営為によってあっという間に崩れ去ったのである。「考え方が変わった」という言葉には，人間社会は自然に対して実に脆いものであるということに気が付いた，という意味合いが含まれている。東日本大震災との因果関係についてはわからないが，2014 年には木曽の御嶽山が噴火し，多くの犠牲者を出した。自然の脅威の感をさらに強くした。一方，自然生態系を研究している研究者のうち，これらの災害を契機に自然生態系に対する見方が変わった人はどれくらいいるのだろうか？
私は森林生態系を研究している研究者だが，森林生態学者の多くは森林を気候と釣りあった安定的なシステムと考えがちである。森林生態学で扱う時間スケールは，せいぜい数百年から千年のレベルである。このような時間スケールでは，突発的な自然現象（短い時間スケールでは生じる可能性や予測性の低い現象）は自然生態系を形成する上で重要ではなく，例外的だと思われてしまう。しかし，時間スケールを地質学的年代まで拡大すると，そのような突発的な自然現象は実は頻繁に，かつ確実に生じていることがわかる。今回の特集で取り上げた火山噴火はその最たるもので，過去 10 万年に大規模な噴火が度々起こり，日本の自然環境
広範に大きな影響を及ぼしてきた。
私は，火山島であるハワイ諸島の森林生態系を長く研究した経験を持つ。また，ニュージーランド，ガラ
パゴスやサモアなどの太平洋の火山島の島々も広く訪れ，1 つの火山噴火が後々地質学的な年代スケールで森林生態系に長く影響を及ぼすことを知っていた。溶岩が流出した跡に形成された森林は「豊か」である。
火山噴火を突発的な現象と捉えると「災害」の面が強調されるが，長い時間スケールでは「恩恵」となるのではないか，と考えるようになった。特に東日本大震災の後には，災害と恩恵を調和的に考えるような新たな概念も必要ではないか，と考えるようになった。そのような折，国際環境研究協会の福山研二氏から，火山が生態系や人間社会に与える影響を環境問題として取り上げたいので編集を担当してもらえないか，というお話をいただいた。環境問題としてではなく，自然生態系の形成要因としての火山の重要性を強調する方向で編集させていただくことを認めていただき，完成したのが本特集である。
本特集をまとめるに当たって，まず日本生態学会の例会において，「火山と陸域生態系」と題するシンポジウムを企画した。生態学において火山噴火はかく乱要因としてしか認識されていない問題を指摘し，さらに，陸域生態系の維持要因としての火山の重要性を指摘することが本シンポジウムの目的であった。このシンポジウムは日本生態学会 62 回大会（2015 年 3 月 鹿児島大学）において開催され，本特集に寄稿して下さった，井村隆介氏，渡邉哲弘氏，上條隆志氏，そして私が講演を行った。シンポジウム企画中に，奇しくも御嶽山において噴火が起こった。噴火が自然災害として取り扱われている最中でのシンポジウムであったが，シンポジウムの趣旨はよく理解され，盛会であった。本特集は，シンポジウムで発表された 4 つの話題に加え，加藤和弘氏，平舘俊太郎氏，吉野正敏氏に更に論文を執筆していただくことによって，より多面的な視点から火山と生態系を論じたものである。
本特集をまとめるに当たって，私たちが火山から受けている恩恵を強調することを心掛けた。平舘氏論文を読んでいただくと，日本の農業が噴火から実に多様で大きな恩恵を受けていることを分かっていただけると思う。しかし，読者の皆さんには，まず最初に井村氏の論文を読んでいただきたい。過去 10 万年の間に大きな規模の噴火が度々起こり，日本列島の自然環境は噴出物によって大きな影響を受けていることが説得力を持って示されている。「考え方が変わった」という思いを持たれる読者もおられるかもしれない。地質学分野の論文は，短い時間スケールで物事を見がちな私のような者に大局的な視点を与えてくれる。渡邉論
文では，火山灰土壌の生成過程や特徴について平易に説明していただいた。一般的に，日本の畑作などの農業にとって火山灰土壌はリン欠乏を引き起こす問題の多い土壌として捉えられることが多い。しかし，渡邉氏の論文では，火山灰土壌の肥沃性がよく解説されている。上條ほか論文と加藤・樋口論文では，主に三宅島を例にとり，溶岩原において生物群集がどのように発達（遷移）していくのかを解説していただいた。溶岩流上の遷移は一次遷移の代表例として知られ多くの研究例があるが，特に栄養塩や食物を介在した生物間の複雑な相互作用として遷移が進んで行く様子を解説していただいた。溶岩流上の一次遷移は一様に進行す1

序文：特集「火山が生態系に与える影響」発刊にあたりる，という教科書的な見方への反証になっているはずである。吉野論文では，火山噴出物がどのように気象や気候に影響を与えるのかを概説していただくと同時に，風土や文明史といった側面にも触れていただいた。噴火が農作物の冷害を引き起こし，歴史的に人々の暮らしに影響を与えてきたことがつづられている。
最後に，私の担当章では，火山砕屑物が森林生態系維持に及ぼす効果を厚いデータを示して解説しようと試みたが，関連する論文をあまり捜すことができなかった。特に，日本においてはそれが顕著で，日本の森林
生態系に火山灰などの砕屑物がどのような影響を与えてきたのかを明らかにした研究例は非常に少なかった。井村氏の論文は「今後は火山学者と生態学者が協力して研究を進めていく必要があろう」と締めくくられている。本特集がその契機となることを期待したい。さらに，災害と恩恵を調和的に考えるような新たな概念の形成につながることを，本特集の担当者として切望する。
本特集をまとめるに当たり，多くの方々のお世話になった。特に，本特集をご提案いただいた福山研二編
集委員と技術的編集を献身的に担当して下さった森本亮子さん（国際環境研究協会）のお二人には記して感謝を申し上げたい。
京都大学大学院教授 北山 兼弘
（本特集号 ゲストエディター）

2

火山噴火とそれが周辺環境に与える影響
Volcanic eruption and its impact on the surrounding environment
井村 隆介

＊

Ryusuke IMURA＊

鹿児島大学大学院理工学研究科
Graduate School of Science and Engineering, Kagoshima University摘要

日本には多くの火山があり，それらが繰り返し噴火をしてきた。噴火の規模には，周辺環境に対してほとんど影響を与えないような小規模なものから，地球規模の環境
変化を引き起こす巨大噴火まで，大きな幅がある。噴火による周辺環境への影響の大きさは，噴火現象の違いによっても異なる。現在見られる日本の環境は，これらの噴火活動による影響・攪乱を大きく受けて成立したものであると言える。

キーワード：火山噴火，環境攪乱，自然環境，噴火規模
Key words：volcanic eruption, natural disturbance, natural environment,
eruptive magnitude

1．はじめに日本は火山国である。狭い国土に 110 もの活火1）
山 が分布している世界でもまれな国である。地球史の中で最も新しい時代である第四紀（258 万 8000 年
前以降）を考えれば，更に多くの火山が日本およびその周辺で噴火を繰り返してきた。したがって，現在の日本の環境は，これらの火山噴火の影響を大きく受けて成立してきたし，これからも影響を受け続けるものと言える。本稿では，日本列島における第四紀後期の噴火活動を，自然環境攪乱という点から考えてみる。
2．火山の分布
地球上の火山には大きく分けると，3 つのタイプがある。1 つ目はプレートが離れる境界（プレート発散境界）に生じる火山である。そこではプレートが引き裂かれることによってマグマが発生・上昇し，火山が作られる。このタイプの火山には，東太平洋
海嶺や大西洋中央海嶺など海底のものがよく知られているが，アフリカの大地溝帯の火山などもこのよ
うな火山に分類される。粘性の低い玄武岩質マグマ（SiO2=45 - 52 wt％）の噴出で特徴づけられる。2 つ目
は，ホットスポットの火山と呼ばれるもので，プレートの動きとは関係なく，マントル深部からのマ
グマの上昇によって生じる火山である。ハワイ諸島，ガラパゴス諸島，カナリア諸島などの火山列がこのタイプの火山に相当し，プレート発散境界の火山同様，玄武岩質マグマの噴出で特徴づけられる。
3 つ目はプレートの沈み込みに伴う（沈み込み帯）火山である。プレート同士が衝突し，その一方が沈み込んでマグマが発生する。一般には安山岩質マグマの噴出で特徴づけられるとされて（SiO2=52-63 wt％）
いるが，実際には玄武岩から安山岩，デイサイト（SiO2=63-70 wt％），流紋岩（SiO2=70-wt％）に至るま
で，様々な組成を持ったマグマの噴出が認められる。日本列島に分布する火山は，この沈み込み帯の火山に属する。
日本には多くの火山が分布するが，その分布は一様ではない。教科書的には図 1 に示したように，東2）
日本火山帯と西南日本帯に分けられる 。東日本火山帯は，北米プレートとフィリピン海プレートに太平洋プレートが千鳥海溝・日本海溝および伊豆・小笠原海溝で沈み込むことによって生じたもので，西日本火山帯は，ユーラシアプレートにフィリピン海
プレートが南海トラフと琉球海溝で沈み込むことによって生じたものである。火山の分布は，それぞれの前弧側（太平洋側）の密度が高く，背弧側に向かって少なくなる。噴出物量も前弧側が多く，背弧側で少なくなる。最も前弧側の火山を連ねた線は，火山
3）
フロントと呼ばれている 。火山フロントの位置は，海溝で沈み込んだプレートが約 100 km の深さに達しているところとほぼ一致している。沈み込んだプレートはこの深さに達すると脱水し，その周辺の上部マントルを作る岩石の融点を下げる。それによって，上部マントルの一部が溶け，マグマが発生4）すると考えられている 。最近では，日本海溝より受付；2016 年 4 月 11 日，受理：2016 年 5 月 25 日＊
〒 890 - 0065 鹿児島市郡元 1 - 21 - 35，e-mail：imura@sci.kagoshima-u.ac.jp
2016 AIRIES

3

井村：火山噴火とそれが周辺環境に与える影響

図1

日本列島における第四紀火山の分布と火山フロント．深尾 2）に加筆．
●は活火山，○はそれ以外の火山．

沖の太平洋側にも比較的若い時代に活動した火山が5）存在することが明らかになっている が，その噴火活動の詳細についてはよくわかっていない。
近畿地方の太平洋岸や四国には活火山はなく，「火山国日本」であっても火山噴火に伴う自然環境の攪乱とその程度に地域差があることがわかる。ただし，次章で述べるような大規模噴火による積灰被害（環境攪乱）
は，周辺に活火山のない地域でも受けてきたものと考えられる。

物）の量や分布の仕方を指標としているため，この方法ではハワイ島の火山のように爆発を伴わずに溶岩を流し続けるような噴火の規模を評価することが9）できない。このような欠点を補うため，早川 は噴出物の総重量を用いて噴火の規模を表す噴火マグニ
チュード（噴火 M）を提唱した。噴火 M は，具体的には以下の式で求められる。

3．噴火の規模と頻度

すなわち，噴出物総量が，10 kg（10 万トン），
7
6
10 kg（1 万トン）10 kg（1,000 トン）なら，噴火 M はそれぞれ 1，0，－1 となる。噴火 M が 1 上がると，噴出物量は 10 倍になる。死者行方不明
63 人を出す
おんたけさん
大災害となった御嶽山 2014 年噴火の噴出物量は 50 万トンで，噴火M は 1.7 と求められる（表 1）。霧島山
しんもえだけ新 燃岳 2011 年噴火（図 2）の噴火 M は 3.7 で，御嶽山 2014 年噴火の 100 倍の規模であったが，その人的被害は爆発空振に伴う窓ガラスの破損による負傷者が 1 名出ただけであった。噴火の規模と災害の規模は異なることに注意が必要である。
ふげんだけ
雲仙普賢岳 1991 年噴火や御嶽山 2014 年噴火は，その人的被害が大きかったために，一般には「大噴火」と言われることが多い。しかしながら，火山学的に見れば，これらの噴火は極めて小規模なものであった。20 世紀に日本で起こった最大の噴火は，
1914 年に起こった桜島大正噴火で，その噴火 M は

環境攪乱因子として火山噴火を考えた場合，その影響の強さやそれが及ぶ範囲は，噴火の規模や頻度に大きく左右される。規模の小さな噴火でも頻繁に起こると，環境に強い影響を与えるが，それは火山の近傍に限られる。一方，規模の大きな噴火は，強い影響を広範に与える。
火山の噴火規模を比較する指標としては，火山爆
6）
発度指数（VEI：Volcanic Explosivity Index） が使わ
7），8）。VEI は，過去の史料に見られれることが多いる「cataclysmic（激変の）」とか「colossal（途方もない）」などの定性的な言葉からもその値が推定できる
6）
ようにされており ，噴出物の見つかっていないよ
うな過去の噴火の規模についても，歴史史料などか
ら一定の評価ができる点で優れている。しかし VEIは，噴出した軽石や火山灰などの火山砕屑物（火砕4

噴火 M = log m －7

m は噴出物質量（kg）
8地球環境 Vol.21 No.1

5.6 である。富士山の 1707 年宝永噴火の噴火 M は5.2 で，桜島大正噴火より一回り小さいことがわかる。浅間山の天明噴火（1783 年）の噴火 M は 4.8 である（表 1）。噴火 M が 4～5 の噴火は，それぞれの火山で 100 年から数 100 年に一度くらいの頻度で発表 1 日本における主な噴火の噴火マグニチュード 10），11）．
年代（1ka は1,000 年前）

火山名

噴火
備考（広域テフラ略号）M

2015.5.29

口永良部島

1.4

全島民避難

2014.9.27

御嶽山

1.7

死者行方不明 63 人

2011.1霧島新燃岳

3.7

2000.7.8

三宅島

3.2

全島民避難

2000.3.31

有珠山

2

1991-95

雲仙普賢岳

4.6

死者行方不明 43 人

1986.11

伊豆大島

3.6

全島民避難

1983.10

三宅島

3.3

1914.1

桜島

5.6

桜島大正噴火1783.5浅間山

4.8

浅間山天明噴火

1707.12富士山

5.2

富士山宝永噴火

915.8

十和田カルデラ

5.7

毛馬内火砕流7.3ka

鬼界カルデラ8.1

幸屋火砕流（K-Ah）

15ka

十和田カルデラ

6.7

八戸火砕流（To-H）

30ka

姶良カルデラ8.3

入戸火砕流（AT）

31ka

十和田カルデラ

6.7

大不動火砕流（To-Of）

40ka

屈斜路カルデラ7

屈斜路 1 火砕流（Kc-Sr）

41ka

支笏カルデラ7.2

支笏火砕流（Spfa-1）

65ka

大山

6.9

大山倉吉軽石（DKP）

90ka

阿蘇カルデラ8.4

阿蘇 4 火砕流（Aso-4）

95ka

鬼界カルデラ

7.5

長瀬火砕流（K-Tz）

100ka

阿多カルデラ7

阿多火砕流（Ata）

図2

3-9（2016）

生する規模の噴火と言える 。日本には 110 の活火山があるから，この規模の噴火は，数年に一度くらいは日本のどこかの火山で起こってもおかしくないことになる。20 世紀の後半から今日まで，日本は大きな火山噴火を経験してこなかった。火山研究者が，近い将来に大きな噴火の発生を危惧しているの13）はそのためである 。
歴史時代（最近 2,000 年間）に日本で起こった最大の噴火は，915 年に十和田カルデラで起こった噴火
で，その噴火 M は 5.7 である。カルデラは，多量のマグマが火砕流（次章で詳述）として一気に地表に噴出して生じる凹地形である。カルデラの存在は，そこで過去に巨大噴火が発生したことを示している。
北海道や九州には，地質時代（有史以前）に噴火を起こした大規模カルデラ火山が多数分布する。カルデ
ラを作る噴火は，噴火 M が 6.5 を超えるようなもの
で，阿蘇カルデラ，姶良カルデラや鬼界カルデラを9）作った巨大噴火の噴火 M は 8 を超える 。大規模カルデラ噴火は，これまで 1 万年に 1 回程度の頻度で
9），12），最近では 7,300 年前の縄文時代起こっておりに九州南方の鬼界カルデラで発生した。カルデラ巨大噴火はめったに起こらないが，もし起これば世界12）中が深刻な事態に陥る自然現象である 。
12）4．火山噴火と環境攪乱
周辺の環境に影響を与える噴火現象には，溶岩流，降下火砕物（火山灰・軽石・スコリア），火砕
流，岩なだれ，火山ガスなどがある（降下火砕物と火砕流を一括してテフラと言うこともある）。噴火
が海や湖で起こったり，噴出物がそれらに流れ込むと津波を生じることもある。火口湖の決壊や噴火に

新燃岳 2011 年噴火．

2011 年 1 月 27 日 16:24，国交省ヘリから撮影．

5

井村：火山噴火とそれが周辺環境に与える影響

降雨や融雪が伴うと火山泥流（ラハール）が生じたりする。大気中に放出された火山灰や火山ガスは，気候にも影響を与えることがある。これらの現象は，人間にとっても脅威であり，大きな災害の原因になることがある。とはいえ，人間を含め環境にはレジ
リアンス（resilience）
が備わっているから，これらのことが起こった場合でも，その規模によっては生態系が不可逆的に退行してしまうとは限らない。以下
では，生態環境に直接影響を与える主な噴火現象について概観してみよう。
溶岩流は，1,000℃に近い温度の溶けた岩石が火口から流れ出す現象である。それに覆われた地域の植生や土壌環境はほぼ完全に破壊されるが，溶岩に覆われなかった周辺地域には失われた環境に近い環境が残されるので，地域全体の生物相そのものが完全に破壊されることはほとんどない。日本では，
1700 年代の半ばから後半にかけて比較的大きな噴
やけはし火が各地で起こった。1732 年岩手山の焼走り溶岩，1783 年浅間天明噴火の鬼押し出し溶岩，1778 年伊
豆大島安永溶岩，1779 年桜島安永溶岩は，ほぼ同じ時期に流れ出した溶岩である。溶岩の化学組成は少しずつ違うが，現在見られる風景はそれ以上に大きく異なる（図 3）。岩手山の焼走り溶岩は，一部に小さな植物が生えているが，基本的には裸地がずっと続いている。浅間山では，マツなどが大きく育ち始めている。伊豆大島の安永溶岩では，縄状構造が見えるようなサラサラと流れた溶岩に覆われた地域はまだ植生に乏しいが，表面の凸凹した端の方では植物がたくさん認められる。さらに，桜島の安永溶岩になると植生がよく発達していて，溶岩の岩塊を見ることも難しいような状況となる。環境攪乱を受け

図3た地域の気候や降水量などの違いによって，ほぼ同時代に噴出した溶岩でも植生遷移のスピードが異なり，その景観に多様性が生じていることは興味深い。
噴火によって放出された火山灰や軽石・スコリア
は，上空の風によって風下側に流される。火山灰は火口から噴出した固体の粒子のうち直径が 2 mm より小さいものをいい，それより大きいものは火山レ
キ（64 mm まで），火山岩塊（64 mm 以上）という。軽石やスコリアは，粒径とは関係なしに発泡した粒子につけられた名前で，白色や黄色いものを軽石，赤色や黒色をしたものをスコリアという。日本列島の位置する中緯度地域の成層圏の下層部（高度 10 km 程度）では，ジェット気流と呼ばれる西風が吹いている。この風は，夏季にはやや弱くなるものの，日本の上空 10 km 付近では，ほぼ一年中 20 m/s を超える強い西風が吹いている。そのため，噴煙柱の高さが 10 km を超えるような規模の大きな爆発的噴火（VEI が 3 以上）による火山灰などの降下火砕物は，
14）
火山の東側に分布することが多い（図 4） 。降下火
砕物による環境攪乱は，その積灰量（厚さ）だけでな
く，集積速度や降灰季節などにも大きく左右される。
霧島山新燃岳 2011 年噴火では，軽石が 50 cm 以
上堆積したエリアでは，ほぼすべての植生が失われた（図 5）。軽石の堆積層厚が 30 cm 程度になると樹種によっては枯死したものもあったが，多くの植物が回復を見せた。枯死したものの多くは，噴火当時
15）（1 月）に葉をつけていたアカマツであった 。桜島では，1955 年以降活発な噴火活動が続いており，
桜島東部の黒神集落周辺（火口の東約 5 km）では，

日本で 18 世紀に流れ出した溶岩．

1）岩手山の焼け走り溶岩（2012 年 9 月撮影），2）浅間山の鬼押し出し溶岩（2008 年 8 月撮影），
3）伊豆大島の安永溶岩（2013 年 2 月撮影），4）桜島の安永溶岩（2013 年 3 月撮影）．

6

地球環境 Vol.21 No.1

図4

3-9
（2016）

最近 12 万年間における主な大規模噴火の火山灰分布．

町田・新井 14）を基に作成．▲は給源となった火山．1ka は 1,000 年前．

図5 2
 011 年 1 月 26・27 日に新燃岳から噴出した降下
軽石に覆われた中岳山頂から新燃岳方面を望む．
2013 年 11 月 17 日撮影．

1914 年に噴出した大正軽石の上に約 1 m の火山灰が堆積している（図 6）。この地域は，1914 年の噴火によって 2 m を超える厚さの軽石が堆積したところであり，現在，この周辺に見られるタブノキやヤブツバキが生い茂る林はその後に成立したものであ16）
2る 。この地域では，一年間の降灰量が 50 kg/m に17）達することがある が，このようなタブノキを中心とした林が見られることから判断すると，この程度

図6

桜 島南岳の東約 5 km における桜島大正軽石（1914 年噴出）上の火山灰．最深部に大正軽石がある．
2015 年 3 月 14 日撮影．

7

井村：火山噴火とそれが周辺環境に与える影響の火山灰では枯死しない植物も多く存在し，結果として，植物群落の遷移が他所と大きく変わることなく進んだと考えられる。降下火砕物の環境への影響
は，単純な積灰量（厚さ）だけではないことがよくわかる。
火砕流は，噴火によって火口から噴出した火山ガ
スと火砕物が，高速で地表面や水面上を流れる現象である。含まれているものの性質によって，熱雲，
軽石流，スコリア流などと呼ばれることもある。火砕流の規模には，近年の桜島の爆発（噴火 M=0 程度）に伴う程度のものから，カルデラ巨大噴火（噴火M=9）に伴うものまで様々なものがある。火砕流は，
時速 100 km を超えるような速度で，数 100℃という高温を保ったまま流れるので，火山防災上ではもっとも注意すべき噴火現象であると言える。降下火砕物と比べると高温であるために，火砕流が到達したエリアでは，地上の植物はほぼ瞬間的に焼き払われてしまう。とはいえ，火砕流の規模が小さければ，厚さ数 cm 程度の薄い堆積物しか残さないため，根の生き残った草本類は比較的早く回復する場合が多い。一方，カルデラを作るような巨大噴火による火
砕流は，半径 100 km くらいの範囲に数 m 以上の厚い堆積物を残す。南九州のシラス台地の大部分は，
約 3 万年前に鹿児島湾奥部の姶良カルデラから噴出い とした入戸火砕流堆積物である。厚さが 100 m 以上に達するこの堆積物は，一度の噴火で，長くても数日くらいの間に堆積したものと考えられる。このような厚い火砕流堆積物が堆積したエリアでは，ほぼすべての生態系が失われたと推定される。大規模な噴火による影響は長く続き，「人が死なないと梅雨が明けない」とまで言われる鹿児島のシラス土砂災害
は，噴火の影響が 3 万年を経た今でも続いていることを示していると言えよう。
噴火 M が 8 を超えるような火砕流になると，それに伴う降下火山灰の量も多くなる。給源火山から
1,000 km 以上離れた場所でも見つかるような火山灰
14）を広域テフラと言う（図 4） 。中部九州でカルデラ噴火が起こった場合，関西地方では 50 cm，関東地方
で 20 cm，東北地方で 10 cm，北海道地域でも 5 cm
12）程度の厚さの積灰が予想されている 。火砕流によって完全に破壊される半径 100 km 程度のエリアを含めて，日本列島全体が非常に大きな環境攪乱に見舞われることになる。しかし逆に言えば，現在の日本の自然環境は，そのような大きな攪乱を何度も受けたことによって成立したものであると言える。
きかい
約 7,300 年前に鹿児島県薩摩半島沖の鬼界カルデ
ラで起こった大規模噴火は，海底で起こった噴火でこうやあったが，海上に出た火砕流（幸屋火砕流）は，海面上を数 10 km 以上流れて鹿児島県の薩摩・大隅両半
島の南部に達した。火砕流に覆われたエリアでは，
植物珪酸体や花粉の分析から，それまであった照葉樹林が途絶えて，ススキ属などが繁茂する草原植生8

図7

 根上湯場付近の噴気地帯．最近まで普通の森で箱あったことがわかる．
2015 年 5 月 27 日撮影．

，それが 900 年以上続いたと考えられに移行し18）ている 。一方，火砕流が到達せず，激しい降灰のみであった鹿児島県中部以北では，照葉樹林が途絶えるほどの影響はなく，鬼界アカホヤ噴火以降に照葉樹林がむしろ拡大したところもあったと推定され18）ている 。鬼界カルデラの南東約 30 km に位置する
屋久島では，山頂部を含めた島内の至るところで幸屋火砕流堆積物を見ることができるので，屋久島の植生環境は，この 7,300 年前の鬼界カルデラの噴火
20）
21）。下司 は，地で完全に破壊されたとの説がある
おのあいだ
質学的な調査から屋久島南部の尾之間地域には火砕流が到達していないことや，火砕流が屋久島の険しい地形を反映して流れたことを明らかにした。したがって，鬼界カルデラの噴火によって屋久島の生態
環境は，壊滅的なダメージを受けたものの，完全に破壊されることはなかったと言えよう。
岩なだれは，火山体の一部が地震や噴火をきっかけに大きく崩れる現象である。磐梯山 1888 年噴火
や，セントへレンズ山 1980 年噴火の時に発生した。
岩なだれは，火砕流同様，激しく破壊的な現象で，その堆積物に覆われたエリアの生態系は完全に破壊される。しかし，崩れるもとの火山体の規模には限りがあるので，その影響のある範囲は，カルデラ噴火ほど大きくなることはない。
火山ガスは，マグマから分離した揮発性成分が，火口や噴気地帯から放出されるものである。火山ガスの大部分は水蒸気からなり，それ以外には二酸化炭素，二酸化硫黄，硫化水素，塩素などが含まれる。大気中では素早く拡散するので，生態系への大きな影響はせいぜい数 km 以内の範囲にとどまる。
噴気地帯では，その地温の上昇によって周辺環境に影響がある場合もある（図 7）。
18）
，19）

6．おわりに日本では，これまでに大規模な噴火が繰り返し発

地球環境 Vol.21 No.1

生し，現在の日本列島の環境成立に大きな影響を与えてきた。環境攪乱を考えた時には，火山噴火も攪
乱要因に挙げられることが多いが，山火事や斜面崩壊など他の要因と比較すると，時間や空間のスケー
ルにおいて定量的な評価が十分なされているとは言いがたい。今後は火山学者と生態学者が協力して研究を進めていく必要があろう。
謝

辞

3-9
（2016）

10）Hayakawa, Y.（2016a）Hayakawaʼs 2000-year Eruption
Database.
〈http://www.hayakawayukio.jp/database〉
11）Hayakawa, Y.（2016b）Hayakawaʼs One Million-year
Tephra Database.
〈http://www.hayakawayukio.jp/database/index.
php？kind=1m〉
12）Tatsumi, Y. and K. Suzuki-Kamata（2014）Cause andrisk of catastrophic eruptions in the JapaneseArchipelago. Proceedings of the Japan Academy, Series

火山噴火の規模と頻度については群馬大学の早川由紀夫さん，静岡大学の小山真人さん，南九州から南西諸島の生態環境については鹿児島大学の鈴木英
治さん，佐藤正典さん，宮本旬子さんに，普段からたくさん議論していただいている。また，京都大学の北山兼弘さんには原稿の内容について建設的なアドバイスをたくさんいただいた。ここに記して感謝いたします。
引用文献

B, 90, 347 - 352.
13）鎌田浩毅（2011）
火山と地震の国に暮らす，岩波書店．
14）町田 洋・新井房夫（1992）火山灰アトラス，東大出
版会．
15）安部哲人・山川博美・重永英年（2012）
霧島火山群新燃岳の 2011 年噴火による植生被害調査．森林総合研究所九州支所年報，24, 12 - 13.
16）寺田仁志・川西基博（2015）
大正噴火後 100 年を経過した桜島の植生について．鹿児島県立博物館研究報
告，34, 29 - 48.
17）Imura, R. （1993） A reconstruction of small-scale1）気象庁（2013）
日本活火山総覧（第 4 版），気象庁．

eruptions using pyroclastic deposits. Geographical2）深尾良夫（1988）
サブダクションと島弧．図説地球科

Reports of Tokyo Metropolitan University, 28, 79-112.

学，208 - 217，岩波書店．
3）杉村 新（1958）東北日本と西南日本 “七島－東北日
本－千島 ” 活動帯．地球科学，37, 34-39.
4）巽 好幸（1995）沈み込み帯のマグマ学－全マントル
ダイナミクスに向けて，東大出版会．
5）Hirano, N., E. Takahashi, J. Yamamoto, N. Abe, S. P.
Ingle, I. Kaneoka, T. Hirata, J. Kimura, T. Ishii,18）杉山真二（2002）
鬼界アカホヤ噴火が南九州の植生に与えた影響－植物珪酸体分析による検討．第四紀研
究，41, 311 - 316.
19）松下まり子（2002）
大隅半島における鬼界アカホヤ噴
火の植生への影響．第四紀研究，41, 301 - 310.
20）田川日出夫（1994）
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Y. Ogawa, S. Machida and K. Suyehiro （2006）21）下司信夫（2009）屋久島を覆った約 7300 年前の幸屋

Volcanism in Response to Plate Flexure. Science,

火砕流堆積物の流動・堆積機構．地学雑誌，118,

313, 1426 - 1428.

1254 - 1260.

6）Newhall C. G. and S. Self （1982） The volcanic
Explosivity index （VEI）: an estimate of explosive
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7）Mason B. G., D. M. Pyle and C. Oppenheimer（2004）
The size and frequency of the largest explosive
eruptions on Earth. Bulletin of Volcanology, 66, 735- 748.
8）中田節也（2015）火山爆発指数（VEI）から見た噴火の規則性．火山，60, 143-150.
9）早川由紀夫（1993）噴火マグニチュードの提唱．火山，38, 223 - 226.

井村

隆介／Ryusuke IMURA

鹿児島大学大学院理工学研究科准教授。1964 年大阪府生まれ。博士（理学）
東京都立大学。
大学で地形学・環境地質学・災害地質学・自然災害科学を教えながら，人間の時間・空間スケールで見た地震・噴火現象の研究を続ける。現在，国交省緊急災害派遣ドクター（TECDOCTOR），屋久島世界遺産地域科学委員会委員，鹿児島県
土地利用審査会委員，霧島火山緊急減災砂防計画検討分科会
委員，鹿児島県土砂災害アドバイザー，鹿児島市防災アドバ
イザリー，霧島ジオパーク連絡協議会顧問などを務める。

9

火山灰土壌の分布と特殊性
Distribution and characteristics of volcanic soils
渡邉 哲弘

＊

Tetsuhiro WATANABE＊

京都大学 農学研究科
Graduate School of Agriculture, Kyoto University

摘

要

土壌は生態系において，植物に水や養分を供給し，また系（土壌）から流出する水の量や質に影響を与える。火山灰土壌は，火山砕屑物を主な材料として生成した土壌であり，黒く軽しょうで透水性と保水性に優れ，有機物やリンを良く吸着するという性質を持っている。これらの性質は，火山灰土壌に含まれる極めてサイズの小さいア
ロフェン，イモゴライト，フェリハイドライト，有機 Al（Fe）複合体の反応性に起因している。これらは，高い反応性より活性 Al・Fe と呼ばれる。火山砕屑物の風化により生成するこれらの活性 Al・Fe は，時間とともに減少し，火山灰土壌はより風化・生成の進んだ非火山灰土壌へと変化する。しかし，火山帯の土壌は非火山性土壌へと生成が進んだ後も，近隣の土壌と比べて活性 Al・Fe を多く含んでおり，より大きな有機物蓄積やリンの吸着のポテンシャルを有している。自然および農業生態系の基盤である土壌に対して火山砕屑物が与える影響を考慮することは，より正確な自然の理解と適正な利用につながる。

キーワード：アロフェン，イモゴライト，活性 Al・Fe，有機物蓄積，リン吸着Key words：allophone, imogolite, active Al and Fe, organic matter accumulation,
phosphorus sorption

1．はじめに
土壌は生態系において，多様かつ重要な役割を果たしている。土壌は，植物をはじめとする生物に物理的基盤を与えるとともに水や養分を供給し，生物遺体を分解し，また，流出する水の量や成分に影響を与える。火山砕屑物（噴火によって放出された固体物質であり，火山灰，火山礫，火山岩塊を含む。）
はこのような土壌の機能に極めて大きい影響を与えている。
火山砕屑物は火山の噴火により放出され，その周囲に降り積もり土壌の材料となる。火山砕屑物は，噴火の規模によりその飛散する範囲が異なり，巨大な噴火では火山灰が 1,000 km 以上も飛散する。例えば，九州の姶良カルデラ，阿蘇カルデラから噴出した火山砕屑物は，それぞれ東北，北海道においても
1）
数 cm 以上の厚層を成す 。
火山砕屑物を主な材料とし，その影響を強く受けた土壌は，「火山灰土壌」と呼ばれる。火山灰土壌の特徴は他の土壌と比べた時に際立っており，世界の全地表の 1％に満たない面積を占めるに過ぎないにもかかわらず，アメリカの土壌分類（Soil Taxonomy）

では 13，FAO の分類（World Reference Base for Soil
Resources : WRB）では 32 ある最上位のカテゴリーの 1 つとされるなど，特殊な土壌として認識されている。なおここで「火山灰土壌」とは，日本の統一
2）的土壌分類体系の黒ぼく土 ，アメリカの Soil Tax3）
onomy のアンディソル（Andisols），FAO の WRB の
4）アンドソル（Andosols） を指す。また，火山灰土壌の「火山灰」は，火山砕屑物を主な材料とすることを表している。
本稿では，火山灰土壌の分布とともに，その特徴とそれをもたらす土壌の成分について説明し，また火山砕屑物が，土壌ひいては生態系に与える影響について論ずる。
2．火山灰土壌の分布
火山灰土壌は，火山砕屑物の影響を強く残している土壌である。土壌は，岩石や堆積物を材料として，その場の気候，地形，生物の影響を受けながら時間をかけて生成する。十分に時間をかけて土壌が生成した場合，土壌はその場の気候や植生の影響を強く反映して分布する。例えば，寒帯にツンドラ

受付；2015 年 11 月 23 日，受理：2016 年 2 月 26 日＊
〒 606 - 8502 京都市左京区北白川追分町，e-mail：nabe14@kais.kyoto-u.ac.jp
2016 AIRIES

11

渡邉：火山灰土壌の分布と特殊性

土，北方林地帯にポドゾル，半乾燥帯にチェルノー
ゼム，熱帯地域にラテライト土壌が分布する（いずれもアメリカの旧分類名）。このような土壌を成帯性土壌と言う。一方で，成帯内の地形や材料を反映した土壌を成帯内性土壌という。火山灰土壌は，火山砕屑物を材料とした生成年代の短い「若い」成帯
内性土壌であり，その性質には気候よりも材料（火山砕屑物）の影響が強く表れている。
5）
（図 1）
，その
火山灰土壌は世界の火山帯 に分布し
3），4）。
面積は地表の 0.7～0.8％と極めて限られている
6）
その分布 が最も多いのは環太平洋火山帯であり，
南北アメリカからアリューシャン列島，カムチャッ
カ半島，日本，フィリピン，インドネシア，ソロモ
ン諸島を通り，ニュージーランドまで分布している。その他にはアフリカ大地溝帯やイタリア西岸，
ハワイ諸島などに分布している。
日本においては，火山灰土壌は極めて広く分布し
7）
ており
（図 2）
，地表の 17％を占める 。これは，日本が環太平洋火山帯の一部を形成しており，数多くの火山を有しているためである。特に，北海道から関東にかけてと九州において，その面積が広い。一方で，近畿，中国，四国地方においては，最近の火山活動が少ないためにその分布域は限られている。
より狭い範囲においては，地形も重要であり，火山灰土壌の分布や厚さに影響する。急な斜面においては，火山灰は侵食を受け土層は薄くなりやすく，
場合によっては火山灰土壌とは分類されない。逆に安定した平坦な地形においては，侵食を受けにくい
ために土層は厚くなりやすい。

3．火山灰土壌の特徴
火山灰土壌は，黒く，軽しょうである（図 3）。この黒い色は，日本，アメリカ，FAO の火山灰土壌の分類名の語源となっている（Ando は日本語の暗土を4）語源とする 。）。この黒色は土壌に含まれる有機物によるものである。火山灰土壌に多く含まれる有機物は接着剤として土壌粒子を結合させ，空隙の多い
土壌構造を発達させる。火山灰土壌を乾燥させたと
－3
3），4）
で
きの単位体積当たりの重さは 0.9 g cm 以下あり，土壌の主要な構成鉱物であるケイ酸塩が概ね－3
2.5～2.8 g cm の密度を持っていることを考えると，空隙の多さがよく分かる。
なお，火山灰土壌の特徴となっている黒い色は，
野焼きや山火事などの燃焼による植物炭化物に起因8）するという考えもあり ，黒さそのものは火山灰土
2）
－ 4）
。
壌として分類する時の基準とはなっていない
火山灰土壌は発達した土壌構造を有するため，透水性と保水性に優れ，また，畑として利用する際に耕しやすい。構造の発達した土壌にはサイズの異なる多くの孔隙があり，サイズの大きい孔隙は，水が通り抜けるのが速いために，良好な透水性や通気性に寄与し，一方，サイズの小さい孔隙は，毛管力などによる負圧により，水を良く保持する。また孔隙が多く軽いために，易耕性に優れる。
火山灰土壌の重要な特徴として，リンを多く吸着することがある。この吸着は，火山灰土壌に含まれる鉱物表面とリン酸の共有結合（配位子結合）によっており，その他の多くの元素がイオン結合で吸着す

標高（m）
4,000
0
図1

12

5）
6）
世界の活火山（上 赤三角）と火山灰土壌（下 赤）の分布．

地球環境 Vol.21 No.1

凡例
Legend造

大群名

図示単位は日本の統一的土壌分類体系 第二次案(2002)の大群とし，分布面積（割合）は日本ペドロジー学会第４次分類・命名委員会(2001)による。

成

土

炭

土

色・記号

A

-- ha
(-- %)

Peat soils

ポドゾル性土B

378,161 ha(1.0 %)

Podozolic soils

C

1,730,280 ha(4.6 %)
6,537,108 ha(17.3 %)

黒ぼく土
Kuroboku soils

D

暗赤色土
Dark-Red soilsE

沖

97,689 ha(0.3 %)

Fluvic soils

土

F

停滞水成土

5,663,884 ha(15.0 %)

Stagnic soils

G

赤黄色土

237,116 ha(0.6 %)

Red-Yellow soils

H

569,250 ha(1.5 %)

積

Legend

大群名
大群名

Brown Forest soils

I

20,161,953 ha(53.4 %) ※褐色黒ぼく土群を含む

Regosols

J

2,061,548 ha(5.5 %)

市街地・未調整・湖沼

造 成
成 土
土

※褐色黒ぼく土群を除く

未

土

図示単位は日本の統一的土壌分類体系－
第二次案(2002)の大群とし，分布第二次案(2002)の大群とし，分布
凡Legend
例 図示単位は日本の統一的土壌分類体系
面積（割合）は日本ペドロジー学会第４次分類・命名委員会(2001)による。
面積（割合）は日本ペドロジー学会第４次分類・命名委員会(2001)による。

※図示されていない

褐色森林土
熟

N

面積（割合）

Man-made soils

泥11 - 20（2016）

Man-made soils
soils
Man-made

A
A

炭 土
土
泥 炭

面積（割合）
面積（割合）ha----ha※図示されていない(--%)%) ※図示されていない(--

ポドゾル性土
ポドゾル性土Peat soils
soils
Peat

B
B

378,161ha
ha378,161(1.0%)%)(1.0

PodozolicPodozolic soils
soils

C
C

黒ぼ
ぼく
く土
土

1,730,280ha
ha
1,730,280(4.6(4.6%)%)

Kuroboku
Kuroboku soils
soils

D
D

6,537,108
6,537,108ha
ha※褐色黒ぼく土群を除く(17.3(17.3%)%) ※褐色黒ぼく土群を除く

Dark-Red
Dark-Red soils
soils

EE

FluvicFluvic soils
soils

FF

Stagnic
Stagnic soils
soils

G
G

暗赤
赤色
色土
土

336,723 ha(0.9 %)

色・記号
色・記号

沖 積
積 土
土
停滞水成土
停滞水成土
赤
赤黄
黄色
色土
土

97,68997,689ha
ha(0.3(0.3%)%)
5,663,884
5,663,884ha
ha(15.0(15.0%)%)
237,116ha
237,116 ha(0.6(0.6%)%)

H
H

569,250569,250ha
ha(1.5(1.5%)%)
20,161,953
ha
20,161,953
ha ※褐色黒ぼく土群を含む
II(53.4
Brown Forest soils(53.4%)%) ※褐色黒ぼく土群を含む
未熟
土2,061,548
ha
未
熟 土
2,061,548 ha
JJ
Regosols(5.5
Regosols(5.5%)%)
336,723 ha
市街地・未調整・湖沼ha
市街地・未調整・湖沼 336,723(0.9%)(0.9 %)
Red-Yellow
Red-Yellow soils
soils

褐色森林土
褐色森林土
Brown Forest soils

0

図2

200 km5）
7）
日本における活火山（上 赤三角）と火山灰土壌（下 黒ぼく土 D）
の分布．

火山灰土壌

火山灰土壌

褐色森林土

褐色森林土

長野

北海道

滋賀・花崗岩母材

京都・頁岩母材

図3

火山灰土壌と褐色森林土の土壌断面．

13NN渡邉：火山灰土壌の分布と特殊性ることと比べると，リン酸は極めて強く土壌に吸着される。吸着されたリン酸は，その植物可給度が低くなる。
以上をまとめると，作物生産においては，火山灰
土壌は物理性（透水性，保水性，通気性，易耕性）に優れ，一方で，化学性（リンの強い吸着）に難があると言える。
日本の農業においては，火山灰土壌は問題土壌としてみなされてきたが，近年は，畑作が行われる主要な土壌となっている。かつては，リンを強く吸着することと，日本では降水量が多く土壌が酸性化していることから，作物生産に劣っていた。近年は，リン酸と石灰の施用を中心とする化学性の改善により，火山灰土壌は畑地，樹園地の主体となってい9），10）。
る （図 4）
一方で，熱帯においては，火山灰土壌は肥沃な土壌として認識されている。これは，日本の火山灰土
壌の比較対象が，生産性の高い水田土壌であることに対して，熱帯では，比較対象が強風化の土壌となりやすいことも一因かもしれない。世界的な傾向から判断すると，火山灰土壌は生産性が高い土壌だと

言える 。
11）
火山灰土壌は人口の分布 にも影響を与えている
12）
ようである 。人口密度は，作物生産性の高い地域で大きい（図 5）。すなわち，アジアの水田地帯，アメリカのプレーリーやユーラシアのチェルノーゼム
地帯，そして火山帯である。特に，火山活動の活発なジャワ島やフィリピン諸島と活火山のほとんど無いカリマンタン島や，火山帯であるアフリカの大地溝帯やアンデス山脈とその周囲の非火山地帯の人口密度は対照的である。これは，火山灰土壌が水田土
壌，プレーリー土やチェルノーゼムと並んで，高い
人口扶養力を持つことを示していると考えられる。
火山灰土壌は若い土壌であると先述したが，若いということは，その中に風化していない一次鉱物を多く含んでいることを意味する。実際に火山島である
ジャワ島，スマトラ島と活火山のほとんど無いカリ
マンタン島において土壌中に含まれる全塩基量（Ca，－1
Mg，K，Na）
は，前者で 191±120 cmolc kg （平均±－1
標準偏差，n = 42），後者で 33±23 cmolc kg （n = 60）であり，火山帯の土壌には多くの一次鉱物が残存していることを示している。この残存している一次鉱物は，時間とともに溶解し土壌中に養分元素を放出する。溶解により放出された養分元素は，その場の植物や微生物に利用されるとともに，例えば，水田のような流出先でも生物に利用されるであろう。このように，若く一次鉱物を多く含む火山灰土壌は，その地域の生物生産性を高くしていると考えられる。火山活動等によるこれら一次鉱物の付加を，地12）
質学的施肥 と呼ぶこともある。
3）4．火山灰土壌の性質を決める成分－活性 Al・Fe

図 4 集約的な農業がおこなわれる長野県の火山灰土壌．

図5

14

火山灰土壌の特徴は，それに含まれる鉱物によりもたらされている。火山灰土壌に含まれる鉱物には，アロフェンやイモゴライトなどのケイ酸塩鉱物

世界の人口密度 11）（Image by Robert Simmon, NASA's Earth Observatory）．

地球環境 Vol.21 No.1

やフェリハイドライトのような鉄酸化物がある。ア13）
ロフェンは直径 3.5～5.5 nm の球状 ，イモゴライト
13）
は直径 2.3 nm，長さ数千 nm の繊維状 ，フェリハ
14）
15）
。
イドライトは直径 2～6 nm の球状 である （図 6）これらの鉱物は直径数 nm という非常に小さいサイズであるために，極めて大きな比表面積を有してい
2 －1 13），イる。アロフェンの比表面積は 700～900 m g
2 －1 13），フェリハイドラ
モゴライトは 900～1,000 m g
2 －1 14）である。非火山灰土壌に広イトは 100～700 m g
く分布する粘土鉱物であるカオリナイトの比表面積
2 －1 16）であることを考えれば，桁違いにが 5～39 m g
大きいことが分かる。また，これらの鉱物の膨大な表面には，Al あるいは Fe と結合した水酸基がある。したがって，火山灰土壌は，反応活性の高い水酸基を有する大きな面積を持つ。この表面に，有機物が結合し土壌構造の発達を促すことで，火山灰土
壌は，高い透水性，保水性，通気性，易耕性を有す
る。また，リン酸は鉱物表面の水酸基と置き換わる
配位子結合することで，植物可給性が低くなる。
アロフェンやイモゴライト，フェリハイドライト
は，火山ガラスなどの火山砕屑物に含まれる一次鉱物が溶解した成分から，析出することで生成する。
火山ガラスは，火山灰の主成分であり，熱力学的に不安定であり土壌中で速く溶解する。火山ガラスの溶解に伴い，Ca，Mg，K などの養分元素とともにAl や Si，あるいは Fe が土壌溶液中に放出される。
この Al や Si が再び結合し析出することでアロフェ
ンやイモゴライトが生成し，また，Fe が析出することでフェリハイドライトが生成する。アロフェンやイモゴライトが析出するためには，土壌溶液中でのAl と Si の濃度がこれらの鉱物の溶解度よりも高くなる必要があり，溶解速度の速い火山砕屑物を材料としない場合には生成が限られる。アロフェンやイモ
ゴライトはポドゾルなどにも含まれており，火山砕
13）
，17）
が，多量の
屑物を材料としなくても生成し得る
アロフェンやイモゴライトは，火山灰土壌に特徴的であると言える。
土壌中に有機物の量が多い場合には，火山ガラスの溶解に伴い放出された Al は，アロフェンやイモ

層状ケイ酸塩（カオリナイト、2：1 型鉱物）

11 - 20（2016）

ゴライトではなく，有機物と結合した有機 Al 複合
17）体となる 。Al は有機物との反応性が高く，有機物と結合して安定度の高い複合体を形成する。このような有機 Al 複合体は，有機物供給の多い表層土壌や，火山の影響が比較的弱く火山砕屑物からの Al 供
18）
給が有機物供給に比べて少ない地域で多い 。また，Fe も有機物と結合し有機 Fe 複合体を形成するが，Fe 同士で結合する性質が強く，多くはフェリハ
19）
（Fe）
複合
イドライトとして存在する 。この有機 Al
体の Al（Fe）も，反応性が高くリンを強く吸着する。
これらの火山灰土壌の反応性を司る成分，すなわ
ち，アロフェン，イモゴライト，フェリハイドライ
ト，有機 Al（Fe）複合体は，活性 Al・Fe として，酸性シュウ酸塩溶液により溶解抽出され，定量され20）る 。この活性 Al・Fe の含量は，火山灰土壌を判別する重要な基準の 1 つとなっている。
5．火山灰土壌の分類
火山灰土壌は，活性 Al・Fe とそれに伴う性質によって特徴づけられ分類される。日本の統一的土壌分類体系，アメリカの Soil Taxonomy，FAO の WRB－1では，活性 Al＋1/2 活性 Fe が 20 g kg 以上であること（Fe の質量を 1/2 としているが，Al と Fe を元素の数で考えるために，Al のほぼ 2 倍の原子量を持
つ Fe の質量を 2 で割る。），リン酸を添加した際にその土壌への吸着量が基準値よりも大きいこと，単－3位体積当たりの乾燥土壌の重さが 0.9 g cm 以下であること（日本の統一的土壌分類体系では基準としていない）などを，火山灰土壌の特徴としている。
以上の基準は，火山砕屑物の風化初期で活性 Al・Feの生成量が少ない場合には，火山ガラスなどの含量が高いことを条件として緩められる（活性 Al＋1/2 活－1以上など）。これらの特徴を持つ土性 Fe が 4 g kg
層が一定の厚さ（25 cm など）以上ある場合，その土壌は火山灰土壌（黒ぼく土，アンディソル（Andisols），
アンドソル（Andosols））と分類される。日本の統一的分類体系や FAO の WRB では，さらに，活性 Alの主体がアロフェンやイモゴライトであるか，有機

結晶性

アロフェン、

Al・Fe 酸化物

イモゴライト

1 μm

図6

代表的な粘土鉱物の模式図 15）．

15

渡邉：火山灰土壌の分布と特殊性

Al 複合体であるかによって火山灰土壌を分類し，日本の統一的分類体系では，前者をアロフェン質黒ぼ
く土，後者を非アロフェン質黒ぼく土と呼ぶ。
6．土壌に残る火山砕屑物の影響
火山砕屑物は長期間にわたり，土壌に影響を与え続ける。ハワイ諸島は，島により噴火の年代が異なる火山砕屑物を材料とする土壌が分布しているため，火山砕屑物の影響の残存を示す良い例となっている。図 7 に示されるように，降灰より数十万年後21）まで活性 Al・Fe の含量が増加する 。すなわち，
火山砕屑物に含まれる一次鉱物の溶解とともに，ア

非結晶鉱物の量（kg m-3）

400
300
200
100
0

0

1

10

100

1,000 10,000

土壌生成年代（×1,000年）

図7

 ワイ諸島における時間経過が土壌中の非結晶
ハ
鉱物（活性 Al・Fe を主とする鉱物）の量に及ぼす影響 13）．

図816ロフェンやイモゴライト，有機 Al 複合体が生成する。その後，活性 Al・Fe は，より安定で反応性の低い結晶性の鉱物へと変化するために減少する。噴火から 410 万年後には，強風化土壌であるオキシソ
21）
ルとなっている 。
この火山砕屑物から，活性 Al・Fe，結晶性鉱物への変化の速度は，材料や環境により大きく異なる。
例えば，火山性降下物のサイズが小さければ，溶解速度は大きくなるし，火山砕屑物の成分は Si の多い
ケイ長質なものほど溶解が遅く，Si が少ない苦鉄質
22）のものほど速くなる 。火山砕屑物の溶解速度が大きいと，活性 Al・Fe ができる速度も大きくなると考えられる。周囲の環境も影響し，温度が高いほど
17）
結晶性の鉱物の出現が早い 。
インドネシアのジャワ島，スマトラ島の火山帯においては，火山灰土壌の特徴が，標高の低下とともに数十 km という短い距離で急激に無くなっていく。図 8 にはスマトラ島の高標高帯の土壌と低標高帯の土壌を示している。高標高帯の土壌は，黒い，軽いといった火山灰土壌の特徴を強く持っており，
また近くでは集約的な畑作が行われている。一方，低標高帯の土壌は，土色の彩度が高く鉄鉱物が結晶化していることを示している。また，活性 Al・Fe の含量も概ね 1,000 m 以上の高標高帯で値が大きく，
アロフェンやイモゴライトを多く含んでいること，
低標高帯では値が小さく活性 Al・Fe として抽出されない結晶性の高い鉱物を多く含んでいることを示している（図 9 左）。温度が高い低標高帯においてはAl や Fe を含む結晶性鉱物の生成が進みやすいため，

インドネシア・火山帯の高標高（1,500 m，左図）と低標高（200 m，右図）の土壌とその近くの景観．

地球環境 Vol.21 No.1

低標高帯の土壌はより生成が進んでいると考えられる。また，標高の高い火口近くでは，小規模の噴火がより新しい火山砕屑物を供給していることも原因として考えられる。当地域の土壌は，アメリカの土壌分類で，標高が高いところでは火山灰土壌であるアンディソル（Andisols），標高が低い場所では風化生成の進んだ非火山灰土壌のインセプティソル（Inceptisol），バーティソル（Vertisols），アルティソ
ル（Ultisols）
等となっている。
火山帯では，風化生成の進んだ非火山灰土壌においても火山砕屑物の影響は残存している。インドネ
シアにおいては，火山帯であるジャワ島およびスマトラ島の非火山灰土壌と，活火山が無く火山砕屑物の影響がほとんどないと考えられるカリマンタン島の土壌を比較すると，火山帯に分布する非火山灰
土壌の活性 Al・Fe は，非火山帯のものよりも多い（図 9 右）。これは，火山砕屑物の風化により生成した活性 Al・Fe が，土壌生成が進んだ後でも比較的多く残ることを示している。
アフリカの火山帯においても，インドネシアと同様に，標高の減少に伴い火山灰土壌の特徴が急激に無くなるが，火山砕屑物の影響は残存している。カ
メルーンには，ギニア湾より内陸に向かって火山が列状に分布しており，概ねギニア湾より火山の年代

活性Al + 1/2活性Fe（g kg-1）
活性Al + 1/2活性Fe（g kg-1）

120
120

ジャワ・スマトラ
ジャワ・スマトラ
カリマンタンカリマンタン

1515

8080
6060

1010

4040

55

2020

図9

が古くなる。最近の噴火の影響が強いと考えられる
地域（図 10 左カメルーンの 100～400 m）
においては，
低標高であっても活性 Al・Fe の含量は高いが，噴火
年代が古いその他の地域においては，高標高帯で活性 Al・Fe 含量が高く，低標高帯で低い（図 10 左）。
タンザニアの北部には，キリマンジャロ山等が火山として存在している。こちらも高標高帯で活性 Al・
Fe 含量が高く，低標高帯で低い。いずれの地域の低標高帯においても，非火山帯の土壌と比較すると活性 Al・Fe 含量が高いことは，インドネシアの火山帯と同じである（図 10 右）。
カメルーンやタンザニアの火山帯では，インドネ
シアと比較すると，火山灰土壌が分布する標高帯が高く，概ね 2,000 m 以上となっている。その原因として，カメルーンやタンザニアでは噴火年代が古く，活性 Al・Fe から結晶性鉱物への変化がより進んでいることが考えられる。
活性 Al・Fe はその量が少なくても，土壌の特性に強く影響をしている。
活性 Al・Fe は，有機炭素蓄積に大きく寄与している。図 11 は，次表層土壌における活性 Al・Fe 含
量と有機炭素含量の関係を示している。表層土壌については鉱物と直接結合していない有機物もあるため関係が弱いが，10 cm 以下の次表層土壌について

2020

100
100

00
00

11 - 20（2016）

00
1,000
1,000 2,000
2,000 3,000
3,000 0 0
標高（m）
標高（m）

1,000
1,000 2,000
2,000 3,000
3,000
標高（m）
標高（m）

インドネシアの火山帯（ジャワ島・スマトラ島）と非火山帯（カリマンタン）の次表層土壌における標高と活性 Al・Fe 含量の関係（赤線は火山灰土壌の基準（活性 Al ＋ 1/2 活性 Fe = 20 g kg－1），右は拡大図）．

2020

活性Al + 1/2活性Fe（g kg-1）
活性Al + 1/2活性Fe（g kg-1）

120
120
100
100

カメルーン
カメルーン
火山
火山
カメルーン
カメルーン
非火山
非火山
タンザニア
火山
タンザニア
火山
タンザニア
タンザニア
非火山
非火山

1515

8080

1010

6060
4040

5 5

2020
0 0
0 0

0 0
1,000
1,000 2,000
2,000 3,000
3,000 0 0
標高（m）
標高（m）

図 10

1,000
1,000 2,000
2,000 3,000
3,000
標高（m）
標高（m）

カメルーンおよびタンザニアの火山帯と非火山帯の次表層土壌における標高と活性 Al・Fe 含量の関係（赤線は火山灰土壌の基準（活性 Al ＋ 1/2 活性 Fe = 20 g kg－1），右は拡大図）．

17

渡邉：火山灰土壌の分布と特殊性

120
120

6060

日本
日本

全炭素量（g kg-1）
全炭素量（g kg-1）

100
100

ジャワ・スマトラ
ジャワ・スマトラ

8080

4040

カリマンタンカリマンタン

6060

カメルーン
火山
カメルーン
火山

4040

カメルーン
カメルーン
非火山
非火山

2020

タンザニア
タンザニア
非火山
非火山

2020
00
0 0
0 0 2020404060608080100
100
120
120 0 0-1）-1）
活性Al
活性Al+ 1/2活性Fe（g+ 1/2活性Fe（g
kgkg

タイ
タイ
非火山
非火山

1010
2020
-1）-1）
活性Al+
活性Al+
1/2活性Fe（g1/2活性Fe（gkgkg

図 11 次 表層土壌における活性 Al・Fe 含量と全炭素含量の関係（赤線は火山灰土壌の基準（活性 Al ＋ 1/2 活性 Fe = 20 g kg－1），右は拡大図）．

55

リン酸吸着容量（g kg-1）
リン酸吸着容量（g kg-1）

1515

日本
日本
ジャワ・スマトラ
ジャワ・スマトラ
カリマンタンカリマンタン
タイ
タイ
非火山
非火山

44

1010

33
22

55

11
00
00
1010
2020
0 0 2020 4040 6060 8080 100
100 0 0
-1
-1
-1
-1
活性Al
活性Al
+ 1/2活性Fe（g+ 1/2活性Fe（gkgkg） ）
活性Al
活性Al
+ 1/2活性Fe（g+ 1/2活性Fe（gkgkg） ）図 12

活性 Al・Fe 含量とリン酸吸着容量の関係（赤線は火山灰土壌の基準（活性 Al ＋ 1/2 活性 Fe = 20 g kg－1），右は拡大図）．

は活性 Al・Fe 含量と有機炭素含量は極めて良い関係を有しており，活性 Al・Fe が有機炭素蓄積に大きく寄与していることを示している。活性 Al＋1/2 活性－1
Fe が 20 g kg 以上である火山灰土壌は，概ね有機炭
素含量も多い
（図 11 左）。火山帯の非火山灰土壌（活－1については活性 Al・
性 Al＋1/2 活性 Fe ＜ 20 g kg ）Fe 含量の割に有機炭素含量が小さい（図 11 右）。これは，活性 Al・Fe がアロフェンやイモゴライトなどの鉱物として存在しているためであり，今後，これらの鉱物に有機物が吸着しうるポテンシャルを有19）していると考えられる 。また，日本の森林土壌における有機炭素の蓄積量は，世界の他地域と比べても大きいが，これは，火山灰の影響によると考えら23）れている 。
活性 Al・Fe はリン酸の吸着にも強く影響する。
図 12 には，活性 Al・Fe とリン酸の吸着容量の関係を示しており，活性 Al・Fe がリン酸吸着に大きく寄与することを示している。なお，これはリン酸吸着の容量を示しているのであり，実際にリン酸が吸着しているという意味では無い。
同様に，活性 Al・Fe は，硝酸イオンや硫酸イオ
ンの吸着量とも良い関係を有しており，これらイオンの環境中での動態に影響することを示している。
水酸基に対する主要な陰イオンの吸着選択性は，リ18ン酸イオン＞硫酸イオン＞塩化物イオン＞硝酸イオ24）ン である。強く土壌に吸着するリン酸に対しては溶存態としての流出を極めて少なくするのに対して，最も吸着が弱い硝酸に対しては流出を送らせる
効果をもたらすと考えられる。
－1
活性 Al＋1/2 活性 Fe が 20 g kg 以下の，火山灰土壌としては分類されない土壌について着目しても，有機物蓄積量とリン酸吸着容量は，活性 Al・Feと極めて良い関係を示している（図 11 右，図 12 右）。
火山帯の土壌は，非火山灰土壌であっても，活性Al・Fe の含量が近隣の土壌よりも高い（図 9 右，
図 10 右）が，これは，これらの土壌が有機物蓄積やリン酸の吸着に対して非火山帯の土壌よりも大きい
容量を持っていることを意味する。
7．地球環境における火山砕屑物の意味
地球環境を考える上で，火山砕屑物が土壌に与える影響を考慮することは重要である。現在，人為が地球環境に与えている影響については，特に，生物多様性の減少，窒素汚染，リン汚染，気候変動が問25）
題となっている 。火山砕屑物の影響を受けた火山帯の土壌は，有機炭素蓄積，リン吸着，硝酸吸着を良くする土壌である。すなわち，リンの放出，硝酸地球環境 Vol.21 No.1の放出，有機態としての炭素の蓄積に強く影響することを意味する。この火山帯の土壌，さらには各地域に分布する土壌の特徴とその中で起きているプロ
セスをよく知ることが，自然の理解とその適正な利用につながる。

11 - 20（2016）

学，朝倉書店，157 - 178.
13）Harsh, J., J. Chorover and E. Nizeyimana, Allophane
and imogolite. In: J. B. Dixon and D. G. Schulze, eds.,
Soil Mineralogy with Environmental Applications,
SSSA, Madison, WI., 291 - 322.
14）Bigham, J. M., R. W. Fitzpatrick and D. G. Schulze

謝辞（2002）Iron oxides, In: J. B. Dixon and D. G. Schulze,
eds., Soil Mineralogy with Environmental Applications,

京都大学 北山兼弘教授には，本稿執筆の機会を与えていただきました。本稿に用いたデータは，京都大学 舟川晋也教授，修了生 吉田啓史氏，長谷恵美
子氏，太田頼子氏，長谷中洋輔氏，浦山慧美氏，上田史織氏，京都府立大学 中尾淳助教，首都大学東京
杉原創助教，ボゴール農科大学 Arief Hartono 博士，
ジャング大学 Antoine David Mvond Ze 教授，ソコイ
ネ農科大学 Kilasara Method 准教授との共同研究で得られたものです。また，データの一部は，JSPS 科
研費 20780115，23780065，24228007，26660048 の助成を受けて得ました。記して感謝の意を表します。
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minerals. In: J. B. Dixon and D. G. Schulze, eds., Soil
Mineralogy with Environmental Applications, SSSA:
Madison, WI., 389 - 414.
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Dixon and S. B. Weed, eds., Minerals in Soil
Environments, SSSA, Madison, WI. 1051 - 1087.
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統一的土壌分類体系－第二次案（2002）－の土壌大群23）Morisada, K., K. Ono and H. Kanomata（2004）Organic

名を図示単位とした日本土壌図．ペドロジスト，

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水田土壌．久馬一剛
（編）
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19

渡邉：火山灰土壌の分布と特殊性

渡邉哲弘／Tetsuhiro WATANABE

京都大学大学院農学研究科および地球環境学堂助教（両任）。博士（農学）。専門は土壌学。日本，インドネシア，タイ，カメルーン，タンザニアなどの土壌を対象に，二次鉱物の生成と二次鉱物が有す
るリン酸吸着，有機物蓄積などの機能を調べ，農地および自然生態系における物質循環を研究している。

20

火山遷移に伴う植生発達と環境形成
Vegetation development and reaction from plants to environment in volcanic succession
上條 隆志

1＊

・田村 憲司 ・廣田

Takashi KAMIJO

1

1＊

充 ・西村 貴皓 ・東1

2

1

亮太 ・藤井 美央
2

1

3

2

, Kenji TAMURA , Mitsuru HIROTA , Takahiro NISHIMURA ,2
3
Ryota HIGASHI and Mio FUJII筑波大学 生命環境系
筑波大学 生命環境科学研究科
3
筑波大学 生物資源学類
1Faculty of Life and Environmental Sciences, University of Tsukuba
2Graduate School of Life and Environmental Sciences, University of Tsukuba
3
College of Agrobiological Resource Science, University of Tsukuba
1

2

摘

要

火山噴火は，陸上生態系に対する最も強い攪乱の 1 つである。その強度が高い場合には土壌までも破壊され，破壊された土地に侵入した生物による環境形成作用がその後の生態系発達に強く影響する。また，火山噴出物にはリン等は含まれるが，大気を起源とする窒素は含まれず，窒素が生態系発達の初期制限要因となる。本稿では，これらの火山遷移に関する研究成果を解説する。さらに，著者らが行ってきた 2000 年に大噴火した三宅島の火山灰堆積地における研究から，火山灰の広域的影響とその後の回復過程，遷移初期植物の窒素の獲得特性と環境形成作用に焦点を当てた研究成果の一部を紹介する。

キーワード：栄養塩，火山，遷移，窒素固定，土壌Key words：nutrient, volcano, succession, nitrogen fixation, soil

1．はじめに；火山遷移とは
火山噴火は生態系に最も強いインパクトを与える
攪乱の 1 つであり，火山遷移とは火山噴火による降灰や溶岩流などによって引き起こされた生態系破壊
1）
後にはじまる遷移のことである 。中でも溶岩流は
攪乱強度の最も高いものであり，その堆積地では土壌が固結岩下に埋没するため，埋没した土壌は，その後の生態系回復には寄与しない。したがって，溶岩上の遷移は植物体や土壌のない状態から始まる典型的な一次遷移となる。その一方で，火山遷移が全1）て一次遷移に該当するわけではない 。火山灰などの場合，堆積が厚ければ植物体は残存できないが，薄ければ植物体は残存し，二次遷移に該当する。植物体だけでなく動物の死体や枯死木を含めた攪乱以
前の生態系の残存物のことを生物体残存物（biological
1），2）
legacy） といい，その後の遷移に重要な役割を果たす。上述のとおり，生物体残存物がない端点から開始する遷移を一次遷移として捉えることができ
1），2）
。
る
一次遷移ないしそれに近い状況では，遷移初期の環境は，利用可能な栄養塩不足，乾燥，過湿など強ストレス条件下にあるが，侵入した植物によるリ3）
ター供給，保湿などの環境形成作用 によって緩和される。生物間相互作用として捉えると，侵入した種の環境形成作用が促進的な作用として新たな種の4）侵入，定着や土壌生成に働く 。さらに，火山遷移を栄養塩の面から考えると，火山噴出物にはリン（P）等は含まれるが，大気を起源とする窒素（N）は含まれないことが特徴である。特に，一次遷移ないしそれに近い状況では，窒素が生態系の初期発達におけ
4），5）。本稿では，まず，我が国のる制限要因となる
一次遷移の研究事例，次に，火山遷移における栄養塩制限と遷移初期植物の環境形成作用について述べる。さらに，2000 年に大噴火した三宅島の火山灰堆積地について著者らが行ってきた研究から，火山灰堆積後の植生と土壌の回復過程，並びに遷移初期植物の特性と他種の定着に対する促進作用についての研究成果を示すこととする。
2．我が国の長期にわたる火山一次遷移研究例と種構成から見た共通性
火山国である我が国では，これまで多くの火山遷

受付；2015 年 11 月 20 日，受理：2016 年 4 月 12 日＊
〒 305 - 8572 茨城県つくば市天王台 1 - 1 - 1，e-mail：kamijo.takashi.fw@u.tsukuba.ac.jp
2016 AIRIES21

上條ほか：火山遷移に伴う植生発達と環境形成育する 。37 年経過した溶岩上（1962 年溶岩）では，
7）
部分的にはオオバヤシャブシが森林を形成する 。
125 年経過した溶岩上（1874 年溶岩）では，遷移途中相の植物であるオオシマザクラ Cerasus speciosa や極相性樹種のタブノキが優占する常緑広葉樹と落葉広7）葉樹の混交する森林が形成される 。最も古い噴火堆積物上では極相性樹種のスダジイが優占し，タブ7）ノキなどが混生する 。
2.3 富士山
1707 年に噴火した富士山の山頂部から東斜面の一部には，現在もなお裸地が広がっている。裸地から離れるに従って植生が発達しており，発達段階の相8）違から遷移系列が推定されている 。遷移初期段
階の裸地に侵入する種としては，草本ではイタド
リ，オンタデ Aconogonon weyrichii var. alpinum などがあり，木本ではミヤマヤナギ Salix reinii が挙げられる。さらに，落葉広葉樹のミヤマハンノキ Alnus
viridis subsp. maximowiczii var. maximowiczii，ダケカ
ンバ Betula ermanii var. ermanii と落葉針葉樹のカラ
マツ Larix kaempferi から，常緑針葉樹のシラビソ
Abies veitchii，コメツガ Tsuga diversifolia へという
8）遷移系列が推定されている 。
2.4 遷移系列と共通性
以上の遷移系列を比較すると，種あるいは属，科レベルでの共通性がみられる。一次遷移初期に侵入する草本植物としては，ハチジョウイタドリ，イタ
ドリ，オンタデを含むタデ科 Poligonaceae が，三宅島，桜島，富士山で共通している。特にイタドリ（三宅島のハチジョウイタドリは変種となる）は，暖温帯（三宅島，桜島）と亜高山帯（富士山）の両方の遷
7）

胸高断面積合計（m2 ha-1）移に関する研究がなされてきた。ここでは典型的な火山一次遷移である桜島，三宅島，富士山の例を紹介するとともに，種構成から見た共通性について述べる。
2.1 桜島鹿児島県桜島では，1476 年，1779 年，1914 年，
1946 年に噴火し，それらの溶岩上のクロノシーケン
ス研究（年代が異なる立地上の生態系を比較してその6）発達過程を推定する研究方法）が行われている 。桜島では，20 年経過した溶岩上で地衣類やコケ類が出現し，50 年経過するとイタドリ Fallopia japonica や
ススキ Miscanthus chinensis の多年草が出現し，100 年経過するとクロマツ Pinus thunbergii 林（ヤシャブシ
Alnus firma を含む）が成立する。さらに，150 年以上経過するとアラカシ Quercus glauca やタブノキ
Machilus thunbergii からなる常緑広葉樹林に遷移す
6）ることが示されている 。また，ブナ科 Fagaceae 常緑広葉樹のスダジイ Castanopsis sieboldii 林が極相林
6）になると考えられている 。
2.2 三宅島
三宅島の 1874 年，1962 年，1983 年の溶岩流は規模が類似しており，クロノシーケンス研究に適している。また，正確な年代は不明であるが，およそ800 年以上は大きな噴火活動の影響を受けていない
地域が島の北西部にあり，この地域に分布する自然7）
林を極相林とみなして比較できる 。溶岩流上に成立した群落と極相林に相当するスダジイ林における樹木の胸高断面積合計（図 1）をみると，噴火後の年数の増加に伴い胸高断面積が増加し，森林が発達してきていることがわかる。群落の構成種を見てみると，噴火後 16 年経過した溶岩（1983 年溶岩）上では裸地が大部分を占め，遷移初期植物であるオオバヤシャ
ブシ Alnus sieboldiana（図 2）並びにハチジョウイタド
リ Fallopia japonica var. hachidyoensis がパッチ状に生図1

溶岩流上に成立した群落と極相林に相当する
スダジイ林における樹木の胸高断面積合計．

括弧内は標高を示す．現地調査は 1999 年に行われた．
7）
より作成した．
Kamijo et al .（2002）

22

図2 三
 宅島の 1983 年溶岩流
（16 年経過）上に生育する
オオバヤシャブシ．

地球環境 Vol.21 No.1

3．火山遷移と植生－土壌系の形成プロセス（1）
遷移における生物学的・地球化学的プロセスと窒素・リン制限陸上生態系は，光合成による物質生産を行う植生の部分と，有機物の分解と根から栄養塩吸収が行われる土壌の部分から成り，両者の相互作用系（植生－土壌系）として捉えることができる。火山遷移における植生－土壌系の発達過程には，生物学的プロセスと地球化学的プロセスがある（図 3）。生物学的プロセスとしては，リターフォール等による有機物の土壌への供給，土壌動物による物質の移動，窒素固定種による土壌への窒素の供給，植物によるリンなどの鉱物由来の栄養塩吸収などがある。地球化学的プロセスとしては，物理的・化学的風化，物質の溶9）脱と集積，降雨による窒素供給，リンの不活性化などがある。溶岩などの火山噴出物中には，リン，マグネシウム，カルシウムなどのミネラルが一次鉱物として含まれており，潜在的に利用可能な栄養塩として存在する。一方，窒素は，植物が利用できな
い窒素ガスの状態で大気中に大量に存在するが，岩石圏にはほとんど含まれていない。したがって，一次遷移初期においては，窒素が生態系発達の制限要5）
因となることが指摘されており ，根粒部に共生する窒素固定微生物の働きによって窒素分子を利用できる窒素固定植物は，遷移初期において非常に有利となる。また，生態系全体からみると，窒素固定植
物の落葉，落枝，死んだ根を通じて，生態系全体の窒素の蓄積量が増加する。図 4 は，窒素固定種が初期に優占する一次遷移における窒素の供給パターン

初期過程における生物学的プロセスの重要性

生物学的プロセス
地球化学的プロセス

図3

 山遷移の植生－土壌系における生物学的・
火
地球化学的プロセス．

の仮説的なモデル である。窒素固定種が優占する
ことにより，窒素の供給量（ここでは窒素の無機化速度）が顕著に増加することが示されている。窒素
固定種により蓄積された有機態窒素が分解（無機化）されることで，植物に利用可能な窒素が増加すると考えられる。
一方，遷移の時間スケールが数千年あるいはそれ以上となった場合には，リンが生態系発達の制限要5），9）。溶岩や火山灰中のリンは，リン酸カル
因となる
シウムとして存在し，潜在的に植物に利用可能であ5）る 。また，植物に吸収されたリンは，やがて有機態リンとして土壌中に保持される。これらも植物に利用可能である。しかし，土壌が加齢すると，リンは土壌中のキレート物質などに取り込まれ，植物に5），9）。
利用できない形態（吸蔵態リン）に変化してゆく図 4 では，土壌のリンの利用性の低下によって，窒素の供給量（無機化速度）自体も長期的に低下してゆくことが示されている。このような生態系機能の衰退的変化はハワイ諸島において，長期のクロノシー
ケンスを用いた研究によって具体的に示されている
10）（詳しくは，本特集の北山・和穎 を参照）。
（2）遷移初期植物が生態系の初期発達に与える影響
火山遷移において土壌の破壊が著しい場合（一次遷移ないしそれに近い状態），遷移初期植物をはじめとする裸地に侵入した生物によって，環境形成作用を通じた生物間相互作用が生態系発達を促進す
4）
る。Walker and del Moral は，火山遷移における生物学的な相互作用として，（1）植物と土壌の相互作
用，（2）動物・微生物と土壌の相互作用，（3）種間の促進作用，（4）種間の阻害作用，（5）植物と他の生物との相互作用を挙げている。植物は種が異なっても，光，水，栄養塩といった共通性の高い資源を利用するため，種間競争，すなわち種間の阻害作用が群集の成立を決める主要な相互作用となる。その一方で，火山一次遷移のような厳しい環境の場合，侵入種による環境形成作用によって，促進作用が生じ
5）Nの生態系への供給

移初期種である。また，暖温帯ではススキ属も共通の遷移初期種である。木本種については，ハンノ
キ属 Alnus とカバノキ属 Betula を含むカバノキ科
Betulaceae が共通して遷移初期種となっている。特に，ハンノキ属は窒素固定という特徴を持つ。マツ属
Pinus とカラマツ属 Larix を含むマツ科 Pinaceae は，亜高山帯ではカラマツが，暖温帯ではクロマツがそれぞれ遷移初期種となっている。

21 - 32（2016）

N固定種
の優占

土壌Pの利
用性の低下

時間
図4 一
 次遷移における窒素の供給パターンに関するモデル．

窒素固定種が優占することにより，窒素（N）の供給量（ここでは窒素の無機化速度に基づいて評価）が顕著に増加する．
5）の Fig. 10.3 を改変して作成した．
Vitousek and Walker（1987）23上條ほか：火山遷移に伴う植生発達と環境形成る。数多くの火山遷移の研究が行われているセント2）
ヘレンズ山 では，マメ科 Fabaceae の窒素固定種であるルーピン Lupinus lepidus の侵入が他種に対して，促進作用と阻害作用の両方を持つことが示され11）ている 。我が国においても，富士山ではミヤマヤ
ナギによるカラマツ定着（図 5）の促進作用が示さ
12）
れ ，北海道の駒ケ岳では，ミヤマヤナギとシラタ
マノキ Gaultheria pyroloides との間で促進作用の比較が行われ，ミヤマヤナギの方が高い促進作用を持13）
つことが示されている 。
図 6 は，氷河の後退跡地の一次遷移系列を用いて
14）
種間の相互作用を検討した Chapin et al. の研究例である。この例は火山遷移ではないものの，土壌が破壊された状態から始まる遷移という点で火山一次
14）遷移と共通している。Chapin et al. は現地調査と実生の移植実験等により，促進作用と阻害作用の強さ
を複数種間で比較している。重要な点は，各種が遷移後期種であるシトカトウヒ Picea sitchensis の定着に与える作用（シトカトウヒ林冠木が実生に与える

図5

ミヤマヤナギのパッチ内に生育するカラマツ．
富士山で 2010 年 9 月撮影．

作用も含む）には，促進作用と阻害作用の両方が有り，与える影響も発芽や成長などの生活史特性によって異なる点である。例として挙げられている
チョウノスケソウ Dryas drummondii，ハンノキ属のAlnus sinuata（ミヤマハンノキに近縁），シトカトウ
ヒは，いずれも促進作用（正の効果）
と阻害作用
（負の
効果）
を含んでいる。窒素固定種である Alnus sinuataの効果は窒素付加や成長促進といった正の効果が相対的に多いが，その一方で，発芽に対しては負の効果を及ぼす。
一次遷移初期における地上部現存量の蓄積速度に対しても，窒素固定種の有無が影響を与える。ハワ
イ島，三宅島，グレイシャー湾の研究では，地上部現存量が推定されており，蓄積速度が比較できる。
なお，前述のようにグレイシャー湾の例は火山ではなく，氷河の後退跡地となる。ハワイ島を除き，窒素固定植物が遷移初期種となっており，三宅島とグレイシャー湾ではハンノキ属（それぞれ，オオバヤ
シャブシと Alnus sinuata が窒素固定種である。109 年
から 137 年経過した土地同士で，高標高地等を除いてその集積速度を比較すると，三宅島が 1.0～1.6 ton－1－1
7）d.w. ha year （125 年間），グレイシャー湾が 2.3 ton
－1
－1
15）
d.w. ha year （110 年間） であるのに対して，ハワ
－1
－1
16）
イ島では 0.01～0.14 ton d.w. ha year （137 年間）となり，明らかにハワイ島で集積速度が遅い。このように，窒素が制限要因となる一次遷移初期段階においては，地域の植物相が定着可能な窒素固定植物を含むかどうかが，生態系の発達速度に影響すると考えられる。
一方，ハワイ諸島では，アゾレス諸島やカナリー
諸島原産の窒素固定植物である外来種 Myrica faya
が侵入し（図 7），生態系機能に変化を及ぼしてい17）
る 。窒素の付加量は，Myrica faya を欠く地域で－1－1
は，5.5 kg N ha year であるのに対して，Myrica

図6 グ レイシャー湾における各遷移段階の植物種によるシトカトウヒの実生の定着等に対する促進作用と阻害作用．
14）
Chapin et al .（1994）の Fig. 13 を改変して作成した．

24

地球環境 Vol.21 No.1

faya が分布する地域では 23.5 kg N ha year とな
り，4 倍以上の窒素が生態系に付加するようになっ17）
た 。さらに，Myrica faya の侵入は，植物だけでなく，分解者，消費者に影響を与え，さらに外来種の18），19）という保全上の問題が指摘されてい侵入を促する。陸生大型ミミズ（Earthworm）は陸上生態系の重20）
要な生態系エンジニア であるが，ハワイ諸島のものは全て外来種である。Myrica faya の侵入はミミズ
18）のバイオマスを増加させる 。さらに，ミミズの活動が，リターの分解速度の増加や窒素無機化速度の増加を通じて，窒素循環にも影響を与え得ることが18）
指摘されている 。
（3）
遷移に伴う土壌生成
火山遷移の研究は，初期の土壌生成過程を観察す
る機会となる。三宅島では，クロノシーケンスを用いたスコリア（直径 2 cm 程度の噴出物）の堆積地における研究によって，125 年経過したスコリア上（タブノキ，オオシマザクラなどの高木林が成立）
では，土壌の A 層の厚さは 13 cm に達することが報告され21）ている 。また，養分保持機能のある粘土画分を含
まないスコリア母材の初期土壌生成過程においては，有機物による養分保持が重要であることが示さ
22）
れている 。火山噴出物上の土壌炭素蓄積を経年的に明らかにしている研究例としては，北アメリカのセントヘレンズ火砕流跡地における研究例があ22），23）。1980 年から 2005 年までの 25 年間で，乾る
土あたりの炭素蓄積量について比較すると，裸地で－1程度であり，
は 25 年経過後も 1 g C kg 乾土 （0.1％）
ほぼ変化がみられなかったのに対して，マメ科の窒素固定種であるルーピンがパッチ上に存在するサイ－123）
トにおいては，4 g C kg 乾土 （0.4％）となった 。
このことは，ルーピンの侵入が土壌生成を促すことを示している。
－1

図7－1

ハワイの外来種であり，窒素固定植物である
Myrica faya ．
ハワイ諸島のカウアイ島で 2004 年 7 月撮影．

21 - 32（2016）

4．三宅島 2000 年噴火後の研究から
ここでは，三宅島 2000 年噴火跡地で得られた知見について紹介する。著者らが共同研究として行った
既発表の成果に，オリジナルデータに基づく研究成果の一部を加えて紹介する。具体的には，（1）三宅島 2000 年噴火とモザイク的な生態系再生，（2）三宅島 2000 年噴火と大型植物遺体の存在量，（3）火山灰
堆積地における初期炭素蓄積過程，（4）
オオバヤシャ
ブシとハチジョウススキ Miscanthus condensatus の他種の定着に対する促進作用の比較の 4 項目について紹介する。
4.1 三宅島 2000 年噴火とモザイク的な生態系再生
三宅島は，2000 年 6 月から火山活動が活発化し，
7 月から 8 月にかけての大噴火で大量の火山灰を放出した。一連の噴火活動により植生は多大な影響を受け，森林全体の約 60％にあたる 2,500 ha が大き24）な被害を受けた 。火山灰の放出は 2001 年以降ほとんど見られないが，山頂火口からの二酸化硫黄を中心とする火山ガスの放出は現在も継続している。
この火山ガス放出の継続のため，2000 年 9 月から2005 年 2 月に至るまで三宅島の全島民避難が実施さ25）れた 。三宅島 2000 年噴火とそれに引き続く火山
ガス放出は，均等な影響を与えたのではないため，
火山灰と火山ガスの影響が強く，裸地化した地域から，ほとんど被害を受けていない地域まで存在することとなった。
26）
図 8 は，高橋ら が長期にわたって撮影した衛星画像を解析することで作成した植生変遷パターン図である。図 8 の A の地域は被害がほとんど見られない地域であり，B と C の地域は噴火により樹木が衰退し，樹林地が草地に置き換わりつつある地域である。現地ではハチジョウススキの繁茂が顕著であり，火山灰の堆積が中程度の地域では，オオシマカ
ンスゲ Carex oshimensis などが火山灰に埋没した株27）から再生する例も見られた 。また，生残した樹木
27）の一部は，萌芽により再生していた （図 9）。D の地域は噴火直後の植生被害が大きく，その後に草地として植生が回復する過程にある地域であり，ハチ
ジョウススキの増加が顕著である。さらに，E の地
域は噴火直後に植生が失われ，その後も回復していない地域で，火口付近を中心に分布している。
セントヘレンズ火山においても，生態系がほとんど破壊された地域だけでなく，その周辺に生残した
28）
植物を含む完全には破壊されない地域が存在した 。
このように三宅島とセントヘレンズの事例は，噴火による攪乱を空間的に捉えた場合，二次遷移的なプ
ロセスを持った地域が広い面積を占めることを示している。生態系が完全に破壊された状態を扱うことは，生態学的に意義の深いが，これら二次遷移的な過程を持つ地域にも，今後の巨大攪乱跡地の研究において着目すべきと考えられる。
25

上條ほか：火山遷移に伴う植生発達と環境形成

N
Ａ：噴火による影響が小さく，NDVIが最も高いが，徐々に低下しつつある地域
Ｂ：噴火後のNDVIの減少がAよりは大きかったが，その後増加傾向にある地域
Ｃ：噴火後にNDVIが大きく減少し，その後増加傾向が顕著な地域
Ｄ：噴火後にNDVIの減少がＣよりは大きく減少し，その後増加傾向が顕著である地域
Ｅ：噴火後のNDVIが著しく減少し、その後も増加傾向が認められない地域
Ｆ：噴火後前からNDVIが低い地域だが、噴火後徐々に増加傾向にある地域
0

図8

1 km

三宅島 2000 年噴火後の植生変遷パターン図（2009 年時点）．

26）
高橋ら（2011）の図 2 の植生変遷図を著作権者の許可を得て転載し，作成した．
NDVI（Normalized Difference Vegetation Index）は植生正規化指数であり，植生被覆の目安となる．

IZ1
IZ2
IG3
IG2

IG1

N1
M1

OY8
N4
OY2
図9

2000 年噴火によって全面落葉したタブノキが幹から萌芽を出すことによって再生している．

（2001 年撮影，写真提供，羽柴敬子）

4.2 三宅島 2000 年噴火と大型植物遺体の存在量
大型植物遺体（Coarse Woody Debris，以下 CWD）
は，大型の木質遺骸の総称であり，前述した生物体
1），2）の 1 つである。CWD には様々な存在形態
残存物（立ち枯れや倒木）があるだけでなく，枯死木になって間もないものから土壌との見分けが困難なものまである。三宅島 2000 年噴火の際にも，火山灰と火山ガスの影響によって，樹木が枯損した。生残した樹
27）
，完全に枯
木が萌芽により再生する一方で （図 9）
死した樹木も多く，大量の CWD が短期間に形成さ29）れた 。CWD は，森林に特有な炭素蓄積の場としての役割に加えて，様々な生物の資源や生育場所と30）しての役割が知られている 。ここでは，被害段階が異なる森林に設置された三宅島内 10 カ所（OY8，IG1，M1，OY2，IG2，N1，IZ2，N4，T1，IZ1）
の調
26

図 10

T1

三宅島における固定調査区の位置図．

査区における CWD の存在量と分解速度を測定した
研究結果を示す（図 10）。なお，調査地のうち，IG1と IG2 は，後述する初期炭素蓄積過程の測定を行った調査地と同一の調査地である。
固定調査区（10 m×10 m）内に存在する最小直径
が 5 cm 以上の CWD を対象として，長径，短径，
長さ，腐朽段階（Ⅰ～Ⅴ），存在形態を記録した。なお，腐朽段階とは枯死木の腐朽・分解の度合いを示すものであり，見た目や手触りなどから一般的に 531）段階に分けられる 。調査区外の CWD の一部をサ
ブサンプルとして採取し，腐朽段階と存在形態を記録した後，研究室に持ち帰って十分に乾燥させた後に秤量した。これらサブサンプルの容積について
は，ガラスビーズ（代表粒径 200 µml）を用いた容積置換法によって推定した。得られたサブサンプルの地球環境 Vol.21 No.1

乾燥重量と推定容積の関係式と現場で計測した CWDのサイズから，固定調査区に存在した CWD の存在－1
量（ton d.w. ha ）を算出した。
CWD の分解速度を明らかにするために，2012 年
4 月に OY8，IG1，M1，IG2，N1，T1，IZ1 の計 7 つの固定調査区に存在した倒木の CWD の一部を切り出した後，同じ場所に静置した。腐朽段階Ⅱ，Ⅲ，
Ⅳの CWD から 3 本ずつサブサンプルを切り出した。切り出した 3 本のサブサンプルのうち，1 本はこの段階で持ち帰り，実験室で乾燥後に秤量した。
その 1 年後の 2013 年 4 月に現場に静置したサブサ
ンプルを持ち帰り，同じ操作を行い，この約 1 年間の乾重の残存率から分解速度定数を算出した。分解32）
速度定数 k とは，分解過程を下式のように単純指数減少と仮定した場合の定数である。
ln（M0 / Mt）= －kt
M0 は CWD の初期重量，Mt は t 時間経過後の CWD
重量，k は分解定数をそれぞれ示す。
図 11 と図 12 は，CWD の存在量と分解速度を植生の発達傾度順に並べたものである。OY8 と IG1 は
裸地ないしパッチ状のハチジョウススキ草原，M1から IG2 はハチジョウススキ草原，N1 から N4 ま
では噴火後に再生した森林（オオバヤシャブシ，タブノキなどからなる），T1 と IZ1 は被害がなかった
スダジイ林となる。
大型植物遺体の存在量の合計値や分解速度については，植生の発達傾度との間に関係は見いだせないが，立ち枯れ木については，噴火被害がやや大きい
M1，OY2，IG2，N1 で大きい
（図 11）。このことは，
これら地点において 2000 年噴火によって多くの立ち枯れ木が生成されたことを示すとともに，立ち枯れ状態で 10 年以上も残存し続けることを示している。一方，噴火強度が強いと CWD が減少する理由として，樹木の倒伏と火山灰中への埋没によると考21 - 32（2016）えられる。
33）
IG1 と IG2 では，川越ら によって，2008 年時点の植物体の現存量が推定されており，IG1，IG2 では，－1－1
それぞれ，1 ton d.w. ha ，16 ton d.w. ha となっている
（表 1 参照。表では炭素量として示されている。
）。
一方，CWD については，IG1，IG2 は，それぞれ，－1－1
29 ton d.w. ha ，48 ton d.w. ha となった。被害が大きい IG1 や IG2 では，噴火後に再生した現存量よりも，枯死して残存している現存量の方が大きく，
物質循環を考える上での潜在的な重要性を示唆している。
4.3 火山灰堆積地における初期炭素蓄積過程
植生－土壌系を定量的に評価するための統一尺度34）として，最も有効なものの 1 つは炭素とされる 。
その理由として，炭素は有機物の半分を占める元素であり，その構成要素間を移動・循環することが挙34）
げられる 。炭素蓄積は現存量の増加として起こり，土壌の炭素蓄積は土壌生成過程での土壌腐植蓄35）
積作用として起こる 。新鮮な火山噴出物上では，
陸上生態系の初期炭素蓄積過程を捉えることができる。しかし，火山遷移初期において，植生と土壌の両方の炭素蓄積過程を同時に測定した研究例は少ない。そこで，三宅島の 2000 年噴火火山灰堆積地における 11 年間での植生－土壌系の炭素蓄積量を把握することを目的とした。
調査地は，三宅島西部の火山灰の堆積が厚く，噴火直後にはほぼ植生が消失した地域である。2008 年
33）に設けられた固定調査区（IG1，IG2，IG3） は，そ
れぞれ標高 544 m，443 m，379 m であり，火山灰の33）
堆積深は 52 cm，37 cm，20 cm であった
（図 10） 。
また，2008 年時点で，IG1 ではハチジョウススキがパッチ状に生育する程度であり，IG2 はハチジョウ
ススキ草原，IG3 はオオバヤシャブシ低木林であり，異なる発達段階にあった。なお，2008 年時点の
33）
炭素蓄積量については川越ら により報告されてい
る。

1.2

80
倒木

枯死木の分解係数 k

70

立ち枯れ木

60

CWD量（ton d.w. ha-1）

腐朽段階II

腐朽段階III

腐朽段階Ⅳ

1.0

50
40
30
20

0.8
0.6
0.4
0.2

10
0

n.d.

0.0

OY8 IG1M1 OY2 IG2

N1

IZ2

N4

T1

IZ1

OY8 IG1

調査区

図 11

枯死木
（CWD）
の存在量．

調査地は植生の発達傾度に並んでいる．なお，植生の発達傾度は，高木層，亜高木層，低木層，草本層の植被率を合計した値で評価し，右ほど値が大きくなる．

M1

OY2 IG2

n.d. n.d.
N1

IZ2

N4

T1

IZ1

調査区

図 12

枯死木（CWD）の分解定数．

調査地は植生の発達傾度に並んでいる．植生の発達傾度について
は図 11 参照．

27

上條ほか：火山遷移に伴う植生発達と環境形成

表1

三宅島 2000 年噴火火山灰堆積地における炭素蓄積量．

33）2008 年については，川越ほか（2011）のデータに基づいている．値は平均値±標準偏差を示す．

IG1

IG2

IG3

g/m2

2008

2011

2008

2011

2008

2011

地上部炭素量
オオバヤシャブシ地上部
草本地上部
地上部合計

－
27±36
27

－
63±57
63

102
521±485623

310
2455±292
2765

367
1003±401
1370

779
2915±1753
3694

地下部炭素量
オオバヤシャブシ地下部
草本地下部
地下部合計

－
24±16
24

－
69±78
69

20
150±11117040736±156776

69
281±117350

105703±569808

植物体炭素量合計

51

132

793

3541

1720

4502

リター炭素量

19±22

36±61

503±2611085±562

965±1511067±406

土壌炭素量
0－5 cm5－10 cm
土壌合計

136±33119±23255

159±19853±26
212342±92
149±11491

592±385222±192814

457±309235±168692

742±367305±288
1047

325

380

1685

5440

3010

6616

合計

2011 年 9 月に，各調査区に隣接する 30 m のラインを設置した。ライン内に 5 m 間隔のポイントを設置し，IG1 では 6 地点，IG2 と IG3 では 4 地点を選
び調査プロット（1 m×1 m）を設けた。調査プロット
内の地上部は全て刈り取った。地下部については，
植被率の低い IG1 で全ての地下部を採取した。一方，
IG2 と IG3 では，大型のハチジョウススキの地下茎を全て採取した。さらに 1 m×1 m の調査プロットの中央に 25 cm×25 cm の方形区を 1 つ設け，根がなくなる深さまでの土壌ブロックを掘り出し，それから細根を採取した。細根と地下茎は，水で洗い土壌と選別した。得られた試料は，80℃で 48 時間乾燥後に定量した。また，植物体の乾燥重量のおよそ50％が炭素であることから，乾燥重量に 0.5 を乗ずることで炭素量を算出した。また，これらの測定を行ったプロット内のすべてのリターを採取し，同様の手順で炭素量を求めた。なお，噴火前の残存物である大型植物遺体については，対象としなかった。
2011 年 10 月に 10 m×10 m の調査区内で，高さ 1 m
以上の樹木について毎木調査を行い，種名，胸高直について測定した。樹種と
径
（DBH）
，根元直径
（D0）
してはオオバヤシャブシが最も多く，IG2 では胸高
断面積合計の 60％，IG3 では 97％が本種であった（IG1 は胸高以上の樹木は見られなかった。
）
。川越ほ
33）
か によって得られたオオバシャブシの相対成長式
を用いて，根元直径から地上部現存量と地下部現存
量を乾燥重量として推定した。さらに，乾燥重量に0.5 を乗ずることで炭素量を算出した。なお，調査
地内にはヤブツバキ Camellia japonica 等の他樹種も見られたが，現存量推定には用いなかった。従って，木本現存量は過小評価された値となる。
2011 年 10 月に，10 m×10 m の調査区内に格子状に設置された 9 地点で，容積 100 ml の試料円筒を使用し，深さ 0～5 cm と 5～10 cm の表層土壌を28

採取し，測定試料とした。風乾微細土を作成し，全炭素量を NC アナライザー（住化分析センター製
SUMIGRAPH NC-900）を用いて乾式燃焼法により測定した。容積重および乾土係数を求め，単位面積当たりの全炭素量を求めた。
表 1 に各調査地点の 2008 年と 2011 年の炭素蓄積量を示す。植物体炭素蓄積量は 2011 年時点で，IG1，－2－2
IG2，IG3 でそれぞれ，132 g C m ，3,541 g C m ，－2
4,502 g C m であった。一方，土壌炭素量については，－2－2－2それぞれ，212 g C m ，814 g C m ，1,047 g C m ，－2
リター炭素量については，それぞれ，36 g C m ，－2－2
1,085 g C m ，1,067 g C m となった。これらは，噴火後の生物活動によって生態系に蓄積された炭素量を示している。なお，IG1 と IG2 の 2013 年時点の大型植物遺体（CWD）の現存量については前述した。
植生が未発達な IG1 を除くと，炭素蓄積量は植物体の方が多く，土壌の方が少ない（図 13）。また，
2008 年から 2011 年における増加も，植物体で顕著なことがわかる（図 13）。これらの結果は火山遷移
初期過程において，土壌よりも植生の炭素蓄積の方が先行することを示している。一方，植生が未発達な IG1 では微量であるが，土壌での炭素蓄積の方が多かった。この理由としては，噴火による降灰の影
響で大量に枯死した植物体の一部が火山灰中に混在していた可能性や，化学無機栄養細菌による微量の36）
炭素蓄積効果 があった可能性がある。
4.4 オ
 オバヤシャブシとハチジョウススキの他種の定着に対する促進作用の比較
火山遷移における促進作用，ならびに窒素固定植物の重要性については前述した。三宅島 2000 年噴
火の降灰によって植生が破壊された地域では，ハチ
ジョウススキと窒素固定種であるオオバヤシャブシが優占している。ここでは，窒素固定種であるオオ地球環境 Vol.21 No.1

炭素蓄積量(g m-2)

バヤシャブシとハチジョウススキの促進作用の強さを種間比較することを目的とした。
調査地は，三宅島北西部の標高 450 m 前後であり，本稿の IG2 の周辺地域である。火山灰の堆積深は 34 cm であり，噴火直後は火山灰の堆積と火山ガスの影響により，一時は植被率が 0％となった地域
27）である 。現地調査を実施した 2011 年時点では噴火後に侵入したオオバヤシャブシとハチジョウスス
キが優占し，ハチジョウススキの草原内に樹高 2 m
程度のオオバヤシャブシが点在する植生となっていた。
DBH 3 cm 以上のオオバヤシャブシをランダムに
2
選択し，幹を中心とする 2 m の円形プロットを設置した。これに隣接するハチジョウススキ草原にも，同様の円形プロットを設置した。草原内のプロット
は，オオバヤシャブシの幹から 3 m 以上離れた場所に設置した。設置の際，対象木の樹冠やオオバヤ
シャブシの他個体の樹冠が，円形プロットにかから

6000

植物体地上部

5000

リター

4000

土壌

21 - 32（2016）

ないようにした。プロットは 20 組，計 40 となった。円形プロット内で，出現種名と種ごとの最大高を記録した。容積 100 ml の採土円筒管を用いて，プ
ロットの中心の周囲 3 か所（プロット内）において，深さ 0～5 cm の土壌（火山灰）を採取した。初期炭素蓄積の推定と同じ方法で，NC アナライザーにより
全炭素量と全窒素量を求めた。オオバヤシャブシとハチジョウススキの生葉と地表面の新鮮なリターの採集は，全 40 プロットのうち，採集時にオオバヤ
シャブシの幹が倒れていたプロットと傾斜 25°以上のプロット，およびこれらのプロットと対になっているプロットを除いた計 22 プロット（11 組）で行った。自然乾燥後，粉砕し，0.5 mm のふるいを通したものを分析用とし，NC アナライザーで乾式燃焼法
により，炭素量と窒素量を求めた。
出現種は，両種自身を除くと，オバヤシャブシ樹冠
下では計 15 種，ハチジョウススキ草原下では計 8 種であり，オオバヤシャブシ樹冠下で多かった（図 14）。

植物体地下部

3000
2000
1000
0
1000
2000

出現プロット数

図 132008 2011
IG3

2008 2011IG2

三宅島 2000 年噴火火山灰堆積地における炭素蓄積量の変化．
33）
2008 年については，川越ほか（2011）のデータに基づいている．

オオバヤシャブシ樹冠下
ハチジョウススキ草原下

ユノミネシダアオキ

ハチジョウイヌツゲ

カクレミノ

ハチジョウイボタ

ハチジョウイタドリ

イヌビワ

フウトウカヅラ

オオツルコウジ

タブノキ

ヤブツバキ

サルトリイバラ

カジイチゴ

ヒサカキ

ハチジョウベニシダ

オオシマカンスゲ

図 14

20
18
16
14
12
10
8
6
4
2
0

2008 2011
IG1

オオバヤシャブシ樹冠下とハチジョウススキ樹冠下の出現種の比較．
なお，ハチジョウススキとオオバヤシャブシを除いている．

29

上條ほか：火山遷移に伴う植生発達と環境形成

プロットごとの出現種数について，Wilcoxon の符号
順位検定（p＜0.05）を行った結果，オオバヤシャブシ
樹冠下で有意に種数は多かった。このことは，オオ
バヤシャブシの方が他種の定着に対する促進作用が強いことを示している。
オオバヤシャブシ樹冠下の土壌では，平均全窒素量が 0.14±0.07％（±以下は標準偏差を示す。レンジ
0.06～0.34％），平均全炭素量が 2.5±1.2％（レンジ
1.0～6.0％）であったのに対し，ハチジョウススキ草
原下ではでは平均全窒素量が 0.07±0.03％（レンジ
0.02～0.12％），平均全炭素量が 1.4±0.5％（レンジ
0.5～2.1％）であった。全窒素量・全炭素量ともオオ
バヤシャブシ樹冠下で有意に高かった（Wilcoxon の
符号順位検定（p＜0.05））。これらの結果は，オオバ
ヤシャブシ樹冠下の方が，より多くの有機物と窒素が蓄積することを示している。
オオバヤシャブシ生葉では，平均全窒素量が 3.5±
0.3％
（レンジ 2.5～3.5％）であったのに対し，ハチ
ジョウススキ生葉では平均全窒素量が 2.4±0.2％（レ
ンジ 2.1～2.6％）であった。リターでは，オオバヤ
シャブシの平均全窒素量が 2.9±0.3％（レンジ 2.3～
3.4％）であったのに対して，ハチジョウススキのリ
ターでは，平均全窒素量 0.9±0.2％（レンジ 0.7～1.2％）であった。生葉同士，リターどうしの比較では，全窒素量と全炭素量は，いずれもオオバヤシャ
ブシで有意に高かった（Wilcoxon の符号化順位検定（p＜0.05））。
オオバヤシャブシのリターの高い窒素含量は，リ
ターを通じた土壌への窒素付加効果があることを示している。
以上のことから，オオバヤシャブシの窒素固定による窒素制限緩和作用が，より多くの種の侵入・定着を促進したと考えられる。
4.5 三宅島 2000 年噴火後の生態系回復に関するまとめ
三宅島における一連の研究から，（1）
攪乱モザイク
1）
，2）
の重要性，
（2）
植
とそれと対応した生物体残存物
生－土壌系の発達における非対称的な発達，すなわち植生系の先行発達，（3）
窒素固定植物による窒素付加
効果と他種の定着に対する促進作用が示唆された。
特に，
（2）
と
（3）については，侵入した種の機能的相違（窒素利用性など）が，遷移の進行や生態系発達に大きな影響を与え得ることを示している。実際，三宅島の 2000 年噴火火山灰堆積地では，オオバヤシャ
ブシとハチジョウススキの間で，樹冠下に生息する
大型陸生ミミズの存在量が異なり，オオバヤシャブ
シ下でより存在量が大きい（門倉ほか未発表）。一方で，葉の窒素濃度が高いオオバヤシャブシの方がイ
ズアオドウガネ Anomala japonica izuensis などの昆虫による食害作用を受けやすいこと（守ほか未発表）も示されている。窒素制限という特徴的な栄養塩バ
ランスのもとで開始する火山遷移では，窒素をめぐ30る競合的関係，被食捕食関係が生態系の発達とその方向性を制御している可能性がある。
謝辞

三宅島における研究を実施するに当たって，慶応大学樋口広芳教授，放送大学加藤和弘教授，森林総合研究所岡部宏秋博士，小川泰浩博士，三宅村役場，東京都三宅支庁に大変お世話になった。この場を借りて厚く御礼申し上げる。また，本研究は文部科学省科学研究費補助金（No.21580173，24580212）
ならびに環境省の環境研究総合推進費（D-1106）によりなされた。
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nitrogen accumulation and microbial activity in

31上條ほか：火山遷移に伴う植生発達と環境形成

上條隆志／Takashi KAMIJO

1967 年東京出身。筑波大学生命環境系教授。東京農工大学農学部卒。東京農工大学大学院連合農学研究科修了。
博士（農学）。専門は森林生態学，植生学。2000 年
噴火後の三宅島をフィールドとして，植生遷移と生態系の機能回復過程，島の生態系と生物多様性に配慮した火山荒廃地の緑化に関する研究を行っている。

廣田充／Mitsuru HIROTA

1975 年愛媛県生まれ。筑波大学生命環
境系持続環境学専攻 准教授。博士（理学）。
千葉大学理学部生物学科卒業，筑波大学
大学院博士課程生物科学修了，独立行政法人国立環境研究所ポスドク研究員を経て現職。専門は生態系生態学，植物生態学。主な研究内容：成熟林の物質循環，チベット高原における温暖化が生態系に及ぼす影響。

32

田村憲司／Kenji TAMURA

1959 年群馬県出身。筑波大学生命環境系教授。弘前大学理学部卒。筑波大学大学院農学研究科単位取得退学。
農学博士。
専門は土壌学。火山灰土壌の生成論的研
究，半乾燥地の土壌保全に関する研究を行っている。

噴火が鳥類群集に及ぼす影響：
伊豆諸島三宅島の事例を中心に
Impacts of volcanic eruption on avian communities :a review and a casestudy on the Miyakejima Island, Japan
加藤 和弘
Kazuhiro KATOH

1＊

1＊・樋口 広芳2

and Hiroyoshi HIGUCHI

2

放送大学 教養学部
慶応義塾大学大学院 政策・メディア研究科
1
Faculty of Liberal Arts, The Open University of Japan
2
Graduate School of Media and Governance, Keio University
1

2

摘

要

噴火が鳥類に及ぼす影響は，火山噴出物，生息場所の消失，植生の破壊，生物間関係の変化，人間生活の変化などからもたらされる。三宅島 2000 年噴火では，噴火直後に鳥類の種類と個体数は一時減少したが，その原因として，鳥類が他島を含め遠方に移動した可能性が考えられる。翌年以降，鳥類の種の豊富さや個体密度は樹木植被率と正の相関を示し，植生が回復していない場所では種の豊富さ，個体密度ともに小さかった。この相関関係は噴火後終始一定であったわけではなく，2006 年には植被が少ない場所でもある程度の鳥類個体が記録された。2002 年と 2009 年以降には，そうしたことは見られなかった。この変化は，腐朽木や衰退木からの昆虫発生量の変化から説明可能と考えられる。さらに，常緑広葉樹林を好む種の個体が減少し，林縁や草地を好む種の個体が増える傾向も示された。減少しつつある種には三宅島に特徴的な種や亜種が複数含まれており，植生の自然な再生を図りつつこれらの種の保全を図る
ための対策の策定が急がれる。

キーワード：火山ガス，植生，鳥類，噴火，三宅島，鱗翅目幼虫
Key words：volcanic gas, vegetation, birds, volcanic eruption, Miyake-jima,
Lepidopteran larvae

自然界には，生態系を大規模に改変するできごとがいくつか存在する。比較的高い頻度で生じるもの
としては，暴風雨，山火事，噴火を挙げることがで
1）
きる 。これらによる大規模な生態系の改変を観察することで，生態系の成立や変化を考えるための重要な情報を得ることができる。これまでに多くの関連研究が行われ，特に噴火については，噴火がさま
ざまな遷移段階の土地を作り出すことから，植生の2）
遷移を中心に知見が積み重ねられてきた 。インド
3）
ネシアのクラカタウ島 や合衆国のセントヘレンズ
4）5）
火山 ，ハワイ島 などは，こうした研究の主要な対象となってきた。とはいえ，噴火はイベントごとに様相が大きく異なる。より多くの事例を，植生に加えてさまざまな生物について積み重ねて知見を確立していくことが，どの火山のどのような噴火においても噴火後の生態系の回復を適切に促していく上で不可欠である。

本稿では，生物群集を構成する生物の中から鳥類を取り上げる。鳥類は，食物網の中で上位に位置
し，生物群集の変化の多様な側面を反映して変化すると考えられる。本稿では，これまで世界各地で調査されてきた研究事例に，筆者らが伊豆諸島の三宅島で調査した結果も加えて，噴火が鳥類に対して及ぼす影響をまず整理する。次いで，2000 年噴火後の三宅島における，森林性の鳥類の生息状況の変化を報告するとともに，同島の鳥類群集の保全と回復に向けた課題を提示したい。
1．噴火は鳥類にどのように影響するか
1.1 噴火の際に放出される物質による直接的な影響放出される火山弾，火山灰，溶岩，あるいは火山ガスを直接浴びることによる害である。身体の損
傷，粉じん（火山灰）に起因する呼吸困難や粉じんの受付；2015 年 10 月 28 日，受理：2016 年 3 月 2 日＊〒 261 - 8586 千葉市美浜区若葉 2 - 11，e-mail：aster@ouj.ac.jp
2016 AIRIES

33

加藤・樋口：三宅島 2000 年噴火後の鳥類付着による飛翔困難，熱傷，火山ガスによる中毒などの影響が生じ得る。三宅島 2000 年噴火の際にも，火山灰の付着により死んだイイジマムシクイ
Phylloscopus ijimae やメジロ Zosterops japonicus，
弱って保護されたカラスバト Columba janthina や6）
カワラヒワ Chloris sinica の例が報告されている 。
移動能力に欠ける卵や雛の場合には，火山からの噴出物によって埋められて死に至ることもある。火山
ガスの場合，噴出や拡散の様子が時間的に変化する
ため，ガスの影響が生じやすい凹地などに営巣した個体は，そこにガスが到達して滞留することで死ぬ
7）
こともある 。
移動能力が高い鳥の場合には，移動によってこれらの影響を回避すると考えられる。三宅島 2000 年噴
火の直後の越冬期には，島内で噴火や火山ガスの影
響がほとんどなかった場所でも，鳥の種類，個体数
ともに例年よりも少なく，カラスバトやアカコッコ
Turdus celaenops といった三宅島に特徴的な種でその傾向が顕著だった。この 2 種については，隣接する
神津島や新島で例年よりも多くの個体が同じ冬に記8）録された 。アカコッコなどは神奈川県まで移動した個体もあると考えられ，ハシブトガラス Corvus
macrorhynchos については御蔵島に移動した個体も9）あった可能性がある 。三宅島において同時期に個体数が減少していたこととあわせ，噴火の際に三宅島と隣接する島々の間で鳥が移動していたことを示唆
8），10）。ヤマガラ Poecile varius（亜種するものである
オーストンヤマガラ P. v. owstoni）
については，2007 年
以降，それまで繁殖が確認されていなかった式根島
で新たに繁殖が確認された。三宅島から移動した個
11）
体が元になっているものと推定されている 。噴火により無生物状態になった島に外部から新たに生物が到着する際にも，高い飛行能力を持つ種が有利な
12）立場になる 。
1.2 生息場所の消失・埋没による影響
噴火は，地形を大規模に改変することがある。溶岩流や溶岩ドーム，カルデラ，爆裂火口などの形成
は，その代表的なものと言えよう。火山噴出物が広範囲に厚く堆積して裸地を形成したり，溶岩流や土図1

34石流などが河川を堰止めて堰止め湖を形成したりすることもある。
こうした地形改変は，改変前に存在した生物の生息場所を消失させる。大噴火によって島の大部分がなくなってしまった 1883 年のクラカタウ島噴火はその極端な場合と言えるが，溶岩流や火山噴出物によって生物の生息場所が埋められた事例は，北米の4）
セントヘレンズ火山 など多くある。小アンチル諸
島のモントセラート島におけるモントセラートムク13），14），アイスランドのオ
ドリモドキ Icterus oberi や15）
オウミガラス Pinguinus impennis は，噴火の影響
で生息地を失った個体群が，絶滅やその手前にまで追いやられた例として知られている。
我が国において，そうした危険に目下さらされている鳥類として，小笠原諸島西ノ島に生息する海鳥類がある。2013 年に始まった噴火は本稿執筆時点でなお継続しており，発生した溶岩流により，噴火前
16）に形成されていた海鳥の繁殖地 が埋没，消失する
危険が生じている。2015 年 6 月時点で，噴火前の島の地面の 1 ha ほどが露出しており，そこで海鳥類の生息も確認されたが（川上和人氏 私信），今後の火山
活動次第でこの生息地も消失する可能性がある。
三宅島の場合，1983 年の噴火では，マグマ水蒸気
爆発による新たな爆裂火口の形成によって，その場所にあった火口湖の新澪池が，森林性鳥類の生息場所であった周囲の常緑広葉樹林ともども消失した。
そして 2000 年の噴火では，山頂部に陥没が生じてカルデラが形成され，それまでそこにあった八丁平の湿原が失われた。消失した八丁平の湿原は，ウチ
ヤマセンニュウ Locustella pleskei の主要な生息場所9）であった （図 1）。
三宅島におけるウチヤマセンニュウの生息数は，2000 年噴火後は噴火前の半分かそれ以下になったと17）推定されている 。ウチヤマセンニュウの生息場所
は，伊豆諸島以外には，紀伊半島周辺および九州周18）
辺の島々などにほぼ限られており ，三宅島の個体群は同種の個体群全体の中で大きな割合を占める。
そして，三宅島は伊豆諸島の中でも本種の代表的な生息地である。三宅島の個体群の残存個体が生息す2000 年噴火前の八丁平（左，加藤撮影）と，2000 年噴火後（2001 年 5 月）の山頂付近の様子（右，樋口空撮）．
八丁平を含む山頂付近の生物生息場所は，噴火により消滅した．

地球環境 Vol.21 No.1

る島の北西部・伊豆岬付近のササ原など，残る生息地の保全の意義は大きいと言える。
1.3 植生の破壊，退行による影響
溶岩流や火砕流，火山灰，火山ガスなどは，動物に直接的な影響を与えるほかに，多くの動物にとっての生息の基盤である植生を破壊する。多くの植物が枯死ないし衰退した場合には，そこに生息する動物への影響は避けられない。
植生が動物にとって果たす役割は，食物の供給，
ねぐらや休息，営巣等の場所の提供，に大きく分けられる。噴火による植生被害は，これらの役割にも影響を及ぼし得る。
三宅島 2000 年噴火でも，植生が大きく破壊されたことに対応して，鳥類の種多様性や個体数の減少
が，島内の広い範囲で認められている。噴火前に林であった場所だけを対象として比較した場合，樹木植被率が高いほど鳥の個体密度も種の多様性も高8），19）。動物の生息状況は植生の状態に強く依存すい20）る という一般的な知見と符合する現象である。
火山活動による撹乱作用が終了あるいは低減すると，植生は回復に向かう。植生回復の後を追うようにして鳥類群集も回復していくことが，特にクラカ
タウ島での長期間に及ぶ観察から明らかにされてい21），22）。
る
1.4 噴
 火により他の動物が減少（または増加）したことに伴う生物間関係の変化
火山灰やスコリアは，火口の周囲に広く堆積し，地表部の植生やリターの状態に影響する。リターや植物が堆積物に埋められると，植物を摂食したり，リターや土壌中に生息する節足動物等を捕食したりする鳥類にとっては，食物の確保が困難になる。地上で活動する爬虫類や哺乳類にも影響は及ぶため，それらを捕食する鳥類もまた影響を受ける。
米国ワシントン州セントヘレンズ火山の 1980 年
23）の噴火の際に，Grimm ら は，火山灰が堆積した場所で噴火直後とその 1 年後に，アナホリフクロウ
Athene cunicularia の未消化吐出物（ペリット）を調べた。噴火直後にはペリットの 9 割以上が昆虫で占められていたが，1 年後にはそれが 7 割弱に減少し，一方で哺乳類の残渣の割合が高まった。フクロウの食物となる小型哺乳類が，噴火直後に一時的に数を減らして食物として利用しにくかったこと，ひいては，火山灰の堆積が噴火直後の食物網全体に大きな影響を及ぼしたことを示唆するものと言える。モン
トセラート島では，地表面が火山灰で埋められることが，地上で捕食する種を中心とした鳥類の繁殖に24）影響するとした知見も得られている 。
噴火により植生が破壊されると，多量の枯死木が生じる。枯死木を好む昆虫やその他の節足動物の数が一時的に増加し，それらを食物とする動物にとって食物資源が増加する可能性が考えられる。あるいは，火山灰や火山ガスの影響により植物の生育が衰

33 - 42（2016）

えてくると，一部の植食性昆虫の個体数が増えるかもしれない。そうした状況は，昆虫食の動物にとっては好ましいだろう。
三宅島では，2000 年噴火後に多くの枯死木が生じ，カミキリムシ類などの材食性昆虫の発生が高水25）準で起こった 。噴火後 2010 年頃までは，生きた
樹木植被はないが，立枯木や倒木が豊富にあった島の中腹部で，イイジマムシクイなど一部の鳥類種が出現した。衰退木や腐朽木から発生した昆虫などを食物として利用する個体が，生きた枝葉がなく枯死
木のみの場所にも飛来していた可能性が考えられる。その後 2012 年には，イイジマムシクイは樹木植
被がない場所ではほぼ見られなくなり，そのような場所ではウグイス Cettia diphone やホオジロ Emberizacioides がわずかに記録されるのみであった（表 1e）。
三宅島の場合，マイマイガ Lymantria dispar や
ハスオビエダシャク Descoreba simplex の幼虫が，噴火後にたびたび大量に発生し，それが島の鳥類の生息状況にも影響したと考えられている。マイマイガの幼虫が多量に発生した 2002 年には，鱗翅目幼虫の中でも特に，いわゆる毛虫を好んで採食するカッコウ類のツツドリ Cuculus optatus が，過去に例がな
26）
いほど多数記録された 。
ハスオビエダシャク幼虫は，2004 年以降，島の西27）
部から南部で大規模に発生した 。発生面積と個体数は，2008 年以降縮小に転じ，2010 年 6 月にはほ
とんど見ることができなくなった。ハスオビエダ
シャク幼虫の個体数が最も多かったと考えられる林
道南戸線沿いで，林道路面上か，もしくは枝葉から糸を引いて垂下しているハスオビエダシャク幼虫が確認されたのは，2004 年から 2007 年までであった（加藤 未発表）。
ハスオビエダシャク幼虫の大量発生は，食害により樹木植被率を下げる一方で，そこに多数の鳥の飛来をもたらした結果として，樹木植被率と鳥類種数27）の間の相関関係を弱めた 。昆虫の発生状況が年によって変化した，すなわち，2004～2007 年頃のピー
クを経てその後減少に転じたことが，植被率と鳥類の関係をも変化させた可能性が考えられる。
1.5 噴火による人間生活の変化に伴う影響
最近では，人間の居住域やその隣接地域において，人間の活動に由来する物質や空間を生活に利用28）する鳥類種が認められている 。市街地において人間が放置する生ゴミを食物とするハシブトガラス
や，都市から農山村にかけて人間の住むところを生息場所とする傾向があるスズメ Passer montanus
は，その代表的な例である。農作物の害鳥とされる
ヒヨドリ Hypsipetes amaurotis やムクドリ Spodiopsar
cineraceus，キジバト Streptopelia orientalis なども，
人間の活動に依存しつつ生活する種として挙げられよう。
三宅島の 2000 年の噴火の後には，人間由来の食35

加藤・樋口：三宅島 2000 年噴火後の鳥類物を得にくくなったハシブトガラスが限られた食物
資源に集中する現象が見られた。すなわち，島に取り残されたネコに対する給餌が行われていた港や役場などと，多数のアズマヒキガエル Bufo japonicus
formosus が産卵に訪れていた大路池に集まってい10）た 。これは，島民が島外へ避難するのに伴い，ハシブトガラスの食物が島内に少なくなったことの現れと思われる。また，同様に人間生活と結びつきが強いとされるスズメも，噴火後に同島から人間が9），29）。ないなくなった時期には，姿を消していた
お，ハシブトガラスもスズメも，島の人々が島に戻ってきた今日では，島の各地の集落で普通に姿を見ることができる。
2．三宅島 2000 年噴火
2.1 2000 年噴火とその鳥類への影響の概要
2
三宅島は，伊豆諸島で三番目に大きな面積 55.44 kmの火山島で，東京の南南西約 180 km の太平洋上に位置する。
2000 年噴火の前，三宅島の多くの場所は，常緑広葉樹林（スダジイやタブノキを高木層の優占種とする
二次林，大路池の周囲などは局所的に自然林）に覆われ，森林性の鳥類の生息場所となっていた。鳥類の生息密度は高く，「バードアイランド」とも称されて30）いた 。これは，伊豆諸島の他の島には分布するヘビ類が三宅島には生息しておらず，鳥類にとっての捕食者が限られていることなどに起因すると考えられる。伊豆諸島に固有，あるいは分布域が限られた
固有に近い種や亜種が多く見られる。種としては，
イイジマムシクイ，アカコッコ，カラスバト，ウチ
ヤマセンニュウが，亜種としては，オーストンヤマ
ガラ，シチトウメジロ Zosterops japonicus stejnegeri，
ミヤケコゲラ Dendrocopos kizuki matsudairai，モス
ケミソサザイ Troglodytes troglodytes mosukei，タネコ
マドリ Luscinia akahige tanensis などが生息してい
る
（図 2）
。
同 島 は 活 火 山 で あ り，20 世 紀 に 入 っ て か ら も31）1940 年，1962 年，1983 年と噴火した 。これらの噴火は，粘性の低い溶岩の流出，スコリアや火山灰の比較的小規模な噴出，海岸付近におけるマグマ水
31）
蒸気爆発を主な活動とし，短期間で終結していた 。

そのため，鳥類への影響は局所的・短期的なものにとどまっていた。
2000 年 6 月以降，三宅島は再度火山活動を活発化させ，同年 7，8 月には激しい噴火を繰り返した。山頂は陥没して，直径 2 km 弱に達するカルデラを生じた。9 月以降には多量の火山ガスの噴出が続き，主成分の 1 つである二酸化硫黄の量は最大で 1 日当たり 7 万トンにも及んだ。2014 年以降は 1 日当たり
500 トン未満の水準に落ち着いているものの，火山
ガスの噴出は本稿の執筆時点（2015 年 10 月）でもな32）
お，治まっていない 。
三宅島では，2000 年噴火のように長期にわたって継続し，島の広範囲に降灰やガスなどの影響が及ぶ
噴火は，過去に多くない。1763 年の噴火が 6 年間継続した以外は，一日からせいぜい数十日で沈静化し33）ている 。前回，1983 年の噴火は一日で収束したが，マグマ水蒸気爆発が起こった島の南西部の新澪
池やその周囲では，主に常緑広葉樹林であった植生が完全に失われ，鳥類も一時期ほとんど見られなく34）なった 。この一帯では，今日に至るまで元の植生や鳥類相は回復していないが，火口から離れ被害がより小さかった場所では，鳥類の種数，個体数とも，スコリアや火山灰の影響で樹木が落葉していた
時期には減少していたものの，植生の回復とともに
35）
元に戻った 。三宅島の過去の小規模な噴火の際には，このように比較的短期間で鳥類群集は回復したものと思われる。
しかし，今回の 2000 年噴火は，島内の植生が広範囲で壊滅し（図 3），さらに長期にわたる火山ガスの噴出によりその回復も妨げられていて，過去の噴火とは様相が大きく異なる。山頂付近と，火山ガスが流下する頻度が高い島の東側と南西側では，広い範囲で裸地に近い状態の土地が残っており，それ以外の場所でも植生の回復の状態はさまざまである（図 4）。鳥類群集の回復もまだ途上である。
2.2 2000 年噴火後の植生の退行と鳥類群集の関係
ここでは，1 章で挙げた 5 つの要因のうち，植生の退行と鳥類群集の関係について調査した結果を報告する。上述のように，過去の調査で，樹木植被率が高いほど鳥の個体密度も種の多様性も高いことがわかっている。また，ハスオビエダシャクの大規模な発生や枯死木からの節足動物の発生が活発であっ図2 三
 宅島の鳥類群集を特徴付ける鳥．左からアカコッコ，ヤマガラ（親子），ウチヤマセンニュウ（いずれも樋口撮影）．

36

地球環境 Vol.21 No.1

たと考えられる 2005～2008 年頃には，樹木植被率が低い場所でも鳥の個体密度や種の多様性が高かっ19）たことが報告されている 。しかし，2010 年以降，鱗翅目幼虫の大規模な発生や枯死木からの節足動物の顕著な発生は報告されていない。そこで 2 つの疑問が生じる。一つ目，樹木植被率と種密度や個体密度の関係は変化し，植被率が低い場所では鳥が少なくなっていると予想されるが，正しいだろうか。二つ目，現在，三宅島では植生の回復が進行してい36）
る 。そのため，植生の回復に従って鳥類群集も回復していると考えられるが，正しいだろうか。以下，この 2 つの疑問に答えていきたい。
2.2.1 方法19）
加藤・樋口（2011） で報告したものとほぼ同じ方法で，2002 年から 2014 年まで調査を行った。ここでは，2002，2005，2006，2009，2012 年に行った調査結果を分析の対象とした。
三宅島には，海岸付近を一周する都道と島の中腹を一周する環状林道（林道雄山環状線）を結ぶように，島の斜面を上下に延びている道が何本かある（図 5）。本報告ではこれらの道を，正式名称にかかわらずすべて林道と呼ぶ。毎年の繁殖期（5～6 月）に，5 本の林道（村道雄山線，林道南戸線，林道坪田

33 - 42（2016）線，金曽沢の林道，火ノ山峠の林道）において，道沿いで観察できる鳥の種や個体数を記録した。それ
ぞれにおいて調査範囲とした区間の標高は，順に，80～460 m，60～390 m，70～420 m，40～140 m，20～250 m であり，金曽沢の林道のみ環状林道より低い場所で終わっている。あわせて，各林道沿いの植生について，階層別植被率の調査を行った。以下に方法の概要を述べる。
2000 年噴火の前から草地や裸地であった場所や，家屋が連続している集落を除く部分を調査の対象とした。それぞれの林道の調査対象範囲を，周囲の環境ができるだけ均一になり，かつ長さが 400～500 m
である区間に区分した。さらに，各区間内をほぼ100 m 長の小区間 4 つないし 5 つに細分した。

都道

林道雄山環状線

火の山峠の林道(H)火口

金曽沢の林道(K)林道
南戸線(N)
林道雄山環状線

村道雄山線(O)林道
坪田線(T)
大路池
都道

1km

図5 調
 査対象となった林道と，島内のその他の主要な道．

図3

降灰などにより枯死したと思われる島の森林（2001 年 5 月，樋口空撮）．

図4

火ノ山峠の林道（H）には H1～H7 の 7 区間
（もともと森林ではない
1 区間は分析対象外），林道南戸線（N）には N1～N10 の 10 区間（同 3 区間は分析対象外），村道雄山線（O）には O1～O8 の 8 区間
（同 3 区間は分析対象外）林道坪田線（T）には T1～T8 の 8 区間，
金曽沢の林道（K）には K1～K4 の 4 区間を設定した．区間番号は，
各林道の上端（標高が高い方）を 1 番とし，下るほど番号が増える．

 000 年噴火から 11 年後の様子．植生の状態が異なる 4 地点の写真を示した．
2
右端のスダジイ林は 2000 年噴火の前と一見して同様の状態である（加藤撮影）．

37

加藤・樋口：三宅島 2000 年噴火後の鳥類調査では，林道沿い約 20 m ごと，すなわち 1 小
区間につき 5 か所で，林道のそれぞれの側 25 m 以
内について高木層（高さ 8 m 以上），亜高木層（高さ2～8 m），低木層（高さ 0.5～2 m），草本層（高さ 0.5 m未満）の植被率を目測で判読し，植被なし，1％未満，
1～10％，10～25％，25～50％，50～75％，75％以上の 7 段階で記録した。植被率の区間内平均値を算出するために，段階値を各段階の植被率の中央値に置き換えた上で，算術平均を求めた。高木層と亜高木層の植被率の平均値を足しあわせた値を，それぞれの区間における樹木植被率と見なし，4 階層の植被率の合計値（全階層植被率）とともに以後の分析に用いた。
それぞれの区間で両側それぞれ 25 m 以内に出現した鳥の種と個体数を記録し，小区間ごとに記録した。同一個体が複数の区間をまたがって移動した場
合には，どちらの区間にも出現したものとして記録した。区間ごとに，それぞれの種の個体密度を，小区間あたりの個体数の平均値として算出した。また，各区間における小区間ごとの出現種数の平均値
を，その区間における種密度とした。区間全体での出現種数ではなく種密度を用いたのは，わずかではあるが区間長にばらつきがあるためである。なお，
2005 年と 2006 年には，金曽沢の林道と林道坪田線のそれぞれ最上部の区間で，砂防工事，道路工事が行われるか，あるいは道の崩壊の危険が生じていたため，調査を行わなかった。
区間を単位として，樹木植被率と鳥類の種密度，
個体密度の関係を散布図に描いて検討した。調査年が異なるデータは，全て別個に扱った。さらに，制約付き序列化の手法である CCA（Canonical Corre37）
spondence Analysis） を用いて，区間内での種組成の差が，樹木植被率や全階層植被率，調査年によっ925(種/100m)

鳥 6
類
種
密
3
度
0
0.001

2002

2005

2009

2012

0.01

0.1
1
10
樹木植被率（％）

38

Y = 0.77 ＋ ＋ 2.22* X
Y = 1.36** ＋ 2.65** X
Y = 1.68** ＋ 2.58** X
Y = 1.17** ＋ 2.33** X
Y = 0.35 ＋ 2.93** X

R 2 = 0.73, N =30
R 2 = 0.71, N =28
R 2 = 0.68, N =28
R 2 = 0.77, N =30
R 2 = 0.87, N =30(個体/100m)

鳥 20
類
15
個
体 10
密
度 5

2006

0
0.001

100

図6 樹
 木植被率と鳥類種密度の関係．Y を鳥類種密度，
X を樹木植被率としたときの各年のデータの回帰式は以下の通り．

2002 年
2005 年
2006 年2009 年
2012 年て説明できるかどうかを検討した。CCA に供したデータは，種×サンプル，または測定項目（樹木植
被率，全階層植被率，調査年）×サンプルの表形式
であり，上述の個体密度，または各項目の計測値を値とした。各サンプルは個々の調査区間に対応するものとし，異なる年の結果は同じ調査区間のものであっても別のサンプルとした。各軸の説明力を検討するため，固有値を算出したほか，McCune ほか
38）（2002） の方法により，もとの類似度行列が得られた序列化空間においてどの程度再現されるかを決定
係数により示す指標も求めた。
さらに，それぞれの調査年において，種組成の場
所による違いのパターンを確認するため，TWINSPAN
39）（Two Way INdicator SPecies ANalysis） により出現
種と調査区間を分類し，前者を行，後者を列とする表を並べ替えた。TWINSPAN とは，種組成に基づき出現種と調査地点の分類を同時に行える，分類型の多変量解析手法である。CCA および TWINSPAN
40）の計算は，PC-ORD6.0 により行った。
2.2.2 結果
鳥類の種数および個体数は，樹木植被率と強い相関を示した（図 6，図 7）。相関自体は調査期間を通じて観察されたが，樹木植被率を説明変数，種数や個体数を目的変数とした回帰直線の定数項の値は，年によって異なり，2005・2006 年をピークとしてその前後では低い値を示した。特に 2012 年では，種数，個体数どちらについても，定数項は有意ではなかった。回帰係数の値の変化も 2009 年までは同様であったが，2012 年に増大した。図から読み取れる
ように，植被率が高い区間での出現個体数と種数が2012 年に増大したことに対応した変化と考えられる。
樹木植被率および全階層植被率，および調査年を

図7

2002

2005

2009

2012

0.01

2006

0.1
1
10
樹木植被率（％）

100 木植被率と鳥類個体密度の関係．Y を鳥類個体
樹
密度，X を樹木植被率としたときの各年のデータの回帰式は以下の通り．

2002 年
2005 年
2006 年2009 年
2012 年

Y = 0.46 ＋ 5.03** X
Y = 1.69** ＋ 5.53** X
Y = 2.38** ＋ 6.05** X
Y = 0.99 ＋ ＋ 5.41** X
Y = -0.79 ＋ 6.78** X

R 2 = 0.77, N =30
R 2 = 0.80, N =28
R 2 = 0.72, N =28
R 2 = 0.77, N =30
R 2 = 0.80, N =30

地球環境 Vol.21 No.1

環境条件の変数として CCA を実行した結果が図 8である。固有値に基づく寄与率は第 1 軸から第 3軸まで順に 0.11，0.05，0.01 であり，McCune ほか
38）（2002） の方法による各軸の寄与率は，順に 0.34，
0.19，0.03 であった。したがって，第 2 軸までの寄与率が大きく，第 2 軸までを考慮すればよいと判断された。第 1 軸は植被の発達具合とよく対応し，第2 軸は調査年に対応した。第 1 軸のサンプルスコアと樹木植被率の相関係数は－0.60，全階層植被率，
西暦との相関係数はそれぞれ－0.49，0.26 であった。第 2 軸のサンプルスコアと西暦との相関係数は0.61 であり，樹木植被率，全階層植被率との相関係数はそれぞれ 0.02 と 0.31 であった。
第 2 軸についての種のスコアから，繁殖期では，最近に近づくほど，ウグイス，ヒヨドリ，メジロ，
コジュケイ Bambusicola thoracicus が多くなる傾向があると判断された。噴火から時間が経つに従って，
森林内部性の種が減少し，ササ原や藪を好むウグイ
ス，あるいはジェネラリストとしての性質が強いヒ
ヨドリやメジロが優占度を増していることになる。
TWINSPAN により種と調査区間を分類し，デー
タ表を並べ替えたところ，いずれの年においても，調査区の間での種組成変化のパターンは，常に明瞭な入れ子構造を呈した（表 1）。種数が多い調査区間
は，同じ林道ではより低標高の場所に位置しており，植生の被害が軽微で回復も進んでいる。ただし，表を比較すると，個々の種の分布域は年により異なっている。ヤマガラ，コマドリ，ミソサザイ，
カラスバト，コゲラは，分布域を年々狭めている一方，ウグイスやヒヨドリの分布域は広がる傾向がある。
2.2.3 考察
鳥類の種数および個体数が，樹木植被率と強い正の相関を示すこと自体はこれまでにも確認されてき
8）
，19）
，27）
，新たな知見ではない。注目すべき
たことでは，鳥類の種数または個体数を目的変数，樹木植被率を説明変数としたときの回帰式の定数項である。
得られた回帰式（図 6，7）では，2005，2006 年の切
片がゼロより有意に大きく，このことは樹木植被がない場所でも，林道 100 m あたり 1～2 種の鳥類が2～3 個体記録されていたことを意味する。そして，2012 年の回帰式の切片はゼロから有意に異なっているとは言えなくなった。このことは，樹木植被がな
いところでは鳥がほとんど出現しなくなったことを示唆している。
2005，2006 年に，鳥類相が最も貧弱な区間でも出現していたのは，イイジマムシクイとホオジロである（表 1b，c）。イイジマムシクイについては，加藤・樋口（2011）も，樹木植被がほとんどない場所でも，
19）
これらの年には出現していたことを示している 。
これまでに指摘してきたように，枯死木や衰退木からの昆虫の大規模な発生が鳥類の生息状況を変化させたと考えられる。
2009 年の時点で，昆虫の発生に支えられたこうした状況は解消されつつあったが，2012 年にはほぼ解消されたと考えられる。山腹の枯死木，立ち枯れ木
は人為的に除去されたものもあって量を減らしている。しばしば節足動物のよい生息場所となる枯死
41）
木 が減少した結果，枯死木から 2005 年前後のよ25）
うに昆虫が発生すること は，今後は期待しにく

Axis 2

コジュケイ
コ ジュ ケ33 - 42（2016）

ウグイス ス
ウグイ
ヒヨドリ
ヒ
ヨドリ
西暦
西暦
全階層 メジロメジロ
植被率
アカ コ ッ全植被
キジバト
キジバト アカコッコ
カワラヒワ
カ
ワラ ヒ
ココマドリ
マド リ樹木植被率
樹木植被

ミミソサザイ
ソ サザ
ヤマガラ
ヤマガラ

ホオジロ
ホオジ ロ

Axis 1

ハシブトガラス
ハシ
ブト

ホトトギス
ホト ト ギイイジマムシクイ
イ イ ジマ
コゲラ
コ ゲラ

カラスバト
カ
ラ スバ
シジュウカラシジュ ウ

図8 樹
 木植被率，全階層植被率，西暦を説明変数（環境条件の変数）としたときの CCA（CanonicalCorrespondence Analysis）の結果．種のスコアと説明変数のスコアを表示．調査区のスコアは調査区が多く図が煩雑になるため省略した．

39

加藤・樋口：三宅島 2000 年噴火後の鳥類

表1

TWINSPAN（Two Way INdicator SPecies ANalysis）による調査区間，出現種の分類結果．
TWINSPAN の説明は本文参照．

調査区間の記号は，林道を表すアルファベット（Ｈ：火ノ山峠の林道，Ｎ：林道南戸線，Ｏ：村道雄山線，Ｔ：林道坪田線，Ｋ：金曽沢の林道）と，各林道内の区間を表す番号（各林道の上端（標高が高い方）を１番とし，下るほど番号が増える）の組み合わせ。図１を参照のこと。
分類の結果は，第１段階および第２段階のもののみを示した。各段階で調査区間も種も二つのグループに分かれるため，それぞれのグループを０と１で示した。第２段階では，第１段階で得られたグループの中で分類が行われるが，第１段階で得られたグループに属する調査区間や種の数が５に満たない場合には分類が行われない。鳥が出現しなかった区間は分類の対象とならないので，表の右端にまとめて示した。

ａ）２００２年ｄ）２００９年

出現種 \ 調査区間

ＴＴＴＴＴＴＮＮＮＮＮＴ ＨＨＨＫＨＨＯＫＮＯＯＯＯＫ ＨＮＴ
２３４６８５４６７８９７ ２３４３５７４４２２６１３２ １１１

カラスバト
ミソサザイ
コマドリ
キジバト
ホトトギス
シジュウカラ
ウグイス
カワラヒワ
アカコッコ
ヤマガラ
ヒヨドリ
コゲラ
メジロ
イイジマムシクイ
ホオジロ
ハシブトガラス
調査区間
分類結果－１１１１１－－－－－１－－－－－１１１－１１１
１１１－１１１１１１－１－－－－１－－－－－－－－－１－－－１１－１－－－－－－－－－１１１１１－－－－１１１１１１１１
１－－－－１－－－－－－－１１－１１－１１１１１－１１１１１１１－１１１－１１１１１１１－１１１－－１１－１１－１１－－
１－１－１１１１１１１１
１１１１１１１１１１１１－－－－－１－１－－－－－－－－－－－－－－－－
００００００００００００
０１１１１１１１１１１１－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－１－－－－１１１１－１－１－－－
１１１１１１１１－－－－－－－－－－－－－－－－－１－－－－－－１１１１１－１１１－－１１１１１１－１１１－１－－１１－１１－１－１－１１－－１１１－－１１－１１－－－
１－１－１１１１１１１１１１
１１１１１１１１１１１１１－－１１－１１１１１１－１１－－－１－－－－－１１１１－－
１１１１１１１１１１１１１１００００００００００００００

－－－
－－－
－－－
－－－
－－－
－－－
１－－
－－１
－－－
－－－
－－－
－－１
－－－
１１１
－－－
－－－
１１１
１１１

種の
分類
結果
１１
１１
１１
１１
１０
０１
０１
０１
０１
０１
０１
０１
０１
０１
００
００

ｂ）２００５年
種のＮＴＴＮＮＴＴＴ ＨＯＯＨＨＫＮＮ ＮＨＨＮＯＯＫＫＨ ＴＴ ＯＴ
出現種 \ 調査区間
分類
７７８８９５６４ ７４６４５４４６ ２１２１２３２３３ ２３ １１
結果
ホトトギス
１１－１１１１－ －－－－－－－１ －－－－－－－－１ －－ －－ ００
カラスバト－１１１１１１１ －－－－－－－－ －－－－－－－－－ －－ －－ ００
ヒヨドリ
１１１１１１１１ －－－－１１－－ －－－－－－－－－ －－ －－ ００
ヤマガラ－－－１１１１１ －－１１１－１－ －－－－－－－－－ －－ －－ ００
アカコッコ
１１１１１１１１ １－－－１１１－ －－－－－－－－－ －－ －－ ００
ミソサザイ－－－１１１１－ －－－－－－１－ －－－－－－－－－ －－ －－ ００
ハシブトガラス－－－１１－－－ －１－－－１－１ －－－－－－－－－ －－ －－ ００
メジロ
１１１１１１１１ １１１１１１１１ －－－－１－－－－ －－ －－ ０１
ウグイス
１１１１１１１１ １１１１１１１１ １－－－－－－－－ －－ －－ ０１
コマドリ－１１１１１１１ －－－－－－１１ －－－－－－－－－ －１ －－ ０１
カワラヒワ－１１－－－－－ －－－－－１－－ －－－－－－－－－ －１ －－ ０１
イイジマムシクイ １１１１１１１１ １１１１１１１１ １１１１１１１１１ －１ －－ １
コゲラ
－１－１１－１１ １１１－１－－－ １１１－１１１１１ －－ －－ １
ホオジロ
－１１－１１－１ １１１１－１１１ １１１１１１－１１ １１ －－ １
シジュウカラ－－－－１－－１ －－－１１１１１ １－１１１－１１１ －－ －－ １
調査区間００００００００ ００００００００ １１１１１１１１１ １１ －－分類結果
００００００００ １１１１１１１１ ０００００００００ １１ －－出現種 \ 調査区間

ＮＴＮＴＴＮＴＴＴＨＨＮＫ
９４８７６６３５８５７７４

ＯＯＫＴＨＮＮＮＯＯＯＴＨＨＨＫ
１２２１３１２４３４６２１２４３

ホトトギス
コゲラ
ミソサザイ
メジロ
ヤマガラ
コマドリ
アカコッコ
カラスバト
ヒヨドリ
カワラヒワ
イイジマムシクイ
ウグイス
ハシブトガラス
ホオジロ
シジュウカラ
調査区間
分類結果－－－－－－－－－－－１－－－－１１１１１１１－－－－－１１１－－－－－－－－
１１１１１１１１１１１１１
１１１１１１１１１－－－－－１－１１－１１１－－－－１１－１１１１１１１１１１
１－－１－－－－－－－－－
１－１１１１１１１１１１１－－－－１１－１１－－－－１１１１１１１１１１１１１
１１１１－１１１１１１１１
１１－－－－－－－－－－－－－１－１１１１－－１１１－－－－－－１－－－－－－
０００００００００００００
００１１１１１１１１１１１－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－１－－－－－－－－－－－－－１－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－１－－－－１－－－－－－－－１－－－－－－－－－－－－－－－－
１１１１－－１－－１１－－－－－－－－－－－－－１１１－－－－－
１１１１１１１１１－１－１－１－
１１１１１１１１１１１－－－－１
１－１１－－－－－－－－－－－－
１１１１１１１１１１－１１１１－－１１１１－－１－１－－－－１－
１１１１１１１１１１１１１１１１０００００００００００００００１

種の
分類
結果
００
００
００
００
００
００
００
００
０１
０１
１０
１０
１１
１１
１１

ｅ）２０１２年
種のＮＮＮＮＴＨＨＮＴＴＴＴＴ ＨＨＯＮＮＯＨＨ ＴＯＯＫＫＫＴＯ ＮＯＴ
分類
４７６８３５７９８４５６７ ３４６１２４１２ ２１２２３４０３ １１１
結果
コマドリ－－－－－－－－－１１１１ －－－－－－－－ －－－－－－－－ －－－ ００
ミソサザイ－－－－－－－－－－１１１ －－－－－－－－ －－－－－－－－ －－－ ００
カラスバト－－－－－１－１－－１１１ －－－－－－－－ －－－－－－－－ －－－ ００
ヤマガラ－－１１１１１１１１１１１ －－－－－－－－ －－－－－－－－ －－－ ００
キジバト－－－－－１－－１－－－－ －－－－－－－－ －－－－－－－－ －－－ ００
コジュケイ－－－－－－－１－－－－－ －－－－－－－－ －－－－－－－－ －－－ ００
アカコッコ
１１１１１１１１１－１１１ １１－－－－－－ －－－－－－－－ －－－ ００
メジロ
１１１１１１１１１１１１１ １１－１１－１１ －－－－－－－－ －－－ ００
コゲラ－－－－－－１１１－１１１ １１－－－－－－ －－－－－－－－ －－－ ００
ハシブトガラス －－１－－－－－－－－－１ １－１－－－－－ －－－－－－－－ －－－ ００
カワラヒワ－－－－－－－－－－－－－ －－－－１－－－ －－－－－－－－ －－－ ００
シジュウカラ－－－－－－－－－－－－－ －－－－－－１－ －－－－－－－－ －－－ ００
イイジマムシクイ －１１１１１１１１１１１１ １１１１１１１１ －－－－－－－１ －－－ ０１
ヒヨドリ－１１１－１１１１１１１１ １１１１１１－－ １－－－－－－－ －－－ ０１
ウグイス
１１１１１１１１１１１１１ １１１１１１１１ １１１１１－－１ －－－ １
ホオジロ－－－－－１－－－１－１－ １１１１１１１１ １－１１１１１１ －－－ １
調査区間０００００００００００００ ００００００００ １１１１１１１１ －－－分類結果
０００００００００００００ １１１１１１１１ ０００００００１
出現種 \ 調査区間ｃ）２００６年
種の
ＴＴＴＮＴＨＮＫＴ ＨＨＮＮＨＮＨＯＯ ＮＮＯＴＴＨＯＯＫＫ ＮＴ
分類
４５６９８５８４７ ３７２６２７４３６ １４２２３１１４２３ １１
結果
コマドリ
１１１１１－１－１ －－－－－－－－－ －－－－１－－－－－ －－ ００
カラスバト－－１１１１－－１ －－１－－－－－－ １－－－－－－－－－ －－ ００
ハシブトガラス－－１１１１１１－ －－－－－－－－－ －－－－－－－－－－ －－ ００
キジバト－－－－１－－－－ －－－－－－－－－ －－－－－－－－－－ －－ ００
カワラヒワ－－－１１－１－－ －－－－－－－－－ －－－－－－－－－－ －－ ００
コジュケイ－－－１－－－－１ －－－－－－－－－ －－－－－－－－－－ －－ ００
メジロ
１１１１１１１１１ －１１１－１－－－ －－－－－－－－－－ －－ ００
ヒヨドリ
１１１１１１１１１ －１－－－－－－－ －－－－－－－－－１ －－ ０１
ホトトギス－－－１１１１１１ １－１１－１－－－ －１－－－－－－－－ －－ ０１
ヤマガラ－１１－１１１１１ －－－－１１１－－ －１－－－－－－－－ －－ ０１
コゲラ－－１１１－１１１ －－－－－１１１１ －－１－－－－－－－ －－ ０１
アカコッコ
１１１１１１１１１ １１－－１１１１１ －－－－－－－－－１ －－ ０１
ウグイス
１１１１１１１１１ １１１１１１１１１ １１－－－－－－－－ －－ ０１
イイジマムシクイ １１１１１１１１１ １－１１１１１１１ １１１１１１１１１１ －－ １
ホオジロ－－－１１１１１１ １１１１１１１１１ １１１１１１１１－１ －－ １
ミソサザイ
－１１－－－－－－ －－－－－－－－－ １１１１１－－－－－ －－ １
シジュウカラ
－－１－－－１１１ １１１－１１－－－ １１－－１－－１－－ －－ １
調査区間０００００００００ ０００００００００ １１１１１１１１１１ －－分類結果
０００００００００ １１１１１１１１１ ０００００１１１１１ －－出現種 \ 調査区間

い。したがって，それぞれの場所の植生に見合った鳥類群集が今後は見られるようになるだろう。以上をまとめると，本章の冒頭に示した第一の疑問点，
樹木植被率と種密度や個体密度の関係は変化し，植被率が低い場所では鳥が少なくなっているのではな
いか，という点については，提示した仮説が正しいことを示す結果が得られたと言える。
本研究で，CCA の結果として示された，時間の経過に伴う種組成の変化は，植生の変化に鳥類群集が対応して変化しつつあることを示唆している。全体に，常緑広葉樹林を好む種が減少し，都市部にも多40く見られるような種や草地，林縁を好む種が増えつつあるが，これは，島の優占植生が，常緑広葉樹林
から草地および落葉広葉樹林（オオバヤシャブシ群落）へと移行したことに起因すると思われる。噴火
直後に直ちに鳥類が減少したり鳥類相が変化したりせず，徐々に変化が進んでいるのは，生息に適した場所が狭まっても，それまでいた個体が直ちに死亡したり移動したりせず一時的に個体密度が高まった
ことと，噴火直後からしばらくの間は枯死木や衰退木から発生した昆虫が森林性の鳥類の食物として機19）能していたためであろう 。
28）
ヒヨドリやメジロは都市の緑地にもよく見られ ，ジェネラリストとしての性格が強いが，そうした種は噴火後の鳥類群集回復過程の比較的早い段階で，21）
開放地を好む種に続いて定着するという 。今回の三宅島でも，島の中腹やより高い土地では，大きな害を受けた植生が今なお回復途上にあり，ホオジロが 2009 年頃まで個体数が多かったのに続いて，ジェ
ネラリスト種としての性質を備えた両種が増える条件が整ってきたものと考えられる。
三宅島では，植生の回復が確かに進行している。
しかし，噴火前のような発達した常緑広葉樹林に戻るには長い時間を要する。スダジイなどの常緑広葉地球環境 Vol.21 No.1

樹の高木が部分的にでも生き残っている場合を除き，ハチジョウススキなどの草地やオオバヤシャブ
シの低木林が形成された後，100 年以上かけて常緑42）
広葉樹林へと植生遷移が進行していくためである 。
今回の噴火では，ハチジョウススキ群落が長期間持36）続する可能性も指摘されている 。クラカタウ島では，鳥類を含む脊椎動物の群集は，植生遷移の後を12）追うようにして変化した 。常緑広葉樹林が十分に回復するまでは，今回減少傾向が確認されたイイジ
マムシクイやカラスバト，ミソサザイ，ヤマガラなど，常緑広葉樹林を好んで利用する種の動向には，保全上の関心を払う必要がある。これらの多くは三宅島に特徴的な種や亜種であり，植生の自然な再生を図りつつこれらの鳥類の保全を図るための対策の策定が急がれる。
以上をまとめると，本章の冒頭に示した第二の疑問点，植生の回復に従って鳥類群集も回復しているだろうかという点については，常緑広葉樹林の回復が進むまでは，噴火前の鳥類群集とは種組成が異なった状態で鳥類群集が維持されることが調査結果から示唆された。
噴火によって鳥類は直接的に影響を受け，さらに植生が破壊されることによって，長期にわたっても影響を受ける。植生と鳥類の関係は単純なものとは限らず，枯死木や衰退木からの昆虫等の発生や，植生を構成する植物種の違いが鳥類群集のあり方に影響する。噴火に伴う植生の衰退と回復の過程を正しく把握することが，火山に生息する鳥類に対する噴火の影響を考える上で，きわめて重要であると言え
るだろう。
謝

辞

33 - 42（2016）

Fires, hurricanes, and volcanoes: comparing large
disturbances. BioScience 47, 758 - 768.
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10）加藤和弘・樋口広芳（2002）三宅島 2000 年大噴火の鳥類への影響．遺伝，56（5）, 31 - 36.
11）藤田 薫・藤田 剛・長谷川雅美・樋口広芳（2011）
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12）Rawlinson, P. A., R. A. Zann, S. van Balen and I. W. B.

本研究を遂行するにあたり，環境省の環境研究総合推進費（D-1106，代表者・加藤和弘），科学研究費
補助金基盤研究（B）（13440229，代表者・樋口広芳），
同（C）（10301079，代表者・上條隆志），財団法人自然保護助成基金プロナトゥーラファンド助成金（平成 15～19 年度，代表者・上條隆志）による研究助成をいただいた。また，噴火直後の研究に際しては，
東京都環境局および日本動物学会からの研究委託をいただいた。研究を通じ，筑波大学の上條隆志博士，元森林総合研究所の槇原寛博士をはじめとする
三宅島自然研究グループの皆様，さらに三宅村役場，東京都三宅支庁には，たいへんお世話になった。森林総合研究所の川上和人博士には，西ノ島の現状についてご教示いただいた。以上，関係各位に対し，この場にてあらためてお礼を申し上げたい。
引用文献1）Turner, M. G., V. H. Dale and E. H. Everham（1997）

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41

加藤・樋口：三宅島 2000 年噴火後の鳥類

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森林性鳥類群集の多様性．山岸 哲・

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赤い卵の謎，57-70，思索社．
31）浜田隆士（1984）三宅島火山活動略史．昭和 57・58
年度文部省特定研究報告「火山島の自然環境変遷とその人為との相互作用に関するシステム科学的研究－昭和 58 年三宅島噴火活動を中心として」，11 - 13.
32）気象庁（2015）
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〈http://www.data.jma.go.jp/svd/vois/data/tokyo/
320_Miyakejima/320_So2emission.htm〉（2015 年 10 月
15 日に確認）33）宮崎 務（1984）
歴史時代における三宅島噴火の特徴．
火山，第 2 集 29, S1-S15.
34）樋口広芳（1984a）
鳥類の生態調査．昭和 57・58 年度

42

加藤

和弘／Kazuhiro KATOH

放送大学教養学部教授。生物群集とその環境との関係を理解するとともに，その成果を生物多様性の保全や生物の生息場所の再生，環境学習などに応用することを目指す。三宅島のほか，都市や農村など人間の手が加わっている地域の鳥類が最近の主な研究対象であるが，それ以外に河川における付着藻類（特に珪藻類）も取り上げてきた。生物群集の種組成
データを多変量解析により分析する方法にも関心を持ち，研究と実践の成果を踏まえ，「生物の種組成データの分析法」を
放送大学大学院のオンライン授業として 2016 年度から開講。

樋口広芳／Hiroyoshi HIGUCHI

生物多様性の進化，維持機構，保全などに広く興味をもっている。三宅島での鳥類を中心とした生態研究は 50 年近く継続して行なっている。研究用のステー
ションももっている。主著に『鳥の生態
と進化』
（思索社）
，
『鳥たちの生態学』
（朝
日新聞社）
，
『保全生物学』（編著，東京大学出版会）
，
『鳥たち
の旅』
（NHK 出版），『日本の鳥の世界』
（平凡社）
，
『鳥ってす
ごい！』
（山と渓谷社）が，主訳書に『フィンチの嘴』（早川書房）がある。
「地球環境」，ʻGlobal Environmental Researchʼ 第 3 代
編集委員長（2006 年 7 月～2016 年 6 月）
。東京大学名誉教授，
慶應義塾大学特任教授。写真はネパール・ジョムソンにて。

森林の栄養に及ぼす火山砕屑物の影響
Influences of volcanic ejecta on the nutrient dynamics of forest ecosystems
北山 兼弘

1＊

・和頴 朗太Kanehiro KITAYAMA

1＊

2

and Rota WAGAI

2京都大学 農学研究科
国立研究開発法人 農業・食品産業技術総合研究機構 農業環境変動研究センター
1
Graduate School of Agriculture, Kyoto University
2
Institute for Agro-Environmental Sciences, National Agriculture and Food Research Organization
1

2

摘

要

火山から放出される溶岩や火山灰には窒素以外の必須元素が一次鉱物として含まれていることから，森林を含む陸上生態系にとって，火山がこれら必須元素の究極的な供給源になる。特に，全ての生物の遺伝や代謝を担う生元素であるリン（P）は，火山放出物の風化を通して陸上生態系に加入し，その後，火山放出物上に発達する森林
生態系に数十万年レベルで長く留まって純一次生産を支える。陸上生態系の長期動態モデルでは，風化がさらに進むと P は風化産物である二次鉱物との物理化学的結合により難溶化し，やがては森林生態系の生産を律速する，とされる。このように，老齢化した森林生態系においては，大気降下物によって新たに追加される P が大きな生態系維持効果をもつことが知られている。日本列島では，火山灰やスコリアなどの火山砕屑物が地質年代スケールで頻繁に，かつ広範囲に降り注ぐので，森林生態系に P などの施肥効果をもたらしている可能性がある。本稿では，大気を通して加入する火山
砕屑物に着目し，森林生態系におけるその施肥効果を考察した。

キーワード：火山灰，森林生態系，土壌栄養塩，風化，リン酸
Key words：volcanic ash, forest ecosystems, soil nutrients, weathering, phosphate
1．はじめに火山から放出される溶岩や火山灰（総称して火山
放出物）には，窒素以外の，植物に必須の元素が一次鉱物として含まれている。このため，森林を含む
陸上生態系にとっては火山がこれら必須元素の究極的な供給源だといえる。特に，全ての生物の遺伝や代謝を担う生元素であるリン（P）は，火山放出物の風化を通して陸上生態系に加入し，その後，火山放出物上に発達する森林生態系に数十万年レベルで長く留まって純一次生産を支える。陸上生態系の長期動態モデルに従うと，風化が更に進むと P は風化産物である二次鉱物との物理化学的結合により難溶化し，やがては森林生態系の生産を律速する。このよ
うに老齢化した森林生態系においては，風成塵などの大気降下物によって新たに追加される P が大きな生態系維持効果（施肥効果）をもつことが知られている。日本列島では，火山灰やスコリアなどの火山砕
屑物が地質年代スケールで頻繁にかつ広範囲に降り注ぐので，これらの火山砕屑物も大きな施肥効果をもたらしているだろう。しかし，そうした火山砕屑物が，人間の時間スケールからすると安定的に思える森林生態系に対してどのような維持効果をもたらしているのかを考察した例はほとんどない。
本稿では，まず，必須元素の供給源としての火山放出物（主に溶岩）の役割を記載する。ここでは，溶岩からの土壌生成過程で溶岩に含まれていた元素がどのように溶け出して，一次遷移の中で発達していく森林生態系に加入するのかを，P と塩基性陽イオンを例に概観する。次に，溶岩と類似した一次鉱物
組成をもつ火山灰やスコリアなどの火山砕屑物においても，同様の必須元素の動態が生じると仮定し，既に発達した森林生態系に広範に加入する火山砕屑物の施肥効果を考察する。
2．火山放出物の風化と栄養大規模な噴火において火山から放出された溶岩（一部に火山灰も含む）
が地表を覆うと，ここから土壌生
1）
成と植生遷移がスタートする（本特集号 上條ほか
参照）
。地表に定着した植物の根や降雨などからプロトンが供給され，火山ガラスを含む一次鉱物の風化

受付；2016 年 1 月 27 日，受理：2016 年 4 月 12 日＊
〒 606 - 8502 京都市左京区北白川追分町，e-mail：kanehiro@kais.kyoto-u.ac.jp
2016 AIRIES

43

北山・和頴：火山砕屑物の栄養効果が始まる。この鉱物風化の過程で，一次鉱物に含ま2＋2＋れているカルシウム（Ca ），マグネシウム（Mg ），＋＋，ナトリウム（Na ）等のアルカリ金属
カリウム
（K ）
＋
との置換によりやアルカリ土類金属はプロトン（H ）鉱物結晶から溶け出し，土壌水中の陽イオンになる。これらの陽イオンは，植物から土壌に供給される有機物のカルボキシ基や鉱物粒子表面の水酸基などの官能基や負荷電をもつ粘土鉱物表面の陽イオン
交換サイトに吸着する。これらの比較的弱い力で吸着した陽イオンは，イオン交換によって土壌水に溶出するので，植物に吸収されやすい。土壌生成が進
み，酸性化が進行すると，陽イオン交換サイトの塩
3＋基性陽イオンはプロトンやアルミニウムイオン（Alイオン）に置換され，系外に流出する。このように，土壌生成初期には火山放出物の一次鉱物や火山ガラスに起源する元素が土壌に豊富に含まれるが，やが2）て溶脱によって失われてしまう（本特集号 平館 参照）。
一方，溶岩や火山灰に含まれている P の長期動態
3）については，Walker and Syers が記載モデルを提出
している
（図 1）
。P は，溶岩や火山灰に一次鉱物のアパタイトとして含まれ，その実体はリン酸カルシ
ウム（以下，リン酸 Ca）である。リン酸 Ca は酸性で溶解度が増すので，植生遷移の過程で酸性化が進む
につれ火山放出物から徐々に溶け出し，樹木に吸収される。一次鉱物のリン酸 Ca は，数千～数万年の時間でそのほとんどが溶け出してしまう。一方，時間経過に伴い，溶岩や火山灰に含まれていたアルミ
ニウム
（Al）
や鉄
（Fe）
も溶け出し，これらがリン酸と結合する。酸性条件下でリン酸 Fe やリン酸 Al は沈
殿してしまうため，リン酸の可給性は低下する。また，溶出した Al や Fe イオンは土壌水中の溶存有機物と錯体を形成するが，そこで生じる有機 Al
（Fe）
複
合体
（Al－，Fe－腐植複合体とも呼ばれる）も，リン2）酸と強く結合し，可給性を低下させる 。火山砕屑物の鉱物風化が更に進むと，溶出したケイ酸，Al やFe イオンから，結晶性の弱いアルミノケイ酸塩であるアロフェン（allophane）
やイモゴライト（imogolite），
鉄酸化物であるフェリハイドライト（ferrihydrite）やゲータイト（goethite）が生成する。これらは総称して非晶質鉱物あるいは短距離秩序鉱物（Short-RangeOrder mineral，ここでは SRO 鉱物と略す）と呼ばれ，可溶化したリン酸（いったん植生に吸収され，リターとして土壌に再加入し，無機化したリン酸も含む）を配位子交換反応によって鉱物表面に強く吸4）（Fe）複合体および SRO 鉱
着（収着）する 。有機 Al
物は，後述する酸性シュウ酸抽出によって評価できるため，これらは総称して活性 Al・Fe と呼ばれる5）。沈殿したリン酸 Fe やリン（本特集号 渡辺 参照）
酸 Al や SRO 鉱物に吸着したリン酸の一部は，土壌の pH や酸化還元電位の変化，または根や微生物の放出する低分子有機酸によって可溶化し，樹木や微生物に吸収される。このようなリン酸は，生物にとって遅効性のリン酸として定義されている。
火山灰や軽石などの火山砕屑物がある程度の頻度
で森林に供給される場合，以上の地球化学的プロセ
スが繰り返されることになり，森林生態系には可溶性のリン酸が保持される。しかし，火山砕屑物が長期にわたり供給されない場合，土壌の風化は更に進
み，SRO 鉱物は，より安定的な二次鉱物であるアル
ミノケイ酸塩鉱物（ハロイサイト（halloysite），カオ
リナイト（kaolinite））や結晶性の高い Fe・Al 酸化物（ゲータイト，ヘマタイト（hematite），ギブサイト（gibbsite））に変化する。後者の Fe・Al 酸化物は，リン酸を物理化学的に強く結合し可溶化を妨げる。
この著しく難溶性となった P は「吸蔵態 P」と定義される。すなわち，火山砕屑物の供給がないと，「吸蔵態 P」が卓越するようになり，森林生態系における樹木の生長は P 欠乏によって律速される。
以上のように，陸域生態系において，溶岩や火山
灰などの火山放出物は，Ca，Mg，K などの塩基性
陽イオンやリン酸などの必須元素の重要な供給源である。火山灰などの降下を通した必須元素の途中加入がなく土壌の風化が進むと，これらの必須元素が生態系に十分に供給されなくなり，最終的には土壌栄養の欠乏が生じてしまう。そのような土壌風化の進行に伴う栄養欠乏の例を，ハワイ諸島の森林生態系をモデルとしてみてみたい。その上で，火山砕屑物の降下の影響を考察する。
3．火山灰の降下が見られない場合の森林生態系の長期動態；ハワイ諸島の長期的生態系傾度に沿った土壌栄養塩の変化

図1

44

3）
Walker and Syers（1976）
による，火山放出物の風化とリン画分の動態のモデル．

ハワイ諸島は，太平洋プレート上に位置するホットスポットから，マントル上層の玄武岩質溶岩が噴出して形成された。ホットスポットは定常点でその位置は変わらない。ホットスポットから溶岩が噴出して火山島が成長するが，太平洋プレートが移動するので，形成された火山島は徐々に北西に移動する。ホットスポットから離れると溶岩が供給されな

地球環境 Vol.21 No.1

くなり，土壌風化が進行する。このため，火山島は北西に向かうほど古くなり，島の年代傾度が形成される。土壌生成の様子もその年代傾度によって観察
6）
できる 。
7）
Crews et al. は，このハワイの土壌生成傾度を利用して，火山噴出物の風化に伴う土壌 P の形態（画分）とその現存量の変化を調べた。噴出後年数 200 年～
400 万年にわたる山地熱帯降雨林 7 か所をこの傾度に沿って選び，表層から深さ 1 m までの土壌を採集して化学分析を行った。気候の影響を排除するために，全調査地の標高と年降水量は，それぞれ 1,200 mと 2,500 mm に統一された。土壌母材は，玄武岩質溶岩の上に火山灰（およびスコリア）が堆積したものである。化学分析の結果，土壌 P の形態（画分）
変化
は島の年代傾度に沿って図 1 とほぼ同じようなパターンを示した。しかし，相違点もあり，全 P 量が時間とともにそれほど減少しないことや，吸蔵されていない遅効性リンが古い生態系中でも存在することなどが示された。しかし，一次鉱物の無機態 P が生態系発達初期で消滅すること，吸蔵態 P が後半で増加することなど，モデルとの共通点が多く示された。
この生態系発達系列に沿って，初期においては窒素（N）が欠乏し，森林生態系は窒素によって制限さ4）れていた 。その後，遷移の進行とともに大気から窒素が加入し，森林生態系の窒素制限は次第に和らいだ。しかし，やがて可給性の土壌 P が減少し，100 万年が経過した森林生態系ではその生産が P に
よって制限されるようになった。これは，N と P を6），8）。
組み合わせた施肥実験によって確かめられた
遷移初期の森林生態系では窒素のみの施肥に対して生産量増加の応答を示し，後期には P の施肥に対して生産量増加の応答を示した。2 万年～15 万年の森
林生態系では，そのどちらにも応答を示さなかった。つまり，森林生態系の長期発達の過程で，栄養

図2

43 - 54（2016）の制限は窒素から P にシフトした。
ハワイの例では，土壌鉱物の組成変化もよく示されている。火山噴出物の風化が進むと，これを母材として二次鉱物の生成が進んだ。噴火後 15 万年にかけて，アロフェンやイモゴライトなどの SRO 鉱
物が多く生成された。これら SRO 鉱物は表面水酸基に富むと同時に非常に高い比表面積をもつため，
表面吸着やミクロ団粒化などのプロセスによって有5）機物や P を強く安定化する 。このため，P は溶脱を免れ，生態系に安定的に留まる。その後の充分な風化時間と共に，それら SRO 鉱物は脱水し結晶性粘土鉱物や Fe・Al 酸化物に変化した。この変化に伴い土壌有機物の蓄積量は低下するが，これらの酸化物と強く結合することで P は吸蔵態に変化して難溶化し，さらに安定的に土壌に留まるとされている。ハワイを例にとると，土壌生成の途上で火山砕屑物の加入が生じない時の土壌粘土鉱物の生成とリ
7）ンの可給性の様式は，図 2 のようにまとめられる 。
9）
Chadwick et al. は，このハワイの土壌発達傾度を使って，植物に供給される Ca と P の供給源がどのように変化するのかを調べた（図 3）。ハワイ諸島の生態系は外部循環を通した異地性必須元素移入によって外の生態系と繋がっており，Ca については
海水起源のものが降水を通して加入する。一方，Pはアジア大陸からの黄砂によっても加入し，量的には少ないものの，P 欠乏の森林生態系にとって栄養的に大きな効果をもっていた。ハワイ諸島の生態系からの Ca の溶脱速度は，土壌生成の初期では速く，降水による加入率よりも大きな値を示した。土壌生成が 15 万年を過ぎると，Ca の生態系からの溶脱速度は降水による加入率を下回った。このことから，溶岩起源の Ca が森林生態系の生産を支えるのは 15 万年までであり，それ以降は海水起源の Ca の寄与率が大幅に増加することが示唆された（図 3）。
これと同時に，土壌母材である玄武岩と海水起源の ワイ諸島における，溶岩の化学風化に伴う主要土壌鉱物とリン（P）の形態変化の概念図（左図）とハ溶岩原が広がるハワイ島キラウエア火山の風景（右図）．

アパタイト，有機態 P，遅効態リン酸の推移を示す．遅効態リン酸には，アロフェン・イモゴライトに吸着した P とリン酸 Fe やリン酸 Al として沈殿した P を含む．時間スケールについては不明な点が多い．また，右図にある黒色の溶岩は玄武岩で，一次鉱物のアパタイトとして P を含む．

45

北山・和頴：火山砕屑物の栄養効果

図3

ハワイ諸島の土壌生成年代（基質年代）傾度における Ca（左側グラフ）と Sr（右側グラフ）の動態．

Ca については，火山放出物起源の Ca の溶脱速度（左上）と大気降下物起源の Ca の寄与率（左下）を示す．Sr については，土壌と植物の
9）
.
より引用．
Sr 安定同位体比（右上）と植物の根が集中する土壌深における土壌水中の Ca 濃度（右下）を示す．Chadwick et al（1999）

図4 ハ
 ワイ諸島の土壌生成年代（基質年代）
傾度におけるリン（P）の動態．
火山放出物起源の P の溶脱速度（上）と大気降下物起源の
9）
.
より引用．
P の寄与率（下）．Chadwick et al（1999）

ストロンチウム（Sr）安定同位体比を端点として，土壌の交換態 Sr と植物体の Sr 安定同位体比を調べたところ，土壌でも植物でもやはり 15 万年を過ぎると海水起源の Sr が卓越していることがわかった（図 3）。Sr は 2 価のイオンとして Ca と似た挙動を示すことから，10 万年以降の森林生態系では海水起源の Ca が生物を構成していることが示唆された。
一方，P の長期動態は Ca とは対照的であった。
P は土壌鉱物への吸着率が極めて高く，土壌中での移動性が低いことから，生態系からの P の溶脱速度
9）は Ca の 1,000 分の 1 程度であった （図 4）。このた
46

め，溶岩起源の P は生態系に 100 万年のオーダーで留まることが示された。しかし，100 万年を過ぎると溶岩起源の P も失われ，次第に黄砂起源の P が生態系の中で卓越するようになった。土壌生成が進んだハワイの森林生態系は，かろうじて黄砂起源の Pによって支えられていることが解明された（図 4）。
以上のように，ハワイ諸島をモデルとして森林生態系の長期動態を調べると，火山灰など火山砕屑物の加入が土壌生成の途中で起こらなければ，Ca も P
も内部から外部へと供給源の相対的重要性がシフトすることがわかる。しかし，海洋に近ければ Ca は海水から降雨を通して加入するので，Ca が不足することはない。一方，外部からの P の供給量は極めて少なく，長期的には森林生態系が P によって律速されてしまう。このようなハワイ・モデルは，海洋に近く，火山放出物を広く土壌母材とする日本列島においても当てはまるのではないだろうか？しかし，
ハワイ諸島と異なり，地質学的なスケールで次々と噴火が起こり，広く火山砕屑物が供給される日本では，土壌生成と森林生態系の長期動態は火山砕屑物の供給に強く影響を受けるに違いない。その影響の強さは，火山砕屑物の供給頻度と供給量に応じて異なると思われる。そこで，以下では，土壌生成の過程で火山砕屑物が加入する場合の森林生態系への影響を考察してみたい。
4．火山砕屑物の到達距離，降下量とミネラルの含量噴火に伴い，マグマが放出される過程で冷えて固まり，それが微細に粉砕されて火山灰やスコリアが形成される。火山から放出される固形物のうち，溶地球環境 Vol.21 No.1

岩以外の，空中に噴出する物質の総称が火山砕屑物である。様々な粒径の固形物が含まれており，粒径2 mm 以下の固形物を火山灰，粒径 2 mm から 64 mmの固形物を火山礫と呼ぶ。また，マグマが固化する過程でマグマに含まれるガスが発泡して，軽石状になったものをスコリアと呼ぶ。火山砕屑物のうち，粒径が大きな物は火口付近に，そして粒径が細かい
火山灰などは火口から離れてから遠くに運ばれる。
このため，火山灰は風下の生態系に広範に加入して，土壌や生物相に影響を与え得る。火山灰は，わずか数ミリの降下量であっても人間社会に災害を引き起こすので，降下量の予測は防災の観点から大き10）
な課題となっている（本特集号 井村 を参照）。一方，爆発的な噴火の場合には，火山ガスも放出され，火山灰とともに成層圏まで運ばれて何年間も地
表の気候に影響を及ぼすことがある（本特集号 吉11）
。以下では，主に粒径の細かな火山灰
野 を参照）のような火山砕屑物に着目して，火山砕屑物の降下が森林生態系にどのような影響を与えているのかを考察したい。火山灰の降下は人間活動にとって災害として捉えられるが，本稿では生態系の形成要因としての火山灰の機能について考察する。
日本列島では，大規模な噴火が地質学的年代ス
10）
ケールで頻繁に生じている 。過去 10 万年間の日
本列島（韓国の噴火事例 2 件を含む）における火山灰
12）の降下についてメタ解析を行った須藤ら によると，報告例 524 件のうち，火山灰が火口から 50 kmに到達する事例は約半数，100 km に到達する事例は
約 3 割である。このことから，ほとんどの噴火において火口周辺 50 km から 100 km のみの生態系が影響を受けていることがわかる。一方，火山灰が火口から 2,000 km 以上の距離に到達した事例は，大隈降
下軽石，阿多降下軽石，姶良 Tn 火山灰，阿蘇 4 火
山灰，鬼界葛原火山灰，白頭山，苫小牧火山灰の 72例であった。さらに，面積的にみると，100 万 km
より広い分布域を有する噴火事例は，上記の 7 例に加えて鬼界アカホヤ火山灰と阿蘇 3 火山灰であった。このように，過去 10 万年において，比較的少2数の火口から広範（100 万 km 以上）に日本列島に火山灰が供給されたことがわかる（図 5）。
12）
図 5 は，須藤ら が火山灰の降下範囲と降下量を報告例 524 件について重ね合わせて推定した，過去
10 万年の降下火山灰総層厚である。5,927 cm から
0.00002 cm までの厚さを 10 段階に色分けして示している。秋田県の一部，伊豆大島，三宅島，八丈島，東京都大島町，静岡県の一部，鹿児島県の一部
では，最大で 10 m を越える総降下量があったと推定されている。また，火山から比較的離れている近畿一円においても，20～30 cm の総降下量があった12）と推定されている 。すなわち，長い地質学的な年代でみると，日本列島のほぼ全域において，生態系が何らかの火山灰降下の影響を受けていることにな

43 - 54（2016）る。
火山砕屑物は，一次鉱物と火山ガラスから成っている。火山灰の全岩化学組成は火山によって変化
13）
し，火山固有の組成を示すとされる 。その組成差
は，マグマの化学組成とマグマが冷却する過程に
13）
よって生まれるとされる 。火成岩は，含まれるシリカ（SiO2）の含量により，SiO2 含量が少ない塩基性岩，SiO2 含量が多い酸性岩そしてその中間の中性岩
13）などに分類される。Nakagawa and Ohba は，火山
灰やスコリアなどの火山砕屑物についても，火成岩と同様に SiO2 の含量に基づき，以下のよう区分することを提唱した。日本では，中性と珪長質な火山砕14）屑物が広くみられる 。
苦鉄質（Mafic；玄武岩質）45-53.5％
中性（安山岩質）53.5-62％
珪長質（Felsic；デーサイト・流紋岩質）62-100％
表 1 に，喜界カルデラ，富士山，セント・ヘレンズ
火山の火山砕屑物（一部に溶岩なども含む）の全岩化
学組成から求めた元素濃度を示す。一般的傾向として，苦鉄質の火山放出物では Ca，Mg の濃度が高く，珪長質の火山放出物ではそれらが低い。P については，表 1 からは一貫した傾向が読み取れない
15）が，Shoji et al. によると，珪長質テフラの方が苦鉄
質テフラよりも全 P 濃度が高いとされる。
表 1 に引用した事例では，Ca は 20～75 mg/g の濃度を，P は 0.44～1.70 mg/g の濃度を示す。珪長

図5

火山灰の降下範囲と降下量を報告例 524 件について重ねあわせて推定した，過去 10 万年の降下火山灰総層厚（cm）．
12）
須藤ら（2007）
から引用．

47

北山・和頴：火山砕屑物の栄養効果

表1

代表的火山砕屑物中の全元素濃度（mg/g）．
喜界カルデラSi

富士火山噴出物

アカホヤ

アカホヤ

100502

Scoria331.24270.67

硫黄岳前期

稲村岳

セント・ヘレンズ

稲村岳

火山灰

41706a

41603

72602

1-1-1

5-5-4

流紋岩質

玄武岩質

玄武岩質

玄武岩質

玄武岩質

デーサイト質239.63255.97243.60233.33275.33329.00

Ti

5.88

8.21

6.22

6.40

5.79

9.25

12.62

6.92

Al

71.36

85.50

77.66

94.08

100.85102.71

86.82

98.47

Fe

29.26

66.01

28.91

74.34

58.66

91.93

106.01

44.73

Mn

0.77

1.08

0.77

1.39

1.16

1.16

1.39

0.77

Mg

4.56

17.22

4.50

35.64

22.26

28.74

36.78

21.36

Ca

19.64

53.71

19.29

75.50

68.50

67.07

75.71

48.00

Na

31.90

24.04

28.42

17.58

20.85

19.14

19.44

31.98

K

21.82

10.79

20.41

2.99

5.56

3.65

5.23

7.30

P

0.57

1.70

0.65

0.44

0.57

0.65

1.14

0.74

喜界カルデラ（前野ら 16））
富士火山噴出物（高橋ら 17））セント・ヘレンズ（Taylor and Lichte 18））

表2

炭素，酸素，水素以外の必須元素の植物体と土壌中の平均的な濃度 mg/g．

5．森林生態系への火山砕屑物の加入とその影響

19）

Larcher（1995） より引用．

元素名

土壌中の平均濃度

植物体の平均濃度

多量元素
N

2

12 - 75P

0.8

0.1 - 10

K

14

1 - 70Ca

15

0.4 - 15Mg

5

0.7 - 9S

0.7

0.6 - 9Fe

40

0.002 - 0.7

Mn10.003 - 1

Zn

0.09

0.001 - 0.4

Cu

0.03

0.004 - 0.02

B

0.02

0.008 - 0.2

Mo

0.003

－0.001

微量元素

Cl

＜0.1

0.2 - 10質
（流紋岩やデーサイト）の火山では，噴火の規模が相対的に大きく，火山砕屑物はより遠くに運ばれる。一方，苦鉄質の地質をもつ火山では，大規模噴火であっても粒径の大きなスコリアなどが形成され
13）
やすく，噴出物は火口周辺に留まる傾向を示す 。
表 2 は，炭素，酸素，水素以外の必須元素の植物体と土壌中の平均濃度を示している。これら必須元
素のうち，窒素以外の全元素が火山灰の一次鉱物に含まれている。火山灰や溶岩が土壌の母材となり，一次鉱物中の元素がやがては土壌を構成することを考えると，火山砕屑物は森林生態系にとって必須元素の重要な供給源になっていることがわかる。

48

火山灰土壌は，北海道南部，東北の北部，関東一円，九州などの火山砕屑物の供給源となるカルデラ
火山の周辺平野部に広く分布している。一方，近畿地方ではその分布が限られている。火山灰土壌（日本
では黒ボク土，国際的にはアンディソル（Andisol）
またはアンドソル（Andosol）と呼ばれる）
とは，活性
Al・Fe
（後述）
に富み，リン酸吸着能が高く，仮比重が軽いなど，一定の土壌学的特徴を満たした土壌を5）指す 。しかし，過去 10 万年間の火山灰の加入範囲
は現在の火山灰土壌の分布域を超えて広範に広がっているため，他の土壌タイプにおいても火山砕屑物の影響を受けている可能性がある。この可能性につ
20）
－ 22）
が褐色森林土について生物
いては，Imaya et al.
地球化学的な観点から総合的な研究を行った。
23）
林野土壌分類（1975） に基づく褐色森林土とは，山地の森林に広くみられる褐色の土壌層をもつ土壌である。褐色森林土は，日本の森林土壌の 70％の面積を占めており，国際的な土壌分類法のインセプ
ティソル（Inceptisol）や Andisol などの複数の土壌ク20）
ラスを含む一群の土壌の総称である 。土壌母材としても，花崗岩，堆積岩，石灰岩，超塩基性岩などの多様な地質を含んでいる。これらの（火山灰以外の）土壌母材から生成された土壌の上層に，火山灰やテフラの加入の影響が認められている。例えば，
完新世に入ってから噴火が記録されていない近畿や山陽の花崗岩起源の山地土壌にも，広域に飛散してきたマーカーテフラの火山ガラスが認められてい24）る 。図 6 に，森林土壌に断続的に加入して形成された明瞭なテフラ層の例を示す。火山灰を母材としない土壌の上層に加入した火山灰やテフラは，どのような生物地球化学的影響を森林に及ぼしているの地球環境 Vol.21 No.1

だろうか？
火山灰や溶岩などの火山放出物には火山ガラスやその他の一次鉱物として多量の Al が含まれている。
火山放出物の風化の過程で溶け出す Al イオンは，有機物の供給が少なく，弱酸性～中性の pH 条件では，(a)A 層 （桜 島 テ フ ラ 混 在 ）大正テフラ
埋 没 Ａ層
安永テフラ
埋 没 Ａ層
褐色層
天 平 宝字テフラ

褐色層

(b)

図6

日本の森林土壌の断面においてみられる
降下火山灰
（テフラ）
層の例．

鹿児島大学高隈演習林（垂水市）．照葉樹林（二次林）の土壌断面（a）とリター層に降り積もる桜島火山灰（b）．給源から近く断続的に
テフラ降下が繰り返されたことにより，1,300 年間でこの約 1 m の土壌形成が起こった．断面下部のテフラ層にも根が入る．各テフラの詳細は以下の通り．大正（桜島 1，Sz-1，AD1914），安永（桜島 2，
Sz-2，AD1779），天平宝字（桜島 4，Sz-4，AD764）．

43 - 54（2016）

アルミニウム水酸化物となり，同時に溶出する Si お
よび Al 濃度が高い環境では，アロフェン・イモゴラ
15）
イトを形成する，と考えられている 。有機 Al および有機 Fe 複合体は難分解性で，土壌微生物による25）分解に対して高い安定性をもつ 。一方，ナノス
ケールの微細な粒子であるアロフェン，イモゴライ
ト，フェリハイドライト等の SRO 鉱物は，高い反応性と比表面積を持ち，また有機物と結合し強固なミクロ団粒を形成するため，土壌有機物の安定化に26），27）。したがって，土壌中に存在している
寄与する
Al の形態と量の評価が，火山灰の森林土壌への影響を調べる際の手掛かりとなる。土壌分類では，0.1 M
ピロリン酸ナトリウム溶液（pH 10 に調整）で抽出される Al が有機 Al 複合体の存在量の指標として使わ
れ，酸性シュウ酸溶液（pH 3.0 に調整したシュウ酸
アンモニウム溶液）
で可溶化されるケイ素（Si）がアロ
フェン・イモゴライトの推定に用いられる。酸性
シュウ酸溶液によって抽出される Al と Fe は活性 Al・
Fe と呼ばれ，その濃度（Al＋1/2Fe 濃度）が 20 g/kg以上であることが火山灰土壌の分類基準の 1 つとし5）て使われている 。
20）
Imaya et al. が，様々な土壌母材の褐色森林土における火山灰の加入影響を，Al＋1/2Fe 濃度と酸性
シュウ酸溶液抽出のケイ素濃度（Sio）との関係から調
べた結果が図 7 である。この結果によると，やはり火山灰を起源とする黒色土（林野土壌分類では火山
灰土壌は黒色土と呼ばれるが，黒色土には，一部，火山灰土壌以外の土壌も含む）
では，A 層においてもB 層においても非常に高い Al＋1/2Fe 濃度が示されている。従来，火山灰を母材と想定していなかった
褐色森林土においても Al＋1/2Fe 濃度 20 g/kg が示されており，さらに Al＋1/2Fe 濃度は 20 g/kg 以
上・以下の試料にかかわらず Si 濃度に対して連続的に変化している。このことから，褐色森林土においてもアロフェン・イモゴライトが存在しており，火山灰の加入が広くみられることが示唆された。酸性
シュウ酸溶液によって抽出されるケイ素（Sio）のほ
とんどは，火山灰の風化産物のアロフェン・イモゴ
ライトに起源すると考えられている。したがって，
図 7 に示された，A 層（上図）にも B 層（下図）にもみられる強い正の関係は，火山灰の加入が多いほど風化産物の SRO 鉱物が多いことを示す。しかし，図 7
上図を注意深く調べると，Al＋1/2Fe 濃度に対するケイ素濃度の正相関の傾きは，火山灰に影響された
褐色森林土のほうが黒色土（火山灰土壌）よりも急であり，前者では風化産物のアロフェン・イモゴライ
トが，後者では有機 Al 複合体が相対的に多く存在
20）
することが示唆される 。
活性 Al が多いほど，土壌有機物を安定化させる
21）
効果が大きいことから，Imaya et al. は，酸性シュ
ウ酸抽出の Al 濃度と土壌炭素濃度の関係を調べた（図 8）。その結果，風化産物アロフェン・イモゴラ
49北山・和頴：火山砕屑物の栄養効果
A層

B層

図7 日
 本の褐色森林土における，酸性シュウ酸溶液によって抽出される Al・Fe の濃度（Alo＋1/2Feo g/kg）とケイ素の濃度（Sio g/kg）の関係．

上図は A 層を下図は B 層における関係を示す．（×）黒色土（火山灰土壌）および異なる母材に由来する褐色森林土：（●）花崗岩，（◯）斑レイ岩，（■）砂岩および泥岩，（□）凝灰岩，（▲）結晶片岩，（△）蛇紋岩，（▼）チャート，（▽）石灰岩，（◇）石英はん岩，（＋）
20）
.
から引用．
安山岩，（×）火山灰．Imaya et al（2007）

イトの濃度の目安となる酸性シュウ酸抽出の Al 濃度
が 0 から 20 g/kg の間では，予測通り両者に正の関係性が認められるものの，20 g/kg を越えると逆に両者には負の関係が生じることが示された。一方，
有機 Al 複合体の存在量の目安となるピロリン酸ナト
リウム溶液抽出の Al 濃度と土壌炭素濃度との間に21）は一貫した正の関係が示されている。Imaya et al.
は，この興味深い結果について以下のように解釈している。すなわち，森林への火山灰の加入が少ないと（酸性シュウ酸抽出 Al 濃度 20 g/kg 以下），活性 Alのほとんどが有機物と結合する。火山灰の加入が多いと（酸性シュウ酸抽出 Al 濃度 20 g/kg 以上），加入
する有機物よりも活性 Al が相対的に多くなり，溶け出した Al は風化産物のアロフェンに移行し，酸性
シュウ酸抽出の Al 濃度と土壌炭素濃度には正の関係が見られなくなる（有機物供給の少なさがアロフェン
生成量を規定する）。この解釈は，先に述べた，火山
灰に影響された褐色森林土では，有機物含量の高い
黒色土（火山灰土壌）よりも相対的に多くのアロフェ
ン・イモゴライトが存在するという知見とも合致す
20）る （図 7）。
これらの事実は，褐色森林土の中には，火山灰の加入の影響を受け，活性 Al・Fe を比較的多く含む
土壌が広く存在することを示している。さらに，火山灰の加入が土壌有機物の安定化をもたらし，土壌
有機物の濃度および現存量を高める効果をもたらし
5）28）ている 。Morisada et al. によると，日本の森林生
態系は気候的に類似する他地域の温帯生態系に比べて，土壌炭素量が多い。火山灰の加入は，土壌中の有機物の安定化を通して，無機態窒素や無機態 P な
どの量や生成速度（無機化速度）にも影響を及ぼしていることは間違いない。火山灰の影響を受けた生態系における土壌有機物の安定化は，次の 4 つのメカ

図8 日
 本の様々な土壌における，酸性シュウ酸溶液によって抽出される Al の濃度（Alox g/kg）と土壌炭素量濃度（g/kg）の関係（左），およびピロリン酸ナトリウムによって抽出される Al の濃度（Alpy g/kg）と土壌炭素量濃度（g/kg）
の関係
（右）
．

21）
（◯）
Alox≧20 g/kg の褐色森林土，（▲）
Alox<20 g/kg の褐色森林土，
（□）
黒色土，
（▽）
赤色土，
（ ）
未熟土．Imaya et al（2010）
.
から引用．

50

地球環境 Vol.21 No.1

ニズムによって引き起こされると考えられる：1）土壌中の有機酸や土壌微生物から細胞外に分泌される分解酵素と活性 Al・Fe 成分との化学反応（吸着，沈殿，錯形成）
による安定化および酵素活性の失活；2）ミクロ団粒化による有機物の物理的隔離，つまり分解酵素の基質へのアクセス阻害；3）分解者である土壌微生物への Al 毒性および低 pH ストレス；4）
リン酸の吸着・沈殿（活性 Al・Fe 成分との反応）による土壌微生物の P 欠乏。以上の 4 つの要因は，樹木の生育に欠かせない無機態窒素やリン酸の供給速度も直接的に支配するはずである。しかし，火山灰加入に起因する土壌有機物の安定化機構が，微生物による生化学プロセスを介した無機態窒素や無機態 P な
どの動態にどの様な影響を及ぼしているかは未解明な部分が多く，今後の研究課題となっている。
6．森林の栄養塩動態への火山灰の影響
土壌 pH に応じて正や負の電荷（変異荷電）をもつ
SRO 鉱物は，有機物の長期的な隔離だけではなく，陽イオンにとっても陰イオンにとってもイオン交換
的に土壌に保持される栄養塩量を支配していると思われる。北米太平洋北西地方の森林生態系の火山灰
土壌では，野外の酸性土壌条件下で測定した陽イオ
ン交換能はアルカリ性条件下と比較して 3 分の 1 に低下することが示されており，明らかに酸性化で負29）
電荷の減少が認められた 。このように，酸性条件
下では，SRO 鉱物を主体する土壌の陽イオン保持能は低下する。
さらに，火山灰土壌や火山灰の影響を受けた褐色
森林土は，その中に含まれるアロフェンやイモゴラ
イトを通して，リン酸も強く吸着すると言われてい29），30）
20）。Imaya et al. は，火山灰の加入量が褐色森
る
林土のリン酸吸着に影響を与える可能性を指摘している。農業生態系においては，火山灰土壌に含まれる SRO 鉱物等の活性 Al・Fe がリン酸を強く吸着して作物生産を制限することが古くから指摘されてい2），5）。さらに，酸性条件下では，活性 Al がリン酸ると結合し，生成物のリン酸 Al が沈殿してしまうた
2）
め，土壌溶液中の可溶性リン酸濃度が非常に低い 。
その一方で，火山灰土壌の全リン濃度は近接の非火山灰土壌に比べて非常に高いことが，いくつかの先31）
行研究から示されている （源六ら，未発表）。土壌中の全 P は，化学的な分画方法によって，即効性か
ら遅効性そして無効態へと分割（分画）されるが，この化学的分画法が実際の生物への可給性を正しく反映しているのかどうかについてはわかっていない。
したがって，土壌に火山灰起源の SRO 鉱物が多く含
まれ，リン酸がこれらに強く吸着されているとしても，その全 P 濃度が高ければ P 欠乏は生じない可能性もある。実際に，ハワイの長期森林動態においては，SRO 鉱物が多く形成される風化年代において P

43 - 54（2016）

欠乏は見られない。そこには，根や共生菌根菌の分泌する有機酸による吸着したリン酸の可溶化や，リン酸分解酵素活性を高めるなどの生物の適応的なプロセスが関与しているかもしれない。日本の森林生態系において火山灰の加入が P 欠乏を引き起こすのか興味が持たれるが，実態はよくわかっていない。
全 P の加入以外の点でも，火山灰などの砕屑物が断続的に加入すると，土壌の栄養元素が維持され，
29）
生態系の生産性が維持される 。1980 年にセントへ
レンズ山の噴火により 5～15 cm の火山砕屑物（テフラ）が降下した，米国ワシントン州カスケード山脈の亜高山帯針葉樹林では，林冠木の枯死は見られな
32），33）。森林土壌表層に堆積したテフラ層でかったは，1980 年から 1987 年の 7 年間で，交換態陽イオン（Ca，Mg，K）
濃度が急激に低下し，全窒素と可溶
性P（Bray 抽出液）の増加が認められた。一方，火山砕屑物直下の埋没した土壌層では Ca 濃度の上昇が見られ，テフラによって供給された陽イオンが 7 年間で急激に溶脱されて下層に移動したことが示唆された。
同じカスケード山脈では，火山砕屑物降下の影響
32）が実験的にも調べられている 。実験的に 5 cm と15 cm の厚さのテフラ層（1980 年の噴火起源）
を土壌表層に堆積させ，下層への影響を調べたところ，やはり火山砕屑物層に含まれていた塩基性陽イオンが急激に下層に移動することが確かめられた。火山砕屑物に埋没してしまった元の有機物層からプロトンが火山砕屑物層に供給され，塩基性陽イオンの風化を促したと解釈されている。火山灰に含まれる Ca，
Mg，K などの陽イオンは，急激に下層に移動して，埋没した元の有機物層の陽イオン交換サイトにトラップされ，塩基飽和度が上昇し，樹木への陽イオ
ンの可給性が向上した。
以上のように，断続的な火山灰の加入は溶脱による栄養元素の流失を補い，生態系の生産性を維持す29）
る 。北米太平洋西岸地方の火山灰の影響を受けた30）
森林生態系で見られたように ，SRO 鉱物は変異荷
電をもつことから，酸性条件下では陽イオン交換能が低下してしまう。しかし，上記のカスケード山脈
における研究から，断続的な火山砕屑物の加入は古い有機物層の埋設を介して，陽イオンを保持する効
果をもたらしうる。一方，可溶性 P 以外の P 画分の動態については，カスケード山脈では調べられていない。ハワイの長期生態系動態の事例で紹介したよ
うに，P は土壌中で極めて移動性が低く，カスケー
ド山脈においても，セントへレンズ山から供給された火山砕屑物に含まれていた P は，長い間森林生態系に残留して樹木や土壌微生物に正の影響を及ぼした可能性がある。
カスケード山脈においては，火山砕屑物の加入による植生への負の影響も確認されている。しかし，上層植生ではなく，下層植生がむしろ大きな影響を51

北山・和頴：火山砕屑物の栄養効果

表3

火山砕屑物の森林生態系への影響．

時間

プロセス

効果

効果の詳細

短期

火山砕屑物の降下－＋

林冠の破壊，林床植生の破壊
埋没有機物層の陽イオン交換能

中期

火山砕屑物の化学風化

＋
＋

栄養塩
（塩基性陽イオン，速効性・遅効性リン酸）の供給
土壌酸性化の緩和

長期

SRO 鉱物の生成＋＋＋－

有機物の安定化（長期的な栄養塩供給能，炭素隔離）
土壌の物理構造の向上（水分保持能，水はけ）
リン酸の保持（難分解性・難溶性 P の形成）
無効態リン酸の形成（吸蔵態 P の増加）

注：森林の純一次生産を増加させる方向に働く効果を＋，低下させる効果を－とした。
リン酸の保持効果については，未解明の部分も多い。

図9

日本における火山砕屑物の化学風化に伴う主要土壌鉱物と土壌リン（P）形態変化の概念図．

断続的な火山砕屑物（火山灰）の降下の影響をアパタイトの加入とアロフェン・イモゴライトの生成として表す．
図 2 と対比し，日本における火山砕屑物の影響を表している．
遅効態リン酸には，アロフェン・イモゴライトに吸着した P とリン酸 Fe やリン酸 Al として沈殿した P を含む．

受け，テフラの厚さと下層植物の生存率には負の関係が認められた。火山砕屑物はクラスト状に硬化したので，植物の根に機械的な影響を与えたことが示33）
唆された 。
以上に概観した火山砕屑物の森林生態系への影響を，異なる時間スケール毎に表 3 として示した。断
続的な火山灰の加入は，その規模に応じて短期的に植生の枯損を引き起こし，生態系への大きなかく乱
1），34）。しかし，長期的にみると，Ca，Mg，
要因となる
K，P など植物に必須の元素の供給，保水性の維持，有機物層の埋設などを通して土壌生態系の生産性を維持している可能性が高い。図 9 に，断続的な火山
灰の加入が見られる日本の森林生態系における，一次鉱物のリン加入モデルを示す。しかし，樹木や土
壌微生物への必須元素（特に P）の供給が，アロフェ
ン・イモゴライトなどの吸着性の高い SRO 鉱物の存在下でどのように維持されているのか，大きな研究課題として残されている。

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53

北山・和頴：火山砕屑物の栄養効果

北山兼弘／Kanehiro KITAYAMA

京都大学農学研究科森林生態学分野教授。ハワイ大学マノア校博士課程修了，Ph.D.（Botany）。専門は植生学，森林生
態学，生態系生態学。自然保護を志し，植生研究の途へ。ハワイ諸島の土壌風化
傾度に沿った森林動態を研究。現在は，ボルネオ熱帯降雨林をモデルとして，リン欠乏下における森林生態系の維持メカニズムを研究。また，木材生産と生物多様性保全の両立に関する研究にも取り組んでいる。

54

和穎

朗太／Rota Wagai

農業・食品産業技術総合研究機構，農業環境変動研究センター（NIAES）上級研究員。米国メーン州立大学博士課程修了（Ph.D. Ecology & Environmental Sciences）。
専門は，土壌学，生物地球化学，生態系
生態学。大学で森林科学を学ぶ中で，物質循環を理解するには土の中で起こっていることを知らねばと思い，研究の世界へ。植物に必須の栄養塩プールであり，陸上最大の炭素プールである土壌有機物を主な研究対象とする。

火山が農業にもたらす恩恵
Volcano-originated services for agriculture
平舘 俊太郎＊

Syuntaro HIRADATE＊

国立研究開発法人 農業・食品産業技術総合研究機構 農業環境変動研究センター
Institute for Agro-Environmental Sciences, National Agriculture and Food Research Organization

摘

要

火山は，噴火直後は農業に対して負のインパクトを与えるものの，火山由来物質の風化および土壌化が始まると，そのプロセスにおいて放出される物質や新たに生成される物質およびそれらの機能を介して，農業に恩恵をもたらすようになる。これらの恩恵は，土壌環境を介してもたらされるものが多く，生態系サービスとの関係で整理できるものも多い。たとえば，植物の生育に必須な無機栄養元素の供給や火山灰土壌という独特の環境に適応した遺伝資源の供給は供給サービスに，土壌溶液中の無機栄
養元素濃度や pH などの変化を小さく抑える土壌の緩衝作用は調整サービスに，水や無機栄養元素の循環を支える恩恵は基盤サービスに相当する。また，火山活動によって形成された地形が農業にもたらす恩恵もある。本稿では，これら火山が農業にもたらす恩恵を整理した。

キーワード：火砕流堆積物，火山灰土壌，生態系サービス，土壌物理性，
風化プロセスKey words：pyroclastic flow deposits, volcanic ash soils, ecosystem services,soil physical properties, weathering processes

1．はじめに火山活動は，主に火山由来物質の添加を通じて，生態系に対して様々なインパクトを与える。火山由来物質の添加直後においては，生物の生育環境は大きく変化するため，生物活動は抑えられる。たとえば，高温の溶岩や火砕流は，地上の生態系を数 100℃の高温にさらすため，地上の生物は一時的に一掃される。同時に，表層土壌は溶岩や火砕流堆積物に厚く覆われて姿を消す。その後，新たな地上の最表層部では，新たな地形や土壌母材のもと，ほとんど無生物の状態から生態系の遷移が始まる。降下火山灰や火山砕屑物は，高温でない場合も多いが，厚く堆積する場合には，土壌表層を覆うことによって地上の生態系に大きな影響をもたらす。火山灰は，降下量が少ない場合でも，植物体地上部表面に付着することによって植物に生育障害をひき起こす。火山ガ
スに二酸化硫黄（SO2：亜硫酸ガス）や硫化水素（H2S）
が高濃度に含まれる場合には，これらのガスが持つ
1），2）
生育阻害作用によって植物は障害を受ける （本特3）。また，これらの成分が雨水集号の上條ら も参照）
等に溶け込み土壌中に到達すると，土壌は酸性化
し，これに伴って酸性耐性の弱い生物群は衰退し，。
土壌生態系は一変する
火山由来物質の到達から時間が経過すると，もとの火山由来物質は部分的に溶解し，また，ある部分は新たな成分として生まれ変わり，そこに火山由来物質の影響を強く受けた独特の環境が生まれる。これを受けて，そこに生息する生物群は，新たな環境に適応した独特のフェーズ（相）となる。こういった独特の環境は，特に土壌中に生み出され，その影響は少なくとも数千年～数万年間続く。火山由来物質の溶解や変成およびこれらを土台にして新たな環境が生まれるプロセスには，有機物の植物による供給や微生物による分解といった生態系による作用が深く関わっている。このプロセスは，土壌化の重要な要素でもある。火山活動や火山由来物質の供給そのものは，生物活動が関わっていないことから生態系
サービスの範疇にはないが，火山由来物質を起源として生態系機能のもとで生成された独特の環境は，火山がもたらした生態系サービスと捉えることができる。
農業に対する火山の影響といえば，火山灰や火山ガスによる負のインパクトがよく取り上げられるが，長い目で見ると，火山は土壌環境を通じて農業に大きな恩恵をもたらしている部分がある。ここで
4），5）

受付；2015 年 11 月 29 日，受理：2016 年 3 月 21 日＊
〒 305 - 8604 茨城県つくば市観音台 3 - 1 - 3，e-mail：hiradate@affrc.go.jp
2016 AIRIES

55

平舘：火山が農業にもたらす恩恵

は，これら火山が農業にもたらす恩恵を，特に日本におけるケースを想定しながら整理した。
2．火山が日本の国土に影響をおよぼす範囲
地球全体から見れば，激しい火山活動は火山帯周辺など地理的に限られた場所で起こるイベントである。また，火山帯に位置し火山活動が活発な日本においても，人間一人の時間スケールから見れば，噴火は稀なイベントある。しかし，土壌生成にかかる時間は，長いものでは数十万年～百万年のスケールに及ぶ。また，火山灰は広域に分布する性質があり，一つの火山の噴火によってもたらされた火山灰が日本全土を覆うような巨大噴火が，過去十万年の6）間に数回起こっている 。このような日本における火山活動の頻度や規模から考えれば，日本の国土はいずれの場所においても，多かれ少なかれ火山活動の影響を受けた履歴を持っていると考えられる。
現在でも火山活動の影響を土壌表層に色濃く残している土壌は，火山灰土壌あるいは黒ボク土として分類されるが，こういった土壌が日本の陸地面積に7）占める割合は少なくとも 17％以上である 。これは，世界の陸地面積に占める火山灰土壌の割合が4）0.7％であること と対照的である。日本においては，畑地の約 50％および水田の約 10％が火山灰土
8）壌である ことから，火山灰土壌は農業場面においてよく利用されており，その重要性は高いと言える。
3．火山由来物質の風化プロセスと成分の変遷 9）
火山が農業にもたらす恩恵は，火山由来物質の風化段階によってその内容が大きく異なる。このため，ここでは火山由来物質の風化段階を整理し，それぞれの段階において存在する火山由来物質の変遷とともに概観し，火山由来物質が農業にもたらす恩恵を理解するための基礎としたい。
火山由来物質の起源であるマグマは，噴出前は高温・高圧で還元的な環境下に置かれているが，噴火の際には水や酸素と急速に反応し，同時に急冷されることにより固化し，地上に堆積する。地上は常温・常圧で酸化的な環境下にあるため，堆積した火
山由来物質は，地上においてより安定な化学形態に変化するための化学反応を起こそうとする。この安定な化学形態へと向かう化学ポテンシャルが，火山由来物質の風化プロセスにおける大きな駆動力となる。
火山由来物質のうち最も広く地上に分布するのは降下火山灰であり，これらは通常，火山ガラスを主成分とする複数の成分の混合物である。これらは，
未風化の状態ではマグマの化学組成を概ね継承しており，アルミニウム（Al）もほとんどがアルカリ
56

性状態において安定な 4 配位の形態をとっている
10）（図 1a） 。これら火山由来物質は常温・常圧で水と＋反応し，ナトリウムイオン（Na ），カリウムイオン＋
2＋，カルシウムイオン（Ca ），マグネシウムイオ（K ）2＋といったアルカリ金属やアルカリ土類金属
ン（Mg ）を溶解・放出する（図 1b）。この段階では，火山由来
物質と反応した水は弱アルカリ性を示す。これは，アルカリ金属やアルカリ土類金属が放出される際＋に，水分子の電離によって生成した水素イオン（H ）がアルカリ金属やアルカリ土類金属との交換反応によって火山由来物質内に取り込まれる一方，水酸化－物イオン（OH ）はアルカリ金属やアルカリ土類金属とともに液相中に留まるためと考えられる（図 1b）。
この火山由来物質からのアルカリ金属やアルカリ
土類金属の放出は，風化初期に最も速く，風化の進行とともに遅くなる。このことは，火山由来物質の＋－H の消費速度（あるいは OH の供給速度）は風化初期ほど速く，時間の経過とともにその速度は遅くなることを意味している。雨水中には大気中二酸化炭＋－に由来する H と重炭酸イオン（HCO3 ）が含素（CO2）まれているため，降雨量の多い日本では，火山由来
物質および土壌は降雨とともに自然に酸性化する。
＋
また，植物は生育に伴い H を放出するため，特に根の周辺では酸性化が速く進行する。これら地上環境＋＋からの H の供給速度が火山由来物質による H の消費速度を超えると，火山由来物質を含む層位は酸性化し始める。この段階では，火山由来物質から溶出されたアルカリ金属やアルカリ土類金属の多くは，雨水の下方浸透とともに地下へと溶脱されると考えられる（図 1c）。なお，火山由来物質からのアルカリ金属やアルカリ土類金属の放出は，二次鉱物が生成するような風化の後半でも，遅いながらも依然として起きていると考えられる。
＋
火山由来物質内へと取り込まれた H は，アルカリ性状態で安定な 4 配位 Al を酸性状態で安定な 6 配位
Al へと変化させる（図 1c）。この反応は，主として水中で起こると想定されるが，6 配位 Al は砂やシル
ト画分中にも相当量存在することから，固相表面あ10）
るいは固相内でも起こる可能性がある 。さらに，＋
地上環境からの H の供給が進むと，アルミニウム
3＋3＋
イオン（Al ）や鉄イオン（Fe ）が液相中に溶出され（図 1d），これらを原料として Al－，Fe－腐植複合体やプロトイモゴライト分子（ヒドロキシアルミノ
ケイ酸イオン）などの新たな分子や，アロフェン，
イモゴライト，フェリハイドライトなどの新たな鉱物（二次鉱物）が生成される（図 1e）。これらは，有機物やリン酸を強く吸着・固定する能力を持っており，火山灰土壌独特の特性を示す主因となっている。
Al－，Fe－腐植複合体，プロトイモゴライト分子，アロフェン，イモゴライト，フェリハイドライ
トは，いずれも地上の環境では準安定な物質であ地球環境 Vol.21 No.1

水との反応前（a）

水との反応後（b）

Na+, K+, Ca2+,
Mg2+, etc.
4配位Al
Fe, Mn, Si, etc.

H+
4配位Al
Fe, Mn, Si, etc.

+

H+

固相内でのH+との反応（c）
4配位Al
6配位Al
Fe, Mn, Si, etc.

Na+, K+, Ca2+,
Mg2+, etc.

OH火山ガラス等
火山由来物質雨水や植物生育などに伴うH2OやH+の付加

H2O

H2O

+

55 - 66（2016）

+

H2O
H+

OH-

液相
（中性）

火山ガラス等液相
火山由来物質 （弱アルカリ性）

液相
（弱酸性）

火山ガラス等
火山由来物質Na+, K+, Ca2+,
Mg2+, OH- などの植物による
吸収や溶脱液相中でAlとFeを含む
二次成分が生成（e）

より安定な二次成分の生成（f）

雨水や有機物などに伴うH+やH2Oの付加固相内のAlとFeが
溶出（d）

H2O

H2O

4配位Al
6配位Al
Fe, Mn, Si, etc.

H+
ハロイサイト、
カオリナイト、
ゲータイト、
ギブサイト

H+

+

火山ガラス等
火山由来物質

液相＋二次成分（弱酸性）

図1Al-, Fe-腐植
複合体、
アロフェン、
イモゴライト、
フェリハイドラ
イトなど

液相＋二次成分
（弱酸性）

4配位Al
6配位Al
Fe, Mn, Si, etc.

H2O

+

H+
6配位Al3+Fe3+火山ガラス等
火山由来物質

液相（弱酸性）

火山由来物質の風化プロセスと成分の変遷．

る。すなわち，これらは数千年オーダーでは存在できるものの，それ以上の時間が経過すると，ハロイ
サイト，カオリナイト，ゲータイト，ギブサイトなど，より安定な物質へと変換される（図 1f）。この段
階まで反応が進行すると，火山灰土壌独特の特性は影をひそめるようになり，他の土壌分類群として捉えられるようになる。
4．火山由来物質および火山灰土壌が農業にもたらす恩恵火山が農業にもたらす恩恵は，多くが土壌環境を介して提供される。ここでは，まず土壌が農業にもたらす恩恵を生態系サービスの概念に基づいて整理し，次いで，火山由来物質およびその風化物である
火山灰土壌がもたらす影響やその特徴を整理した（表 1）。なお，土壌や火山由来物質が農業にもたらす恩恵の中には，生態系の関与なしに提供されるものもあり，これらは必ずしも生態系サービスとは言えないが，ここでは便宜的に生態系サービスの中に位置づけて分類していることに留意していただきたい。

4.1 供給サービス
4.1.1 無機栄養元素を供給する機能
生態系サービスにおける供給サービスに相当する機能として，土壌が植物に対して必須元素（すべての植物が必要とする元素）を供給する機能が挙げられる。植物が正常に生育するためには，多量必須元素である窒素
（N）
，リン
（P）
，カリ
（K）
，カルシウム（Ca），マグネシウム
（Mg）
，イオウ
（S）
および微量必須元素である鉄（Fe），マンガン（Mn），銅（Cu），亜鉛（Zn），ホウ素（B），モリブデン（Mo），塩素（Cl），
ニッケル
（Ni）
を，土壌から過不足なく吸収する必要がある。これらの元素は，土壌－植物間の生態系を循環している部分もあるが，土壌の固相成分が溶解することによって新たに供給される部分があり，前者は基盤サービスに，後者は供給サービスに相当すると考えられる（表 1）。特に，土壌が K，Ca，Mgを供給する能力は，土壌中における風化程度の低い成分の含量に依存する。古い土壌では，これらの元素は長い風化過程の中で溶脱（場合によっては安定化）されているため，これらの無機栄養元素を供給する能力は低い。これに対して，火山灰土壌は風化の初期段階にある若い土壌であるため，これらの無機栄養元素を供給する能力は高く，これらの元素の57

平舘：火山が農業にもたらす恩恵

表1

火山由来物質および火山灰土壌が農業にもたらす恩恵．

恩恵の種類 *

土壌が農業にもたらす恩恵 **火山由来物質・火山灰土壌がもたらす影響・特徴 **供給サービス

無機栄養元素の供給

風化プロセスに伴う無機元素の供給
・K, Ca, Mg, S, P, Fe, Mn などの植物栄養元素
・Si などの一部の植物の生育にとって有用な元素
良好な物理性を持った植物培地を提供
火山独特の環境で進化した生物を遺伝資源として供給

植物を生育させる培地を提供
生物の進化を支え遺伝資源を供給
調整サービス

土壌中水分含量の調整
土壌中ガス濃度の調整
植物体地下部の温度の調整
土壌溶液中イオン濃度等の調整
土壌 pH の調整

土壌微生物相および土壌動物相の調整
水質浄化
C 貯留を通じた気候調整

未風化の場合は水分保持能力が低い
風化段階が進んだ状態では高い水分保持能力を発揮
未風化の場合は通気性が高い
風化段階が進んだ状態でも高い通気性を発揮－
未風化の場合にはイオン濃度等の調整機能をもたない
風化段階が進んだ状態ではイオン濃度等の調整機能を発揮
未風化の場合には土壌 pH の調整機能をもたない
風化段階が進んだ状態では土壌 pH 調整機能を発揮（アロフェン質黒ボク土は弱酸性状態に緩衝されているが，非アロフェン黒ボク土は強酸性状態に緩衝されている）
未風化の場合は土壌生物相をほとんどもたない
風化段階が進んだ状態では，土壌生物相は豊富であり，有機物の分解や無機栄養元素の供給を調整する
未風化の場合は水質浄化機能をほとんどもたない
風化段階が進んだ状態では，水中に溶解・懸濁した物質を除去し，水質の浄化に寄与する
風化段階が進むと多量の C を土壌有機物として安定的に固定し，地球温暖化を緩和することによって気候を安定化させる

文化的サービス

農業生産に関わる土地の信仰や伝統の継承など－

基盤サービス

無機栄養元素および水の循環・再利用

未風化の場合，有機物の分解能が低く，また無機栄養元素や水の保持も弱いため，循環・再利用機能をほとんど持たない
風化段階が進んだ状態では，有機物の分解能を備え，無機栄
養元素や水の保持能を持ち，高い緩衝能力を発揮しながら，循環・再利用機能を果たす
未風化の場合，植物相，食植者相，捕食者相，分解者相を保持・持続させる能力が小さい
風化段階が進んだ状態では，土壌中の生物や生態系を保持・持続させる能力が大きい

土壌中の生物や生態系を保持・持続させる* 生態系サービスの概念に基づいた分類** 生態系サービスの概念と一致しないものも含まれる
11）

供給を通じて農業生産に貢献していると考えられる。
4.1.2 有用元素
（Si 等）を供給する機能
一部の植物種に限って有用な機能が認められている元素を有用元素という。たとえば，ケイ素（Si）はイネ科植物などにとって有用元素であり，植物体地
上部を健全かつ頑強に生育させるために有効である
ことが知られている。特に水稲では，倒伏防止，受光体勢改善，玄米中 N 含量低減に伴う食味の改善，
完全米比率の上昇と乳白米比率の低減，いもち病等
12）に対する耐病性向上 ，食植性害虫による食害に対12）する耐性向上 ，不良気象時や塩分付着時における
13）
健全性維持 など，農業生産上，多くの望ましい効14），15）。
果が知られている
Si は，火山由来物質および土壌を構成する主要元素である。そして，土壌中から Si が枯渇することはほとんどない。しかし，土壌と平衡状態にある水の中のモノマーケイ酸イオン（植物が吸収可能な Si の16）の濃度は，土壌に含まれる成分に依存し化学形態 ）
17）て，数 ppm～数十 ppm と低濃度域にある 。これは，土壌を構成する固相成分が，Si を多かれ少なか58

れ安定化していることに起因する。火山灰土壌は風化程度が低く，溶解度が比較的高い固体（例：火山ガラスなど）に富んでいることから，Si の供給能力17）は高い 。また，地下水が火山由来物質の堆積層を通過する際には，火山由来物質の溶解によって水中モノマーケイ酸イオン濃度は高まるが，これが水稲栽培等に利用されれば，これらの農作物は Si を吸収しやすい環境におかれるため，Si が持つ望ましい効
果を享受しやすくなる。これらは，火山が農業にもたらす恩恵であると捉えられる。
4.1.3 リン（P）の供給と制限
新 鮮 な 火 山 由 来 物 質 中 の P 含 量 は， 通 常 は－1
1～3 g P2O5 kg 程度であり，他の土壌に比べて少な18）
くない 。これらの P は，風化を受ける前あるいは風化初期においては比較的溶解性の高いアパタイト（リン灰石）
として存在しており，植物に対して P を供給する機能が期待できる。しかし，アパタイトから溶出するリン酸イオンは土壌中に豊富に存在するFe や Al と親和性が高いため，これらの元素を含む成分によって強く吸着・固定され（配位子交換反応
19）による吸着反応 ），植物に吸収されにくい形態へ

地球環境 Vol.21 No.1

55 - 66（2016）と変換されやすい。特に火山由来物質から生成され一方の火山灰土壌では，これらの機能に加えて，溶るアロフェン，イモゴライト，フェリハイドライト
解度の低い P 化合物から P を効率的に吸収するためなどの二次鉱物は，この反応によって植物に対するの機能を獲得する方向にも進化が進むと考えられ
P の可給性を著しく低下させることが知られている。
る。このため，これらの鉱物が生成する段階（図 1e）
このように，生物に対してストレスを与える環境
では，特に多量の P を要求する農作物の生産場面にが存在すれば，低 P 栄養環境に限らず，それに適応
おいて P 欠乏症が発生しやすい。かつて，火山灰土するための機能を獲得しながら進化する生物がいる
壌がしばしば低位生産地土壌とみなされたのは，Pと考えられる。これらの機能を獲得した生物は，有肥料が十分に供給されなかった当時，農作物の P 欠用機能を備えた遺伝資源であり，有用栽培種の候補
乏症が頻繁に発症したことに原因の一端があったとなりうるため，火山がもたらす恩恵と言えるだろが，現在では，この問題は P 施肥によってほとんどう。たとえば，世界一大きいダイコンとしてギネス21）解消できる。なお，農作物以外では，火山由来物質
ブックで公認されている桜島ダイコン がシラス台地での生育に適した形質を獲得したものであるならによる P 供給能の恩恵を受ける生物も多いと考えら20）ば，これはシラス台地がもたらした恩恵（供給サーれる（本特集号の北山・和穎 を参照）。
4.1.4 植物を生育させる良好な培地を提供する機能ビス）と言えるだろう。
火山灰土壌は，保水性と通気性の両方に優れてお4.2 調整サービス
り（4.2.1 項参照）
，植物を生育させる培地としては非農業生産を支える調整サービスの中で土壌が恩恵
常に良好な物理性を備えている。また，仮比重（気をもたらしている項目は，土壌中の水分含量，ガス相を含んだ比重）が小さくて軽く，加えてシルト質
濃度，温度，土壌溶液中の栄養元素濃度および有害であるため粘つかない。このため，鍬（くわ）や鋤
成分濃度，pH，土壌微生物相および土壌動物相の調（すき）を使った農作業は容易で効果的であり，また整など，植物根の機能を支える項目を中心に，広範
農業機械を使った作業でも同様である。このよう囲に及んでいる（表 1）。また，清浄な水の提供に貢に，火山は農業生産にとって非常に望ましい物理性
献する土壌の水質浄化機能といった流域スケールのを持った植物培地を提供する。
調整サービスや，地球温暖化緩和に貢献する土壌のこのような望ましい物理特性を持った火山由来の炭素（C）固定機能といったグローバルスケールの調植物培地の中には，「鹿沼土」や「赤玉土」などの整サービスも挙げることができる。火山由来物質
ように農業用資材として流通しているものもある。
は，こういった農業生産を支える土壌の調整機能に「鹿沼土」は栃木県鹿沼市産の軽石の総称，「赤玉
独特の特性を付与する。
土」は火山灰土壌の下層土であり，これらは園芸用
4.2.1 水分含量およびガス濃度を調整する機能
途を中心に広く利用されている。
水は，植物生育を左右する非常に重要な要因である。植物は，光合成の際に，特に大量の水を必要
火山灰土壌は，軽くて柔らかい土層が土壌表面かとする。通常，植物の葉の含水量は葉面積あたり
ら 50 cm 深程度まで，場合によっては 100 cm 程度
2
1.0～1.2 g/100 cm であるが，晴天時の蒸散量は，にまで及んでいることもある。このため，根系が可
24～5 g/100 cm /h にのぼり，多くの植物はこれに見食部であるゴボウ，ナガイモ，ダイコン，ニンジン
合うだけの水を土壌から根を通して吸収する必要がなどで，あるいは茎部が可食部であってもそこが土22）ある 。土壌中からの水分供給が不足すると，植物壌で覆われるニンニクやネギなどでも，商品価値のは様々な障害をひき起こし，極端な場合には枯死に高い生産物が得られやすい。これらは，火山がもた至る。逆に，土壌中の水分が過剰になると，土壌のらす恩恵であると言えるだろう。
通気性が悪化し，これに伴って土壌の気相中におけ
4.1.5 火山独特の環境が遺伝資源を供給する機能
る酸素濃度が低下し，植物は生育障害を起こす。こ火山灰土壌がもたらす低 P 栄養環境の特徴は，Pのように，植物を正常に生育させるためには，根のは比較的豊富に存在するものの，その植物に対する周辺における水分含量と酸素濃度を適切な範囲内に可給性が著しく低い点にある。強風化土壌や蛇紋岩保つことが重要であるが，土壌はこの機能を担って土壌でもしばしば低 P 栄養環境が問題となるが，こおり，これは調整サービスに相当すると捉えること
れらの土壌では P 含有量が低いことが低 P 栄養環境ができる。の主因であり，この点において火山灰土壌と対照的
土壌が水分含量や気相中ガス濃度を調整する機能である。こういった植物に対するストレス環境の違は，土壌を構成する固相成分の粒径組成やその 3 次
いは，そこで進化する植物がどんな機能を獲得する
元的な立体構造によって大きく左右される。砂粒子
か，といった点に影響を及ぼすと考えられる。上記に挙げた低 P 栄養環境を例にとると，強風化土壌や （粒径：2,000～20 µm）が主要成分である砂質土壌では，水分保持能力に乏しいが，通気性に優れてい蛇紋岩土壌では，体内 P 含量が低くても正常に生育る。逆に粘土粒子（粒径：2 µm 以下）が主要成分でできる機能や，獲得した P を効率的に再利用・継承ある重粘土質土壌では，水分保持能力は高いが，通する機能を獲得する方向に進化が進むと考えられ，
59

平舘：火山が農業にもたらす恩恵

気性が悪い。すなわち，適切な保水性と通気性を確保するためには，砂質土壌と重粘質土壌の間に有利な粒径組成が存在する。
火山灰は，風化初期においては多くが砂粒子で構成されているため（図 1a～d），通気性向上に寄与すると期待されるが，保水性を低下させる一面もあると考えられる。火山由来物質の風化が進み，Al－，
Fe－腐植複合体や二次鉱物が生成される段階（図 1e）になると，保水性および通気性の両方に優れた特性を示すようになる。これは，生成した二次鉱物が粘土サイズの小さな粒径を持つために比表面積が増加することに加え，これらの二次鉱物同士が結合し合うことによって孔隙に富んだ 3 次元構造をとること
23）によると考えられる（本特集号の渡邉 を参照）。また，この風化段階において火山灰土壌の表層部分に豊富に存在する Al－，Fe－腐植複合体も，この孔隙に富んだ 3 次元構造の構築に大きく寄与していると考えられる。これらの孔隙は様々なサイズを持っており，その大きさによって保水性に寄与するものと通気性に寄与するものがあり，これらは同一層位内で豊富に共存していると考えられる。農耕地土壌の3
仮比重は，火山灰土壌以外では 0.9～1.5 g/cm 程度
3であるのに対して，火山灰土壌では 0.6～0.9 g/cm
4）と非常に小さい値である ことからも，火山灰土壌
は孔隙に富んでいることが理解できる。火山灰土壌
は保水性と通気性の両面に優れており，この特性は仮比重が小さくて 3 次元構造に富んだ立体構造によるという点は，スポンジによく似ている。この保水性と通気性の両面に優れた特性を示す火山灰土壌
は，農業に大きな恩恵をもたらすものであると言えるだろう。なお，火山灰土壌の仮比重が小さいことは特筆すべき特徴であり，火山灰土壌を分類するた
24），25）。
めの基準として採用されている
4.2.2 土壌溶液中イオン濃度等を調整する機能
土壌の固相として存在している成分は，そのままでは植物根には吸収されず，土壌溶液中にいったん溶出されてはじめて吸収可能になる。植物が土壌溶＋
2＋2＋
液中から K ，Ca ，Mg などの無機イオンを吸収
すると，これらのイオン濃度は一時的に低下するが，このイオン濃度低下分を補うように，土壌の固相からこれらのイオンが放出され，その結果，植物による吸収が起こった後でも，土壌溶液中のイオン濃度はある程度一定に保たれる（土壌溶液濃度に対する緩衝作用）。逆に，肥料や動物排泄物等の形で土壌にイオンが加えられた場合にも，土壌溶液中におけるイオン濃度の急激な上昇を抑えるように，固相成分へのイオンの濃縮反応（吸着反応）が進む。降雨や蒸発等によって土壌中の水分含量が変化する際にも，土壌溶液中におけるイオン等の濃度をある程
度一定に保つ土壌の緩衝作用は有効に働く。植物による無機イオンの吸収においては，それぞれの無機
イオンごとに適する土壌溶液中濃度の範囲があり，60

土壌がこの範囲内に濃度を保つことによって，植物は生育に必要な量を過不足なく吸収できる。この濃度範囲の下限以下では植物の栄養元素欠乏症が，上限以上では過剰症が発生する。このように，土壌には土壌溶液中無機イオン濃度などをある程度の範囲内に保つ機能があり，植物を正常に生育させるための重要な調整サービスを担っていると捉えることができる。この土壌の緩衝作用は，土壌の吸着反応，脱着反応，固定反応，沈殿反応，溶解反応などとして長年研究されてきた。
また，この土壌溶液濃度に対する緩衝作用は，有機化合物に対しても有効に機能する場合がある。たとえば，土壌処理型除草剤は，散布直後は土壌による吸着反応によって土壌表層に濃縮され，降雨によっても容易に溶脱されない形態で保持される。その後，植物による吸収や微生物分解等によって有効成分が徐々に消失しても，土壌からの脱着反応によって土壌溶液中における有効成分濃度はある程度一定に保たれ，このことによって除草効果は数ヶ月間程度維持される。また，除草剤の有効成分が土壌のごく表層部分（数 mm 程度の厚さ）に保持されることによって，農作物には作用せず雑草に対して選択的に作用するという作物－雑草間選択性を発現している場合もある。このような土壌の機能も，調整サービスとして捉えてよいだろう。
火山由来物質が未風化の場合（図 1a～d），電荷を持った固相成分はほとんど存在しないため，溶液中
無機イオン濃度を一定に保つ機能はほとんど発揮されない。一方，火山由来物質の風化が進み二次成分が生成する段階（図 1e）になると，これらの二次成分は多くが電荷を発現させるため，そのイオン交換
反応によって，土壌溶液中イオン濃度を調整する機能が発揮される。この段階で生成している二次成分が発現する電荷は，土壌溶液の pH に依存して発現量が変化するものであり（図 2），変異荷電あるいはpH 依存性の電荷と呼ばれる。すなわち，土壌 pH が高い状態では二次成分の表面上に大きな負電荷を発生させ，土壌溶液中の陽イオン（カチオン）に対して濃度を調整する機能を発揮するが，土壌 pH が低下
すると表面上の負電荷量は低下し，土壌溶液中カチオン濃度を調整する機能も低下する。さらに土壌 pHが低下すると，固相表面上に正電荷が発生し，土壌溶液中陰イオン（アニオン）濃度を調整する機能を発揮するようになる。これらの機能によって，土壌溶
＋
2＋
2＋
－
（NO3 ），
液中における K ，Ca ，Mg ，硝酸イオン2－などのイオン濃度が調整される。
硫酸イオン（SO4 ）
なお，アロフェン，イモゴライト，フェリハイドラ
イトは，上記のように pH によってカチオンとアニ
オンの両方を保持できるが，Al－，Fe－腐植複合体
は pH に依存してカチオンを保持するもののアニオンの保持量は非常に小さい（図 2）。
土壌中において植物の生育に影響をおよぼす成地球環境 Vol.21 No.1

55 - 66（2016）（cmolc kg-1）

70

(b)

アニオン保持量／カチオン保持量60

アニオン保持量／カチオン保持量（cmolc kg-1）

40
30

(a)

20
10
0
10

40
30
20
10
0
10
20

20
4

図2

50

5

6

pH

7

8

4

5

6

pH

7

8

火山由来物質の風化によって生成した土壌の無機イオン保持特性．

a：アロフェン・イモゴライトを主成分とする層位（土壌 pH に依存してカチオンおよびアニオンの保持量が変化する）．
b：Al－，Fe－腐植複合体を主成分とする層位（カチオンの保持容量は大きいがアニオンの保持容量は小さい）．
Inoue（1986）26）を参考に作成．

分は，植物栄養元素に限られない。たとえば，カドミウム（Cd）やヒ素（As）といった元素は，植物の生育を阻害する有害元素であり，人体に対しても
悪 影 響 を お よ ぼ す。 ま た， ポ リ 塩 化 ビ フ ェ ニ ル（polychlorobiphenyl: PCB）は人体に対する強い毒性が明らかになっており，土壌中にもしばしば見出される。こういった元素や化合物が農作物に吸収され，国が定めた基準値を上回れば，農作物の商品としての価値が失われる。こういった有害元素や有害化合物が土壌に含まれていても，あるいは外部から土壌に加えられても，土壌は，これらの成分を強く捕捉することによって植物による吸収をある程度抑える機能がある。火山由来物質が未風化の場合（図 1a～d）には，この機能はほとんど発揮されな
いが，火山由来物質から二次成分が生成する段階（図 1e）
においてはこの機能が強く発揮されるケースがある。これは，これらの二次成分が持つ強い吸着・固定作用によるものであるが，どのような元素や化合物が，どの二次成分とどのようなメカニズム
で反応するかはケースバイケースであり，問題となる元素や化合物の種類，濃度，反応時間，場合によっては土壌の酸化還元状態にも依存する。このため，植物による有害成分の吸収を抑える火山灰土壌の機能は，過信することなく注意して利用したい。
以下，火山灰土壌による強い吸着反応の例を挙げる。鉛（Pb），Cu，Zn といった重金属を吸着する作用は，スメクタイト（2:1 型層状ケイ酸塩粘土の一種）に比べて，アロフェン・イモゴライトにおいてより
27）
選択的に起こることが示されている 。また，有機
炭素含量が 6％を超える多腐植質表層を持つ火山灰28）
29）
土壌 は日本では珍しくないが ，これらの土壌有機物はカルボキシ基に富むことから，Cu やコバルト（Co）などを配位結合によって強く捕捉し，このことによってこれら重金属元素の植物による吸収を抑える可能性が考えられる 。また，これらの土壌有機30）
物は二重結合性炭素にも富んでいるため ，疎水的相互作用によって疎水性有機化合物を捕捉し，これらによる有害作用や植物による吸収を抑止すると考4）えられる 。
4.2.3 土壌 pH を調整する機能
土壌 pH は，無機栄養元素の植物に対する可給性を支配すると同時に，土壌の電荷特性，土壌微生物
群集のタイプや活性，有毒元素の溶解度などを制御
4），19）。たとえする非常に重要なパラメータである
ば，土壌 pH が 7 を超えるアルカリ性土壌では，Fe，Zn，Cu，Mn といった微量必須元素の溶解度が低下
して植物に対する可給性が低下するため，植物はこ
4）
，31）
。
れらの元素の欠乏症を起こすリスクが高まる
逆に，土壌 pH が 5 を下回る強酸性土壌では，ほと3＋んどの植物に対して生育阻害作用を示す Al が土壌3＋溶液中に溶出するため，Al による生育障害がしば
4）
，19）
，31）
。加えて，他の多くの無機栄養
しば発生する
元素の可給性や土壌の機能についても，土壌 pH を
4）
弱酸性領域とすることが望ましいため ，農耕地においては一般に土壌 pH の目標値を 6.0～6.5 程度として管理されることが多い。土壌 pH は，自然状態の土壌ではその生成環境を反映しているが，人為の影響が強く及んでいる現代の農耕地では，石灰質資材や肥料の投入等によって強い制御を受けている。
土壌は，土壌溶液中無機イオン濃度をある程度一定に保とうとする機能を持っていることと同様に，＋－
H および OH を吸着・脱着することにより土壌 pHをある程度一定の値に保とうとする機能を持っている（土壌 pH に対する緩衝作用）。土壌中でこの能力を主として担っているのが，腐植物質と二次鉱物である。未風化の火山由来物質は，腐植物質も二次鉱物も含まないため，この土壌 pH に対する緩衝作用は弱いが，風化の進んだ状態（図 1e）
では，特に腐植19）61

平舘：火山が農業にもたらす恩恵

物質含量が高いため，土壌 pH に対して非常に強い緩衝作用を示す。植物は，根から吸収するカチオン＋とアニオンのバランスを保つために根から H を放出し，根圏を酸性側に変えることが多い。また，近年は N 肥料として N 含量の高い尿素が施用される＋ことが多いが，尿素からアンモニウムイオン（NH4 ）－＋
を経由して NO3 が生成される過程では H も同時に生成されるため，土壌は酸性化する。アロフェンおよびイモゴライト含量の高い火山灰土壌（主として
アロフェン質黒ボク土）
は，これらの二次鉱物によっ＋て弱酸性状態に緩衝されているため，このような Hの添加に際して，土壌 pH が急激に低下することを抑え，農作物の生育に適した土壌 pH 環境を提供していると考えられる。しかし，火山灰土壌の中には
アロフェンおよびイモゴライト含量が少なく，Al－，
Fe－腐植複合体と黄砂由来成分に富むものもあり（主として非アロフェン質黒ボク土），このタイプの火山灰土壌の場合には強酸性状態に緩衝されているものも多く，このような土壌の場合，自然状態のま3＋までは土壌から溶出される Al のため，農作物の栽
32）
培に適さないことが多い 。このタイプの火山灰土＋
壌は，長い土壌生成の歴史の中で，既に多量の H の添加を受けて土壌中に酸を内包していると考えられ
9）る 。ただし，この状態の土壌に対して適応した農作物を栽培するならば，農業として大きな恩恵を受けることになると考えられる。
4.2.4 土壌中への炭素（C）の貯留を通した気候を調整する機能土壌は，C を土壌有機物として貯留している。この土壌 C の起源は植生 C であり，土壌 C は分解によって大気 C（CO2）となる。また，植生 C の起源は
大気 C である。このように，大気－植生－土壌間をC はダイナミックに循環している。地球全体で見ると，土壌 C は 2,400 Pg と見積もられており，この値
は，大気 C の 760 Pg あるいは植生 C の 550 Pg と比4）
較して数倍大きい 。また，土壌 C は比較的安定でAD915以降に貯留された炭素を含む層位AD915に噴出した火山灰（To-a）
2.8ka～AD915間に貯留された炭素を含む層位
2.8 kaに噴出した火山灰（To-b）a. 黄褐色森林土（茨城県筑波山）

6.2ka～2.8ka間に貯留された炭素を含む層位炭素を貯留する層位（黒色部分）
は薄い表層部分に限定されている。

6.2 kaに噴出した軽石（中掫軽石）

9.4ka～6.2ka間に貯留された炭素を含む層位

9.4 kaに噴出した軽石（南部軽石）
b. 火山灰土壌（神奈川県藤沢市）

c. 火山灰土壌（青森県三戸町）

炭素が高濃度に貯留されており、しかもその層位は非常に厚い。

かつて表層だった層位が新たな火山由来物質により埋没され、そこに貯留されていた炭素も保存されている。
噴出年代は、工藤・佐々木（2007）33) を参照した。

図3

土壌断面中における炭素蓄積状況．

黒色部分が高濃度に炭素が貯留されている部分．

62

地球環境 Vol.21 No.1

あり，植生 C と大気 C の間で大きなリザーバーとして働いていることから，土壌は C を土壌中に貯留することによって，大気中 CO2 濃度を制御する機能を備えていると考えられる。すなわち，土壌は大気中
CO2 濃度を安定化させることにより，地球全体の気候の安定化に寄与しており，このことによって農業に恩恵を与えていると考えられる。
未風化の火山由来物質はほとんど C を含まない
が，風化の進んだ火山灰土壌（図 1e）では，Al－，
Fe－腐植複合体として土壌中に多量の C を蓄えている。火山由来物質の影響が少ない土壌では，炭素の貯留は主に薄い表層部分に限定されているが（図 3a），火山灰土壌では，土壌中 C 含量が 10～20％に達し，このような高 C 含量の層位が 50～100 cm
あるいはそれ以上に及ぶものもある（図 3b）。また，
火山由来物質が厚く堆積した場合，それまで表層だった土壌は地下に埋没されることになるが，その埋没された層位に含まれる C は長期間安定的にその場に保存されることになる（図 3c）。火山灰土壌が多量の有機物を貯留できるメカニズムについては，高い Al および Fe 供給能力に伴う Al－，Fe－腐植複合体の形成が有力であるが，近年は人間活動に伴う炭34）
化物添加の寄与も指摘されている 。このように，火山灰土壌は C を固体として土壌中に貯留する能力が高く，これによって地球温暖化を緩和するなど，気候を調整する高いポテンシャルを持っていると考えられる。
4.3 基盤サービス
4.3.1 無 機栄養元素および水を循環・再利用させる機能
土壌は，地上に降下する無機栄養元素を含んだ
様々な物質を地表に捕らえ，場合によってはこれらを分解して一次生産者である植物にとって利用可能な形態に変化させ，土壌中に保持するとともに適切なタイミングで植物に供給する。すなわち，土壌は，これら無機栄養元素を循環あるいは再利用させる機能を持っている。地上に降下する物質は，生物
遺体，雨水等に溶解あるいは懸濁された湿性沈着，風塵等の微粒子が直接降下する乾性沈着など多様である。有機質の降下物は，主に土壌動物や土壌微生物が分解を担う（表 1）。無機質の降下物の分解（溶解）は，土壌中における化学的プロセスや植物による吸収プロセスが関与している。これらのプロセスにより生成した無機栄養元素の保持・供給には，土壌の吸着・脱着反応が関与している。また，土壌に降りそそぐ降水も，土壌の水分保持能力を通して地上の生態系を循環し，また土壌の水質浄化機能（表 1）の恩恵を受けながら再利用される。
未風化あるいは風化初期の火山由来物質（図 1a～
35）
，36）
，このた
d）
は，有機物の蓄積量が非常に小さくめ微生物等の分解者に乏しく，したがって，有機物が添加されてもその分解速度は非常に遅いと考えら

55 - 66（2016）れる。また，この状態ではほとんど電荷を持たない
35）
，36）
，この
ため，無機栄養元素の保持容量は小さくことから無機栄養元素を循環・再利用する機能が弱く，植物にとって利用可能な形態であるイオンとして加えられた無機栄養元素も，多くが表層に留まることなく地下へと流亡することになる。二次成分が生成した段階の火山灰土壌（図 1e）
は，有機物含量が高いため微生物等の分解者に富んでおり，また無機
栄養元素をある程度保持することができ，高い緩衝能力を発揮しながら無機栄養元素を植物根に供給し，循環・再利用する機能を果たす。また，未風化
あるいは風化初期の火山由来物質（図 1a～d）は，水分保持能力および水質浄化機能に乏しいため，水を循環・再利用させる機能は低いが，風化の進んだ火山灰土壌（図 1e）
は，高い水分保持能力および水質浄化機能を備え，水の循環・再利用機能も高いと考えられる。
4.3.2 土 壌中の生物や生態系を保持・持続させる機能
土壌は，一つの小さな生態系と見なすことができる。そこでは，一次生産者である植物が太陽エネル
ギーを有機物の形で蓄え，これを巡って食植者，捕食者，高次捕食者，分解者が生きている。この生物
ネットワークが持続される中で，土壌構成成分が果たす機能のもと，無機栄養元素や水などが適度に調整・供給・循環・再利用されている。土壌は，これらの生物や生態系を保持し，持続させる機能を持っている。
未風化の火山由来物質は，既にこれまで述べた特性からもわかるように，植物の生育環境としては一般に劣悪であり，したがって，植物から提供される有機物の量も少なく，このため，食植者相，捕食者
相，分解者相を保持・持続する能力は低い。これに対して，二次成分が生成する段階（図 1e）においては，土壌中の生物や生態系を保持・持続させる能力は高い。この状態は，無機栄養元素や水を循環させる機能が高いばかりではなく，たとえば，病原菌が新たに土壌中に侵入しても，これが容易に優占し農作物が発病しないよう抑止する機能などにも結びつ4），37），農業においても有益である
くものと考えられと考えられる。
5．火山地形が農業にもたらす恩恵
5.1

火山は比較的平坦で規模の大きい台地を提供する
日本には，デイサイト質あるいは安山岩質の火山が多く，このため，火山が地上にもたらす物質は火
山灰や火砕流堆積物の形態が多い。火砕流の場合，一度のイベントで大量に火山由来物質が地上にもたらされる場合が多く，その際には谷やくぼ地など低い地形面を埋めるように堆積するため，堆積後は比63

平舘：火山が農業にもたらす恩恵較的平坦な台地が形成されやすい。火山灰の場合，堆積当初はもとの地形面と平行して積層するが，その後は傾斜の大きい場所では風雨などの影響によって移動しやすく，これらはくぼんだ地形に溜まりやすいため，結局，比較的平坦な台地を作りやすい。
こういった場所は，火砕流台地あるいは火山灰台地などと呼ばれ，地下水位が低く透水性が良い。かつてこのような場所は，用水の確保が難しかったことから農地としては不適とみなされたことも多かったが，現在では潅漑施設の整備が進み，また肥料等の利用による土壌改良が進み，加えて農業機械を利用しやすい地形および土壌物理性という要因も加わって，畑地，水田，牧草地，放牧地などとして広く活用されている（図 4）。火砕流台地や火山灰台地は，急峻な地形の多い日本においては貴重な規模の大きい農地の候補であり，作目ごとに産地を形成して農

図4

十和田火山東域に位置する三本木原台地（青森県十和田市）．

かつては不毛の荒野と呼ばれたが，1800 年代中頃に農業用水路である稲生川が整備され，稲作が可能となった．現在は広く水田として利用されている．正面にて冠雪しているのは八甲田連峰．

図6

64

作物をブランド化し，これらを市場に安定供給する
日本のシステムにおいては，大きなメリットとなっている。これらは，火山が農業にもたす恩恵であると言えるだろう。
5.2 火山は多様な環境を提供する
火山は，主として火口の東域に火砕流台地や火山
灰台地をつくる一方，火口周辺の高標高地域では，
山岳地形，カルデラ地形，カルデラ湖，せき止め
湖，氾濫原，泥炭地などをつくる（図 5）。また，新たに堆積した火山由来物質は，非固結で脆い場合も多く，河川等の影響を受けて侵食されやすいため，
様々な谷地形をつくる。また，河川が山側から平坦部にさしかかる地域では扇状地が形成される。このように多様な環境では，気温，降水量，日射量，土壌水分なども多様であり，このためより多くの生物種がニッチ（生態的地位）を獲得するチャンスを得た

図5

阿蘇カルデラ（熊本県）における土地利用の様子．

左に見える外輪山の頂部付近は主として牧草地として（牧草は枯れて茶色に見える），外輪山の斜面は植林地として（スギ林が主体のため緑色に見える），右に見える平坦地はかつてカルデラ湖の湖底だった部分を現在は水田として利用している．

サクラソウ

スズラン

ケルリソウ

ハルリンドウ

阿蘇の草原において伝統的な牧畜を営む中で保全されている希少な植物たち．

地球環境 Vol.21 No.1

状態にあり，これを受けて多様な生態系が成立する。このため，火山の影響を受けた地域全体として，生物多様性の高い状態に導かれると考えられる。生物多様性は生態系サービスを広く支える基盤であるため，こういった地域の農業はその恩恵を広く受けているものと考えられる（例：有用遺伝資源の供給，水質浄化，害虫発生の抑止など）。また，
山菜や野草等の採取地や保全地としての機能も果た
している
（図 6）
。

55 - 66（2016）

を図示単位とした日本土壌図．ペドロジスト，52,
129 - 133.
8）藤原俊六郎・安西徹郎・小川吉雄・加藤哲郎（1998）
新版土壌肥料用語集．pp. 338．農文協，東京．
9）平舘俊太郎（2014）
三瓶山地域における火山灰土壌の生成と特性．ペドロジスト，58, 93 - 100.
10）Hiradate, S. and S.-I. Wada（2005）Weathering process
of volcanic glass to allophane determined by 27Al and29

Si solid-state NMR. Clays and Clay Minerals, 53,

401 - 408.

6．おわりに11）Millennium Ecosystem Assessment（2003）Ecosystems
and Human Well-being: A Framework for Assessment.

本稿は，火山が農業にもたらす恩恵を包括的に整理しようと挑戦したものである。ただし，この中にはデータが少ない事項もあり，また今後の科学的検証が必要な事項も含まれる。また，今回取り上げることができなかった重要な事項もあると思われる。
しかし，本稿は，火山が農業にもたらす恩恵を整理し理解する上で，少なくとも一つの起点になったのではないかと思う。今後，関連するテーマの議論に本稿が役立つことを期待したい。日本は火山大国であり，多くの日本人にとって火山灰土壌は身近な存在であるが，世界的に見れば火山灰土壌は稀な存在であり，私たち日本人がその恩恵を農業を通じて享受していることを理解する一助になれば幸いである。
引用文献
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2）上 條 隆 志・ 川 越 み な み・ 宮 本 雅 人（2011）三 宅 島2000 年噴火後の植生変化．日本生態学会誌，61,
157 - 165.
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藤井美央（2016）火山遷移に伴う植生発達と環境形
成．地球環境，21, 21-32.
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12）早坂 剛（2012）近年の農業へのケイ酸利用と研究：
4. ケイ酸の病害虫防御効果とその防御機構．日本土壌肥料学雑誌，83, 709 - 713.
13）森 静香・藤井弘志（2013）近年の農業へのケイ酸利用と研究：6. ケイ酸の病害虫防御効果とその防御機構にあたって．日本土壌肥料学雑誌，84, 190 - 195.
14）三枝正彦（2000）
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15）藤井弘志（2012）近年の農業へのケイ酸利用と研究：
連載開始にあたって．日本土壌肥料学雑誌，83,
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16）山地直樹・馬 建鋒
（2012）近年の農業へのケイ酸利用と研究：1. 植物のケイ素栄養と輸送．日本土壌肥料学雑誌，83, 319 - 325.
17）平舘俊太郎（2012）近年の農業へのケイ酸利用と研究：2. 土壌および土壌鉱物からのケイ酸の溶解．日
本土壌肥料学雑誌，83, 455 - 461.
18）南條正巳（2010）
黒ボク土壌に多量に蓄積したリン酸は利用可能か．ペドロジスト，54, 45 - 51.
19）Sparks, D. L.（2003）Environmental Soil Chemistry,
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20）北山兼弘・和頴朗太（2016）
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22）石原 邦（1997）
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23）渡邉哲弘（2016）
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境，21, 11 - 20.

biomass and nitrogen transformations in surface24）IUSS Working Group WRB（2014）World Reference

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6）町田 洋・新井房夫（2003）新編火山灰アトラス：日
本列島とその周辺，東京大学出版会．

No.106, FAO, Rome.
25）Soil Survey Staff （2014） Keys to Soil Taxonomy,

7）菅野均志・平井英明・高橋 正・南條正巳（2008）

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一的土壌分類体系－第二次案（2002）－の土壌大群名

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34）渡邉 彰・平舘俊太郎（編）（2013）土と炭化物：炭素

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27）Wada, K. （1989） Allophane and Imogolite. In:
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の隔離と貯留，博友社．
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（X）及び V（Y）スギ品種試験地の土壌．鹿児島大学

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29）Arai, S., T. Honna and Y. Oba （1986） Humus
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33）工藤 崇・佐々木寿（2007）
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66

平舘 俊太郎／Syuntaro HIRADATE
青森県三戸郡五戸町出身。東京農工大
学農学部卒業，岩手大学大学院農学研究科修了。博士（農学）。土壌学をはじめ，
植物栄養学，植物生理学，植物生態学，
化学生態学，保全生態学，生理活性天然
物化学，分析化学など幅広い分野に取り組んでいる。近年は野外に出る機会も多く，阿蘇，秋吉台，
三瓶山といった半自然草原，海洋島である小笠原諸島，火山
灰土壌地帯といったフィールドで，生態系における物質循環の特徴を捉えながら保全に関わる研究を積極的に進めている。

火山噴出物が気象・気候を通じて人間生態に及ぼす影響
Influence of erupted volcanic materials in the atmosphere on human life
吉野 正敏

＊

Masatoshi YOSHINO＊筑波大学 名誉教授
Emeritus Professor, University of Tsukuba

摘

要

火山噴出物は大気圏に放出された後，大気圏内で重いものほど火口近くに落下し，軽いものほど遠くまでとばされる。その過程で雨滴によって洗われ，火山灰が多くなる。成層圏に達した墳煙柱の上部ではエーロゾルが卓越する。エーロゾルの増加によって，さまざまな光化学変化，オゾンの減少，日射による過熱量の変化が発生する。
成層圏におけるエーロゾルの増加は地表面の気温を低下させる。大爆発の場合，その効果は 1～3 年に及ぶ。クラカトア火山の 1883 年 8 月 27 日の場合，噴煙高度は 40 km
以上，硫酸塩エーロゾルの量は 5×1010 kg に達した。このような大気過程について，
これまでの研究結果をまとめた。最後に人間活動におよぼす影響について，農林業などの生産活動，人間の生理・衛生，心理・精神・思考過程などの問題点を，特に歴史的な観点からまとめた。一例として日本の豪雪地域に伝わる民話「雪女」における「赤い雪」と火山灰などとの関連を述べた。

キーワード：火山灰，気候変化と火山活動，成層圏エーロゾル，噴火と人間活動，
雪女

Key words：volcanic ash, climatic change and volcanism, stratospheric aerosol,
eruption and human activity, snow-maid

1．まえがき日本は，地球上で火山活動や地震が多発集中する地域に位置する。毎年発生する種々の自然災害のう
ちでも，それらによる被害は深刻である。そこで，火山活動による噴出物が人間活動・人間生態に及ぼす影響のうち，“ 大気中に放出された噴出物が大気層を通過する過程で，どのような影響を及ぼすのか ”
について総括するのが本稿の目的である。
地球をとりまく大気現象のうち，短時間スケールのものを気象と呼び，長時間スケールのものを気候と呼ぶ。その長短の境界はかならずしも明確ではな
いが，秒の長さから数日ないし旬までの現象を気象と呼び，数週間ないし数ヶ月以上の現象を気候と呼ぶ。したがって，例を挙げれば，“ 火山爆発によって火山灰が大気中に放出されて直接の影響が出る場
合 ” は “ 気象 ” が関わるし，“ 火山噴出物が厚く堆積して土地利用が不可能で地域経済が成り立たなくな
るような影響を及ぼす場合 ” は “ 気候 ” が関わっている。別の例を挙げれば，江戸時代の浅間山の噴火に伴う江戸の人びとの都市生活に及ぼした影響は“ 気象 ” の時間スケールが主として関わっていたし，

アイスランドのように火山地形と火山活動が集落立地に決定的な条件となるような地域では “ 気候 ” の時間スケールの現象が関わっている。
このような諸現象の研究分野は，古い学術名称では，応用気象学・応用気候学の一部とされよう。新
しい名称では，人間生態気候学，または，環境気候学の一部とされてきた。
火山の爆発によって気体・液体・固体の噴出物が大気中に放出される。いずれも人間生態・人間生活に直接的・間接的に影響を及ぼす。爆発に伴う噴煙・水蒸気・雲は肉眼で見えるので，古い時代から記録に残っている。火山体の地表を流下する火砕流・溶岩流・土石流などは，地形の形成や地表近くに生活する動植物に大きな影響をもたらすが，今回は，大気圏を通じて人間活動に影響する現象のみを取り上げる。特に，エーロゾルは地球表面近くの気温を低下させるが，どのような過程で変化させるかを述べる。人間が生活する空間に最も強い影響を与える現象だからである。そして，最後に人間生態への影響を展望する。自然災害による被害対策の問題
点，歴史時代における事例を述べる。

受付；2016 年 1 月 8 日，受理：2016 年 4 月 26 日＊
〒 020 - 0585 岩手県岩手郡雫石町長山松森 28 - 9，e-mail：yoshino0101@wave.plala.or.jp
2016 AIRIES67

吉野：火山噴出物が気象・気候を通じて人間生態に及ぼす影響

2．大気中への火山噴出物：記録と研究の歴史
2.1 20 世紀前半まで
日本における噴火の最古の記録は日本書紀にある
685 年（白鳳 13 年）の浅間山噴火である。しかし，大気中への噴出物の噴出状態を推定できるような記述はない。江戸時代になって記録は多くなった。特に，1783 年（天明 3 年）5 月 9 日（以下，グレゴリア歴），浅間山で激しい爆発が発生した。多量の降灰が続き，7 月 6 日，江戸でも多量の降灰があり，翌
7 月 7 日には日中でも灯火をつけなければならな
2）かった 。7 月 29・30 日からは西風によって浅間山の東の空は真っ暗になった。雷鳴・稲妻がひどかったという記載があるので，噴煙・水蒸気を伴う強い上昇気流が強烈な積乱雲（雷雲）を発生させたと思われる。8 月 4 日，軽井沢の集落は焼失した。8 月 5 日
未明，噴火活動は少し弱まったが，午前 10 時頃，
再び活発になり，火砕流を起した。
高層気象の観測が組織的に行なわれるようになったのは 20 世紀の 1930 年代である。17～18 世紀には
大気大循環の 3 次元モデルが研究され，すでにその
1）
循環モデルが画かれていた が，それを実証する手立ては，大気中に放出される火山噴出物の流れを指標にする他なかった。特に熱帯では，両半球から地
表面近くの大気が貿易風として収束し，熱帯内収束帯を形成し，上昇気流となる。しかし，圏界面に達した後，下部成層圏で，どちらの方向にどうなるの
2）
か，実態は知られていなかった 。
1883 年，東インド諸島のスンダ海峡，インドネシ
アのクラカトア（06°06ʼS，105°25ʼE）
が大爆発して，
その直後から “ 太陽が青く見えた ” とか，“ リングを伴ってみえた ” などいう報告が低緯度の各地からあった。これらの報告を整理して熱帯における高層
大気の流れの方向が明らかになった。噴出物は 25 kmくらいの上空を東から西に向かって地球を 2 回も3）回ったことを知った 。すなわち，低緯度の成層圏では東風が吹いていると気象学者は思い込んだ。
しかし，その一方で，中央アフリカではファン・ベルソンが 1908 年に，また，ジャワのバタビアではファン・ベンメルンが 1909 年に，成層圏の上空 20 km
では西風が吹いていることを観測した。その後，1950 年代末まで，熱帯では 10 hPa 面を中心にもつクラカトア東風と，その少し下の約 50 hPa 面に中心をもつベルソン西風との二つがあることになっていた。
アメリカ合衆国のスミソニアン研究所のアボット（C. G. Abbot）
は，噴火によって大気中に放出された噴出物が地上に到達する太陽放射（日射）量をどのよ
4）
うに変化（日傘効果）
させるのかを観測値で調べた 。
すなわち，アラスカのカトマイ山（58°14ʼN，154°
59ʼE，海抜 2,047 m）の 1912 年 6 月 6～7 日の大噴火
3
後の日射量を，（噴出物総量は 21 km と推定される）
68

1880 年以来の観測値と比較検討した。その結果，噴火後まず視程が悪くなり，次いで，日射量が約 10％
減少することがわかった。
1940 年代末から 1950 年代初め頃，西太平洋で原爆実験をおこなうため，成層圏の風が詳しく調査された。その結果，熱帯成層圏における風の 26ヶ月周期が明らかになった。大気中の火山噴出物が関わる調査・研究から出発して発見されたその大気現象
は，20 世紀における気象学・気候学の大発見の一つといわれる。しかし，調査・研究の契機が「原子爆弾の開発・使用」であったことは，戦争目的という人間生態・人間社会の最も忌まわしい面であった。
1954 年 6～7 月，当時，気象庁（中央気象台）気象研
究所予報研究部長であった荒川秀俊は，アメリカ合衆国が太平洋でおこなっている水爆実験に反対した。その根拠は上述の天明 3 年（1783 年）の場合や，
明治 17 年（1884 年）の火山爆発が大気中の細塵を増加させ，地表に到達する日射量を減少させ，低温・5）
大凶作をもたらしたという事実であった 。このような指摘は 20 世紀後半の研究の発展につながった。
2.2 20 世紀後半以降
気候変化に及ぼす火山噴出物の影響を観測値から検出する研究は 20 世紀になってからである。火山
噴出物がいったん大気層の中に放出され，地表に降下する場合，爆風による影響が大きい。しかし，この影響は比較的地表面近くの低い大気層の中で発生するので空間的・地域的には狭い範囲で，時空間ス
ケールではマイクロあるいはローカルである。今回はマクロスケールの現象を取り上げたいので，以下，比較的大規模の噴火で噴出物が成層圏にまで達した場合を中心に考察する。
1952 年，アメリカ合衆国のウェックスラーは，
1882～1900 年の太陽放射強度（日射量）の経年変化と火山の大爆発との関係を調べた結果，図 1 を発表し6）た 。
前述の 1883 年のクラカトア火山の爆発が 1885 年まで大きく影響していることが図 1 からよくわかる。しかし，この図に示されているように，細かい波があり，マイナス部分のすべてが火山噴出物に対応しているわけではないと思われる。1893 年から
1900 年までは大きな火山爆発はなかったが，太陽放射強度の変化には小さい波がある。そのマイナスの
小さいピークは 4 回，かなり規則正しくほぼ 21ヶ月の周期で出現している。これについては今後の研究課題である。
次に噴火の規模・状態の定義についてふれたい。
一般に “ 大爆発 ”・“ 大噴火 ” という言葉を使うが，その定義は必ずしも明確ではない。町田によれば，噴火の規模とは，噴出物の総量を目安とする。大噴
3
火とは，0.1～1.0 km ，あるいはそれ以上の物質を噴7）出したものである 。そして，大噴火は爆発的噴火で特色付けられ，噴火の中期から末期には，しばし地球環境 Vol.21 No.1
日射強度の平均値に対する百分比（％）
70

80

90

100

110

120

130

1882
クラカトア
1883年8月27日

1883
1884
1885

タラウエラ
1886年6月10日

1886
1887

磐梯山
1888年7月15日

1888
1889

ボゴスロフ
1890年2月

1890
1891

アウオエ
1892年6月7日

1892
1893
1894
1895
1896
1897

67 - 76（2016）

ば火砕流や溶岩流の噴出がおこる。特に，デイサイ
ト（石英安山岩）ないし流紋岩質の火山では，噴出物のほとんどはテフラ（降下軽石・火山灰・火砕流堆積物）で，きわめて爆発的な噴火である。なお，火山灰とは粒径が 2 mm 以下（または 4 mm 以下）の破片からなる火山砕屑物である。多量の軽石・スコリ
ア（軽石の暗色のもの）・火山灰をガスとともに爆発的に噴出し，火口上に高く柱状に噴出する形式の噴
火をプリニアン（プリニー式）噴火と呼ぶ。本稿で扱
う噴火はほとんどこの形式の噴火である。
8）
表 1 は歴史時代における大噴火の記録である 。
表 1 に示される伊豆大島の安永 6 年（1777 年）の場
合，噴火の初期 1778 年までは火山灰やスコリアが空中高く噴出し，風で運ばれ，島の約半分の土地に降下・堆積した。噴火活動は連続的ではないが火山
灰の噴出は 15 年間続き，1.2～1.5 m の堆積層を山麓に形成した。
噴火の最盛期における噴煙柱の高度・噴出率・継続時間をとりまとめた結果を表 2 に示す。この表に示されているかぎりでは，ピナツボ火山の 1991 年の噴火では噴煙柱の高度は成層圏の 35 km に達し，
3
噴出率は 250,000 m /s におよんだ。その継続時間は
9 時間と長かった。日本では北海道の駒ヶ岳の 1929 年の噴火の場合が大きな記録となっている。
3．火山噴出物と大気現象

1898
1899
1900

図1

19 世紀末における日射強度の経年変化．

（Wexlar, 1952 の原図を翻訳）．

表1

3.1 気象・気候への影響
これまで，火山噴出物が噴煙・降灰などに及ぼす大気現象は，気象として風向・風速・日射（太陽放射）量などとの関係，気候として日射（太陽放射）・気温などとの関係が論じられてきた。成層圏エーロゾ

日本の歴史時代（800～2000 年）
における大規模噴火の記録＊．

火山名
噴火年（北から並べる）

噴出物総量（km3）

備考

樽前山
樽前山
有珠山
有珠山
有珠山
有珠山
渡島駒ヶ岳
渡島駒ヶ岳
渡島駒ヶ岳
渡島駒ヶ岳
浅間山
浅間山
富士山
富士山
富士山
伊豆大島
桜島
桜島
桜島
桜島

3.4
1.9
2.2
0.1
0.3
0.4
1.0
0.5
0.3
0.5
1.4
0.45
－
0.15
0.85
0.345
0.27
1.2
2.1
1.92

寛文 7 年
元文 4 年
寛文 3 年
安永 8 年
文政 5 年
嘉永 5 年
寛永 17 年
元禄 7 年
安政 3 年
昭和 4 年
天仁元年
天明 3 年，諸国冷害・大飢饉
延歴 19 年 3 月
貞観 6 年
宝永 4 年
安永 6 年 7 月 29 日（1777 年 8 月 31 日）
から 15 年続いた
天平 8 年
文明 3 年，大旱・麻疹流行死者
安永 8 年 10 月－9 年
大正 3 年

1667
1739
1663
1779
1822
1852
1640
1694
1856
1929
1108
1783
800
864
1707
1777
764－765
1471－1476
1779－1780
1914＊

データは町田 7）による

69

吉野：火山噴出物が気象・気候を通じて人間生態に及ぼす影響

表2

噴火最盛期における噴煙柱の高度・噴出率・継続時間（町田・新井（2003）8）による）．

火山名

噴火年

地域名

ピナツボ
1991
フィリピン
ベジミアンニ1956
カムチャッカサンタマリア
1902
グアテマラ
ヘクラ
1947
アイスランドソウフリール1979
西インド諸島
セント・へレンズ 1980
アメリカ合衆国
伊豆大島
1986
日本
ソウフリール1902
西インド諸島ヘクラ
1970
アイスランド
駒ヶ岳
1929
北海道，日本有珠山
1977-1
北海道，日本
フエーゴ
1971
グアテマラ
桜島
1914
九州，日本
三宅島
1983A－E 伊豆，日本
ヘイマエイ
1973
アイスランドンガウルホェ
1974
ニュージーランドルの問題は最も重要なので，次章にまとめて述べたい。時間スケールの長い期間（数千年～数万年以上の期間，すなわち考古時代や地質時代）については
今回はふれない。気象への影響としては表 2 に示したように，活発な火山活動が数分～数時間の場合が多いならば，その時間スケールの大気の状態，例えば，風向・風速や降水の有無などが要因として重要であろう。また，生態系への影響は，温帯・寒帯・季節風帯では春・夏・秋・冬の四季や，雨季・乾季などの季節が基本的に区別しなければならない要因
だが，火山活動の影響を季節別に捉え考察した研究はない。
時間スケールが数百年の気候変動に及ぼす火山活動の影響は，16～19 世紀に地球規模で見られた小氷期である。一例を紹介すると，グリーンランド中央部における氷床コアの酸性度を 553 年から 1972 年
9）まで解析した結果 ，1783 年のラキ火山（アイスランド）の噴火による酸性度が異常に高かった。これを含めて 1600 年以降の 300 年間に，高い酸性度に対応する大噴火は 8 回あった。しかし，1300 年から
1600 年までの 300 年間には大噴火は知られておらず，酸性度の大きな値も現れていない。すなわち，
火山噴火活動が活発な時代には酸性度が高く，気温が低かったことがわかった。
大規模な火山噴火活動が気候変動に及ぼす影響
は，多くの場合，大気循環パターンの変化を通して起こると考えられるため，個々の年については地域
10）差が大きい気温分布が現れやすくなる 。また，気温低下の程度や広がりは火山が位置する緯度や経度に関係することが指摘された。
火山噴火の指数は後述する火山性エーロゾルの時
空間的な拡大や直達日射量の減衰などを考慮して，
DVI（Dust Veil Index，火山灰ダスト指数）
が考案され
11）
ている 。この DVI 指数は火山噴火の規模ではな
く，火山噴出物によって大気がどの程度濁ったかの程度を表現した指標である。
70

噴煙柱高度
（km）

噴出率
（m3/s）

継続時間
（h）

35
36
34
24
16
18
16
14.5-16
14
13.9
12
10
7-8
6
2-3
1.5-3.7

250,000
230,000
17,000-38,000
17,0006,200
12,6001,000
11,000-15,000
3,300
15,870
3,375
640
4,012
570
50
10

9
0.5
24-36
0.5
9
0.28
3
2.5-3.5
2
7
2
10
36
1.5
8.45
14

他方，火山噴出物の量・噴煙柱の高度・噴火の継続時間・噴火の質的記載などに基づく指数としては
VEI（Volcanic Explosivity Index，火山爆発指数）が提12）
案されている 。この指数と成層圏のエーロゾルなどについては後でまたふれる。
最近の地球温暖化が明らかになった時代における，火山大噴火の影響にふれておきたい。図 2 に，1985 年から 2007 年までの北半球平均の気温偏差の経年変化に，大爆発をおこした火山名・その噴出物が大気圏に放出された期間（年）・噴煙が到達した高度を示す。
図 2 の期間（年）
では，フィリッピンのピナツボ火山の大爆発があった。その被害は，直後に襲来した台風による豪雨と複合し，非常に深刻な状況になったことはわれわれの記憶に新しい。大気中に放出された噴出物の高度は 20 km まで達した。気温偏差のマイナスのピークは 1992 年，1993 年，1994 年にみられ，ピナツボ火山の噴出物による日傘効果と見られる。特に 1993 年に最も強い影響がみられ，さらに約 1 年半後にもほとんど同じくらいの日傘効果が現われたことも注目に値する。
3.2 火山性エーロゾルの役割
エーロゾルとは空中を浮遊している液体または固体の微粒子のことである。火山が噴出するガスの70～90％は水蒸気だが，硫黄酸化物が含まれている。火山活動によって大気中に放出された噴出物は成層圏のかなり高い高度まで達することをすでに述べた。また，日傘効果によって地面付近の気温を低下させることも示した。気温を低下させる過程についてここで述べたい。
エーロゾルの放射効果には，放射を散乱させたり吸収したりする直接的な効果と，雲粒子の凝結核となり，雲の光学的性質を変えることによる間接的な効果とがある。エーロゾルが増加すると直達日射量の減少に大きな影響をもたらす。散乱した太陽放射（日射）量のかなりの部分は散乱日射量として地表面

地球環境 Vol.21 No.1に到達するので，直達日射量の減少量の大半は，散乱日射量の増加で補われる。
地球の全平均では，非常に吸収性の強い成層圏
エーロゾルの場合を除き，地上の気温低下は対流圏
エーロゾルの増加によって起こる。その日傘効果は吸収性の弱いエーロゾルの場合ほど大きい。
火山灰エーロゾルの放射収支効果を整理した結13）
果 を表 3 に示す。火山灰の効果が成層圏においても，対流圏においても極めて大きいことがわかる。
これらの状況をふまえ，これまで述べてきた諸現14）
象を加え，模式的に図示したものが図 3 である 。
左下に噴火した火山があり上方向には高度，図の左から右へ時間スケールをとってある。現在得られている成層圏エーロゾルの役割に関する知識を総括した模式図である。
特に高度（空間スケール）ばかりでなく，次の点がよく表現されている。すなわち，（1）右方向への時
間スケールで 1ヶ月ないし数カ月間における化学変67 - 76（2016）

気温偏差（℃）

0.4
0.3
0.2

2007年4月～5月，10 km

2006～2007年，13.5 km

シュベルチ（ロシア）クリュチェフスコイ
（ロシア）

0.5

1991～1992年，20 km

1989～1990年，12 km

0.6

1991年，12 km

レダウト（アラスカ）

0.7

ハドソン（チリ）

1992年，23 km

ピナツボ（フィリッピン）スパー（アラスカ）化などの過程を記入したこと。（2）成層圏上部の高度 40 km 付近において，直達日射フラックス・反射
日射フラックスの強弱が変化し，加熱量増加が起こること。
（3）
それに対応して地表では冷却量増加が，1～3 年の時間スケールで起ることである。
表 4 に，図 3 の根拠となる大きな火山噴火と成層
圏エーロゾル，および平均について具体的な値を示した。この表から，低緯度に火山が位置する VEI（火山爆発指数）が 6 以上の火山爆発で，噴煙高度は40 km 以上に達し，成層圏の硫酸塩エーロゾル総量
1011
は（5×10 ）～（2×10 ）kg に達することがわかる。
このような噴火の場合，北半球の平均気温は 0.4～
0.7℃低下した。
なお，気温低下の表 4 における値は北半球平均値
であり，すでに述べた通り地域性が強い。また，季節によりかなり異なる。爆発した火山の緯度，何月
か，あるいは対象とする地域と火山との距離などの要素が関わることに留意しなければならない。

0.1
0
－0.1
－0.2
1985

図2

1987

1989

1991

1993

1995

1997

1999

2001

2003

2005

2007

年

1985～2007 年における北半球平均の気温偏差の経年変化と火山大爆発（吉野編集）．
表3

火山性エーロゾルの放射収支効果．

（浅野 13）の図より作表．単位は，W・m－2）．

太陽放射
火山灰

硝酸粒子

地球放射
火山灰

惑星アルベドの変化＋0.001＋0.011硝酸粒子

大気上端（50 km）

－0.5

－3.9

＋0.8

＋1.9

［上下差引］［＋8.0］［＋0.4］［＋0.2］［＋1.0］

圏界面（10 km）

－8.5

－4.3

＋0.6

＋0.9

［上下差引］［－1.6］［－0.8］［＋0.5］［＋0.7］

地表面

－6.9

－3.5

＋0.1

＋0.2

注：上下の向きの＋は下向き，－は上向き。

71

吉野：火山噴出物が気象・気候を通じて人間生態に及ぼす影響

1ヶ月

数ヶ月

直達日射
フラックス

硫酸エーロゾルの形成
N2O5

UV + OH

光化学反応
SO2

エーロゾル卓越

H2S

40

ClONO2
HCl

H2SO4

1～3年

反射日射フラッ
クス増加

HNO3
ClO

さまざまな化学変化
アルベドー増加
O3の不足
日射による加熱量減少 日射に
加熱量増加
よる加熱

吸収＞放出

堆積
CO2

30

HCl

火山灰卓越 N2 H2O
灰

成

層

圏

対

流

圏

直達フラックス減少

赤外線20

雨滴による洗浄
と堆積
10

巻雲の影響

0 km

図3

冷却量増加

火山大爆発による火山灰・成層圏エーロゾル・日傘効果・地表面冷却の気象・気候のモデル．

（deSilva の図 14）を吉野翻訳・編集）．

表4

大きな火山噴火と成層圏エーロゾルに関する値 14）．

（吉野一部加筆，VEI の大きい場合から並べる）．

火山名

噴火年

緯度

（年）

VEI

噴煙高度

H2SO4

北半球平均

（注）

（km）

エーロゾル

気温低下量

（kg）

（℃）

11

0.4 - 0.7

タンボラ

1815

8°S

7

＞40

2×10

クラカタウ

1883

6°S

6

＞40

5×1010

0.3

10

0.8

フアイナプティナ

1600

16°S

6

33 - 42

7×10

ピナツボ

1991

15°N

6

＞25

－

セント・へレンズ

1980

46°N

5

22

3×10

ラキ

1783

64°N

4

13

1011

－
8

0 - 0.1
1.0（注）VEI（Volcanic Explosivity Index）
火山爆発指数は，1（微弱）
から 8
（最強）
まで 8 階級に分類されている。

4．人間活動に及ぼす影響
4.1 被害・災害対策の問題点
本稿のテーマとなっている “ 人間生態 ” をどのように定義するか，大問題である。本稿では，大まかに “ 人間生活 ”・“ 人間社会 ” の語で置き換えても差し支えない程度の大まかな語としておく。すでにこれまで何度も繰り返したように，本稿では火山噴出
物が人間生態に与える影響のうち，大気過程（時間スケールによって気象と気候に分ける）が関与する場合のみを扱う。例えば，火口から直接流れ出した
溶岩流・火砕流・土石流などの影響については扱わない。しかし，空中にいったん噴出して降灰となって火山斜面に堆積し，後に降水によって周辺低地に流出堆積し，災害を起した場合など，さまざまな場
合があり，一般論はかならずしも簡単ではない。ここでは，今後の研究や被害・災害を最小限にとどめ
72

る計画樹立の参考にするため項目を列挙する。
（1） 火山灰の交通機関への影響：運行の障害になるのは航空機の離陸・着陸，地上では列車・長距離トラック・近距離自動車交通。対流圏・下部成層圏の飛行ルート変更。飛行場施設・駅等の建造物の除灰が急務となる。降灰の送電線への影響は避けられない。送電機能の停止は列車の運行を不可能にする。被害状況・復旧見込みなどの情報提供などの諸問題が考えられる。
（2） 農業における被害は大きい。降灰が作物体に堆積すれば，仮に短い日数であっても枯れてし
まうし，厚く耕作地に堆積すれば耕作地をもとの状態にもどすには労働力を必要とする。灌漑施設・排水設備の復旧，出荷や市場機能の回復も被災者が多いから問題点は多岐にわたる。低温による不作が見込まれる場合には 1～3 年の栽
培計画・出荷計画・市場対策を検討しなければ

地球環境 Vol.21 No.1

ならない。水産業においてもほぼおなじである。
（3） 地球規模の気候変動に関わる可能性がある大規模噴火については，火山灰（火山性エーロゾル）のモニタリング，地球規模の移流拡散予側・放射への影響推定などを行なう必要がある。日本
15）
気象学会学術委員会が最近まとめた報告 でも指摘されている。
（4） バイオクリマからの諸現象，特に社会心理的な課題の把握・解明が必要である。後述するように，東北地方の北部における古代日本の二つの大きな火山活動，すなわち十和田火山噴火（915 年）と白頭山火山噴火（938 年）による降灰の影響に関する考古学的研究の結果，この問題が指摘された。人びとの生活に与えた影響は，気温低下などの自然環境の変化ばかりでなく，心理・精神的な効果も無視できない。今後の大きな課題である。
（5） 火山地域におけるツーリズムに関連し研究・考察・対策をすべき課題は，大気過程・気象・
気候が関連する場合に限っても，たくさんある。
情報・予報・警報等の伝達，避難指示・対策等も研究され，実施されているが，問題は，昼夜の差（明るいときか，暗いときか），曜日の差（休日か否か，観光客の空間密度に関係する），季節（服装・装備ばかりでなく，風景要素は遠望する
紅葉か，足元の高山植物の開花かなど）ごとに対応する必要がある。
4.2 考古時代・歴史時代における事例
歴史における火山爆発の認識はすでに述べたように明瞭であり，重要な記録を残してきた。インドネ
シアのジャワ島のほぼ中央部にあるボロブドゥールの遺跡は 760 年頃に完成されたと考えられている。
しかし，その後 928 年以降，歴史の記録には全くで

図4

 上に多数ある塔の 1 例．これらの塔の屋
尖端部のみが火山灰層の上にでていた．

67 - 76（2016）てこない。その西方にあるメラビ火山の火山灰に覆われて高い塔の先端部分だけ地上（火山灰層の上）にでていた。遺跡周辺の火山灰層が取りはらわれ，
1870 年に遺跡の全容が明らかになった。図 4 と図 5は屋上に多数ある塔の一つの近景である。火山灰層の厚さは，このような塔の尖端の部分のみが火山灰層の上にでていたほどの厚みだったという。数世紀以上の間，現地の人びとは，「墓石がまばらに建っているところ」と信じていた。火山灰に埋もれていたから，繊細な彫刻がある石の表面が風化されずに
16）
よく保存されたのである 。壁面の彫刻についてはコラム欄を参照していただきたい。
北奥羽における 10 世紀前半の遺跡数・竪穴建物数の著しい増加は，十和田火山の平安噴火（915 年）に伴う降灰が原因となった災害避難民の行動による17），18）。この時，噴出物は可能性が指摘されている
50 億 （トン）tと推定され，灰は約 6 cm 堆積したという記載がある。クワの葉はみな枯れたという。この時の降灰状況はテフラクロノロジーでかなり詳しく分析されている。しかし，古代社会における医学的・生理学的・心理学的な面からの貢献が従来全く欠けていて，歴史時代・考古時代の火山活動と人間生態の関係解明を不十分にしている。
菅江眞澄（すがえますみ，1754～1825）は 30 才になった天明 3 年
（1783 年）の春，旅にでた。翌年の天明4年（1784 年）の春，東北地方を訪れた。前記の通り，この頃は小氷期の最中であり，そこへ浅間山の天明 3 年大噴火の影響による低温化が加わり，収穫皆無，餓死者多数，疫病の蔓延の最も深刻な年であった。真澄はその惨状を記録し，我が国における旅行見聞記・記録文学の分野を確立した。
ヨーロッパにおいては，天候日記が古気候復元において非常に重要なことが指摘され，系統立てられ19）ている 。歴史時代に関しては，火山噴火との関係はよく整理されている。
イタリアのヴェスヴィオ火山の西暦 79 年 8 月 24 日の大噴火は，ボンベイ市民の生活を火山灰でタイム

図5

屋上には塔をかぶった仏像，壊れたままのものなどが多数ある．周辺の地形・植生がわかる．
（写真は筆者が撮影，不許複製）73吉野：火山噴出物が気象・気候を通じて人間生態に及ぼす影響

カプセルにした。世界各地の火山噴火の実態とそれが人間社会に与えた影響を詳細に集め，世界史の展
開にどのような契機となったかをまとめた成果が最20）近刊行された 。今ここでその全内容を紹介する余裕はないが，一つだけ，この著者の興味ある見方を紹介したい。それは，成層圏下部におけるオゾン層破壊の問題である。“ 人間活動の結果排出される人
工物質のフロンなどをオゾン層破壊物質の主役とす
れば，火山噴火に伴うエーロゾルは重要な脇役であった。” という見方である。もし，火山噴火で発生したエーロゾルがオゾン層を破壊しなかったならば，オゾン層問題がこれほど注目を浴びず，さらにフロンの放出が続いて，オゾン層破壊が深刻化したかも知れないという。いいかえれば，火山はフロンの規制促進に貢献したことになる。火山活動を，歴史的存在である人間の活動と同じ目線で捉えた点で興味がある。地球環境研究者が書いた単なる文章の
あやではないと思う。
4.3 火山灰と民話の中の雪女
人間生態に関しては，民俗学分野における民話がある。ここでは，積雪中の “ 赤い雪 ” と “ 雪女
（ゆき
21）
おんな）
” について述べたい 。
純白の積雪中や積雪の表面に現われる着色物は，
昔から人びとの関心を引いた。赤い雪が降ったとい
う日本における記録は，知られている限り次の通り
22）（天平 14），1105 年（長である 。すなわち，742 年
治 2），1477 年
（文明 9 年）
，1680 年
（閻宝 8 年）である。比較的近年では，1913 年（大正 2 年）
，1923 年
（大正 12 年），1925 年
（大正 14 年）の記録がある。こ
れらの着色の原因は，火山灰・黄砂・細菌・雪虫・
花粉・煤煙などが混じったためと考えられている。
着色した色は赤ばかりでなく，黄・緑・灰色の場合が報告されている場合もある。
上記の内の 1477 年（文明 9 年）の赤い雪は，信濃・甲斐・加賀・能登・若狭・越中・越後など，現在の中部地方の多雪地域の全地域に降った。1477 年は浅間山の噴火の時代ではあるが，これだけの範囲の降灰（赤い雪）に浅間山の火山灰がどのように拡散したかなどを気象学的に説明するのは難しい。2 次的，あるいは，かなり遠方からの輸送経路を考えねばならないのかと思う。1913 年の場合は現在の滋賀県，1925 年の場合は 1 月 25 日早朝，現在の岐阜県に降った。ごく狭い範囲の供給源を考えてはいけな
い，あるいは，狭い範囲の供給源では説明できない
証拠かも知れない。
なお，外国における報告としては，18 世紀にアルプスの山岳気候学の第一人者であったソーシュール（Horace Benedicte de Saussure, 1740～1799）も雪以
外のものが混じった着色した雪について記述してい23）る 。
次に雪女の話に移ろう。日本人の感覚では白は純潔で，雪は白の代表であり，雪女は処女でその象徴74であった。ところが，雪女が赤い雪をみた瞬間にそれが断ち切られる。民話では，雪女は少女時代に野女の垂乳と月水を笑ったため，“ 神様が，この世に赤い雪が降るまで，雪女に性の自覚を封じてしまった。それからは，雪女はともすれば，湧き出ようとする赤い血を感じても，自らそれを凍らせなければならないという運命に陥った ”。
しかし，その定めも現実には長くは続くかなかった。現実には何年かすれば，量の多少，地域の範囲・面積などはさまざまだが，必ずどこかで起っているのである。
また，雪女は雪の中にでる “ 女の妖怪 ” で，子供をさらったりすることもある。山形の雪女，新潟の雪女郎など，長い積雪期間をもつ多雪地域に伝わる民話にでてくる。アンデルセン・グリム童話にでてくる雪の精に似ているが，日本の雪女は 1 眼片脚である。これは冠雪・着雪した樹木からの連想だろう
24）と考えられている 。
ここで指摘したいのは，“ 雪女が歩いた跡が，積雪上や積雪断面中に，赤色・黄色・黒色・灰色などに着色された雪として残っている ” という発想である。自然現象としては，確かに積雪が着色される場合が報告されていて，飛来した火山灰・火山噴出物（細塵），或いは，菌類などと考えられている。この現象が民話に取り入れられ，民話が構成されている点を特に指摘したい。豪雪地域で，しかも，火山灰の飛来が時折発生する日本の気候条件が関わっている。
5．あとがき今回全く触れなかったテーマで，人間生態に及ぼす大気過程を経た火山灰の影響に関するテーマは多い。また，火砕流・土石流・その他，地上を流下す
る火山噴出物によるよる影響・被害は大きい。さらに，気象・気候の問題としては，火山斜面・火山噴出物の堆積地域における豪雨・豪雪・強風・強雨な
どとの複合災害の問題がある。これらについては，
別の機会にまとめたい。
引用文献
1）吉野正敏（2007）気候学の歴史．古今書院，東京．
2）荒川秀俊（1970）
天明の大飢饉．荒川秀俊著お天気日
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3）吉野正敏（1964）気候学．地人書館，東京．
4）Abbot, C. G. and F. E. Fowle（1913）Volcanoes andclimate. Smithsonian Institute Misc. Collections, 60（20）, 1 - 24.
5）荒川秀俊（1970）
水爆の実験と凶作．荒川秀俊著お天気日本史．文芸春秋社，東京，160 - 165.
6）Wexler, H. （1952） Volcanoes and world climate.

地球環境 Vol.21 No.1

Scientific American, 4, 3-5.

67 - 76（2016）

17）舟木義勝（2009）「堀と土塁」結果表現の諸相―青森

7）町田 洋（1995）火山の爆発的活動史と将来予測．日

市高屋敷遺跡の基本的考察．秋田考古学，53, 23-48.

本第四紀学会（編），百年・千年・万年後の日本の自18）舟木勝義（2014）
竪穴建物跡の集成からみた，古代北

然と人類．古今書院，東京，104-135.
8）町田 洋・新井房夫（2003）新編火山灰アトラス「日本列島とその周辺」．東京大学出版会，東京．

東北の世界－ 9～11 世紀の土器編年構築と集落遺跡の特質からみた－北東北世界の実態的研究，北東北
古代集落研究会，287 - 325.

9）Hammer, C. U., H. B. Clausen and W. Dansgaard19）Lamb, H. H.（1977）Climate; Present, past and future.

（1980）Greenland ice sheet evidence of post-glacial

Volume 2, Climatic History and the Future. Methuen,

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10）三上岳彦（1991）
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11）Lamb, H. H.（1970）Volcanic dust in the atmosphere.

London.
20）石 弘之（2012）歴史を変えた火山爆発．刀水書房，
東京．
21）吉野正敏（1988）
日本人と雪．吉野正敏（編著）
雪と生活，大明堂，東京，1 - 32.

Philosophical Transaction Royal Society, A 266, 42522）李家正史（1934）降る話．一誠社，東京．

- 533.

23）吉野正敏（2007）気候学の歴史．古今書院，東京．

12）Newhall, C. G. and S. Self （1982） The Volcanic
Explosivity Index（VEI）; An estimate of explosive24）今野圓助（1983）
雪女．大塚民俗学会（編）
日本民俗事
典，弘文堂，東京，771 - 772.

magnitude for historical volcanism. Journal ofGeophysical Research, 87, 1231-1238.
13）浅野正二（1995）大気中の放射過程．朝倉 正・関口理郎・新田 尚（編）新版気象ハンドブック，朝倉書店，東京，74-86.
14）deSilva, S. L（2005）Volcanic eruptions and theirimpacts on the earthʼs climate. Encyclopedia of World
Climatology, J. E. Oliver ed., Springer, Dordrecht,
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15）日本気象学会 36－37 期学術委員会および同委員会が依頼した執筆者グループ（2014）日本の気象学の現状と展望．天気，63（6）, 29-65.

吉野正敏／Masatoshi YOSHINO

法政大学教授を経て筑波大学教授，愛知大学教授を定年退職。ドイツハイデル
ベルク大学客員教授 1967～1968 年。現在，筑波大学名誉教授，理学博士。日本
地理学会，日本沙漠学会，気象影響利用研究会，バイオリクマ研究会のそれぞれ元会長。著書に『新版小気候』（地人書館），『風の世界』『風と人びと』（いずれも東京大学出版会），『気候地名集成』（古今書院），『気候地名をさぐる』『歴史に気候を読む』『古代日本の気候の人びと』（いずれも学生社），『世界の風・日本の風』『地球温暖化時代の異常気象』（いずれも成山堂）などの著書がある。
気候学・農業気候・環境と人間活動に関する論文多数。

16）吉野正敏（2006）
歴史に気候を読む．学生社，東京．

75

吉野：火山灰層に保存された古代中部ジャワの人間生態像（コラム）

火山灰層に覆われ，保存された
古代の中部ジャワにおける人間生態像
インドネシアのジャワ島におけるボロブドゥー
ルは 760 年頃から建設が開始され，830 年頃に完成した。ジャワ島のほぼ中央，ジョクジャカ
ルタの北西のケドゥー平野にある。928 年以降，
ボロブドゥールの名は仏教・ヒンズー教などの経典に出てこなくなった。近くのメラピ火山が大噴火し，短時間で火山灰が厚く堆積し，付近の宗教建造物・住居は全滅した。しかし，火山
灰層が石造建造物を保護・保管した。19 世紀になって，火山灰層が取り払われると，ボロブ
ドゥールが現われた。建造物の魅力は，周囲を取り囲む壁面の石彫である。石の表面の風化が進まなかったために，約 1,200 年以上前の状況（図 1～図 3）がきめ細かく見られる。

吉野

正敏

図3 水
 辺の作業．おそらく漁獲中．図 1 と比較して，点景の植物生態系は豊かである．
（写真はいずれも筆者撮影，不許複製）

画面は仏教の経典の内容に従ってはいるが，人間生態像として興味深い。（図 1）：動物に乗った人，日傘で強い日射から身を守る人，（図 2）：大きな樹の下で説教を聴いたり，話し合ったりする人々。つまり，集会所の役割をもっていた。（図 3）：水産業も盛んであった。
この他，島外へ貿易目的で，強い風波の中十数人の漕ぎ手で漕ぎ出す場面もある。富の蓄積，
遠洋航海の危険，その戒めをした母親への反抗とその報い，などの情景をしめす石彫もある。
約 1,200 年前の人間生態を推定できる。
図1 動
 物と植物の点景がある石彫刻の例．上層木・
このような，主目的である人間生態像の他
中層木・下層木，笛を吹く人，日傘をかざす人，
鳥・像などの描写．
に，人物の背景や点景として動植物が彫ってある。この動植物は，彫刻下図を画いた当時の人達，いわば職人レベルの人達の観察の対象や，動植物生態への知識の高さを示す。石彫には熱帯の樹木が最も克明である。樹幹に直接実を結ぶのは熱帯の木の特徴で，ジャックフルーツ・
ドリアン・パンの木などがその例である。大きな鞘がたくさんぶら下がっているのはマメ科の樹木である。全部の画面を調べたわけではないが，数種以上の植物が確認できる。動物では，
ゾウ・ウマ・水牛・サル・ヘビ・ヒツジ・イ
ヌ・嘴の長い水鳥・ハトなどである。
このように，石彫は古代の人間生態像を生々
図 2 大きな樹の下に集まる人々．宗教行事にと示してくれる。
おける樹陰環境の利用．

76

『地球環境』
・和文誌『地球環境』投稿規定
・投稿論文募集
・バックナンバー一覧

和文誌『地球環境』投稿規定
1．投稿資格本誌への投稿は会員を原則とする。ただし，編集委員会が寄稿を依頼した場合はこの限りではない。

2．投稿原稿の種類

投稿原稿の種類は，「総説」，「原著論文」，「解説」等とする。
1） 総説：研究プロジェクトの研究成果等
2） 原著論文：オリジナルな研究の成果
3） 解説：研究会議の結果報告や研究プロジェクトの解説等

3．原稿の校閲

編集委員会は，受け付けた原稿の校閲を複数の専門家に依頼する。その結果，内容や体裁に問題があると判断された場合には，その旨を著者に伝え修正を求める。修正を求められた原稿は 2 ヶ月以内に再投稿することとし，2 ヶ月を過ぎれば新規として扱う。受理できないと判断された場合，理由を明記して著者に返送する。細部の体裁については，編集作業の段階で編集委員会が手を加える場合がある。

4．原稿の書き方（1） 字数・文字種① 「総説」，「原著論文」，「解説」は，刷りあがり 8 頁以内とする。
印刷 1 頁あたりの文字数は 2,300 字程度。図・表がない場合は，次の「（2）構成」①にある必要事項をすべて含めて 17,500 字以内を目安とする。図・表は，小さいものでおおよそ 600 字程度，大きいもので 1,200 字程度に換算し，8 枚までとする。なお，刷りあがりページ数が 8 頁を超える場合には，2 頁あたり 2 万円で掲載することができる。
② 字体は原則としてすべて全角文字。ただし，欧文および算用数字は半角文字にて入力すること。
（2） 構成① 第 1 頁には，以下の項目を表記する。
・表題（日本語と英語訳）
・和文簡略表題（ランニングタイトル）
・著者全員の氏名（日本語と英語）
・それぞれの所属機関（日本語と英語）
・住所およびメールアドレス（第一著者のみ）
第 2 頁以下は，次のような順でまとめる。
・摘要（日本語で 400 字以内）
・キーワード（日本語で 5 つ程度，50 音順に並べる。対応する英語訳も記載する。）
・本文
・引用文献
・図表キャプション
・図・表② 本文では，章はアラビア数字の連続番号で，節は章の番号と一緒に用いて 1. 1 のようにする。
（3） 文体① 文章は口語体として，現代かな遣い・常用漢字を用いる。外国語は原語表記を原則とするが，原語によってはラテン文字化を必要とする場合がある。
② 単位は原則として SI 単位を用いる。
（4） 図・表① 図・表は，それぞれ「図 1」，「表 1」のように通し番号を付ける。写真は図として扱う。
② 本文中に図・表の挿入位置を指示する。
③ カラーの図・表も無料で掲載できる。図・表はすぐに印刷にまわせる状態のものとする。（パソコンで作成した図・表の場合，Word 文書に貼りつけたり PDF などに変換せず，元のデジタル
データの状態のものが望ましい。）なお，図表の大幅な修正が必要と判断された場合，作製料は著者負担となる。
（5） 数式
数式は上下に 1 行ずつあけて明瞭に書く。数式の画像データを貼りつけたものは掲載できない。
（6） 略語略語を用いる場合，原則として初出時に完全名を書く。
（例）
MOE（Ministry of the Environment, 環境省），Ministry of the Environment（環境省，MOE）（7） 注
論文末に一括掲載する。注番号は通し番号とし，注 1），注 2），注 3）と上付きで表記する。ただし，注は最小限にとどめるのが望ましい。

78

和文誌『地球環境』投稿規定（8） 引用文献① 本文中の引用は，以下の例にならって行う。引用する順に番号を上付きでつける。なお，外国語
雑誌等からの引用の場合，著者名は原語表記のままとする。
1）「松本は ……」
2）「…35℃を超えると急激に増加する傾向にある 。」② 引用文献リストは，本文中に引用したものすべてをまとめる。雑誌名はフルネームで記載すること。なお，文献の配列は引用順に並べ番号をつける。

＊引用文献記載例＊

著者名（西暦年号）本の表題，出版社名．
1） 吉野正敏（2003）中国の沙漠化，大明堂．
（雑誌掲載論文の場合） 著者名（西暦年号）表題．雑誌名（フルネームで記載），雑誌の巻数，開始ページ
数 - 終了ページ数．
2） 安藤 満・山元昭二・浅沼信治（2003）温暖化による熱ストレスと熱中症．
地球環境，8，211-220．
3） Higuchi, H., Y. Miyagawa, E. Morishita, E. Kuboshima, H. Yoshida and Y.
Shibata（2003）Soap storing by crows. Global Environmental Research, 7,
161-164．
（編著，またはシンポジウムの会議録などの場合）著者名（西暦年号）論文の表題．編集者名（編），本の表題（フルネームで記載），
開始ページ数 - 終了ページ数，出版社名．
4） 鷲谷いづみ（2003）
今なぜ自然再生事業なのか．
鷲谷いづみ・草刈秀紀（編），
自然再生事業：生物多様性の回復をめざして，
2-42，
築地書館．
5） Rapley, C.（2006）The Antarctic ice sheet and sea level rise. In： H. J.
Schellnhuber, W.Cramer, N.Nakicenovic, T. Wigley and G.Yohe, eds.,
Avoiding Dangerous Climate Change, 25-27, Cambridge University Press.
（電子ジャーナルなどのネットワーク系情報の場合）（単著の場合）WWW などに存在するネットワーク系情報については，その永続性に保証のない場合が殆どであることから，慎重な取扱を要する。原則として印刷体の入手が困難な場合のみに引用することとする。

著者名（西暦年号）
表題．
雑誌名等，
巻数，
開始ページ数 - 終了ページ数．
〈URL 表示〉6） Thompson, R. S., K. H. Anderson and P. J. Bartlein（1999）Atlas of relations
between climatic parameters and distributions of important trees and shrubs
in North America. U.S. Geological Survey Professional Paper, 1650 A&B.
〈http：//pubs.usgs.gov/pp/p1650-a/〉（CD-ROM などのパッケージ系情報の場合）
著者名（西暦年号）表題．出版社名（媒体表示）．
7） 国土地理院（2000）数値地図 50 m メッシュ（標高）．日本地図センター．
（CD-ROM）．
③ 「（in press）」は，その論文が雑誌に受理されている場合にのみ使用する。それ以外の場合は，本文中で，「（unpublished）」とし，引用文献には入れない。

5．原稿の送付

デジタル原稿とともにプリントアウトした原稿一式を提出する。デジタル原稿については，CD-ROM に書き込んだものをプリントアウトした原稿とともに簡易書留等でお送りいただくのが一番好ましいが，メールの添付ファイルでも受け付ける。図・表は 1 点を 1 枚に印刷し，1 点ずつ氏名を記入すること。

6．原稿の返却

原稿は著者に返却しない。ただし，図・表・写真については，投稿時に申し出があれば返却する。

7．校正掲載が決定した原稿は初校のみ著者に送付するので，速やかに校正し，指定の期日までに返送する。著者校正時における文章や図表の追加・削除・変更は認められない。

8．別刷り

別刷りは 50 部を謹呈。さらに必要な場合には著者負担で申し込む。

9．著作権

本誌に掲載された原稿の著作権は，一般社団法人国際環境研究協会（AIRIES）に帰属する。

79

投稿論文募集
1．『地球環境』は，地球環境問題に関する最新かつ質の高い論文を，専門の研究者だけでなく，地球環境に関心をもつ一般の人々にも理解していただくことを心がけて編集している，年 2 回発行の学術雑誌です。専門の学会誌と同じく，レフリーによる審査を経て高い水準を保っており，この点で，一般の商業誌とは性格を異にしています。
2． 時宜に適したテーマについて総説，プロジェクト研究の解説などを主体とします。原著論文については，新しい研究手段を用いた研究，新しい角度からなされた研究を特に歓迎します。研究成果の速報を目指した短報，資料なども受付けます。
3．『地球環境』に寄稿することができる者は次の通りとします。
（注）1） 一般社団法人 国際環境研究協会の会員
2） 一般社団法人 国際環境研究協会の連携研究機関に所属する研究員
3） その他，編集委員会が適当と認めた者
4． 国内・国外を問わず，他誌に掲載されたもの，または投稿中のものはご遠慮ください。
5． 編集委員会は，編集方針に従って，投稿論文の採否，原稿の加筆，削除，および書き直しなどを決定致します。執筆方法の詳細は投稿規定を参照してください。
6． 投稿料・原稿料はありません。1 篇につき 50 部の別刷りを差し上げます。それ以上の部数が必要な場合は，実費を請求致します。
（注）当協会の会員の種類は 3 種類あり，法人会員，個人会員，一般会員です。

一般会員は入会金 2,000 円および年会費 3,000 円をお支払いいただきますと，どなたでもなることができます。会員の方にはその年度に発行される『地球環境』および “Global Environmental Research” を随時お送りしております。
なお入会時には，在庫のある特集号に限りバックナンバーを謹呈致します。

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1．投稿規定に準拠しているかどうか，もう一度確かめてください。
2．原稿は本文・図表ともデジタル原稿とプリントアウトした原稿 1 部を送付してください。
3．受理後の原稿は多少の字句訂正を除き改訂を認めません。大幅改訂の場合は，再投稿として取り扱います。
4．原稿は返却しません。図・表・写真の返却を希望する場合は，その旨を明記し，切手つき返信用封筒を添えてください。

80バックナンバー一覧
和

文刊号／発行年

表紙

誌 『 地 球 環 境 』
刊号／発行年

タイトル

表責任編集委員紙刊号／発行年

タイトル

表

紙

タイトル

責任編集委員

責任編集委員Vol. 12 No. 2／2007年

Vol. 18 No. 2／2013年

Vol. 1 No. 1／1996年

創刊号
吉野

正敏

Vol. 2 No. 1／1997年

低炭素社会のビジョンと実現シナリオ

IGAC特集
秋元

西岡

肇

秀三／藤野

純一

遺伝的多様性から眺めた日本の森林
福山

研二

Vol. 2 No. 2／1998年

地球環境変化と健康
入來

正躬／安藤

Vol. 13 No. 1／2008年

満Vol. 3 No. 1&2／1998年

熱帯林の保全と修復に向けて
可知

直毅／高井

Vol. 19 No. 1／2014年

日本における世界自然遺産への取り組み：研究・教育と実践

山岳生態系の生物多様性と気候変動：
実態把握と将来予測に向けて

渡辺

工藤

悌二

岳

康雄

Vol. 4 No. 1&2／1999年

衛星観測による地球環境の解明
本多嘉明

Vol. 19 No. 2／2014年

佐竹森田

水銀汚染と地球環境

Vol. 5 No. 1&2／2000年

砂漠化防止の実践的取り組み
松本Vol. 13 No. 2／2008年

研一

地球規模の化学物質汚染昌敏聰Vol. 14 No. 1／2009年

Vol. 6 No. 1／2001年

沿岸海洋環境平

啓介

Vol. 6 No. 2／2001年

小笠原における外来種対策とその生態系影響Vol. 20 No. 1／2015年

可知

小野寺 真一直毅

リン循環

環境変動とアジアの稲作
吉野正敏

Vol. 14 No. 2／2009年

Vol. 7 No. 1／2002年

地球温暖化─日本における影響の
総合評価

古代湖
河合

崇欣

三村

信男／肱岡

靖明

Vol. 20 No. 2／2015年

生命を育む地球環境の変動；
将来予測と適応を目指して
植松光夫

Vol. 7 No. 2／2002年

黄砂
吉野

正敏

Vol. 8 No. 1／2003年

Vol. 15 No. 1／2010年

暮らしの中の土壌と土壌汚染（今号）火山が生態系に与える影響

松本

松本

北山

水と環境
聰

聰

Vol. 21 No. 1／2016年

兼弘Vol. 8 No. 2／2003年

気象・季節と疾病
入來正躬

Vol. 15 No. 2／2010年

Vol. 9 No. 1／2004年

森林と渓流・河川の生物地球化学
佐竹

研一

窒素汚染と大気・水環境
佐竹

研一

Vol. 9 No. 2／2004年

地球の炭素循環と一次生産
可知

直毅／粟屋

善雄／鈴木

Vol. 16 No. 1／2011年

淳

Vol. 10 No. 1／2005年

乾燥・半乾燥地域の人文・社会吉野

海洋環境研究の新たな展開：
生態系管理の視点
原島

省

正敏

Vol. 10 No. 2／2005年

ジオダイバーシティ：日本におけるその保全と研究の必要性

Vol. 16 No. 2／2011年

渡辺

松本

悌二

Vol. 11 No. 1／2006年

温暖化影響特集原沢英夫

Vol. 11 No. 2／2006年

干潟特集
樋口

広芳

遺跡土壌と古環境聰Vol. 17 No. 1／2012年

地球温暖化時代の生物季節と人びと
の生活
吉野

正敏

Vol. 17 No. 2／2012年

秘かに侵入する外来生物：
その実態とインパクト五箇公一Vol. 12 No. 1／2007年

自然再生の理念と実践－湿地生態系を事例として－
鷲谷 いづみVol. 18 No. 1／2013年

東日本大震災：地震・津波の環境影響
吉野

正敏

81

バックナンバー一覧‘Global Environmental Research’
Volume & Number / Date of Issue
Cover

Title

Responsible Editor

Volume & Number / Date of Issue
Cover

Title

Responsible Editor

Hajime KAYANNE
Vol. 2 No. 1 / 1998

IGAC Activities in Japan

Title

Responsible Editor
Vol. 16 No. 1 / 2012

Vol. 1 No. 1&2 / 1998

IGBP Activities and Results in Japan

Volume & Number / Date of Issue
Cover

Mountain Environments and Human
Activities

Studies on the Recent Glacial
Fluctuations, Glacial Lakes and Glacial
Lake Outburst Floods in South Asian
Mountains

Teiji WATANABE

Teiji WATANABE

Vol. 10 No. 1 / 2006

Hajime AKIMOTO
Vol. 16 No. 2 / 2012

Vol. 2 No. 2 / 1998

Global Environmental Change andHuman Health
Masami IRIKI
Vol. 3 No. 1 / 1999

Recent Counter-measure for
Desertification
Satoshi MATSUMOTO
Vol. 3 No. 2 / 1999

Rice Production in Monsoon Asia

Vol. 10 No. 2 / 2006

Global Warming and Its Impacts

Ecosystem Services Assessment of theSatoyama and Satoumi for a NatureHarmonious Society

Hideo HARASAWA

Masataka WATANABE

Vol. 11 No. 1 / 2007

Vol. 17 No. 1 / 2013

Masatoshi YOSHINO

Mikiko KAINUMA

Weather Forecasting for Health andSociety

Pathways towards Low-Carbon
Societies in Asia

Masatoshi YOSHINO
Vol. 4 No. 1 / 2000

Vol. 11 No. 2 / 2007

Vol. 17 No. 2 / 2013

Kenichi SATAKE

Principles and Practice of Ecological
Restoration―the Case of EurasianWetlands

Vol. 4 No. 2 / 2000

Izumi WASHITANITomomi INOUE

Hiroyoshi HIGUCHIVol. 12 No. 1 / 2008

Acid Rain

Ecology and Conservation of Migratory
Birds
Vol. 5 No. 1 / 2001

Progress in Human Dimension
Research of Global Change in Asia

Key Studies on Tropical Mangrove
Ecosystems

Vol. 18 No. 1 / 2014

Emerging Threats Posed by Infectious
Diseases Transmitted from Wildlife

Impacts of the Great East Japan
Earthquake and Tsunami on Human
Life and Ecosystens

Akio YAMADA / Hiroyoshi HIGUCHI

Hiroyoshi HIGUCHI

Syuzo NISHIOKA
Vol. 18 No. 2 / 2014

Vol. 5 No. 2 / 2001

Traditional Sustainable Ecosystem‘SATOYAMA’and Biodiversity Crisis inJapan: Conservation Ecological Perspective
Izumi WASHITANI

Vol. 12 No. 2 / 2008

Ecotouism and Global Change

Trends and Directions of Land Change
Sciences towards Regional and Global
Sustainability

Masatoshi YOSHINO

Teiji WATANABE / Hideaki SHIBATA

Vol. 6 No. 1 / 2002

Global Warming and Sustainable Useof Mountain Resources in Asia

Vol. 13 No. 1 / 2009

New Horizons in Global Environmental
Research : Biometeorological Aspects

Vol. 19 No. 1 / 2015

Teiji WATANABE
Vol. 6 No. 2 / 2002

Masami IRIKI

Hisao OHTAKE / Kazuyo MATSUBAE
Masaru YARIME

Volcanic Ashes and Their Soils
Satoshi MATSUMOTO

Vol. 19 No. 2 / 2015

Vol. 7 No. 1 / 2003

Vol. 13 No. 2 / 2009

Biological Uniqueness andConservation of Island Ecosystems

Wind Disaster Risk and Global
Environment Change

Transformation towards Sustainability
under the Sustainable Development
Goals

Naoki KACHI

Yukio TAMURA / Masatoshi YOSHINO

Norichika KANIE / Mari KOSAKA

Vol. 7 No. 2 / 2003

Conflict between Crows and Humans in
Urban Areas
Hiroyoshi HIGUCHIVol. 8 No. 1 / 2004

Invasive Alien Species Problems in Japan :Present Status and Countermeasures【I】
Izumi WASHITANI
Vol. 8 No. 2 / 2004

Invasive Alien Species Problems in Japan :Present Status and Countermeasures【II】
Izumi WASHITANI

Vol. 14 No. 1 / 2010

Desertification Control and Restoration of
Ecosystem Services in Northeast Asia
Toshiya OKURO
Vol. 14 No. 2 / 2010

Education for Sustainable Development :Promises and Challenges
Frans LENGLET / Zinaida FADEEVA /Yoko MOCHIZUKI

Vol. 9 No. 1 / 2005

【I】Sustainable Land Management ofAtoll Islands
Hajime KAYANNE【II】Studies on Impact of Climate
Change Related to APN

Vol. 15 No. 1 / 2011

Biomass Burning and Its Impacts on
Earth’s Environment
Haruo TSURUTA / Kenji FUKUYAMA

Masatoshi YOSHINO
Vol. 9 No. 2 / 2005

Vol. 15 No. 2 / 2011

Hiroyuki MATSUDA

Akiyo YATAGAI

Conservation and Management of
Living Marine Resources

82

Sustainable Use of Phosphorus in Asia

Precipitation Products: Development andApplication to Climate Change Studies

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Vol.21 No.1/2016
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