強磁性鉱物の熱磁化特性によるテフラの同定

鳥取大学教育学部 研 究報告 (自然科学), 47 (1998), 69-79

強磁性鉱物の熱磁化特性によるテフラの同定

Shomei Om《Identiacation OfQuattrnaly tephras by hermomagneic properLes offerroコ nagneic minerals

(1998年 3月30日 受理)

は じ め に

強磁性鉱物 のキュ リー温度 に よるテ フラの同定 は MomOse etal。 (1968)イ こ始 ま り,Maenalca

(1971),会田

(1978,1994),Okada(1980),Yoshida(1980射 b),近

藤 (1980),岡田 (1996) な どによ り, 日本の各地で成果 をあげて きた。 しか しなが ら

,火

山ガ ラスの屈折率や斑 晶鉱物 の化学組成 による同定法 な どと比べ れば

,充

分 に普及 した方法 となって い る とはい えない。 鳥取県の大 山火 山を噴出源 とす るテフラ群 は

,下

位 か ら大 山最 下部火 山灰層

,下

部火 山灰層, 中部火 山灰層

,上

部火 山灰層 に層序 区分 され る。 これ らを構 成す るテ フ ラの内容 は

,大

山を中 心 としてその東西南北 の各地域 で少 しずつ異 なるが

,と

くに東方域 に もっ とも多数 のテ フラが 分布 してい る。 大 山東方域のテフラは

,降

下軽石 を主 とし

,火

山礫 まじり粗粒火 山灰 (以下火 山砂 と呼ぶ)お よび風化火 山灰土 (以下 ロー ム と呼ぶ

)で

構 成 され る。 肉限的 に特徴 的 な大 山上部火 山灰層 を 除 くと

,こ

れ らは各 々 よ く似 た層相 を呈 し

,野

外観察のみでは同定 。対比が困難であ る。 岡田 ほか (1990)は

,大

山最下部火 山灰層の模式露頭 にみ られ る各 テ フラについて

,有

色 鉱物組成 と強磁性鉱物 の熱磁化特性 を検討 し

,と

くに強磁性鉱物 のキュ リー温 度 が テ フラに よって固有 の値 をもち

,同

定 。対比 に有効 であ るこ とを示 した。 同様 な結果 は大 山上部火 山灰層 につ いて も明 らかにされている (岡田,1994)。 大 山最下部火 山灰層か ら上部火 山灰層 までのすべてがそろって観察で きる露頭 は数少 ない。そ の数少 ない一つ として倉吉市 の西方

,大

栄町西高尾 に西高尾 ダムの建 設 に伴 って出現 した露頭 がある。そ こでは

,溝

口凝灰角礫岩 を覆 って大 山最下部火 山灰層

,下

部火 山灰 層

,中

部火 山灰 層

,上

部火 山灰 層 が累重 してい る。小論 で は

,こ

れ らを構成す るテ フラを試料 として用 い

,そ

の熱磁化特性 を明 らか にす るとともに

,強

磁性鉱物 のキュ リー温度が テ フラの同定示標 と して きわめて有効 であることを改めて述べ る。 本露頭 の存在 を教 えていただ き

,露

頭調査 と試料採取 に協力 いただいた東伯 町立東伯 中学校 の寺谷直美教諭 にお礼 申 し上 げます。 *地_学教室

Departnlent of Eartll Sciences,Faculty ofEduca■o■,Totton Universiけ ,TOttOA 680-8551,」 apall

明* 昭

田 岡

昭 岡 テ フ ラ の 産 状 西高尾 ダム露頭 は

,大

山の北東約16 1dnにあ り (図

1),溝

口凝灰角礫岩がつ くる火山麓扇 状地の末端部に位置 している。西高尾 ダム建設の際に掘削されてで きた切 り通 し露頭で

,標

高

180mほ

どのやや開析 された台地上にある (図2)。 露頭は高 さ最大約

12m,南

東に面 し

,北

東―南西方向に約

200mに

わたって連続 している。この北東端のスケ ッチを図3に示す。 露頭最下部には

,径

10数cm∼数10 cmの風化の進んだデイサイ ト礫 をもつ溝口凝灰角礫岩

(Mz)が

約

lmの

厚 さで顔 を出 してお り

,そ

の表層25 clnは赤色味の強いロームに漸移 してい る。 これを覆って全層厚約

12mの

大山テフラ群が

,ほ

ぼ水平 に累重 し

,平

坦 な現地表面 をつ くっている。露頭中位の灰 白色火山砂層 と

,そ

の上位の黄褐色軽石層がそれぞれ層厚

70cm,180

cmと

ひときわ厚 く, 日につ く。黄褐色軽石層は

,そ

の厚 さと本露頭の位置か らみて大山倉吉軽 石

(DKP)で

あるとしてまず間違いない。灰 白色火山砂層の下位 には

, 5枚

の軽石層 と

3枚

の 火山砂層およびそれぞれの間に くるローム層が見 られるが

,ロ

ーム層はいずれも赤色味が強 く, この特徴か らこれ らが大山最下部火山灰層に相当するものであると判断で きる。 最下部火山灰層 を構成す る上記

5枚

の軽石層 は

,下

位の ものか ら層厚9,28,15,18,20 cnaで , いずれも薄 く

,風

化 も著 しい。 とくに上位

2枚

の軽石層は, ともに断続 していて連続性が悪い。 下か ら

2枚

日と

3枚

目の軽石層の間には

,三

枚の火山砂層がはさまれる。 このうち中位のもの は

,層

厚 35 cmと やや厚 く

,か

つ主に粒径の違いによる水平な縞 目が発達 していて特徴的であ る。上位の火山砂 にも同様な縞 目が見 られるが

,中

位のものより薄 く (層厚

20 cm),ブ

ロック 図

1

調査露頭の位置 (黒枠 は図 2の 範囲.) 1:大栄町西高尾 ダム露頭

2:倉

吉市大河内露頭

3:関

金町荒田露頭

強磁性鉱物の熱磁化特性 によるテフラの同定 図

2

西高尾 ダム露頭の位置 と周辺の地形 (目土地理院発行 2万 5千 分の1地形図「伯者浦安Jを使用) 状 に分割 されて断続的に続いている。下位の火 山砂 (層厚15 cm)は ロームをはさまず下か ら

2枚

目の軽石層の直上に位置 し

,縞

目は見 られない。後述するように

,こ

れ ら

5枚

の軽石層 と

3枚

の火山砂層 は

,最

下部火山灰層の模式露頭である倉吉市大河内 (図

1,地

点

2)の

c/pm,

dpml,gpm,hpml,hpm2の

各軽石層およびdvs,evs, sの 火山砂層にそれぞれ対比 されるもので ある。なお

,赤

色 ローム層の層厚 は

,下

位か ら62,30,55,67,45,55,95 cmで あって

,本

露頭 に おける最下部火山灰層の全層厚 は

,約

5.7mに

なる。 はじめにふれた灰 白色火山砂 は

,最

下部火山灰層の上位 にあ り

,中

部火山灰層構成層である 大 山倉吉軽石層の下位 にあることか ら

,下

部火山灰層の構成層で大山の北麓に分布す る名和火 砕流 に封比 されるものと考えられる。ただ し

,本

露頭の灰 白色火山砂は

,火

砕流本体ではな く むしろ降下推積物であって

,津

久井 (1984)や 荒川 (1984)が指摘 した “火砕流周辺の薄層部" にあたるものと考 えられるため

,以

下では名和火山砂

(Nw)と

呼ぶことにする。 名和火山砂 とその上位の大山倉吉軽石 との間には

,下

位か らローム層 (層厚

20 cm),軽

石層

明 5m 葬 無 一 ― … ― い ― ― ‐ 器 ´ ― 婁 ヤ ー ー 主 ′ 図

3

西高尾 ダム露頭のスケ ッチ (凡例 は図 5参 照) (10 cln),ロ ーム層 (40 cm),軽 石層 (23 cm),ロ ーム層

(25cm),軽

石層

(5cm)お

よびロー ム層

(15m)が

はさまれる。ローム層はいずれも褐色 ロームで

,上

か ら

2枚

日のものだけにク ラックの発達が認め られる。三枚の軽石層の うち中位の ものは比較的厚 く水平的な連続性が良 いが

,上

下の

2枚

はごく薄 く

,連

続性 も悪い。 また

,上

位

2枚

を構成する軽石粒 は黄褐色 を呈 し

,大

山倉吉軽石層の軽石粒 とよく似ているのに射 して

,下

位層の軽石粒 は淡灰色で粒子の外 形は不明瞭である。下位層のこの特徴は

,名

和火 山砂のす ぐ上に位置するとい う層位関係 も含 めて

,大

山山麓における三瓶木次軽石 (K3)の産状 と一致 している (津久井・柵山

,1981;岡

田 。谷本,1986)。 下位の軽石層が三瓶木次軽石である可能性が強いことか ら

,こ

れと大山倉吉軽石 にはさまれ る

2枚

の軽石層は

,大

山東麓の標準層序 (岡田ほか

,1995)に

照 らし合わせて

,そ

れぞれ下位 か ら大山生竹軽石

(DNPl,大

山関金軽石

(DSP)で

あると考えられる。大山関金軽石は大山倉 吉軽石 とともに大山中部火山灰層 を構成するものであ り

,名

和火山砂

,三

瓶木次軽石お よび大 山生竹軽石は下部火山灰層の構成層である。なお

,下

部火山灰層 にはこのほか大山荒田軽石1

(DAPl),大

山荒田軽石

2(DAP2)が

あるが

,こ

れ らは大山東方域に分布するものの南部に限 ら れるため (岡田・谷本

,1986),本

露頭 には存在 しないと考えて良い。 大山倉吉軽石層の上位 には

,ク

ラックの発達 した褐色 ローム (層厚

35 cm)が

あ り

,こ

れを 覆って一見 して大山上部火山灰層 と判断で きる一連のテフラが露頭最上部にのっている。 これ らは下位か ら姶良

Tn火

山灰

lAT:層

厚25 cm),下 のホーキ火山砂 (Sh i 35 cln),オ ドリ火 山 砂 (Od i 20cm),上のホーキ火山砂

(Uh:35cm),弥

山軽石

(MsP:25 cm)で

あ り

,最

上部 は 35 cmの ロームが覆って現地表をつ くっている。

強磁性鉱物の熱磁化特性によるテフラの同定 強磁 性鉱物 の熱磁化分析 とテ フラの同定 ロームを除 く全 テ フラか ら試料 を採取 し

,磁

気 天秤 に よる熟磁化 分 析 をお こなった。試料 は 水 中で良 くもみほ ぐしたあ と

,舗

い分 けによ り1/4∼

1/8mmの

粒径 部 を選別 し

,こ

の粒径部か ら棒磁石 に吸着す る粒子 を集めた。吸着粒子 には単体 の強磁性鉱物 のほか に

,細

粒 の強磁性鉱 物 を取 り込 んだ斜 方輝石 な どの有色 鉱物 も含 まれ るが

,こ

れ らを一緒 に分析 に供試 した。熱磁 化分析 は

,室

温か ら600°

Cま

での温度の変化 に対す る試料 の磁化変化 を測定す るもので

,得

ら れた熱磁化 曲線 か らキュ リー温度 を求めた。以上 を含 め

,試

料処 理法

,熟

磁化分析法の詳細 に ついては岡田ほか (1990)に従 った。 図 4に 各テフラについて得 られた熟磁化曲線を示す。これ らはすべて 2回 繰 り返 し測定を行っ たうちの

, 2回

目の加熱過程 曲線である。図中

,実

線の曲線が西高尾 ダム露頭か らの試料の測 定結果で

,点

線の曲線 は

,大

山東麓における標準試料 についての測定結果である。各曲線か ら 求めたキュリー温度の位置 を曲線か ら垂直におろした破線で示 してある。標準試料の測定結果 には

,中

部火 山灰層お よび下部火山灰層 については

,そ

れ らが模式的に分布する関金町荒田の 露頭 (図

1,地

点

3)か

らの試料の測定結果を

,ま

た

,最

下部火山灰層については

,そ

の模式 露頭である倉吉市大河内で得 られた結果 (岡田ほか

,1990)の

うち

,層

相や層序に矛盾がな く かつ熟磁化曲線が もっとも良 く一致するものを示 してある。野外での同定が確実な大山上部火 山灰層について も

,比

較のために倉吉市大河内露頭 (最下部火 山灰層模式露頭の約

100m東

) の試料についての測定結果 (岡田

,1994)を

示 した。各試料か ら得 られたキュリー温度の値 を 表 1に まとめて示す。 図4に明 らかなように

,西

高尾露頭の試料の分析結果は

,標

準試料の分析結果 と

,熱

磁化曲 線のパ ター ンもキュリー温度 もきわめて良 く一致 している。図5に露頭柱状図に対応 させて各 テフラのキュリー温度 を図示 した。黒丸 と白丸は

,そ

れぞれ西高尾露頭の試料のキュリー温度 と標準試料のキュリー温度を示 してお り

,同

一試料中に複数種の強磁性鉱物が含 まれる場合は, 主成分の強磁性鉱物 (主相

)の

キュリー温度を大 きな丸

,副

成分の強磁性鉱物 (副相

)の

それ を小 さな丸で表現 してある。主相

,副

相 ともに

,西

高尾露頭の試料 と標準試料のキュリー温度 の

,層

準間での変化 はほぼ完全 に一致 しているといえる。 以上の結果

,西

高尾露頭の最下部火山灰層構成テフラは

,下

位か ら

cpm軽

石層

,dpm軽

石 層

,dvs火

山砂層

,evs火

山砂層

,hG火

山砂層

,gpm軽

石層

,hpml軽

石層お よび

hpm2軽

石 層にそれぞれ矛盾無 く同定で きる。最下部火山灰層か ら得 られるキュリー温度の特徴 について は

,す

でに岡田ほか (1990)や岡田 (1996)で 述べたが

,今

回の測定結果か ら改めて列挙すれ ば以下のようになる。

(1)主

相の示すキュリー温度は450°

C付

近に集中するが

,evs火

山砂 と

hpm2軽

石ではやや 低 く,角G火 山砂ではやや高い傾向がある。

(2)副

相 として得 られるキュリー温度は層準ごとに大 きく変化 し

,個

々のテフラの特徴づけ に大 きく役立つ。ただ し,evs火山砂だけは

,得

られるキュリー温度が一つで

,副

相 に相当する 成分をもっていない。

(3)hpm2軽

石層が もつ副相のキュリー温度は,50°

C以

下 とい う際だって低い温度 を示 し, 逆に

cpm軽

石層や s火山砂層 には200°

Cを

越えるとくに高いキュリー温度の副相が含 まれて いる。

明 田 脚 卿 IIPE, 脆(0,1町 則 H・ I 朗 Z・ jI" 朧(C,・V W 割 :dvs IIl 畑 主 庄 評 岳 〔t'c,W tt Ш U・ tt π 「ぶ嵩Цω W tt IIIH 削 IIIU HmttHn 411 m Ш lm ttd I盛 鵡 Ⅸ,W WJ 硼 i田 211.に耐能 (・0 1Ш tt Ш

埒

４

１

１

ｉ

Ｄ

軒

lLE tt IB.酬 出:(C)`W 削 叫 U漿 糾I XIPE胡 性 (C)°W tt Ш I“ 即 ItWfd貰推(ど,C 削 _・J 図

4

各テフラ中に含 まれる強磁性鉱物の熱磁化曲線 実線 :西 高尾 ダム露頭の試料 点線 :標 準試料 (曲線か ら降ろ した破線 はキュリー温度の位置 を示す) 球     ， ヽ ，    ︰ 0 四 ZI I度 辞 脱(C)E 即 錮

強磁性鉱物の熱磁化特性 によるテフラの同定 表

1

西高尾 ダム試料 (上段)と 標準試料(下段)中 の強磁性鉱物のキュ リー温度 キュ リー温度 (°C) テ フ ラ <200 200-300 300-400 400-500 500-550 550< ISP I:: Uh i49 Od i:! 451₄₅₃ Sh i:: 454 452 AT I:I ::!

′

:; :ち! DKP I!: 415 419

DNP

511 567 506 561

Nv i::

459 465 573 hpm2 4: 438 565_{422 560} hpml i子 ! 161 gpm 160 S 9!! 4::

dVS i:!

dpml :4: Cpna 9i9 4:息 次 に

,下

部火 山灰 層 お よび中部火 山灰層 につ いては

,露

頭調査 時 に推定 された対比 に誤 りは 無 か った と結論で きる。 と くに

,岡

田・谷本 (1986)や 岡田ほか (1990)がす で に指摘 した よ うに

,三

瓶木次軽石からは510°

Cと

560°

C付

近にキュリー温度が明瞭に求まり, きわめて特 徴的であって

,同

定の確かさを裏付けるものである。また

,大

山倉吉軽石

,大

山関金軽石

,大

昭 西高尾ダム キ ュ リー 温 度 (℃) 200 300 400 囲 1甥 2囲 3圏 4国 5園 6園 7圃 8 図

5

西高尾ダム露頭の柱状図と各テフラ中の強磁性鉱物のキュリー温度 1:ロ ーム

2:赤

色ローム

3:ガ

ラス質火山灰

4:火

山砂

5:縞

目の発達する火山砂

6:軽

石 7:凝灰角礫岩

8:ク

ラック帯 (黒丸は西高尾ダム露頭の試料,白丸は標準試料) 山生竹軽石 に含 まれ る主相のキュ リー温度 は

,410∼

430°

Cに

あって

,他

の多 くの大 山テ フラの それが450°

C付

近 に集 中 しているの と比べ てやや低 い ことも大 きな特徴 といえる。 なお

,こ

の 三枚の軽石層のうち大山倉吉軽石層のみに副相が検出されていて

,他

の二枚の軽石層 との識別 に役立ちそうに見えるが

,場

所によっては大山関金軽石層や大山生竹軽石層からも同様な副相 が認められる場合がある。 大山上部火山灰層は

,野

外での同定が容易であるが

,そ

れでも上のホーキ火山砂層と下のホー キ火山砂層は

,互

いに層相が酷似 していて

,そ

れぞれが単独に露出するような場合には同定は 困難となる。岡田 (1994)は

,多

数の試料の分析結果から

,下

のホーキ火山砂層 とオ ドリ火山 大 山 上 部 火 山 灰 唐 火 山 灰 層 大 山 中 部 火 山 灰 層 大 山 下 部 大 山 最 下 部 火 山 灰 層

強磁性鉱物の熱磁化特性 によるテフラの同定 図

6

柱状対比図 (柱状図の位置は図1,凡例は図 5参 照) 砂層 の副相 のキ ュ リー温度 は135∼ 170℃ の範囲にあ り

,上

のホーキ火 山砂層 と弥 山軽石層のそ れは 110∼135°

Cに

あ って

,前

二者 と後二者 とはこれに よ り識別可能であることを示 した。今 回分析 した西高尾露頭 の場合 も

,こ

の結果 と完全 に一致 してい る。上部火 山灰層 の基底 に位置 大 山 最 下 部 火 山 灰 層 溝 口 凝 灰 角 礫 岩

明 する姶良

Tn火

山灰層か らは

, 4つ

のキュリー温度が得 られるが

,こ

のうち,150°

Cと

450°

C

にあるものは直上の下のホーキ火山砂層か ら混入 した強磁性鉱物の ものであって,350°

Cお

よ び520°

Cの

キュリー温度が

AT火

山灰層本来の強磁性鉱物によるものである (岡田,1994)。 以上に述べてきたように

,大

山東麓に分布するテフラに含 まれる強磁性鉱物の熱磁化特性

,と

くにキュリー温度は個 々のテフラ層 に固有の値があ り

,か

つそれが分布の拡が りに関わ らず水 平的に安定 していて

,優

秀な同定示標であるといえる。図6は

_,小

論で取 り扱った

4露

頭の柱 状対比図である。最下部火山灰層や大山生竹軽石層

,大

山関金軽石層などの場合

,西

高尾 ダム 露頭はその主要分布地か ら北方へはずれているため

,こ

れ らがいずれ もきわめて薄 くなってい ることが読み とれる。小論では触れなかったが

,た

とえば最下部火山灰層の

cpm軽

石や

hpml

軽石の重鉱物組成は

,西

高尾ダム露頭の試料では不透明鉱物の合有率が60∼

95%に

達 していて, 模式露頭での組成 と大 きく異なっている。薄層であることによ り風化が著 しく進行 した結果で あると考えられるが

,こ

のように重鉱物組成が同定示標にな り得ない場合であっても

,キ

ュリー 温度を用いれば確実な同定が可能である。 なお

,本

研究の結果

,詳

細 な分布が まだ充分に解明されていない大山最下部火山灰層の構成 層のうち,apm,bvsl,2,dpm2,Ⅲ

ml,2,3の

各テフラの分布範囲は

,西

高尾 ダム露頭が位置する 大山北東部へは達 していないと結論で きる。 引 用 文 献 会田信行 (1978):八 ヶ岳新期火山灰層の自然残留磁化 と強磁性鉱物

.第

四紀研究,17(2),86-94. 会田信行 (1994):関 東地方に分布する “PttP'の 熱磁気特性

.第

四紀,27,11-16. 荒川 宏 (1984):大 山火 山北西部における火 山麓扇状地の形成

.地

理評,57(12),83卜855. 近藤 務 (1983):石 狩低地帯南東部の後期更新世テフラAafa Mpfaの 強磁性鉱物の熱磁気的性質―一対比 への適用例一―

.地

球科学,37(4),205-218.

Mttnalca K(1971): Feromagnedc minerЛsin volcanic ash ofhe Osaka Group in」 apala.J.G.R"76,279併 2802.

Momose K Kobayashi K Minagawa K,and Machida M.(1968): Idenincation ofttphra by Means offero‐ magnetic minerns in punice B■1.Eal・tllq.Res.Inst,, 46,1275-1292.

Okada S.(1980): ThermOmagneuc properties offerromagnedc mineralsin he ShikotsI Pumice Fall Deposh

distributed h Sotttlavest Hokkaido,Japan.」 .F艇 .Educadon Totto Un .,Nat,Sci.,20(2),173-183.

岡田昭明・谷本慎― (1986):大 山下部火山灰か ら新たに発見 された2枚の降下軽石層について,鳥取大学 教育学部研究報告 (自然科学),35(卜2),33望2. 岡田昭明・谷口 恵・木下直美 (1990)i模 式地における大山最下部火山灰層中の強磁性鉱物の熱磁気特性. 鳥取大学教育学部研究報告 (自然科学),39(2),143-160. 岡田昭明 (1994):大 山上部火山灰 と姶良Tn火山灰に含 まれる強磁性鉱物の熱磁化特性,第四紀,26,5-16. 岡田昭明・佐治孝式・樋 口和之 (1995):大山テフラと蒜 山原.日本地学教育学会第49回全国大会 (鳥取)野 外研修案内書,28p. 岡田昭明 (1996):大 山蒜山原軽石 (DHP)と大山最下部火 山灰hpm2軽石 について.島根大学地球資源環 境学研究報告,15,53-60. 津久井雅志 。ltX山_{雅則 (1981):大 山山麓における三瓶 山起源の降下軽石層の発見 とその意義}

.地

_質雑 , 87(3),559-562. 津久井雅志 (1984):大 山火 山の地質.地質学雑誌,00(9),643-658,

強磁性鉱物の熱磁化特性によるテフラの同定

Yoshidtt MI(1980): Identtillcaio■ oftфhrasbymagnetic lneasuremellt(1) AkahoyanidMtte pumice h sttdЛ attensiOn to grain size erect_.The Quaternary ReseaFCh,10,39-47こ

Yoshida,M.(1980b): Identtcatilon Of tepllras by magnetic mcasttrement(2)― Applic on to tephras in

souhvestem Kyusllu―.The Quttmav Rescarch,と t99-106.

Abstytract

For idenmcate and correlate he Quattmary tephFaS,he hennOmaglletic pFOpemes offerromagnedc mh‐ erals contancd in the Daisela tephrafomatiton are analysed by means oftherlncllnaglletic bЛ 韓 、

The investigated Outcrop is■ 6ha nortlleast ofhe Daisen― _voにall。.Athe outcrop,tea p■ l cc falllayers and

eightash falllayersare expoeed.AlmostЛ Ithesetephra layers areveryhinand remarkablyWeatherdbecau申 he outcЮp is simated apaFttOm heiFdistribuu6n axes,The res■ 皓 Ofhetterlnomagneic analysis ttowhat hesenh ttdweatheFed tephraS arecOmpletely∞茸datedtOnck ttd moren・csh tephFaSOfhetrmれdist洋 bu柱Om area.The thermolnagnett properlies of ferromagnetic ninerals hcludillg he CunO temperature arel