地域地質研究報告
５万分の１図幅
東京（8） 第 110 号
地質調査所 地質部 一色直記
昭和 53 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 II.1 研究史 II.2 地史 II.3 岩石 III. 地質各説 -- 利島火山 III.1 主成層火山 III.2 火山砕屑性堆積物 III.3 寄生火口溶岩流 文献 Abstract 図版
図の目次 第 1 図 伊豆 - マリアナ島弧と利島 第 2 図 南西海上から見た利島 第 3 図 利島南西部で 1971 年 2 月頃に起こった海食崖の崩壊 第 4 図 倉持・石井（1961）による利島の地質図 第 5 図 利島およびその近傍の海底地形図 第 6 図 SiO2 - NaO + K2O 図 第 7 図 SiO2 - ノルム石英図 第 8 図 主成層火山溶岩流（Sl）の露頭 第 9 図 利島の地質図 第 10 図 南南東海食崖に露出する岩脈 第 11 図 南南東海食崖に露出する３本の岩脈 第 12 図 西南西海食崖に露出する岩脈 第 13 図 第 12 図の岩脈の北側表面に見られる縄状構造 第 14 図 北海岸カタサキで見られる主成層火山溶岩流（Sl）とそれを覆う火山砕屑性堆積物（V） 第 15 図 火山砕屑性堆積物の柱状図 第 16 図 前浜付近の海食崖の模式スケッチ 第 17 図 前浜 71528a 地点付近の海食崖の模式スケッチ 第 18 図 前浜 71528a 地点の海食崖突出部を，西側にあるコンクリート擁壁上から見る 第 19 図 前浜の海食崖に露出する「カジアナ」火口からの安山岩溶岩流（Pk）
表の目次 第 1 表 利島火山溶岩の化学組成・ノルムおよびモード 第 2 表 主成層火山岩脈（Sd）の諸性質 第 3 表 主成層火山溶岩流（Sl）および岩脈（Sd）における斜方輝石の存在様式とその頻度
図版の目次 第 Ⅰ 図版 1 普通輝石かんらん石玄武岩（NI70053001） 第 Ⅰ 図版 2 かんらん石普通輝石玄武岩（NI70052903） 第 Ⅱ 図版 1 クリストバル石 - ガラス - 石英岩（NI71052702） 第 Ⅱ 図版 2 かんらん石安山岩（NI70060606） 第 Ⅲ 図版 1 斜方輝石含有かんらん石安山岩（NI70053006） 第 Ⅲ 図版 2 普通輝石かんらん石玄武岩（NI70053001）
地域地質研究報告
（昭和 52 年稿）
５万分の１図幅
東京（8） 第 110 号
国土地理院発行の５万分の１地形図「利島」に含まれる利島の野外調査は 1970 年 5～6 月および 1971 年 5 月に合計 23 日かけて行なった。 その後行なった 近接する 鵜渡根島 および 新島 の調査・研究の結果を参考としながら 室内研究を行ない， 本報告をとりまとめた。 野外調査にあたって便宜を供与された東京都 利島村役場当局， 特に前田芳夫 教育長， 試掘井の岩芯を観察する機会を与えられた東京都 経済局 農林緑政部の三井昌二 主事， 埋没樹片の樹種の鑑定をして下さった国立科学博物館 植物研究部の山内文 技官， 土器および石器の鑑定をして下さった明治大学の大塚初重 教授， 石器の鑑定をして下さった東京都 教育庁 社会教育部 文化課の宮崎博 学芸員， 新島の 渡浮根 で出土した土器の鑑定をして下さった同課の安孫子昭二 学芸員， 14C 年代測定の依頼を受けて下さった学習院大学 理学部の木越邦彦 教授， 岩石薄片作成にあたられた技術部 特殊技術課の 宮本昭正・大野正一・安部正治・村上正および佐藤芳治の５技官， 主成分の化学分析を行なわれた技術部 化学課の大森江い 技官， 顕微鏡写真撮影にあたられた総務部 業務課の正井義郎 技官 および引伸し写真を作成された同課の山本洋一 事務官に厚く御礼申し上げる。
利島は活動的な伊豆 - マリアナ島弧上の火山島で， 東京都心から南南西約 140 km にある（第 1 図）。 本島は北緯 34°30.5'～34°1.7'， 東経 139°16.2'～139°17.8' の間にあり， その平面形は南東部がやや欠けた円形で， 直径約 2.5 km， 周囲約 8 km， 面積約 4.2 km2 である。 本島は円錐形で， そのほぽ中央部に海抜 507.5 m の 宮塚山 がそびえている。 山腹の傾斜は， 山頂付近で約 35°， 山麓では約 10°で， 垂直ないし 45°の傾斜をもった海食崖に切られている（第 2 図）。 海食崖の高さは北部， 特に前浜付近では低く 10～20 m であるが， 南へ行くほど高くなり， 南東部では 330 m の高さに達する。 海食崖の足下には砂浜は発達せず， 波食によって生じた大小様々の溶岩の円礫からなる浜が発達しており， 容易に島を一周することができる。 所々に 海食崖から崩壊した角礫が崖錐を形成している。 1971 年 2 月頃に本島の南西麓で起こった崩壊によって生じた崖錐の末端部（toe）は， 海へ向かって 弓なりに張り出している（第 3 図）。 国土地理院によって 1965 年 8 月 23 日と 1975 年 5 月 2 日に撮影された空中写真 （KT-65-6X 3 C 1-1～3 と KT-75-2X 1 C1-1～3）を相互に比較すれば， その地形変化は明瞭である。 後で詳しく述べるが， 利島は主として玄武岩のアア溶岩の積み重なりからなる成層火山であるが， この成層火山の山頂にあったと推定される主火口は地形的には残されていない。 現在の宮塚山の最高点を含み， その北東側にある直径 100～150 m の火口（「 カジアナ 」と呼ばれている）と， その東方約 200 m， 海抜約 390 m 付近にある直径 20～30 m の火口（「 ミアナ 」と呼ばれている）とは 後の安山岩溶岩を噴出した寄生火口である。 山腹を刻む谷はすべて小規模であり， 常時 流水のあるものはない。
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利島は， 北西太平洋海盆の西縁を限って北北西から南南東にのびる, 水深 9,000 m をこえる伊豆 - 小笠原海溝の西方約 220 km， 海溝軸と平行に配列する低アルカリソレイアイト系列（久野， 1968）の火山である大島・三宅島・八丈島などで示される 火山前線（volcanic front）よりも約 20 km 西方にある玄武岩と安山岩の成層火山であり， その地理学的位置から 岩石学的にも興味をもたれていた（第 1 図）。
本島を調査した 最初の地質学者は福地（1902， 1903）であった。 彼は 1899 年（明治 32 年）12 月 31 日から約 45 日間をかけて， 利島・鵜渡根島・新島・式根島および神津島を巡回した。 地質調査の重点は 新島に置かれたが， 利島の地質や岩石についても簡単に触れている。 彼によると， 本島はその形態からみて１個の独立した火山（福地（1902）の p. 33）であり， 全島ことごとく青みがかった黒色の緻密で堅い岩石で， 板状節理があり， 鏡下では玄武岩に近い橄欖富士岩（かんらん石安山岩）である（福地（1902）の p. 27）。 鏡下での記載および斑晶 斜長石のスケッチ （福地（1902）の p. 27 および第 10 版の第 2 図）からみて， 細かく記載された岩石は 利島の主体を構成する主成層火山溶岩ではなく， 本島の北岸の前浜付近に露出する「カジアナ」寄生火口溶岩であるらしい。 この溶岩には板状節理が発達する。
FRIEDLAENDER（1909）は福地よりも詳しく本島の実地踏査を行なった。 彼は次のように記述している。 本島の最高点は海抜 460 m で， その北側の海抜 410 m には 東北東 - 西南西にのびた主火口（Hauptkrater; 本報告の「カジアナ」火口にあたる）があり， この主火口の東の海抜 320～370 m には 同方向にのびた側火口（Seitcnkrater ; 本報告の「ミアナ」火口にあたる）がある。 海食崖で観察すると， 本島は玄武岩ようの溶岩と火山灰とからなり， これらは岩脈に切られている。 南海岸では 岩脈が特に多い。 風化や浸食が著しいことから， 本島は大分 以前に活動を停止した火山で， 岩石は玄武岩に近いかんらん石安山岩である．
BACHER（1914）は 利島の山頂から 60 m の地点で採取された３個の玄武岩を記載し， そのうち１個の主成分化学分析値（ [ 後に示す ] 第 1 表の No. 4）を挙げている [ 以下の [注] 参照 ] 。
その後 長い間， 本島の地質や岩石についての研究結果は公表されなかったが， 近年になって 倉持・石井（1961）が水源開発のための基礎調査を行ない， 地質調査の成果と簡単な岩石学的記載を公表した。 倉持・石井（1961）の地質図を第 4 図に示す。 この地質図は当時利用した地形図が悪かったためか， 岩脈の位置などに問題点はあるが， 本島の地質の大要をつかんだ すぐれたものである。 彼らは 本島を構成する岩石類を， 下位から上位へ [ 1 ] 下部安山岩質玄武岩類・ [ 2 ] 下部ローム・ [ 3 ] 上部玄武岩・ [ 4 ] 火山砕屑質堆積物・ [ 5 ] 上部ローム・ [ 6 ] 崖錐堆積物および [ 7 ] 小規模な玄武岩質岩脈の７つの単元に区分した。
[ 1 ] 下部安山岩質玄武岩類 は 本島の主体を構成する岩石で， 1～2 m の厚さの溶岩とスコリアの互層からなる。 この岩石は， 斑晶として 斜長石（累帯構造の中心部で An55～56， 周縁部で An55～60）・普通輝石・かんらん石および しそ輝石を有し， その石基は粒状ないし柱状の輝石・斜長石（An65～72）・磁鉄鉱などである。 この中には 灰白色・粒状ガラス質の花崗岩ようの捕獲岩が含まれることがある。 この捕獲岩は 石英・鱗珪石のほかに少量の普通輝石や角閃石からなり， 副成分鉱物として燐灰石やジルコンを含んでいる。
[ 2 ] 下部ローム は 下部安山岩質玄武岩を不整合に覆う 未固結の火山灰と粘土とからなり， 厚さは一般に 1～2 m である。 本層は淡黄褐色を呈し， 所々に灰黒色の径 5～20 cm の玄武岩角礫, および厚さ 5～10 cm の灰白色軽石などを層状にはさんでいる。 また， 本層の上から約 50 cm 下に 厚さ 10～20 cm の腐植土層が２枚発達している。 本島の北岸の前浜の西には， 下部ロームの上位に径 50～100 cm の玄武岩角礫をやや多量に含む堆積物が 小規模ではあるが 発達している。 この堆積物は 下部ロームとやや異なった岩相を示すが， その成因を解明できなかったので， 独立の単元とはせずに下部ロームに含めた。
[ 3 ] 上部玄武岩 は 下部ロームの堆積後に噴出した溶岩で， 暗灰黒色， 塊状で， 斑晶として輝石・かんらん石および斜長石， 捕獲結晶として 2～5 mm の石英が肉眼で認められる。 この溶岩の分布は部分的で, 本島の北および東の海食崖上部に露出する。 溶岩の流動した位置が現地形にもよく見られ， 山頂から海岸に向かって放射状にのびていると 記述されている（倉持・石井（1961）の p. 2）が， 地質図（第 4 図）には 山腹部の分布は示されていない。 鏡下では， 斑晶として 0.5～1.2 mm の長柱状の斜長石（An56～60）・ しそ輝石・ 普通輝石およびかんらん石のほかに， 捕獲結晶と考えられる 粒径 2 mm 以上， 中心部は比較的新鮮で， 周縁部が常に汚染された An50～55 の斜長石が 斜長石（An58～69）・輝石・磁鉄鉱などからなる石基中に含まれる。
[ 4 ] 火山砕質堆積屑物 は 前浜の西方のヘリコプター発着所付近に露出する 茶黒色で層理がよく発達した堆積物で， 上部玄武岩および下部ロームを覆っている。 火山灰中に 径 2～5 cm の玄武岩質角礫を多量に含む 軟弱な堆積物である。
[ 5 ] 上部ローム は 火山灰および粘土からなり， 本島全体を広く覆っている 黄褐色土壌である。 厚さは場所によって異なるが， 一般に 3～5 m で， 表層約 1 m は灰黒色の腐植土となっており， 東斜面より西斜面の方が厚いようである。 本層は， 上部玄武岩が分布するところでは それを覆い， 上部玄武岩を欠く所では 直接， 下部ロームの上に不整合に堆積している。
[ 6 ] 崖錐堆積物 は 本島の北西斜面の急崖に しばしば 広範囲に発達している。
[ 7 ] 岩脈 は 本島の北側の急崖に１本， 南側の急崖に６本認められる。 それらの幅は 1～3 m で， 北側のものは下部ロームまで貫き， 南側のものは下部安山岩質玄武岩類を貫いている。 岩脈の走向傾斜は， 北側のもので N 20°E・80°SE， 南側のもので N 40～60°W・80～90°SW である。 それらの岩質は上部玄武岩に類似している。
これらの観察をもとにして， 倉持・石井（1961）は次のような地史を組み立てた。 利島の主体を構成する下部安山岩質玄武岩類は， おそらく 第四紀にはいってから活動を始めたもので， 塊状の安山岩質玄武岩とスコリア質の安山岩質玄武岩が かなり規則的に交互に噴出された。 その後， 浸食期を置いて， 下部ロームで代表される かなり多量の火山灰が 全島的に降下した。 次いで， かなりの時期を置いて 再び活動期にはいり， 上部玄武岩が噴出された。 この活動は 前のものとは様式を異にし， 大きな爆発を伴わず， 下部安山岩質玄武岩類の割れ目に沿ってマグマが貫入して岩脈を形成するとともに， 引き続いて 局部的に 放射状の溶岩流を噴出させた。 その末期には， 火山砕屑質堆積物を局部的に 泥流状に 噴出する時期があったらしい。 更にその後 再び活動期にはいり， 上部ロームで代表される 全島を厚く覆う火山灰の噴出があった。
[ 第 4 図に「CX」を左に横倒しにした地図記号で示されている ] 地下水の湧出箇所は 宮塚山の北斜面にある小沢の西側の海抜 250m 付近に１箇所と， 前浜の船着場近くに２箇所ある。 山腹のものは前述の火山砕屑質堆積物が， 前浜の船着場近くのものは下部ロームが不透水層となっているが， 湧出量はきわめて少量である。
関東農政局 計画部（1970 ?）は， 昭和 45 年度事業として， 利島において農業用 小規模 地下水調査を行なった。 その報告書の中には 本島の約 62,500 分の 1 の地質図が示され， 地質が略述されている。 同報告書によると， 本島は [ 1 ] 古期溶岩類・ [ 2 ] 新期溶岩類・ [ 3 ] 溶岩尖頂丘・ [ 4 ] ローム層および [ 5 ] 崩壊性堆積物の５つの地質単元からなるという。
[ 1 ] 古期溶岩類 は 利島火山の初期の噴出物で， 利島の基盤をなす玄武岩溶岩および火砕流類であり， 溶岩は主としてかんらん石玄武岩である。 本岩類は， 数 10 回の噴火によって生じた 溶岩流・凝灰角礫岩およびスコリア質火山灰層からなる。 上位の噴出物との間には 火山活動休止期があったと推定され， 古土壌が形成されている。 また， 本岩類は， 新期溶岩類および溶岩尖頂丘成形時のものと思われる玄武岩岩脈に 放射状に貫かれている。
[ 2 ] 新期溶岩類 は 宮塚山を中心とする 現在の利島を形成した火山の噴出物で， 宮塚山付近にあった火口から噴出されたものである。 地質図（関東農政局 計画部（1970 ?）の p. 12 の図-7）によると， 海抜約 250 m 以下の山腹の表層部を全面に覆うように描かれているが， 露頭スケッチ（関東農政局 計画部（1970 ?）の p. 16～17 の 図-8 の No. 2）に 示されたものは 倉持・石井（1961）の上部玄武岩にあたる。
[ 3 ] 溶岩尖頂丘 （関東農政局 計画部（1970 ?）の p. 8～9 では「溶岩円頂丘」）は 宮塚山の山頂部を含み， 海抜約 250 m より高い部分を占めるように地質図では描かれ， 推定地質断面図（関東農政局 計画部（1970 ?）の p. 29～30 の図-14）にも示されているが， その根拠は何も挙げられていない。
[ 4 ] ローム層 は 次に記す崩壊堆積物分布地域を除いた地域の表層部を形成し， ローム・凝灰角礫岩・白色軽石層などからなり， 黒色帯をはさむ。 本層は 西側で厚く， 東側で薄いことから， 本島の西方で起こった火山活動に由来するものであろう。 下部の粘土質ローム中にはさまる白色軽石は 新島～神津島に分布する「白ママ層」 （福地（1902）の p. 7～8 の「 白 まま層」）に似ており， これらの活動期のものと推定される。
[ 5 ] 崩壊堆積物 （関東農政局計画部（1970 ?）の p. 15 では「崩壊性堆積物」）は， 利島の火山活動の最末期に 溶岩尖頂丘と新規溶岩類との境界付近から北西部へ流下したもので， クロボク層がはさまれる （関東農政局 計画部（1970 ?）の p. 16～17 の図-8 の No. 1）ことから， 数回の活動で生じたものである。
関東農政局 計画部（1970 ?）は 上記の事柄と 本島の北側の山腹における電気探査の結果をもとにして， 次のような地史を組み立てた。 先第四紀の基盤の上に 利島の南南東方約 5 km にある鵜渡根島を含んだ大きな火山 -- 古宮塚山 -- が形成されたが， おそらくカルデラの形成によって， その大部分は陥没した。 その後， 側火山として 現在の宮塚山の山頂付近から 新期溶岩類が流出し， 更に溶岩尖頂丘が突き出した。 その結果生じた 放射状の割れ目に沿って 岩脈が貫入し， 古期溶岩類の一部も持ち上げられて 現在の利島が形成された。 その後， 西方にある火山からの降灰によって ロームが堆積した。
この調査に基づいて， 東京都の昭和 47 年度 畑作振興 深層 地下水調査事業として， 利島小・中学校の東方約 500 m， 海抜 68.80 m の地点で試掘井が掘削された（ソイル工業株式会社， 1973）。 試掘井の深度は 75.0 m で， ソイル工業株式会社（1973）の試掘井の柱状図， および筆者による東京都 経済局 農林緑政部 農地課 所蔵の岩芯の観察によれば， 地表から深度 3.0 m までは赤茶色ローム， 3.0 m から 4.5 m までは黒褐色火山礫， 4.5 m から試掘井の底までは 10 枚あるいはそれ以上の玄武岩のアア溶岩（薄い火山灰層をはさむかも知れない）であった。 しかし， 農業用水を得るという目的は達せられなかった。
これらの論文のほかに 筆者が 1970 年の調査結果の概要を口頭で発表したものがある（一色， 1971）。
利島は， 海底地形図（第 5 図）からわかるように， 大島から南西へのびる小海嶺の上に乗っている。 この小海嶺の南東約 10 km には 大室 ダシ・新島・式根島・神津島および 銭州 を結び 更に南西へのびる小海嶺が併走している。 大島（久野， 1958）， 新島（津屋， 1938）および神津島（TSUYA， 1929）の粗粒火山砕屑物中に含まれる異質岩片や銭州（新野， 1935）の露岩の観察から， この地域の第四紀火山の基盤の少なくとも一部は， 伊豆半島に広く分布する 中新世の湯ケ島層群に類似した 各種の変質火山岩およびそれらに伴う深成岩類とみてよいであろう。 しかしながら， 利島においては このような基盤岩は露出していないし， 異質岩片としても発見されていない。
利島は体積約 0.7 km3 で， 単一の円錐形火山体からなる。 ここでは この火山を利島火山と呼ぶことにする。 利島火山は， 海面下の地形を考慮に入れて復元しても， 基底の直径約 5 km， 高さ約 600 m， 体積約 4 km3 の小火山である。 この火山は構造・岩相などから， [ 1 ] 主成層火山， [ 2 ] それを覆う 火山砕屑性 [ 以下の [注] 参照 ] 堆積物および [ 3 ] 寄生火口溶岩流の３つの単元に大きく分けることができる。
島を巡る海食崖で観察する限りでは， 主成層火山 の主体は 数 10 フロー・ユニッツ（ fiow units [ 以下の [注] 参照 ] ）あるいはそれ以上の玄武岩のアア溶岩流からなり， スコリア質の降下火山砕屑物をわずかにはさむ。 海食崖の断面では おそらく全体の 90 % は溶岩流であろう。 長い活動休止期を示すような浸食間隙や風化産物は観察されない。 これら溶岩流と同質の 幅 1～5 m の 15 本の岩脈が海食崖で観察されるが， 現在の島の最高点に収斂するような方向をもっている。 この成層火山の山頂火口は 地形的にはっきりしないが， この事実から 現在の最高点付近にあったのであろう。
火山砕屑性堆積物 のうち 降下火山砕屑物は厚さ数 m 以下で， 数輪廻の堆積物からなり， そのほかに「泥流」などの二次堆積物が含まれる。 降下火山砕屑物のうちには 黒雲母流紋岩火山灰・角閃石流紋岩火山灰など， この島の南にある新島・式根島および神津島の流紋岩火山から由来したと思われるものが 何層か認められる。
寄生火口溶岩流 には， 宮塚山の最高点付近にある「カジアナ」火口からあふれ出して 北北西へ流下した「カジアナ」火口溶岩流と， 海抜 390 m 付近にある「ミアナ」火口からあふれ出して 北東へ流下した「ミアナ」火口溶岩流とがある。 両者は 火山灰層序学的に 同一層準であるかどうか確認できなかったが， 岩石学的にはよく似た特徴をもつ安山岩である。 「カジアナ」火口溶岩流の末端部では， 溶岩流の下位に 同質の岩塊を含む泥流堆積物が３枚存在する。 その最上位のものと思われる堆積物中から採取したタブノキ （Machilus thunbergii SIEBOLD et ZUCCARINI ; 標本番号 NI70060605）の 14C 年代は 7,930 ± 190 y.B.P. （GaK-3058 ; セルロースについて測定) であった。 「カジアナ」火口溶岩流の上位には 少なくとも１輪廻の降下火山砕屑物が乗っているらしい。 [ 島の北部の ] ヘリポート [ 後述する「III.1 主成層火山」の項で示す第 9 図参照 ] の東方約 120 m の 大石山 と呼ばれている所では， この溶岩流より上の, 現地表面から 1.10 m の深さから 縄文時代後期初頭の 称名寺式 土器を伴う 竪穴敷石 住居址が発見されている。 また， この住居址を覆う崩壊堆積物などから 縄文時代中期から後期および弥生時代の土器・石器・骨角器などが見いだされている （麻生（1959）; 戸沢（1959））。 「カジアナ」火口溶岩流は南南東方の宮塚山の最高点に向かって分布しているので， 縄文時代中期の土器なども この溶岩流より上に構築された住居そのほかの遺構から 下方へ移動したものとみてよいであろう。
利島火山の噴火活動開始の時期を指示する証拠は 現在 得られていない。 始めは， 短い期間をおいて 断続的に起こったストロンボリ式噴火によって 急速に主成層火山の山体が成長していったと考えられる。 1770 年頃に誕生し， ストロンボリ式噴火を断続的に繰り返して 比高約 800 m の火山に成長し， 今なお活動的な 中米 エル・サルバドル共和国のイサルコ（Izalco）火山 （例えば MACDONALD（1972）の p. 220） のような成長史をたどったと考えてはどうであろうか。
主成層火山の成長がやむと， アア溶岩の表面は風化火山灰に覆われ始めた。 その後の活動は 間欠的かつ爆発的な性質に変わり， 何回か繰り返された。 その間に， 南方にある新島・式根島および神津島の流紋岩火山から由来した火山灰が何回か降下した。 また， おそらく降水によると思われる泥流が局所的に発生して 山腹を流下した。 今からおよそ 8,000 年前よりも少し新しい時期に ２つの寄生火口である「カジアナ」と「ミアナ」の活動があり， 火口周辺に安山岩スパターを堆積させ， 更に北北西および北東に向けて溶岩を流下させた。 その後， 火山活動は穏やかになったらしい。 この時期に 縄文時代中期から後期の人達が本土から渡来し， 島の北側の現在の前浜付近に居住した。 ここから南方約 13 km の 新島 の 渡浮根 に居住し， 縄文時代後期の 加曽利 B Ⅲ 式土器（東京都 教育庁 安孫子昭二が鑑定） を使用した人達は， なんらかの方法で この安山岩の板状岩片を入手している。
ヘリポートにいたる沢に沿って 縄文時代後期以後に少なくとも３度 泥流が発生している。 藤井義（利島村 収入役 ; 1970 年 6 月 1 日に口述）によると， ヘリポート付近は 今から 150～200 年前頃は 現在よりも 1 里も沖に突き出しており， 松林に覆われていたという。 また， その付近は現在でも浅いという。 この地形はおそらく泥流の押出しによるものであろう。
利島火山の主成層火山を構成する岩石は 普通輝石かんらん石玄武岩 で， 鉱物および化学組成の変化に乏しい。 溶岩や岩脈の中心の緻密部は， 肉眼では灰色ないし暗灰色で， 細かい斜長石斑晶のほかに， 長さ 2 mm 程度の黄色のかんらん石斑晶が見られる。 普通輝石を主とし， 直径 5 mm に達する 黒色の斑晶集合体が点々と含まれるのが特徴である。 鏡下で観察すると， 斑晶は 25～30 vol % の斜長石・ 数 vol % のかんらん石および同じく数 vol % の普通輝石からなり， 石基は斜長石・単斜輝石・鉄鉱・ 珪長質メソスタシス（あるいは淡褐色ガラス）および きわめて少量の燐灰石やクリストバル石からなる。 ほかに， 微斑晶から石基鉱物としての斜方輝石が見いだされるが， 標本によってやや顕著に認められるものから 微斑晶としてはまれに認められるが， 石基鉱物としては全く存在しないものまである。 斜方輝石は 常に単斜輝石と平行連晶しており， 後者は薄板状で前者の外側にある。 両者はおそらく b 軸および c 軸を共有しているのであろう。 野外で あるいは 試掘井で見られる溶岩の前後関係と 斜方輝石の多寡とは， しかしながら， 無関係である。 第 1 表に主成層火山溶岩の主成分化学分析値を２個示した。 No. 1 は微斑晶～石基鉱物として斜方輝石の少ないもの， No. 2 は同鉱物のやや目立つものの分析値である。 化学組成の点で 「前者が後者に比べて MgO 量に富むことが 鉱物組成の差と関係あるかどうか」は， 統計的処理が行なわれていないので不明である。
２つの寄生火口の「カジアナ」と ｢ミアナ｣とから噴出された溶岩はかんらん石安山岩 で， 部分的に板状節理が発達している。 それらの中心の緻密部は， 肉眼では灰色ないし暗灰色で， 長さ 1～5 mm の斜長石や石英の捕獲結晶， および長さ 2 mm 程度のかんらん石の斑晶が散在している。 鏡下で観察すると， 斑晶は 6 vol % 程度の斜長石と 3 vol % 程度のかんらん石からなり， 石基は斜長石・単斜輝石・鉄鉱・ 珪良質メソスタシス・クリストバル石および単斜輝石と平行連晶する斜方輝石からなる。 やや大型の斜長石・石英および 角閃石あるいは黒雲母（現在は細粒輝石の集合体になっている）の捕獲結晶が それぞれ 0.5～2 vol % 含まれている。 これらは基盤の花崗岩質岩石から由来したものであろう。 第 1 表の No. 3 に「カジアナ」火口溶岩流の化学組成を示した。 この岩石は 主成層火山溶岩よりも SiO2， Na2O および K2O に富み， 全鉄および CaO に乏しい。
利島火山の岩石の化学組成上の特徴を知るために， SiO2 - Na2O + K2O 図および SiO2 - ノルム石英図に 上記の３分析値をプロットしてみた（第 6 図および第 7 図）。 比較のために， 「低アルカリ ソレイアイト」（久野， 1968）系列の代表的火山である 伊豆大島火山の岩石の分析値もプロットしてある。 第 6 図から明らかなように， 利島火山の岩石は大島火山のそれらよりは Na2O + K2O に富む位置で， 久野（1968）の 低アルカリソレイアイトの領域と 高アルカリソレイアイト（あるいは高アルミナ玄武岩）の領域との 境界線近くにプロットされる。 また， 第 7 図から よりノルム石英に乏しいことがわかる。 利島火山の岩石と同時に分析された大島火山の岩石の分析値（SiO2 = 52.39， Na2O + K2O = 2.47， ノルム石英 = 8.27） [ ← これは第 6・7 図上の「黒丸」としてプロットされているのか ? ] は ほかの分析者 [ ← これは第 6・7 図の説明文で引用されいる人々 ? ] によって行なわれた分析値の領域内にプロットされることから， 両図上にあらわれた差は有意のものとみてよい。 すでに久野（例えば， KUNO（1966））が 「環太平洋火山帯では 大洋側から大陸側に向かって連続的にアルカリ量が増加し， 珪酸量が減少すること」を指摘しているが， Na2O + K2O により富み， ノルム石英により乏しい利島火山は， 火山前線上にある大島火山よりも約 20 km 西方， すなわち大陸側にあり， 久野の指摘と調和している。
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すでに地史の節（II.2）で述べたように， 利島は第四紀の火山と思われる利島火山のみから成る。 利島火山は， その構造・岩相などから， 主成層火山（Sl および Sd）， それを覆う火山砕屑性堆積物（V） および寄生火口溶岩流（Pk および Pm）の３つの単元に大きく分けられる。 寄生火口溶岩流は 本来は火山砕屑性堆積物中の１輪廻の堆積物， すなわち「降下スコリア質火山礫および火山灰 - 暗褐色土層」（ ダッシュ "-" の前 [ に記した堆積物 ] が下部， 後が上部を占める ; 以下同じ）に含まれるものであるが， 顕著に露出することと 地質図で特にその分布を示したので， 分けて説明することにする。 利島の体積は 0.7 km3 で， そのうち主成層火山は 0.678 km3（96.7 %）， 火山砕屑性堆積物は 0.02 km3（3 %） および寄生火口溶岩流は 0.002 km3（0.3 %）を占める。
主成層火山体を構成する火山噴出物は 本島を取り巻く 10～330 m の海食崖に よく露出している。 また， 都道 228 号線そのほかの道路切割りの下部に点々と露出している。 海食崖や道路切割りで観察されるかぎりでは 厚さ数 m 以下で， 見かけのよく似た 玄武岩のアア溶岩流 [ Sl ] が主体であり（第 8 図）， 厚さが平均数 10 cm のスコリア質玄武岩火山灰層がまれにはさまれている。 これらを貫いた 幅 1～5 m の 玄武岩岩脈 [ Sd ] の少なくとも 15 本が海食崖で観察される。 地質図では， 道路切割りに露出する主成層火山溶岩は表現されていない。
東海岸のナズカタ付近では， 崖下から少なくとも 21 フロー・ユニッツ（flow units）の 厚さ数 m 以下の玄武岩のアア溶岩流が数えられ， そこから海食崖下を約 200 m 南西に行った地点では， 3 フロー・ユニッツの玄武岩アア溶岩流の上に 厚さ 38 cm のスコリア質降下火山灰， 更にその上に 23 フロー・ユニッツの玄武岩アア溶岩流が重なっている。 また， 南の海食崖では， 下から上へ， 6 フロー・ユニッツのアア溶岩流， 細粒火山砕屑物の薄層， 14 フロー・ユニッツのアア溶岩流， その上に草付きの部分（火山砕屑物の層か ?）があって， 更に 20 フロー・ユニッツのアア溶岩流が見られる。 いずれの場合も それより上位は植生があったり， 海食崖下からは死角になって観察できない。 しかし， 海上からと 大崩壊部とでの観察から判断すると， 数 10 フロー・ユニッツあるいはそれ以上の溶岩流からなることは間違いなかろう。 スコリア質降下火山砕屑物の量は少なく， 現在の海食崖の断面では おそらく全体の 90 % が溶岩流であろう。 これらの溶岩流や火山砕屑物は海側へ傾斜している。 また， 長い活動休止期を示すような浸食間隙や風化産物は観察されない。
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海食崖で観察される岩脈 15 本のうちの 11 本はほぼ平板状で 垂直あるいはそれに近いが， 残りの 4 本は不規則な形態を示す（第 2 表）。 それぞれの岩脈の位置は第 9 図に 第 2 表の最左欄の整理番号を付して 示されている。 平板状岩脈の例（岩脈 No. 5）は第 10 図に， 分岐したり不規則な例（岩脈 No. 6 および No. 8）は第 11 図に示されている。 地質図および第 9 図からわかるように， これら岩脈は島の最高点付近に収斂するような方向をもち 放射状岩脈とみることができる。 また， 島の南東海食崖では 火山体が一番深部まで観察されるということを考慮に入れても， これら岩脈の方向が 北西 - 南東方向に集中しているとみるのは妥当であろう。
岩脈のマグマの流動方向を示す構造は 西海岸の海食崖に露出する１岩脈（第 2 表および第 9 図の No. 12）で観察される。 この岩脈（第 12 図）は海食崖からやや突き出しており， その両側表面が露出している。 両表面には ほぼ水平にのびた縄状構造が発達しており， 特にその北面（この岩脈に向かって左側の面）には 下方に凸な縄状構造が見られる（第 13 図）。 したがって， この岩脈のこの部分に関するかぎり， マグマは下方に流動したとみることができる。 この観察事実は 噴火活動の停止あるいは衰退に伴って マグマが下方に逆流したことを示す１例であろう。 ほかの岩脈についてはマグマの移動方向を示す表面構造を観察できなかった。
北西海岸の 海食崖の下部から磯浜にかけて露出する１岩脈（第 2 表および第 9 図の No. 14）では， 最大径 75 cm に達する火山弾を含む赤色スパターに移化する露頭が観察される。 このことは， 例えば 1962 年 8 月の三宅島噴火で見られた 割れ目に沿う溶岩噴泉活動（松田・森本， 1962）と似た活動が 利島火山の主成層火山成長期に起こったことを示している。
倉持・石井（1961 ; p. 3 の図-1 および図版 6）は， 島の北側の前浜西端付近に 彼等の下部ローム（本報告書での火山砕屑性堆積物の下部にあたる）までを貫いた岩脈があり， その岩質は彼等の上部玄武岩（本報告書での寄生火口溶岩流）に似たものであるとしているが， 筆者はそのような岩脈を見いだすことはできなかった。 筆者が観察した 15 本の岩脈はすべて主成層火山体の溶岩とよく似た岩質であって， 倉持・石井（1961）がいうように 上部玄武岩（本報告書での寄生火口溶岩流）に似ていることはない。 これら岩脈は 主成層火山の溶岩流や降下火山砕屑物だけを貫いていること， その岩質が溶岩流のそれとよく似ていることから 主成層火山体形成期のものであることは間違いない。
すでに述べたように， 溶岩流や火山群屑物が海側へ傾斜していることや 放射状岩脈が存在することから 主成層火山の中央火道は島の中心付近にあったと思われるが， 中央火口の位置を地形的に推定することは困難である。
主成層火山溶岩は 厚さ 20～50 cm の明褐色風化火山灰に覆われている。 これは火山活動の休止期を示すものであろう。 主成層火山の活動年代を示す直接の証拠は得られていない。
岩石の記載 : 岩石の一般的性質については すでに岩石の節（II.3）で述べられている。 ここでは， 主成分の化学分析が行なわれていたり 注目すべき点のある岩石について やや詳しく記述する。
この岩石の主成分化学分析値は第 1 表の No. 1 に示されている。
この岩石の主成分化学分析値は第 1 表の No. 2 に示されている。 第 1 表の No. 1 より Fe2O3 / FeO が高いのは かんらん石の斑晶のイディングス石化によるものであろう。
主成層火山体を構成する溶岩流および岩脈から採取した標本のうち 38 個について 顕微鏡観察した結果， 斜方輝石の存在様式とその頻度について 第 3 表に示すような定性的な関係が得られた。 NI70053001 標本は同表の b を代表し， NI70052903 標本は同表の c を代表するものである。
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主成層火山体の最上部を構成する 明褐色 風化火山灰 を覆って， ここで述べる火山砕屑性堆積物が分布する（第 14 図）。 この堆積物は降下火山砕屑物・泥流堆積物 [ 以下の [注] 参照 ] ， およびそれらの風化産物からなる。 降下火山砕屑物は 2・3 の層準を除き 全島的な対比は困難である。 その理由としては， (1) 風や流水などによる削剝， (2) 長い噴火活動休止期間に深層まで進行する風化 -- ある噴火輪廻の火山砕屑物が完全に風化してしまい， それ以前の輪廻の火山砕屑物の風化部と区別できなくなる -- などが挙げられる。 島の中腹より上では露出が悪く， これらの降下火山砕屑物が山頂に向かって厚く， かつ粗粒になるかどうかについては ほとんどわかっていない。 この火山砕屑性堆積物を切りとった道路の切割りなどで目につくものは， 最大 6 層（西麓の 608c 地点 ; 第 9 図および第 15 図参照）もの黄白色 流紋岩火山灰 薄層あるいはレンズである。 これらの流紋岩火山灰の噴出源が 本島の中ではないという確証はないが， 南方約 10 km から南南西方約 40 km の間にある 新島・式根島および神津島の流紋岩単式火山（TSUYA（1929）; 津屋（1938）; 筆者の未公表資料など）の爆発的噴火に由来するとみる方が穏当であろう。 降下火山砕屑物の厚さは おそらく 数 m 程度であろう。
代表的な地質柱状図は第 15 図に， 柱状図作成位置は第 9 図に示されている。 全島的に対比可能な降下火山群屑物は第 15 図の A・B および C の３層で， 北麓の 607a 地点を例にとると， A 層 は下部 2 cm が 黄灰色 凝灰岩 ， 上部 6 cm が 明褐色 風化火山灰 ， B 層 は下部 1 cm が 黄白色 黒雲母流紋岩火山灰 ， 上部 1 cm が 明褐色 風化火山灰 ， C 層 は下部 10 cm が 赤褐色 粗粒凝灰岩 ， 上部 37 cm が 明褐色 風化火山灰 である。 A・B および C 層の色調は ほかの地点でも同じである。 この地点 [ = 607a 地点 ] では， 更にその上に 「 黄灰色 粗粒凝灰岩 (厚さ 7 cm）- 黄白色 角閃石流紋岩火山灰 (4 cm）- 明褐色風化火山灰（8 cm） 」， 「赤褐色 凝灰岩 (10 cm）- 明褐色 風化火山灰（11 cm）」， 「 黄灰色石質凝灰岩（60 cm ; 爆発的噴火の産物） - 安山岩溶岩および凝灰岩の火山礫・火山岩塊を含む明褐色風化火山灰（160 cm ; 岩屑堆積物）- 暗褐色 砂質ローム（190 cm ; 現地表下） 」 と重なる。 ここ [ = 607a 地点 ] では， 新鮮な降下火山砕屑物に始まり 風化産物で終わる１輪廻の堆積物が 6 層観察される。
第 15 図には示されていないが， [ 607a 地点の西方約 300 m にある ] 利島小・中学校の校庭の東側の切取りでは 主成層火山体と B 層との間に 「灰色 凝灰岩（2 cm）- 明褐色 風化火山灰（7 cm）」， 「灰色 凝灰岩 (2 cm) - 明褐色 風化火山灰（12 cm）」および 「灰色 凝灰岩 (2 cm) - 明褐色 風化火山灰（6 cm）」の 3 層がはさまるが， いずれが A 層であるか不明である。 ここ [ = 利島小・中学校の校庭の東側の切取り ] では， 降下火山砕屑物が少なくとも 9 層識別されるが， それより上位は乱れていてよくわからない。
前浜船着場の東海汽船 利島代理店の建物のすぐ東の 611b 地点（第 16 図をも参照）では， 「主成層火山の玄武岩溶岩流 - 明褐色 風化火山灰（厚さ 16 cm）」を覆って A 層である「灰色凝灰岩（1 cm）- 明褐色 風化火山灰（3 cm）」， B 層である「黄白色 流紋岩火山灰（2.5 cm）」， C 層である「赤褐色 粗粒凝灰岩（10 cm）- 明褐色 風化火山灰（30 cm）」， 「黄ないし灰色 粗粒凝灰岩（16 cm）- 明褐色 風化火山灰（15 cm）」， 「 褐色 粗粒凝灰岩（2 cm）- 明褐色 風化火山灰（40 cm）- 流紋岩火山灰レンズをはさむ黒土（12 cm） 」， 「黄白色 流紋岩火山灰レンズ - 明褐色 風化火山灰（14 cm）- 黒土（25 cm）」， 「黄白色 流紋岩火山灰（7 cm）- 黒土（3 cm）」， 上部に流紋岩火山灰レンズをはさむ。 橙褐色の酸化した凝灰岩（60 cm ; 破砕されている）が重なり， その上に「カジアナ」火口からの安山岩溶岩流がのっている。
前浜船着場の西南西方約 150 m の道路切取りの 610a 地点では， 前述の安山岩溶岩流を 橙褐色 風化火山灰（15 cm）， 更に 「 橙色 凝灰岩パッチ（＜ 3 cm）- 明褐色 風化火山灰（35 cm）- 暗褐色 砂質ローム（160 cm ; 流紋岩軽石小片まじり） 」 が覆っている。 この付近の砂質ロームの中には 玉石や磨滅した土器片が含まれることがある。 この地点の道路の山側に 麻生（1959）， 戸沢（1959）および金子（1959）によって報告された大石山遺跡がある。 戸沢（1959）によると， 発掘は北西 - 南東の長さ約 12 m， 幅約 2～4 m の範囲行なわれた。 トレンチの北西部（610a 地点寄り）では， 上から下へ， 耕作土（20～30 cm）， 黒色土層（30～50 cm）， 細礫まじりのやや褐色を帯びた層（40～70 cm ; 黒褐色混礫土層）と続き， これら３層の中には拳大から一抱えもある凝灰岩質の崩壊礫が混在していた。 これらの層の中から弥生式， 加曽利 B 式（縄文後期）・ 加曽利 E 式（縄文中期）・ 勝坂式（縄文中期）などの土器が 雑然と発見された。 これら３層の下位には 赤色の火山細礫を主とする固い地層があった。 トレンチの南東部では， 上から下へ， 耕作土， 淡褐色 土層（20～30 cm ; 北西部の黒色土層の下へ薄失。 縄文中・後期土器， 特に加曽利 E 式土器が最もまとまって出土。 石器も出土）， 黒褐色土層（40～70 cm ; 炭化物片・獣骨片が出土。 阿玉台式・勝坂式・加曽利 E 式および称名寺式の縄文中・後期土器を伴う浜石群）， 褐色土層（＜ 20 cm ; 縄文後期初頭の称名寺式土器が出土）で， その下位から 称名等式土器を伴出する竪穴住居址（炉の周囲に敷石のあるもの）が発掘された。 トレンチ壁で観察された土層の断面と 610a 地点との対比は完全にはできないが， 住居構築面はおそらく明褐色 風化火山灰層の上面ではなかろうか。 いずれにしても 住居址の下位に「カジアナ」火口からの安山岩溶岩流があることは間違いないから， 称名寺式土器によって示される年代， すなわち 今から約 4,000 年前より以前に この溶岩が流下したことは確かである。
前浜船着場の西方約 150 m の海食崖の 606d 地点（第 16 図をも参照）では， 海食崖下底から 60 cm が 主成層火山の斑状玄武岩溶岩のアア表面の露頭で， それを活動休止期の産物である明褐色 風化火山灰（厚さ 20 cm ; 「クラック帯」）が覆っている。 この風化火山灰層にアバットする形で 褐色 砂質基質中に斑状玄武岩礫を含み， 「 粗い成層構造をもつ堆積物（135 cm）- 明褐色 風化火山灰（30 cm）- 粗粒火山灰（5 cm）- 明褐色 風化火山灰（43 cm）- 暗褐色土（15 cm） 」 が覆っている。 下位層にアバットすることや岩相から， これら全体は泥流堆積物であろう。 その上に「黄白色 黒雲母流紋岩火山灰（30 cm）- 褐色 風化火山灰（15 cm）」， 「 黄白色 黒雲母流紋岩火山灰（15 cm）- 褐色 風化火山灰（10 cm）- 橙褐色 風化火山灰（10 cm ; 橙褐の色調は上を流れた溶岩による酸化） 」 ， 「 白色 黒雲母流紋岩火山灰（10 cm）- 橙褐色 風化火山灰（15 cm ; 橙褐の色調は上を流れた溶岩による酸化） 」 および「カジアナ」火口からの安山岩溶岩流が順次重なっている。 ここでは， 溶岩流を覆う堆積物の観察はしていない。
606d 地点から更に少し西へ行くと海食崖がやや突出しており， 第 17 図に示されたような高さ 10 数 m の露頭が観察される。 この露頭の向かって右端のコンクリート擁壁に近い 71528a 地点（第 16 図をも参照）では， 海食崖の下底から 「 斑状玄武岩岩塊に富む薄層あるいはレンズをはさむ明褐色 風化火山灰（120 cm）- 径 20 cm に達する斑状玄武岩岩塊を褐色砂質基質が膠結（130 cm ; 粗い層理を有する）- 黄褐色 風化火山灰（30 cm）- 暗褐色土（15 cm） 」 ， 「褐色 風化火山灰（10 cm）- 黒土（10 cm）」， 「黄白色 流紋岩火山灰（25 cm）- 明褐色 風化火山灰（20 cm）」の順に重なっている。 最初の単元は 606d 地点の泥流堆積物と同じ層準である。 それより上位は厚さを測ることはできなかったが， 「 無層理の 凝灰角礫岩 Ⅰ - 風化火山灰（「クラック帯」） 」 ， 「流紋岩火山灰レンズ - 風化火山灰」， 「 無層理の 凝灰角礫岩 Ⅱ - 風化火山灰 」 ， 「 流紋岩火山灰 - 風化火山灰 （この突出部に向かって右手奥の崖面（第 18 図）でレンズ状にはさまれるのが観察される） 」 ， 「 無層理の 凝灰角礫岩 Ⅲ - 明褐色 風化火山灰（約 100 cm）- 暗褐色土（25 cm ; 土器片（NI70060603）・黒曜石片（NI70060604）および玉石を出土 ; 第 17 図および第 18 図参照） 」 と重なる。 この黒曜石片（鶴丸ほか（1973）の p. 153 の 表 2 の codeno no. 220）は神津島産である。
凝灰角礫岩 Ⅰ は この露頭の向かって左（東）に続く海食崖で 原地形の凹所を埋め， 上面はほぼ平らである（第 16 図）。 また， 樹木片の埋没跡と思われる細長い穴があいている。 凝灰角礫岩 Ⅱ にも同様な穴があいている。 凝灰角礫岩 Ⅲ は Ⅰ と同様に原地形の凹所を埋め， 上面はほぼ平らである。 Ⅱ と Ⅲ との境界は この露頭に向かって左（東）の海食崖でははっきりしなくなる。 上述の事実から， 凝灰角礫岩 Ⅰ・Ⅱ および Ⅲ は泥流堆積物とみてよいであろう。 それぞれに含まれる岩塊は， 606d 地点でみられた「カジアナ」火口溶岩流と見かけのよく似た 斑晶の少ない安山岩が多く， 主成層火山を構成する斑状玄武岩も 量は少ないが 存在する。 おそらく凝灰角礫岩 Ⅲ と思われる堆積物の下底の近く （第 16 図の C～D の右側の崖錐の頂部付近） から採取された樹木片（NI70060605）は タブノキ（Machilus thunbergii SIEBOLD et ZUCCARINI ; 国立科学博物館の山内文が鑑定）で， その 14C 年代は 7,930 ± 190 y.B.P.（GaK-3058 ; 試料中のセルロースについて学習院大学の木越邦彦 研究室が測定）であった。
606d 地点の近くでは， 「カジアナ」火口からの安山岩溶岩流の下位に 上述と類似した岩相の凝灰角礫岩（泥流堆積物）が 2 層あり， 溶岩流の上位には認められないから， 溶岩の流下に先立って， 溶岩と見かけのよく似た岩塊を含む泥流が間をおいて少なくとも 3 回発生したことになる。
71528a 地点では， 更にその上に層理のある厚さ約 4 m の泥流堆積物が重なる（第 18 図）。
71528a 地点から西へしばらくは コンクリートおよび石組の擁壁によって海食崖の下部が覆われ， 凝灰角礫岩 Ⅲ（無層理の泥流堆積物）と それを覆う粗い層理の発達した泥流堆積物（下位層にアバットする）だけが 露出するようになり， 最後には前者も擁壁に覆われて見られなくなる。 礫浜 [ = 礫で覆われた浜 ? ] には 主成層火山の斑状玄武岩溶岩が頭を出している。 擁壁がなくなった所からヘリポートに登る小径があるが， この地点（606b）では 「 主成層火山を構成する斑状玄武岩溶岩流（300～400 cm）- 明褐ないし黄褐色 風化火山灰（25 cm） 」 の上に A 層である「灰色凝灰岩（1 cm）- 明褐色 風化火山灰（5 cm）」， B 層である「黄白色 流紋岩火山灰（1 cm）」， C 層である「赤褐色 凝灰岩（3 cm）- 明褐色 風化火山灰（33 cm）」， 「 灰色 粗粒凝灰岩（4 cm）- 明褐色 風化火山灰（55 cm）- 暗褐色土（10 cm）- 明褐色 風化火山灰（10 cm）- 黒土（20 cm） 」 ， 「 黄白色 黒雲母流紋岩火山灰（12 cm）- 橙色凝灰岩片を含む明褐色 風化火山灰 * （85 cm）- 白色 黒雲母流紋岩火山灰（0～10 cm）- 明褐色 風化火山灰（15 cm） 」 ， 「 斑晶の少ない安山岩の多孔質岩塊に富む薄層やレンズをはさむ明褐色風化火山灰（80 cm）- 黒土（20 cm） 」 ， 「 斑晶の少ない安山岩の多孔質岩塊（平均粒径 5 cm）と 少量の斑状玄武岩岩塊とからなる堆積物（85 cm ; 粗い層理があり， 褐色の基質は少ない）- 薄い風化帯 」 ， 前と同様な堆積物（300～400 cm）と重なる。 あとの３つの堆積物は 付近の露頭をも参考にすると 凹所を埋め立てており， 流れの堆積物である。 おそらく， 集中豪雨か台風に際して発生した 鉄砲水による堆積物ではなかろうか。
606b 地点近くでは "*" 印を付した風化火山灰層中から 次のような遺物が発見された。 下位の黒土の上面（ここでは流紋岩火山灰を欠く）から 85 cm の高さに， 水平に約 30 cm 離れて， 縄文時代後期に比定される（明治大学の大塚初重が鑑定した） 土器片の２個（NI71052803a および b）， そこから右手（南西）へ約 8 m 離れた位置で 黒土の上面（ここでも流紋岩火山灰を欠く）から 55 cm の高さに， 淡緑色 磨製石斧の刃の先片（NI71052802 : 明治大学の大塚初重 ; 東京都 教育庁の宮崎博が鑑定した軟玉岩製）， 更に右手（南西）へ約 5 m 離れた位置で， 本層の下底から 65 cm の高さに 黒曜石片が密集して発見された。 これらの黒曜石片のうちの１片（NI71052801）は 鶴丸ほか（1973 ; p. 153 の 表 2 の code no. 221）によれば 神津島産である。
西腹の海抜約 280 m の道路切割りの山側の 71525a 地点では， 路面から 「主成層火山の斑状玄武岩溶岩流のアア表面 (30 cm) - 明褐色 風化火山灰（35 cm）」 に始まり， A 層を欠いて， B 層の黄白色 流紋岩火山灰（2 cm）， C 層の「赤褐色 凝灰岩（6 cm）- 明褐色 風化火山灰（20 cm）」， 「 白黄色 風化火山灰 (10 cm ; 流紋岩質 ?）- 明褐色 風化火山灰（約 100 cm） 」 ， 「 流紋岩軽石小片を含む白黄色 風化火山灰（15 cm）- 暗褐色土（15 cm ; 最大経 2 cm に達する黒雲母流紋岩軽石をまばらに含む） 」 ， 「褐色 風化火山灰（15 cm）- 黒土（15 cm）」， 「 橙色および灰色の粗粒火山灰 * （1 cm）- 灰色 粗粒火山灰 * （4 cm）- 橙色 スコリア質細粒火山礫 * （4 cm）- 灰色 粗粒火山灰（6 cm）- 橙色 スコリア質細粒火山礫 * を含む暗褐色土（20 cm）- 黒土（約 70 cm）- 明褐色 風化火山灰（70 cm）- 暗褐色 砂質ローム（25 cm）- 黄褐色 風化火山灰（20 cm）- 暗褐色 砂質ローム（60 cm） 」 と重なっている。 これらのうち "*" 印を付けた火山砕屑物は， 斜長石や石英の捕獲結晶を含む安山岩であることから， 「カジアナ」および（あるいは）「ミアナ」火口の噴出物である。
地質柱状図には示されていないが， 島の北東の海食崖の 610b 地点（第 9 図参照）では 11フロー・ユニッツの斑状玄武岩溶岩流が観察され， 崖の下底から上へ 3 枚目と 4 枚目， および 6 枚目と 7 枚目との間に火山灰薄層がはさまれている。 これら主成層火山噴出物を厚さ 25 cm の酸化した火山灰（?）， 3 cm の流紋岩火山灰， 25 cm の酸化した火山灰（?）および 板状節理の発達した安山岩溶岩流（「ミアナ」火口から流出）が覆っている。 この溶岩流と 前浜付近に露出する「カジアナ」火口からの安山岩溶岩流とは岩質がよく似ているが， 同時期の噴火の産物であるかどうかはわからない。
島の北西の麓近くの海抜約 65 m 付近の西山 22 号地区には， 大塚（1959）によって報告されたケッケイ山遺跡がある（第 9 図）。 この遺跡は弥生時代中期前半の須和田期（今から約 2,l00 年前）の竪穴式住居祉で， 全体の厚さが約 1 m の赤褐色土 - 黒土 - 黄褐色土 - 黒褐色土 - 表土に覆われていた。 しかし， この土層が本節の火山砕屑性堆積物のどの部分にあたるかははっきりしない。 いずれにしても， 縄文時代後期以降は 火山砕屑物の降下・堆積は顕著ではなかったのであろう。
大石山およびケッケイ山の両遺跡（集落跡）以外にも 縄文中後期・弥生・平安・鎌倉および室町の各時代の遺物が発見されているが， 火山砕屑性堆積物（V）のどの層準から出土したのかは不明である。 これらの遺物については， 宮崎ほか（1973）および東京都 教育庁 社会教育部 文化課（1974）を参照されたい。
前節で述べたように， 島の北麓の前浜付近と東北東麓の海食崖の最上部には 火山砕屑性堆積物（V）中にはさまれて [ ２種類の ] 安山岩溶岩流 [ Pk, Pm ] が露出している（第 19 図）。 これらは 倉持・石井（1961）によって 上部玄武岩として記載されたものと同じものである。
地形図や空中写真の読図および 2・3 の露頭の観察から これら２つの溶岩流を山頂方向に追うことができる。 前者 [ = 島の北岸の前浜付近の安山岩溶岩流（Pk） ] は南南東に追跡でき， 島の最高点を含み その北東側にある 直径 100～150 m の「カジアナ」に達する。 「カジアナ」周辺には 赤・黒・灰色などの牛糞状および紡錘形火山弾からなるスパターが厚く堆積しており， 「カジアナ」の東縁上の小径の脇に掘られた間口 185 cm， 奥行 100 cm， 深さ 240 cm の穴（第 9 図の 71526a 地点）の壁での観察では， このスパターを厚さ 215 cm の明褐色 風化火山灰が覆っており， その下底から 35 cm の高さに 黒雲母流紋岩火山灰のポケットがあった。 「カジアナ」は火口に相違なく， また， スパターは溶岩流と同じ岩質であることから， 溶岩流はこの火口あるいはその付近から流れ出したとみてよいであろう。 後者 [ = 宮塚山の東北東麓の海食崖の最上部の安山岩溶岩流（Pm） ] は西南西に追跡でき， 「カジアナ」の東方の海抜約 390 m の 下上 神社からの登山道の南側の脇にある 直径 20～30 m の「ミアナ」に達する。 「ミアナ」周辺には スパターが厚く堆積していることから， この竪坑状の穴は火口に相違ない。 スパターは溶岩流と同じ岩質であることから， 溶岩流はこの火口あるいはその付近から流れ出したとみてよいであろう。 風化火山灰に厚く覆われること， 植生が著しいことなどから スパターの分布範囲を確認できなかったので， 地質図および第 9 図には 溶岩流の推定分布範囲だけが 「カジアナ」火口溶岩流 [ Pk ] および「ミアナ」火口溶岩流 [ Pm ] として示されている。
北北西の山腹の海抜約 110 m の道路切取り（第 9 図の 608a 地点）には 「明褐色 風化火山灰 - 暗褐色 砂質ローム」に覆われた 紡錘形火山弾を含む さけ肉色 [ ← 鮭肉色 ? ] ないし赤色スパターが露出しているが， 露頭が限られており， この付近に寄生火口があったかどうか確認できなかった。 また， [ 前浜の南方の ] 第 9 図の 610a 地点の東方約 180 m の道路の山側の切取りでは， 「カジアナ」火口溶岩流の上に 溶岩と同質の紡錘形の火山弾が乗っているのが観察された。
前節で述べたように， 「カジアナ」あるいはその付近から流れ出して 前浜に達した「カジアナ」火口溶岩流の年代は 7,930 ± 190 年前（1950 年からさかのぼって）よりは後で， この溶岩流の上に構築された縄文時代後期初頭の住居址で示される 約 4,000 年前よりは前である。 「ミアナ」火口の活動時期を示す直接の証拠は 現在まで 得られていない。
岩石の記載 : 岩石の一般的性質については すでに岩石の節（II.3）で述べられている。 ここでは， 主成分の化学分析が行なわれていたり 注目すべき点のある岩石について やや詳しく記述する。
この岩石の主成分化学分析値は第 1 表の No. 3 に示されている。
「ミアナ」火口噴出物 [ Pm ] の全般的な記載岩石学的性質は「カジアナ」火口噴出物 [ Pk ] のそれによく似ている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Tokyo (8) No. 110
By Naoki ISSHIKI (Written in 1977)
In the area of this sheet-map, only a small island called To-shima is included. To-shima is an island volcano resting on the northern end of the tectonically active Izu-Mariana island arc and is situated about 140 km south-southwest of the center of Tokyo, between 34°30.5' - 34°31.7' north latitude and 139°l6.2' - 139°17.8' east longitude. The island is nearly circular in outline measuring about 2.5 km in diameter and about 4.2 km2 in area. It is cone-shaped, 507.5 m above the sea and is cut by precipitous sea-cliffs up to 330 m high. On the sea-cliffs, many superposed lava flows of aa type and fifteen dikes are exposed. Two small parasitic craters are seen on the aerial photographs. The one lies on the northeast side of the summit, measuring 100 - 150 m in diameter, and the other lies to the east at about 390 m above the sea, measuring 20 - 30 m in diameter. Around the craters, thick piles of spatter are found. The island is thickly vegetated except the precipitous sea-cliffs. Channels with permanent running water do not exist on the island.
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A chain of volcanoes of the low-alkali tholeiite series, such as Ōshima, Miyake-jima and Hachijo-jima, runs parallel to and about 220 km west of the Izu - Bōnin Trench, and forms the volcanic front. To-shima volcano lies further 20 km west of the front.
To-shima volcano is composed of three geologic units : main strato-volcano (Sl and Sd), volcaniclastic deposits (V) and lava flows of parasitic craters (Pk and Pm). The main strato-volcano (Sl and Sd) forms the bulk of the volcano and consists of many superposed basalt lava flows of aa type which are associated with a small number of scoriaceous ash layers and are cut by radial dikes of the same petrographic character. Most of the dikes trend in a northwest - southeast direction. No weathered horizons and erosional gaps are found between the lava flows.
The volcaniclastic deposits (V) comprise mafic pyroclastic fall, rhyolite ash fall, mudflow and detrital deposits and their weathered products. The air-fall mafic pyroclastic materials are less than several meters thick and represent several cycles of explosive eruption whose dormant stage is shown by weathered fine ash. The biotite rhyolite and amphibole rhyolite ash falls may have been supplied from rhyolite volcanoes on Nii-jima, Shikine-jima and Kozu-shima or elsewhere in the sea to the south. The lava flows of parasitic craters (Pk and Pm) are andesite and are found at the upper levels of the deposits (V). One of the lava flows, the Kajiana flow (Pk) is younger than 8,000 years and older than 4,000 years old, based on the 14C dating and the archeological evidence. They are separately shown on the geologic map.
In the late Pleistocene or Holocene, a volcanic activity took place at the present site of To-shima on a small shallow submarine ridge which trends from northeast to southwest obliquely cutting the general trend of the Izu-Mariana island arc. First, the Strombolian type of activity continually occurred and rapidly grew a basaltic strato-volcano as is seen in the growth history starting from A.D. 1770 of Izalco volcano of El Salvador in Central America. After a period of dormancy, the activity renewed but was intermittent and explosive. Andesite lavas were extruded from two small parasitic craters near the summit which lie in an eastwest direction.
The activity of this volcano ended a few thousand years ago.
Rocks constituting To-shima volcano are mostly augite - olivine basalt with a small amount of olivine andesite. The chemical composition, CIPW norm and mode are shown in Table 1 (see section II.3 in the text written in Japanese). The basalts of the main stratovolcano (Sl and Sd) contain phenocrysts of plagioclase, olivine and augite, and micro-phenocrysts of ortho-pyroxene intergrown in parallel with clino-pyroxene in a groundmass of plagioclase, clino-pyroxene, iron ore, felsic mesostasis, apatite, cristobalite and a small number of ortho-pyroxene intergrown in parallel with clino-pyroxene. The andesites of parasitic craters (Pk and Pm) contain phenocrysts of plagioclase and olivine in a groundmass of plagioclase, clino-pyroxene, iron ore, felsic mesostasis, cristobalite and a small number of ortho-pyroxene intergrown in parallel with clinopyroxene. Xenocrysts of plagioclase, quartz and possible amphibole or biotite which is now completely changed to clino-pyroxene aggregate are sporadically seen. They may have been derived from granitic crustal rocks underneath the volcano.
Chemically, the rocks of To-shima volcano are poorer in SiO2 and richer in alkalies than those of Ōshima volcano lying on the volcanic front to the east. These characteristics are in harmony with the generally accepted views of chemical trends in the island arcs and continental margins.
昭和 53 年 2 月 25 日 印刷 昭和 53 年 3 月 2 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1978，Geological Survey of Japan