第1版解説を読む 伊豆大島火山地質図（第2版） 解説目次
1：はじめに
2：伊豆大島火山の概要
3：伊豆大島火山陸上部の活動史
4：伊豆大島海域の海底火山活動
5：歴史時代の噴火
6：噴火活動の特色 - 防災上の注意点
Abstract
引用文献
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3：伊豆大島火山陸上部の活動史
3.1 先行する火山群
島の北海岸から東海岸にかけての海食崖には，北から岡田（おかた）火山，行者窟（ぎょうじゃのいわや）火山，筆島火山と呼ばれる開析の進んだ伊豆大島火山の基盤火山群が露出し (Nakamura，1964)，いずれも玄武岩溶岩流・火砕岩と岩脈からなる．岡田火山噴出物は北端乳ヶ崎（ちがさき）から岡田港西にかけていくつかの溶岩流，火砕岩，岩脈からなる岩体として，行者窟火山噴出物は東部海食崖に厚さ20 m以上の複数枚の玄武岩溶岩流と薄い火砕岩層の互層が露出する．筆島火山の噴出物は行者窟の南から筆島対岸の海食崖に露出し，玄武岩火砕岩と'図2','width=800px,height=900px,scrollbar溶岩流，多数の岩脈からなる．いずれの噴出物も伊豆大島火山噴出物よりもK2Oに乏しい．これら基盤火山の活動年代は明確ではないが主にチバニアン期と考えられる．千波崎近くのボーリングコアの標高－34.8 m以深からK2Oに乏しい新鮮な溶岩が採取されており (川辺ほか，2014)，千波火山 (土出ほか，1988) が伏在し，古期大島ステージ初期の噴出物に覆われる高まりを作っている可能性がある．
3.2 伊豆大島火山
伊豆大島火山は主に玄武岩マグマを噴出する成層火山であり，海底火山として誕生して以降，伊豆諸島最大の火山島に成長した．
第2図に層序関係図を示す．多くの噴火記録があり，噴火規模から大規模噴火 (噴出量1億トン以上)，中規模噴火 (噴出量1億トン未満)，小規模噴火 (噴出量100万トン未満) に区分される．
本地質図では，Nakamura (1964) をベースとして伊豆大島火山の活動ステージを，地形や岩相，マグマ組成の違いなどから，下位から活動開始初期の主に火砕物からなる泉津層，陸上噴火に移行した古期大島ステージ，現在のカルデラ地形形成以降を新期大島ステージと再定義した．このうち古期大島ステージは岩相と年代から下位の鏡端（かがみばた）サブステージと上位の白石サブステージにさらに区分した．Nakamura (1964) 以来，個々の噴出物名は，古期大島ステージはO，新期大島ステージは下位から上位にS，N，Yのアルファベットに，それぞれ数字を上位のものから下位に向けて順に大きくなるように添えて示されている (例えば，一色，1984a；田沢，1980；上杉ほか，1994；小山・早川，1996)．本地質図もその命名法を踏襲する．新期大島ステージのマグマは古期大島ステージ末期のマグマより未分化で，微量元素組成も異なり，マグマシステムが異なる (川辺，1991)．
伊豆大島火山では，現在の山頂，三原山付近を噴出中心とする活動の他，多くの側火山の活動が認められている．側火山は露頭で確認できるものだけで80個以上存在している ( 第3図：川辺，2024)．側火山の多くは ｢岳の平（たけのひら）｣｢愛宕山｣ などのスコリア丘で，溶岩流を伴い，また一つの噴火割れ目に沿って並んで形成されている事が多い．｢蜂の尻｣ や ｢千波崎｣ などを除き，側火山配列は北北西‒南南東方向が卓越する．これは伊豆大島周辺の地殻応力を反映していると考えられている (中村，1969)．側火山列は陸上のみならず海底にまで伸び，長いものは陸上及び海底部分の総延長10 km近く (Y4噴火)に達する．シクボ，波浮港（はぶみなと）のような海岸線付近や，沢立のような標高が高くても地下水が豊富な地域では，マグマと海水や地下水の反応によりマグマ水蒸気爆発を起こしてマールやタフリングを形成している．
また，山頂部には古期大島，新期大島ステージの活動中，複数回カルデラが形成された．伊豆大島火山山頂カルデラは，さらにカルデラ縁が明瞭な西部カルデラと不明瞭な東部カルデラに区分され (地質図参照)，新期大島ステージの約1,700年前に起こった山頂部での爆発的噴火 (カルデラ形成期S2噴火) により現在のカルデラ地形が作られた．西部カルデラは高重力異常を示し，カルデラ内ボーリング (一色ほか，1963) からも西部カルデラはより深く，厚い溶岩流で満たされている．それに対し，東部カルデラは西部より浅く，溶岩流の割合が少ない (川辺ほか，2009)．このことから陥没カルデラの主体は西部カルデラで，東部カルデラは西部カルデラ側に落ち込んだスランプブロックと考えられる．S2噴火と同様の堆積物は古期大島ステージO41 (約8,500年前) にもあること，山頂からの溶岩供給が途絶える白石サブステージへの変化は約1.3万年前に起こったことから，古期大島ステージ中にもカルデラを形成する活動が複数回西部カルデラ付近であったと考えられる．
以下，下位の泉津層から，14世紀までの新期大島ステージ噴出物について解説する．
泉津層
泉津層は島の北部，東部及び南西部海食崖に露出する．約3‒4万年前に基盤火山群の西側海底での噴火活動で始まった水蒸気及びマグマ水蒸気噴火起源と考えられる粗粒な火砕物を主とし，降下火砕物と少量の玄武岩溶岩流を伴う (一色，1984a)．マグマが海水と接触しやすい時期の噴出物と考えられる．
古期大島ステージ
古期大島ステージ噴出物は陸上のマグマ噴火起源の主に降下火砕物及び溶岩流からなり，泉津層を覆って厚く堆積して伊豆大島山体主要部を形成する．島の南西部 ｢地層大切断面｣ の露頭には，100層以上の大規模噴火による降下火砕物が見られ，O1，O41，O95などと命名されている (田沢，1980；上杉ほか，1994)．放射性炭素年代値及び挟在する新島火山，大室ダシ火山起源の火山灰などの年代から，古期大島ステージの活動は約1.7万年前 (O95) から始まり (鈴木ほか，2019)，平均噴火間隔は100‒150年ほどと考えられる．古期大島ステージは年代と岩相から下位の鏡端サブステージと上位の白石サブステージに区分できる．鏡端サブステージ噴出物は野増から南東の海食崖下部に泉津層を覆って露出し，主に玄武岩溶岩流と挟在する火砕物からなる．上位の白石サブステージ噴出物は中央火口丘として白石山から櫛形山にかけての白石中央火砕丘があるほか，多数の側火山を伴う．地質図には古期大島ステージ中の地形的に側火山と推定されるものを特に側火山の噴出物として分けて示した．白石サブステージ噴出物は溶岩流と火砕物からなるが，溶岩流の占める割合で降下火砕物卓越部と溶岩流・降下火砕物互層部に区分できる．降下火砕物卓越部は主に島の西部に分布し，そこでは狭い谷を流下した2‒3枚の溶岩流以外はほとんど降下火砕物からなり，海食崖や谷地形が発達して鏡端サブステージ噴出物を覆う．このことは山頂部からの溶岩供給が途絶えたことを示唆する．白石サブステージ降下火砕物最下部の年代は，大室ダシ起源テフラ (Od-1：O58に挟在) から約1.3万年前と推定され (鈴木ほか，2019)，この頃に最初のカルデラ形成があったと考えられる．O41 (約8,500年前) にも山頂部での水蒸気噴火堆積物があり，ボーリング調査での東部カルデラ底に溶岩流が堆積しなくなった年代 (約5,800年前以前) から東部カルデラはこの頃に形成された可能性がある．白石サブステージ溶岩流・降下火砕物互層部が分布する地域は白石山中央火口丘だけでなく側火山が多数分布し，側火山から供給された溶岩流によって基盤火山群分布域以外の海食崖は低い．島内東部フノーの滝の海食崖では約1万年前の溶岩流が分布するが，低い海食崖を構成する溶岩流は，後述するようにおよそ5,000年前以降の溶岩流からなる．
新期大島ステージ
最新のカルデラ形成以降では，Nakamura (1964) で大規模噴火が12回認識され，浸食面の発達から3つに大きく区分されて，上位からY1‒Y6，N1‒N4，S1‒S2と命名された．このうちS1‒S2がカルデラ形成時期，Y1‒Y6，N1‒N4が後カルデラ火山活動である．小山・早川 (1996) は噴火休止期を示す風成土壌層の存在からさらに細かく区分し，いくつかの中規模噴火も認識している．本報告ではNakamura (1964) を元に，小山・早川 (1996) を加味して噴火堆積物を整理し，新期大島ステージとした ( 第4図)．ただしNakamura (1964) のS1はS2との間の風成土壌層の発達も悪く，また実際には噴出物規模も中規模であることからS2に含めた．これらのうち，ほぼ確実な歴史記録があるのは14世紀頃のY5噴火以降である．はじめに噴出率の大きな本質テフラ・溶岩流の噴出→竪坑状火口再生に伴う大量の火山灰放出→休止期という噴火パターンが多くの噴火に見られるが例外もある．以下，14世紀以前の主な噴火について記述する．
S2噴火 (3世紀?)：S2噴火のS2.0エピソードでは，山頂部からのスコリア放出→土石流の発生→島内複数割れ目火口からの溶岩流→山頂部での大規模な水蒸気爆発と火砕流の発生と推移し，現在のカルデラ地形を形成したと考えられる (一色，1984a；山元，2006)．水蒸気爆発に伴う火山岩塊は人頭大のものがカルデラ縁から2～3 kmの所まで飛散し，火砕流はほぼ全島を覆っている．短い休止期を挟んでより規模の小さな水蒸気噴火エピソード (S1.5，S1.0) があった．S2噴火の年代は紀元3世紀頃と推定される (川辺，2012)．
N4噴火(6‒7世紀?)：N4噴火の噴出物は複数の降下単位からなる厚い降下スコリア層とそれらを覆う成層した細粒火山灰からなる．降下スコリア層の総層厚は島内東部で2～3 mの厚さに達する．降下スコリア層は薄い風成堆積物や火山灰層を挟有し，6層に区分できる (小山・早川，1996)．これらのスコリア層は短い (数年～十数年程度) の休止期間を挟んで，それぞれ異なる噴出口から噴出したものと考えられる．噴出口は山頂カルデラ内のほか，カルデラ南西縁，西山腹にあり，西山腹の火口からは元町の火山博物館裏まで溶岩流が流下している．また南山腹にもN4噴火とされるスコリア丘 (松ノ窪) がある．N3噴火 (9世紀)：山頂と南東山腹で噴火があり (N3.2エピソード)，休止期間を置いて南東山麓の側噴火で波浮港爆裂火口とその北北西に位置するスリバチ火口が形成された (N3.0エピソード)．波浮港火口から放出された火山岩塊，火山弾は波浮港から約1.2 kmの範囲に飛散した．N3.0堆積物上部には西暦838年神津島天上山噴火起源の流紋岩火山灰 (Kz-Tj) 薄層が挟まれており，N3噴火が9世紀初頭頃に起きたことがわかる．
N1噴火 (11‒12世紀?)：N2噴火の噴出物と同じく，山頂火口からの降下スコリアと細粒火山灰の互層からなる．火山灰層中には火山豆石が含まれることがある．南山腹にはN1噴火で形成されたと考えられるスコリア丘があり，スコリア丘の麓から溶岩流が流出している．N1噴出物とY6噴出物の間には侵食不整合が発達する．N1噴出物の風成土壌層には9世紀後半とされる新島向山噴火起源と考えられる流紋岩火山灰 (Nj-My) が含まれる (津久井ほか，2006) が，N1噴火の遺物年代，放射性炭素年代は11～12世紀の年代示す（川辺，2012；2023）．