研究史及び概要
最初期火山噴出物（Bi）1888年噴火とその堆積物
噴火の推移 1888年（明治21年）噴火の推移は，当時の現地調査報告書（関谷，1888；関谷・菊池，1888；Sekiya and Kikuchi, 1890；和田，1888；大塚，1888；大塚，1890）から第2表にまとめられる．7月15日噴火当日の1週間前頃から北山麓で何度か鳴動が感じられたとの証言はあるが（Sekiya and Kikuchi, 1890），これ以外に明瞭な前兆現象は磐梯山周辺で記録されていない（米地，1990）．7月15日の朝は，7時半頃に強い地震があった．その後に猛烈な地震が起きて，揺れが終わらないままに7時45分頃に，以前から噴気が盛んであった小磐梯山の山頂に近い上の湯付近から，非常に大きな爆発音を伴い一本の柱のように噴煙が上昇し噴火が始まった．最初の噴煙は約1,300 mまで立ち上がり，続く1分間のうちに爆発音を伴いながら20〜15回の爆発が連発して，その度に同程度にまで噴煙が立ち上がった．最後の噴煙だけは北に向けて横に抜けるとともに（関谷，1888；関谷・菊池，1888；Sekiya and Kikuchi, 1890），噴煙は南東の琵琶沢に向かっても横方向に流動した（大塚，1890）．琵琶沢の山麓集落は，直後に疾風（爆風）と呼ばれた火砕物重力流の直撃を受けている．また，おそらく噴火とほぼ同時に発生した小磐梯山の崩壊により岩屑なだれが北麓へ流れ下った（第33図）．噴火は激しい鳴動を伴いながら40〜30分継続し，この間に噴煙はカサ状に大きく広がりながら高度5〜4 kmまで上昇し，東の風下側では降灰して，周囲は暗闇のようになった．山麓部では噴石もあり，これで死者も出ている．火山灰は水蒸気から凝集した熱水とともに泥雨として降り注ぎ，これで火傷をした人も多かった．また，最終的な降灰域は太平洋岸にまで広がった．噴火活動は最初が特に激しかったものの，次第に治まり，約3〜2時間で主な活動は終息した．当日の夕方にはほぼ静穏となって，午後9時頃には鳴動も止んだ．噴火による死者数は，461名（477名とも）とされている（気象庁編，2013，p.526）
噴火の特徴 1888年噴火は，山体直下で発生した地震を引き金に発生した水蒸気噴火と山体崩壊で特徴付けられる（守屋，1980；Yamamoto et al., 1999）．地震の規模はM5程度と，St. Helens火山1980年噴火の山体崩壊を起こした地震と同規模と推定されている（Okada, 1983）．噴火の特徴を現地調査報告書から書き出すと以下の様にまとめられる．
1) 水蒸気噴火と噴煙からの降灰及び噴石
1888年噴火の噴出物は，輝石安山岩が砕かれた細粉からなり，マグマの流出や軽石の放出のなかったことは，噴火直後の現地調査で確認されていた（菊池，1888；関谷・菊池，1888；Sekiya and Kikuchi, 1890；和田，1888；大塚，1890）．従って，噴火の原因がマグマそのものではなく山体内部の間隙に存在していた高圧水蒸気にあることは，当初から彼らにより指摘されていた．
噴火口の位置は，1888年崩壊壁奥に線状の噴気孔列が形成されたことから，崩落した小磐梯山山頂をほぼ横切っていたものとされている（
第22図；Sekiya and Kikuchi, 1890）．一方，和田（1888）は，この断裂の南東延長にあたる沼ノ平に形成された円形凹地形の一部も噴火口（沼ノ平及日蔭ノ噴火口）と考えていたらしい．しかしながら，Sekiya and Kikuchi（1890）のPlate XVI-Fig.3や大塚（1890）の第四図にあるように，噴火直後の沼ノ平の凹地形群からは噴気が出ていなかったことは明らかである．大塚（1890）の第四図の凹地形（直径約5 m）の原画写真は国立科学博物館に所蔵されており，その形状からこれは，Sekiya and Kikuchi（1890）が考えたような大型の噴石落下孔と後に解釈されている（千葉，2009）．噴火当時の「磐梯の穴（噴石孔）」に関する論争については，米地（1993）に詳しくまとめられている．
2) 疾風または爆風と呼ばれた火砕物密度流
1888年噴火では，噴火時に猛烈な疾風（爆風）が発生し，山麓部が被災した（菊池，1888；関谷，1888；関谷・菊池，1888；Sekiya and Kikuchi, 1890；和田，1888；大塚，1888；大塚，1890）．特に東山麓では山頂から6 km離れた猪苗代町白木城(しらきじょう)でも家屋が破壊されている．通過域の樹木は枝が打ち払われ，列をなして風下になぎ倒されていた．Sekiya and Kikuchi（1890）が図示した倒木の方向は小磐梯の山頂付近から放射状に広がっている（第33図）．東山麓の住民はこの疾風で衣服をはぎ取られたり，飛ばされてきた枝で頭皮や皮膚を剥がされた．火山灰は熱かったとされるが，樹木や家屋は炎上していない．当時の写真では倒壊した家屋が堆積物に埋没していないことから（大迫ほか，2003；佐藤，2009など），かなり希薄で高速の火砕物重力流であったことは確実である．現存する火砕物密度流堆積物は中村・グリッケン（1988），Yamamoto et al.（1999），紺谷・谷口（2004）により確認されている．
疾風の原因については，菊池（1888），関谷・菊池（1888），Sekiya and Kikuchi（1890）は，噴火時の水蒸気の急激な膨張や火砕物の高速落下により周辺の空気が押し出されたもので，東山麓に向かった疾風はこれに沼ノ平の凹地地形の効果が重なったものと考えていた．一方，大塚（1890）は，本来は上昇するはずの噴煙が，水蒸気の凝集などにより重くなり，上昇できずに斜面を流れ下って爆風となったと考えている．水蒸気の凝集は潜熱の放出をもたらすので噴煙はむしろ上昇力を得るのであるが（Yamamoto et al., 1999），大塚（1890）の考えは今の″噴煙柱崩壊″ に近いものであり，火砕流現象の先駆的考察と言えよう．
3) 山体崩壊と岩屑なだれ 1888年噴火に伴った小磐梯山の消失と北山麓に広がった土石の流出が山体崩壊現象であることは，これを関谷（1888）が山崩れ，大塚（1890）が山岳崩壊と呼んでいることから，彼らも当初から認識していたものとみられる．さらに菊池（1888）や関谷・菊池（1988）は，″小磐梯山体が綻列して大小の固まりになるとともに，相互衝突により粉状になって谷地形に沿いながら，遠方まで高速移動した″としている．また， Sekiya and Kikuchi（1890）も″The bulk of Kobandai was split into fragments, which were thrown down after the manner of a land-slip. Descending the mountain sides with accelerating velocity, the components of these avalanches were dashed against obstacles in their way and against each other, and were rapidly reduced to confused masses of earth and rocks″と考えている．このような土石の流動に関する解釈は，後にNakamura（1978）が示した岩屑なだれの流動プロセスとほとんど一致するもので，彼らの先見の明を示していよう．岩屑なだれの平均流走速度は，目撃証言を元に約80 km/hと推定されている（Sekiya and Kikuchi, 1890）． 山体崩壊した山体の体積は，噴火直後の測量により約1.2 km3と概算されていた（Sekiya and Kikuchi, 1890）．その後の米地（1988）や水越・村上（1977）による地形復元では0.8〜0.5 km3と推定されている．前者は単純な山地形を想定しているのに対して，後者の復元では小磐梯山の谷地形も考慮しており，低めに算出されるのは当然である．ただ，どちらの体積も旧地形と崩壊後の岩屑なだれ堆積物表面の差を取っており，崩壊土量はこれらよりも大きくなろう．Nakamura（1978）は，岩屑なだれ堆積物の分布総面積を34 km2，総量を1.5 km3と見積もっている．
4) 東の琵琶沢を流れ下ったラハール
1888年噴火に伴う土石の流出が琵琶沢を通じて東山麓に起きたことは，大塚（1888），大塚（1890），Sekiya and Kikuchi（1890）の堆積物分布図に示されている．菊池（1888），関谷・菊池（1888），Sekiya and Kikuchi（1890） は，これを単に北になだれ落ちた土石の支流と考えていた．一方，大塚（1890）は，沼ノ平周辺に堆積した火砕物が水と混合し琵琶沢の源頭（日蔭の裂罅）から流出したものと，関谷・菊池とは別の考えを提示している．大塚（1890）の堆積物分布図では琵琶沢上流部のガリー状の溝地形が強調されており，おそらくこの考えを反映したものであろう．後述するように堆積物の層序と岩相は（Yamamoto et al., 1999），大塚（1890）の考えが正しいことを示している．7月15日の水蒸気爆発では，山体崩壊に続く噴火後半に約5,000 mまで上昇した噴煙から火山灰混じりの豪雨が降り注いだとされており，これがラハールを引き起こしたものとみられる．
堆積物の岩相 1888年噴火の堆積物は，砕屑物運搬過程の異なる以下の3つからなる．
1）1888年火砕物密度流堆積物（Bp）
山頂部周辺から東山麓の地表直下には，1888年水蒸気噴火で発生した火砕物密度流の堆積物が分布する（第33図；中村・グリッケン，1988；Yamamoto et al., 1999）．この堆積物は凹地で厚くローブ状の地形をつくり，尾根上では薄く広がる傾向が顕著である．例えばLoc. 3では42 cm， Loc. 5では110 cmの層厚を持ち， 地質図と 第22図 ではこの厚い部分のみを図示している．厚い部分の岩相は，岩片支持で砂質火山灰の基質を持つ塊状の火山岩塊〜火山礫からなる（第34図）．一方，薄い部分の岩相は，層厚15 cm以下で，正級化構造が明瞭な細粒火山礫〜粗粒火山灰からなる（地質図では省略）．また，東山麓の琵琶沢沿いでは斜交層理を持っている（第35図）．山頂部周辺から東山腹では薄い火砕物密度流堆積物中に，非調和な粒径の火山岩塊が単独で含まれ，インパクト構造をつくる場合がある．これらは火砕物密度流を発生させた噴煙から同時に弾道放出された噴石である．また，東山麓では火砕物密度流堆積物に伴って粗粒火山灰混じりで淘汰の悪い泥の薄層が保存されていることがあり，噴煙から降下した泥雨の堆積物と考えられている（Yamamoto et al., 1999）．中村・グリッケン（1988）は，火砕堆積物の分布総面積を13 km2，総量を0.01 km3以下と見積もっている．
2）1888年岩屑なだれ堆積物（Bd）
岩屑なだれ堆積物の地形的な特徴を基に，上流側から供給地域，主流通過地域（アバランシェ・バレー地域），側流通過地域，堆積地域に区分されている（丸田，1968；Nakamura，1978）．アバランシェ・バレーは，裏磐梯スキー場がある箱状の侵食谷地形で，標高1,100〜850 mにかけて真北に向かって直線的に延びている（第33図）．谷幅は約500 mで，谷壁には1888年以前の堆積物が露出している．側流流下地域はアバランシェ・バレー東西両側の中腹部に相当し，表面には皺状の微地形が形成されている（第33図）．堆積物の厚さは10 m以下で，望湖台溶岩などの下位層の堆積地形が埋まることなく残されている．堆積地域は山麓の裏磐梯高原に相当し，多数の流れ山が形成されている．流れ山の大きさは比高25〜10 mの大型のものから，数mの小型のものまで様々である．比高の大きなものは桧原湖の南東岸に多い．堆積域での層厚は，最大で140 mと推定されている（丸田，1968）．また，北塩原村磐惣温泉の掘削コアでは，約90 mの層厚がある（鈴木ほか，1977）．
露頭での岩屑なだれ堆積物は，新鮮なものから温泉変質により赤褐色〜白色化したものまでの多様な安山岩の岩屑で構成されている．一般に流れ山の内部には，破砕後も元の山体の内部構造をある程度保存した部分，すなわち，粗粒砂から火山岩塊の集合から構成されていても，隣接した岩片同士が同種の岩石からなり，強い変形を被りながらも元の地質境界がたどれる産状を示すものが多い．このような部分は岩屑なだれ堆積物の岩塊相に相当するもので，流れの中に粒子の撹拌の程度が著しく低い部分があったことを意味している．一方，流れ山間の低地部や岩塊相間の隙間には，淘汰の悪い泥質の基質支持で多種の岩片の混じった岩相が見いだされ，これは岩屑なだれ堆積物の基質相に相当するものである．1991年に北塩原村秋元で地質調査所が実施したトレンチ掘削では（第36図），法面の観察と同時に掘削した岩屑の粒度分析を実施した．岩屑なだれ堆積物の最頻粒径は67.5 cm（-9.4φ）で，径2 m〜50 cmの粒子が全体質量の半分以上を占めている（第37図）．
3）1888年ラハール堆積物（Bl）
琵琶沢を流れ下ったラハール堆積物は，琵琶沢岩屑なだれ堆積物がつくる扇状地上で多数の枝分かれを起こしている．このうち最も南の支流が見祢(みね)の集落を直撃し，天然記念物の「見祢の大石（第38図）」を運搬した．ラハールの最大水平流下距離は約4 kmで，垂直落差は約700 mであった．
ラハール堆積物は，1888年火砕堆積物を覆っており（第35図），噴火最初期に発生した火砕物重力流に遅れて流下したことは明らかである．東山麓，ファミリースノーパークばんだい×2スキー場で1992年実施のトレンチ掘削で確認された本ラハール堆積物は，層厚180〜200 cmの塊状で基質支持の火山灰・火山礫・火山岩塊からなる（Yamamoto et al., 1999）．ラハール堆積物は基質の色調が明灰色の下部と褐灰色の上部ユニットからなるが，どちらの堆積物も8φ未満の粘土成分に富み（10 wt.％前後），淘汰が悪い（標準偏差；2.7〜3.4φ）．
Sekiya and Kikuchi（1890），Yamamoto et al.（1999）による．
| 月 日 | 時 刻 | 現 象 |
| 7月8日 | 弱い地震 | |
| 7月9日 | 弱い地震 | |
| 7月10日 | 弱い地震 | |
| 7月13日 | 中程度の地震 | |
| 7月14日 | 中程度の地震 | |
| 7月15日 | AM7:00 | 弱い地震 |
| AM7:30 | 最初の強い地震 | |
| AM7:45 | 2回目の強い地震：M5程度（Okada, 1983） | |
| 噴火開始：15ないし20回の爆発が連続的に起こり，噴煙は1300 mに達した． 最後の爆発は火砕物重力流を伴い，山体崩壊によって岩屑なだれが生じた． 主要な爆発は数分内で終了 |
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| 午前中 | 傘型の噴煙が，5000 m上空まで昇り，東にたなびく． 噴煙からは激しい雨が降り，ラハールが東山麓へ流れ下る． |
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| PM4時頃 | 降灰が止まる． | |
背景の陰影図は，地理院地図（国土地理院）から出力．1888年火砕物密度流の到達範囲はYamamoto et al.（1999）による．また，矢印は疾風（火砕物密度流）による倒木の方向（Sekiya and Kikuchi, 1890）を示している．1938年土石流堆積物の分布は飯田（1938），1954年岩屑なだれ堆積物の分布は大矢・羽田（1955）からの引用．古川ほか（2018）による．
1888年火砕物密度流堆積物は，地形的な鞍部で琵琶沢岩屑なだれ堆積物を直接覆い，岩片支持で火山灰基質をもった塊状の岩相からなる．福島県猪苗代町沼ノ平（北緯37度36分33秒，東経 140度4分45秒；
第20図のLoc. 5）．
1888年火砕堆積物は，低角斜交層理が発達しており，希薄な火砕物密度流として定置した．一方，1888年ラハール堆積物は，基質支持で淘汰が悪い．福島県猪苗代町渋谷（北緯37度35分39秒，東経 140度7分27秒）．
1991年実施のトレンチ掘削で，東法面を撮影している．下部に淘汰の悪い基質相があり，上部は新鮮な安山岩岩片からなる岩塊相が露出している．福島県北塩原村秋元（北緯37度39分34秒，東経 140度6分10秒）．
粒径毎の質量分率頻度分布（棒グラフ）と累積質量分率（折れ線グラフ）を示す．-6φ以下の質量分率は岩塊相と基質相の平均を示し，累積質量分率は試料毎の値を示している．-6φ以上はトレンチ掘削現場（第36図）で粒子毎に質量を計測し，-6φ以下は室内でふるい分けて質量を計測している．
磐梯火山1888年ラハールによって運ばれた巨石で，1961年に国の天然記念物に指定されている．石の大きさは，当初長さ9.4 m、幅6.1 m、高さ3.0 mであったが，年々沈下しており，現在の露出部分の高さはその半分程度となっている．福島県猪苗代町見祢（北緯37度34分35秒，東経 140度6分46秒）．
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