火山 第 60 巻 ( 2015)
第 4 号 447-459 頁

論 説

大雪山御鉢平カルデラ起源の 2 種類の火砕流堆積物の噴出間隙：
古地磁気方位に基づく推定
安 田 裕 紀＊・佐 藤 鋭 一＊＊・和 田 恵 治＊＊＊・鈴 木 桂 子＊
（2015 年 1 月 8 日受付，2015 年 10 月 12 日受理）

Eruption Interval between the Two Pyroclastic-flows from the Ohachidaira
Caldera of Taisetsu Volcano, Central Hokkaido, Japan:
Estimation from the Paleomagnetic Directions
Yuki YASUDA＊, Eiichi SATO＊＊, Keiji WADA＊＊＊ and Keiko SUZUKI-KAMATA＊
Eruption interval between Hb- and Px-types pyroclastic-flows from the Ohachidaira caldera of Taisetsu volcano,central Hokkaido, Japan, was estimated from the paleomagnetic directions. Px-type pyroclastic-flow deposit rests on
Hb-type one, and gravel beds are intercalated between them. Oriented 138 samples were collected from 13 sites forpaleomagnetic analysis. The paleomagnetic direction of Hb-type pyroclastic-flow deposit shows a normal polarity witha westerly declination (overall mean is N=7, D=−27.1°, I=66.3°, α 95 =2.7°, k =511.2), while that of Px-type
pyroclastic-flow deposit shows a normal polarity with an easterly declination (overall mean is N=6, D=19.8°, I=67.5°,
α95=4.6°, k=213.8). The two paleomagnetic directions are significantly different, and the time interval between thetwo pyroclastic eruptions is estimated to be more than about 100±40 years based on the geomagnetic secular variationin China, Russia, Europe, North America, and Japan.
Key words : Ohachidaira caldera, pyroclastic flow, eruption interval, paleomagnetic direction, geomagnetic secularvariation

1．は じ め に

Hb-type 火砕流堆積物からなる溶結凝灰岩片が含まれる

北海道中央部に位置する大雪山山頂域の御鉢平カルデ

ことに注目し，Hb-type 火砕流の噴出後，Px-type 火砕流

ラ (Fig. 1) は，従来，一連の火砕流の噴火によって形成が噴出したと指摘し，両噴火の間に Hb-type 火砕流堆積されたと考えられてきた（勝井・伊藤，1975 ; 勝井・他，

物が溶結するだけの時間があったと結論づけている．こ1979）．しかし最近の研究では，御鉢平カルデラから噴の結論は，2 種類の火砕流の噴火が一連ではない可能性

出した火砕流堆積物は岩石学的に異なる 2 種類（Hb-を示している．

type 火砕流堆積物と Px-type 火砕流堆積物 : 佐藤・和田，

岩石学的に異なる 2 種類の火砕流の噴火時期がどの程

2012）に分類でき，それらは噴出時期も異なるとされて度異なるのかは，噴火時の地下のマグマシステムについいる（佐藤・和田，2011）．佐藤・和田 (2011) は，大雪山て議論する上で重要な問題である．しかし，Hb-type と南西麓の露頭で Px-type 火砕流堆積物の下位の堆積物にPx-type 火砕流堆積物の間の時間間隙を推定できるよう＊〒657-8501 神戸市灘区六甲台町 1-1
神戸大学大学院理学研究科地球惑星科学専攻
Department of Earth and Planetary Sciences, Graduate
School of Science Faculty, Kobe University, Rokkodaicho 1-1, Nada, Kobe 657-8501, Japan.
＊＊〒657-8501 神戸市灘区鶴甲 1-2-1
神戸大学大学教育推進機構
Institute for Promotion of Higher Education, Kobe University, Tsurukabuto 1-2-1, Nada, Kobe 657-8501, Japan.

＊＊＊〒070-8621 旭川市北門町 9
北海道教育大学旭川校地学教室
Earth Science Laboratory, Hokkaido University of Education at Asahikawa, Hokumon-cho 9, Asahikawa 070-8621,
Japan.
Corresponding author : Yuki Yasudae-mail : 111s420s@stu.kobe-u.ac.jp

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安田裕紀・佐藤鋭一・和田恵治・鈴木桂子

Fig. 1. Distribution of Hb- and Px-types pyroclastic-flow deposits. Arrows show river-flow directions. Stars
show locations where the samples for 14C datings have been collected by Katsui et al. (1979, 1988) andNakamura and Hirakawa (2000), see text for details. Inset shows index map of Taisetsu volcano.

な地質学的情報はなく，Hb-type 火砕流堆積物について

ベースサージ，降下軽石・スコリアが噴出し，最終的には絶対年代が得られていない．このような場合，噴出物

火砕流が噴出して直径約 2 km の御鉢平カルデラが形成

間で古地磁気方位を比較することが有効である．なぜなされた（勝井・他，1979 ; 目次，1987）(Fig. 1)．御鉢平カら火砕流堆積物はその形成時に，数 10 年から数 1,000 年

ルデラの南西側に旭岳や熊ヶ岳といった成層火山が形成の周期で永年変化する地磁気の方位を古地磁気方位としされたのは御鉢平カルデラ形成後のことである（勝井・て記録しており，形成時期が異なれば記録された古地磁

他，1979）(Fig. 1)．最も若い火山体である旭岳の噴火活

気方位は高い確率で異なるからである．

動は約 1-2 万年前に開始したと考えられている（大沼・

そこで本研究では，大雪山山麓に分布する 2 種類の火
砕流堆積物の地質調査をあらためて行うとともに，古地

和田，1991）．最新の噴火は，250 年前以降に旭岳で生じた水蒸気爆発である（和田・他，2003）．

磁気方位測定を行って両者の間にどのくらいの時間間隙があるのかを見積もった．

3．御鉢平カルデラ起源の火砕流堆積物
御鉢平カルデラから噴出した火砕流堆積物は，本質軽2．大雪山の噴火活動史

石・スコリアの岩石学的特徴から 2 種類に分類される（佐大雪山の噴火活動は約 1 Ma に開始した（新エネル

藤・和田，2012，2015 ; 和田・他，2007 ; 若佐・他，2006）．

ギー・産業技術総合開発機構 (NEDO), 1990, p. 232-233）．

両者の岩石学的な相違点は 3 つあり，軽石中の horn-

複数の火口から溶岩流や溶岩ドームが噴出して現存する

blende 斑晶と pyroxene 斑晶の量比（佐藤・和田，2012 ;山体の大部分が形成された後，山頂域の中央部で溶岩流，若佐・他，2006），軽石ガラスの化学組成（佐藤・和田，

大雪山御鉢平カルデラ起源の 2 種類の火砕流堆積物の噴出間隙 : 古地磁気方位に基づく推定449

2015 ; 和田・他，2007），スコリアの全岩化学組成（佐藤・で採取した (Fig. 1)．磁気コンパスを用いて方位付けし和田，2012）である．本論では佐藤・和田 (2012) と同様た直径 5 cm 以上の新鮮なブロック試料を各地点で 7-20に，2 種類の火砕流堆積物について，軽石中に hornblende

個，合計 138 個採取した．試料の岩種は，火砕流堆積物

斑晶を多く含むものを Hb-type 火砕流堆積物，pyroxene

が溶結している地点では主に溶結部の基質部分，溶結し斑晶を多く含むものを Px-type 火砕流堆積物とする．

ていない地点では本質岩片と石質岩片である (Table 1)．

大雪山北東麓 (43° 4515N, 142° 5410E) に露出する
火砕流堆積物中の炭化木片からは 33,640±

3380
2370

yBP（勝

以下に，試料採取地点周辺の地質を記載する．
4-1

天人峡

井・他，1979）の，東麓（43° 4148N, 143° 120E と 43°

天人峡は東西に 10 km 弱続く峡谷である (Fig. 1)．天4254N, 142° 5947E）に露出する火砕流堆積物直下の人橋から天人峡温泉にかけての 忠別川 河岸 (Fig. 2a) で降下軽石堆積物中の炭化木片からは 28,980±1,600 yBP

は 2 種類の火砕流堆積物がともに露出し，上位には溶結

ちゅうべつがわ（勝井・他，1979）と 28,750±900 yBP（勝井・他，1988）

し鉛直方向に柱状節理の発達した Px-type 火砕流堆積の14 C 年代測定値が報告された．中村・平川 (2000) は，物，下位には非溶結の Hb-type 火砕流堆積物が観察され

大雪山東麓 (43° 4150N, 143° 19E) に露出する火砕流

る．Px-type 火砕流堆積物は水平に配列した暗色本質レ

堆積物直下の降下軽石堆積物の下位に認められる泥炭かンズを含む (Fig. 3a)．試料は Px-type 火砕流堆積物から

ら，加速器質量分析 (AMS) 法によって 30,070±340 yBP

1 地点 (TS02)，Hb-type 火砕流堆積物から 2 地点 (TS01,の14C 年代測定値を得た．従来これらの結果から，このTS03) で採取した (Fig. 2a)．

火砕流堆積物の形成年代は約 30 ka であるとされてき天人橋付近の忠別川左岸では，Px-type 火砕流堆積物

た．勝井・他 (1979, 1988) と中村・平川 (2000) が対象とは，成層した堆積物を整合に被覆する (Figs. 2 c and 2 d)．

した火砕流堆積物の地点は，Px-type 火砕流堆積物の分成層した堆積物は未固結で，淘汰の悪い，中礫から巨礫布上にある (Fig. 1) ことから，彼らが示した年代値はを主体とした基質支持の礫層（A 層）と淘汰の良いシル

Px-type 火砕流堆積物のものであると判断できる．ただト〜砂層（B 層）との互層からなる (Fig. 2b)．A 層にはし，これらの年代値は暦年較正前のものであるため，実

新鮮な溶結凝灰岩の亜角礫から亜円礫を主に含む A-1

際の形成年代は 30 ka より古くなると予想される．

層と，緻密で変質した火山岩の亜円礫から円礫を主に含山元・他 (2010) は，御鉢平カルデラから東に約 137

む A-2 層 (Fig. 2e) とがあり (Fig. 2b)，礫の最大粒径はそ

km の斜里清里町江南に露出する，御鉢平カルデラ起源

れぞれ約 50 cm と約 1 m である．A-1 層は Hb-type 火砕の降下火山灰層直下の土壌に含まれる炭化物から，AMS

流堆積物の溶結部に酷似する溶結凝灰岩片を含む（佐法によって 32,640±820 yBP の14 C 年代測定値を得た．

藤・和田，2011）．また，A-1 層は径 1-3 cm の軽石とスコ

暦年較正後の暦年代は 38,028±836 cal yBP である（山リアをわずかに含むが A-2 層では確認されなかった．B

元・他，2010）．この降下火山灰は，Px-type 火砕流堆積層は層厚が数 cm-60 cm であり，多くの場合，黄褐色か物の co-ignimbrite ash である可能性が高い（長谷川・他，

ら褐色のシルト質砂層〜シルト層と暗褐色の砂層とが重2009 ; 和田・他，2007）．

なり合って低角斜交葉理をなす (Fig. 2f)．A 層と B 層との境界は明瞭であり，両者は合計約 14 m の厚さで露出

4．山麓での火砕流堆積物の産状および試料採取

しているが，下限は現河床に一致しており確認できない．

Hb-type 火砕流堆積物は大雪山北麓から北西麓にかけ露頭を東へ追っていくと，植生によって一旦覆われるもてと南西麓に，Px-type 火砕流堆積物は東麓から北東麓のの，10 数 m 東で再び Px-type 火砕流堆積物が露出するにかけてと南西麓に地形的低所を埋めて堆積し，平坦面(Figs. 2 c and 2 d)．この地点では，Px-type 火砕流堆積物を形成している (Fig. 1)．両者をともに観察できるのはの下位に Hb-type 火砕流堆積物が認められる．

てんにんきょう

天人峡 のみである (Fig. 1)．2 種類の火砕流堆積物は，A-1 層が Hb-type 火砕流堆積物起源の溶結凝灰岩片を

いずれも灰色火山灰の基質支持で，本質岩片（軽石・ス含む（佐藤・和田，2011）ことから，A-1 層の形成以前にコリア・縞状軽石）と少量の石質岩片を含み，淘汰が悪Hb-type 火砕流が堆積を完了していたと解釈できる．

く塊状である．Px-type 火砕流堆積物の溶結度が強いとおおいわ

4-2 大岩周辺

ころでは，軽石が扁平につぶれて暗色本質レンズとなる．

大岩は，長径約 1.7 km，短径約 0.4 km，最大比高約 50

Hb-type 火砕流堆積物について，本調査では本質レンズ

m の岩体露頭の呼称である (Figs. 1 and 3 b)．この岩体はは観察されなかった．

Hb-type 火砕流堆積物からなる．上部 20-30 m は溶結し，古地磁気方位測定用の試料は，Hb-type 火砕流堆積物

全体として鉛直方向に柱状節理が発達しており (Fig.

について 7 地点，Px-type 火砕流堆積物について 6 地点3b)，下部 10-20 m は非溶結である．非溶結部の下限は

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安田裕紀・佐藤鋭一・和田恵治・鈴木桂子
Table 1.

Summary of paleomagnetic results for Hb- and Px-types pyroclastic-flow deposits.

地中に埋もれており確認できない．大岩の南東に分布す

積物の末端部を観察できる (Fig. 1)．峡関壁を構成するる Hb-type 火砕流堆積物（TS05 周辺）は全体が非溶結でPx-type 火砕流堆積物は 2 つのクーリングユニット (Smith,

ある．試料は弱溶結部 (TS06) と非溶結部 (TS05, TS07)

1960 a) からなる (Fig. 3c)．火砕流堆積物全体の層厚はから採取した．大岩とその南東に分布する Hb-type 火砕

約 55 m で，上から順に溶結部（約 20 m），非溶結部（約流堆積物は，石質岩片として新鮮な溶結凝灰岩を大量に24 m），溶結部（約 6 m），非溶結部（約 5 m）となる．溶含む．地点 TS05 と TS07 で採取した石質岩片は全て，結部では鉛直方向に柱状節理が発達している (Fig. 3c)．

この溶結凝灰岩である (Table 1)．

それぞれのクーリングユニットには，軽石の逆級化構造

4-3

北麓から北西麓が発達するフローユニットが複数枚認められる．フロー大雪山北麓から北西麓に分布する Hb-type 火砕流堆積ユニット最上部には，粗粒な軽石からなる軽石濃集部が物 (Fig. 1) は，最大層厚 130 m 以上の火砕流台地を形成

レンズ状に発達する．下位のクーリングユニットの溶結している．安足間川，ペイトル川，白川流域では溶結し部には，水平に配列した暗色本質レンズが認められる．

あんたろ ま鉛直方向に柱状節理の発達した Hb-type 火砕流堆積物が峡関壁から地点 TS04 へ向かって堆積物全体は非溶結と所々露出している．いずれの地点でも Hb-type 火砕流堆なる．試料は最下位のフローユニット (TS04) から採取

積物の下底は崖錐堆積物や植生に覆われているため露出した．

しないが，河床付近に先第三紀の粘板岩（国府谷・他，

4-51966）が観察される場合がある．試料採取を行った 2 地

層雲峡は，北西-南東に伸びる総延長 10 km 以上の峡点 (TS10, TS11) は道路の切割りの露頭で，弱溶結した谷である (Fig. 1)．ここでは，溶結し鉛直方向に柱状節

そううんきょう

層雲峡

Hb-type 火砕流堆積物が数 m 露出するが下限は地中に埋理の発達した Px-type 火砕流堆積物が，石狩川沿いの河もれており確認できない．両地点ともに露頭が悪いた

岸にほぼ連続して露出する (Fig. 3d)．火砕流堆積物の層

め，柱状節理の有無は不明である．

厚は，地点 TS12 周辺で最大約 200 m に達する (Fig. 3d)．

4-4きょうかんへき峡関壁

峡関壁では，忠別川沿いに露出する Px-type 火砕流堆

地点 TS12，TS13 周辺では，火砕流堆積物は水平に配列した暗色本質レンズを含む (Fig. 3e)．

大雪山御鉢平カルデラ起源の 2 種類の火砕流堆積物の噴出間隙 : 古地磁気方位に基づく推定

Fig. 2. (a) Location map at Tenninkyo. Black circles show sampling sites. Arrow shows the flow direction of the
Chubetsu river. We use 1:25,000 topographic map of Asahidake published by Geospatial Information Authorityof Japan. The contour interval is 10 m. (b) Detailed columnar section of the stratified deposit in Fig. 2c. (c) Viewof the left bank of the Chubetsu river around Tennin bridge. Well-developed columnar jointed Px-type
pyroclastic-flow deposit rests directly on the stratified deposit, while Px-type pyroclastic-flow deposit overlies
Hb-type one in the easternmost part of the outcrop. White arrows mark layer B. (d) Sketch of Fig. 2c. (e) Closeup view of layer A-2 representing the highlighted area in Fig. 2c. The layer is mainly composed of altered dense
volcanic rocks which are well rounded. The ruler is 1 m long. (f) Close-up view of layer B representing thehighlighted area in Fig. 2c. Note the low-angle cross-lamination in the layer. The sickle is 25 cm long.

451

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安田裕紀・佐藤鋭一・和田恵治・鈴木桂子

Fig. 3. (a) Close-up view of densely welded Px-type pyroclastic-flow deposit at Tenninkyo. The fiamme are
essential lenses. The hammer is 33 cm long. (b) The north-east part of Oiwa. The outcrop consists of Hb-type
pyroclastic-flow deposit. Columnar joints are developed vertically. (c) View from underneath Kyokanheki. The
outcrop consists of Px-type pyroclastic-flow deposit. Two cooling units occur at the outcrop. (d) Valley ofSounkyo near site TS12. Well-developed columnar jointed Px-type pyroclastic-flow deposit is exposed on bothbanks of the Ishikari river. White circle shows a sampling site. (e) Close-up view of densely welded Px-type
pyroclastic-flow deposit at site TS12. The fiamme are essential lenses. The black clasts are scorias. Centimeters
shown on meter rule.

4-6

ピウケナイ川流域

向に柱状節理を発達させており，下部は弱から非溶結でピウケナイ川沿いに露出する Px-type 火砕流堆積物

ある．試料は弱溶結部 (TS08) と非溶結部 (TS09) から採(Fig. 1) は，最大層厚 50 m 以上で，上部は溶結し鉛直方取した．本調査では火砕流堆積物上部を接近して観察す

大雪山御鉢平カルデラ起源の 2 種類の火砕流堆積物の噴出間隙 : 古地磁気方位に基づく推定

453

Fig. 4. Representative behavior of thermal demagnetization experiments for Hb-type pyroclastic-flow deposit. (a)Sample shows one-component magnetization. (b) Sample shows two-component magnetization. (c) Sample
shows three-component magnetization. (d) Sample shows no stable magnetic component. In (a)-(d), the left
figures are orthogonal vector diagrams. Solid and open circles are the projection on the horizontal and verticalplanes, respectively. The right figures are normalized intensity decay curves.

ることができなかったため，本質レンズの有無は不明でmm の円柱形試料を 1 個ずつ切り出して測定試料とし，ある．

測定は神戸大学研究基盤センター極低温部門の古地磁気実験室で行った．残留磁化成分を分離するために，試料

5．古地磁気方位測定の自然残留磁化 (NRM) を測定後に段階熱消磁実験を5-1行った．残留磁化の測定にはスピナー磁力計（夏原技研

測定方法

採取した各ブロック試料から高さ約 24 mm，直径約 24

製 SMD-88）を，熱消磁には熱消磁装置（夏原技研製

454

安田裕紀・佐藤鋭一・和田恵治・鈴木桂子

Fig. 5. Representative behavior of thermal demagnetization experiments for Px-type pyroclastic-flow deposit. (a)Sample shows one-component magnetization. (b) Sample shows two-component magnetization. (c) Sample
shows no stable magnetic component. In (a)-(c), the left figures are orthogonal vector diagrams. Solid and open
circles are the projection on the horizontal and vertical planes, respectively. The right figures are normalized
intensity decay curves.

TDS-1）を使用した．試料の加熱は 100℃から 500℃の範のを安定な磁化成分として採用した．平均方位の算出に

囲では 50℃刻み，500℃以上では 30℃刻みで最高 590℃，

伴う統計量（95 % 信頼角α95 と集中度パラメータ k）は620℃，もしくは 650℃まで行った．熱消磁装置炉内の試

Fisher (1953) の方法に従って求めた．

料定置位置での磁場強度は 10 nT 以下である．実験後，

5-2

結果

主成分解析 (Kirschvink, 1980) により特徴的な残留磁化

典型的な段階熱消磁結果を Hb-type 火砕流堆積物につ成分 (ChRM) を分離し，その方位を求めた．その後，求いて Fig. 4 に，Px-type 火砕流堆積物について Fig. 5 に示められた ChRM の方位を地点ごとに平均し，さらにそれ

す．全体の約 8 割の試料では，多くの場合 400℃前後まを火砕流堆積物の種類ごとに平均した．ChRM の決定のでの熱消磁で不安定な磁化が除去され，それ以上の温度

際は，MAD (Maximum Angular Deviation) が 10°未満のもで原点に向かって直線的に減衰する単一の磁化成分が現

大雪山御鉢平カルデラ起源の 2 種類の火砕流堆積物の噴出間隙 : 古地磁気方位に基づく推定
Table 2. Number of samples showing each demagnetization behavior.

455

ChRM は多くの場合 590℃までの消磁で大きく減少
し，アンブロッキング温度が 620°-650℃であることから(Figs. 4 and 5)，ChRM を担う主な磁性鉱物はマグネタイ
トであり，それ以外にヘマタイトも含まれると考えられる．なお，ChRM の多くは，マグネタイトのキュリー点(578℃) を超えてヘマタイトが磁化を担っていると考えられる領域でもその磁化方位に変化がない (Figs. 4 and
5)．
各地点で 6-20 個の試料から ChRM を分離し，その方
位を地点ごとに平均した (Table 1, Fig. 6)．α95 は最大で9.9°となり，ChRM の方位は地点内でよく集中する．また，2 つの磁化成分を示す試料が複数得られた地点では，
高温成分である ChRM のほうが低温成分よりも方位の集中度がよく，地点 TS05 では ChRM の k が 56.4 であるのに対し低温成分の k が 5.7，地点 TS13 では ChRM の k
が 63.4 であるのに対し低温成分の k が 1.5 であった．
ChRM の地点平均方位はいずれも正帯磁で，Hb-type 火
砕流堆積物のものは北西方向に，Px-type 火砕流堆積物のものは北東方向にそれぞれ集中し，それらは全て本調
査地域での現在の地球磁場方位（IGRF, D=約−9.2°，I=
約 57.9°）と一致しない (Fig. 6)．ChRM の地点平均方位を火砕流堆積物ごとに平均すると，Hb-type 火砕流堆積物について N=7，D=−27.1°，I=66.3°，α95=2.7°，k=511.2，Px-type 火砕流堆積物について N=6，D=19.8°，I=67.5°，α95=4.6°，k=213.8 となり，火砕流堆積物ごとによい一致を示す (Table 3, Fig. 7)．これら 2 方向は 95% 信頼限界円が互いに重ならず有意な差がみられ (Fig.
7)，角距離にして 18.0°±7.3°（46.9°±18.7°の偏角差，1.2°±7.3°の伏角差）離れている (Table 3)．
5-3

古地磁気方位データの評価

地質調査と段階熱消磁実験の結果をまとめると以下のれた (Figs. 4 a and 5 a)．残りのうちの大半の試料では，ようになる．(1) 試料が基質部分，本質岩片，石質岩片の450℃以下の低温成分とそれ以上の温度で原点に向かっいずれであるかにかかわらず ChRM の方位は地点内でて直線的に減衰する高温成分の 2 成分が識別された (Figs.

よく一致し (Table 1)，これは ChRM が堆積物の定置後に

4 b and 5 b)．さらに他の 2 試料では，400℃以下の低温成獲得されたことを示している．(2) ChRM の地点平均方分以外に，350°-450℃（試料 TS06-8）もしくは 400°-500℃

位は現在の地球磁場方位に一致しないので，ChRM は最（試料 TS07-L7）の範囲で認められる中温成分とそれ以近の粘性残留磁化ではない．(3) ChRM の地点平均方位上の温度で原点に向かって直線的に減衰する高温成分のは，採取地点が異なっても，溶結の程度が異なっても，3 成分が識別された (Fig. 4c)．本論では，原点に向かっ同じ火砕流堆積物であればよい一致を示す (Fig. 7)．こて直線的に減衰する高温成分を試料の ChRM とする．

れは 2 種類の火砕流堆積物それぞれが，溶結している地

なお，合計 11 個の試料では，同じ地点の他の試料が示す点，溶結していない地点にかかわらず，同時期に同起源

ChRM の方位と大局的には似た磁化方位をもっているよの ChRM を獲得したことを示唆する．(4) 火砕流堆積物

うに見えるが，MAD が 10°未満の安定な磁化成分が得らの溶結部では，Hb-type，Px-type ともに明瞭な柱状節理れなかったため，ChRM を求めなかった (Figs. 4 d and 5 c)．

を発達させており，Px-type については扁平につぶれた

熱消磁に対する残留磁化ベクトルの振舞いは，地点内で本質レンズが認められる．このような節理の発達や溶結

試料ごとにばらつきがあった (Table 2)．

現象は，堆積物が高温で定置したことを示す証拠である

456

安田裕紀・佐藤鋭一・和田恵治・鈴木桂子

Fig. 6. Equal-area lower hemisphere projection of site-mean ChRM directions and 95 % confidence circles for
13 sites (in situ). The present geomagnetic field direction is estimated based on the 2010 International
Geomagnetic Reference Field (IGRF).

Fig. 7. Equal-area lower hemisphere projection of overall-mean directions and 95 % confidence circles for
Hb- and Px-types pyroclastic-flow deposits.

(Cas and Wright, 1991 ; Smith, 1960 b)．以上全ての観察事

える．一般的に，火成岩体に発達する柱状節理の方向は，

実は，ChRM は火砕流堆積物形成時に獲得された初生的岩体の冷却面に対して直交する．また，本火砕流堆積物

な熱残留磁化であると考えると最も合理的に説明されのような谷埋型の火砕流堆積物は，地形的低所に堆積する．なお，2 または 3 成分の磁化が見られた試料の低温る際，ほぼ水平な堆積上面を形成する（例えば Walker et

成分と中温成分に関して，本研究の結果からはこれらのal., 1981）．このため，柱状節理は鉛直方向に支配的に発起源を特定できない．

達すると予想される．Hb-type と Px-type 火砕流堆積物

溶結した火砕流堆積物に発達する柱状節理の方向およ溶結部の柱状節理は，ともに鉛直方向に伸びていること

び本質レンズの配列をもとに，堆積物の傾動について考から，Hb-type と Px-type 火砕流堆積物の堆積後，古地磁大雪山御鉢平カルデラ起源の 2 種類の火砕流堆積物の噴出間隙 : 古地磁気方位に基づく推定
Table 3.

457

Overall-mean directions of Hb- and Px-types pyroclastic-flow deposits.

気方位に影響を及ぼすような傾動は生じていないと判断

流は一連の噴火で噴出されたのではなく，その噴出時期できる．このため，ChRM の方位に傾動補正を行っていには明らかな差があった．

ない．このことは，Px-type 火砕流堆積物については，本6-2噴出間隙の程度

質レンズが水平に配列していることからも支持される．

では，噴出時期の差はどのくらいの長さだろうか？現

ChRM の火砕流堆積物ごとの平均方位が有意に異なる状では，噴出間隙を見積もれるだけの地質学的証拠は乏(Fig. 7) 原因は，Hb-type 火砕流の噴火以降 Px-type 火砕

しい．また，本調査地域周辺で 30 ka 以前の永年変化記

流の噴火以前に起きた地磁気の変動もしくは調査地域全録が報告されていないので，得られた古地磁気方位と既体の回転である．後者の場合，調査地域全体が反時計回存の永年変化記録との対比によって火砕流堆積物の形成

りに 46.9°±18.7°回転する必要があるが，中新世以降北年代を推定することは難しい．そこで本論では，最も変海道中央部の回転運動が活発ではない (Jolivet et al., 1994 ;化が速いときの永年変化の速度を既存の永年変化記録か

Kodama et al., 1993) ことから，原因が回転にあるとは考ら見積もり，それを用いて最短の噴出間隙を推定するこ

えにくい．地磁気の変動には永年変化，エクスカーショとを試みる．なお，永年変化による地磁気の変動は周期ン，逆転などがある．ChRM の火砕流堆積物ごとの平均

的で，同じ地磁気方位を示す年代が複数あるため，同じ

方位は角距離にして 18.0°±7.3°しか差はなく，本調査地

方法で最長の噴出間隙を見積もることはできない．

域での現在の地心双極子磁場方位（D=0°，I=約 62.4°）得られた 2 つの古地磁気方位は偏角方向の差 (46.9°±と近い (Fig. 7) ことから，この差を生じさせた原因は永18.7°) が卓越していることから，本論では地磁気偏角の年変化と考えてよい．

永年変化の速度に着目する．一般的に，永年変化によっ

以上の議論から本論では，ChRM の地点平均方位を火て生じる偏角の変化は，地球上では極に近い場所（高緯

砕流堆積物ごとに平均したもの (Table 3, Fig. 7) を，火砕度）ほど大きくなり，赤道に近い場所（低緯度）ほど小

流堆積物形成時の古地磁気方位（Hb-type について D=

さくなる (Merrill and McElhinny, 1983)．このため，偏角−27.1°，I=66.3°，α95=2.7° ; Px-type について D=19.8°，

変化速度は高緯度ほど大きくなり，低緯度ほど小さくな

I=67.5°，α95=4.6°）とする．

ると予想される．偏角変化速度が過剰に大きく，もしく
は小さく見積もられるのを避けるために，偏角変化速度

6．議
6-1

論

の見積もりは本調査地域（約 44° N）から緯度にして南Hb-type と Px-type 火砕流の噴火は一連であっ北 20°以内の範囲 (24°-64° N) の永年変化記録から行う．

たか

永年変化速度を見積もる際は，既存の永年変化記録から天人峡では 2 種類の火砕流堆積物の間に礫層（A-1 層）

偏角が 47°以上変化している箇所を抽出し，さらにそのが挟在している．佐藤・和田 (2011, 2015) は A-1 層（佐中から最も短い期間で偏角が 47°変化する部分を取り出

藤・和田，2015 の Layer 2 上部）に Hb-type 火砕流堆積物

し，その部分の偏角の平均変化速度を求める．本論で参起源の溶結凝灰岩片が含まれていることから，Hb-type

考とするのは，中国，ロシア，ヨーロッパ，北アメリカ，

火砕流の噴火後，Hb-type 火砕流堆積物が溶結し，A-1 層

日本のものである．

が形成され，その後 Px-type 火砕流の噴火が起きたとしこれらの地域で報告された過去数万年間の永年変化記

た．さらに本研究の結果，2 種類の火砕流堆積物の古地録によると，偏角が 47°変化するのに必要な期間の最短磁気方位には有意な差があり，これは両噴火の間に地磁は，中国東端の東シナ海（約 28° N，約 122° E）で 8,800

気方位が角距離にして 18.0°±7.3° 変化するだけの時間

yBP 前後の約 350 年（Zheng et al., 2014 の Fig. 6 参照），があったことを示している．したがって，2 種類の火砕

ロシア西部のカレリア（約 62° N，約 34° E）で 11,800 yBP458

安田裕紀・佐藤鋭一・和田恵治・鈴木桂子
これは珪長質マグマ溜りに関する佐藤・和田 (2012) のモデルと調和的である．
7．お わ り に
大雪山御鉢平カルデラ形成期には，Hb-type 火砕流の噴火後，少なくとも約 100±40 年の時間間隙を挟み，Pxtype 火砕流の噴火が起きた．このことは，カルデラ形成期の地下のマグマシステムについて議論する際，制約条件を与える．今後，精度よく議論するために，Hb-type
火砕流堆積物の絶対年代を測定し，具体的な時間間隙をFig. 8. Paleosecular variation declination record derived
from volcanic rocks in western North America (seeHagstrum and Champion, 2002, for details). The
shaded region indicates the minimum time period for
47° declination change. Modified after Hagstrum andChampion (2002).

求める必要がある．
謝辞本研究を進めるにあたり，神戸大学の佐藤博明名誉教授およびマグマ学研究室の大学院生の皆様には，セミナーで有益な議論をしていただいた．神戸大学の兵頭政幸教授，乙藤洋一郎名誉教授，三木雅子博士およびダイ前後の約 200 年（Bakhmutov and Zagniy, 1990 の Fig. 9 参

ナミクス研究室の大学院生の皆様からは，残留磁化につ照），ヨーロッパ北部のスウェーデン（約 64° N，約 19° E）

いてのご指摘・助言を数多くいただいた．特に，兵頭政で 2,400 yBP 前後の約 250 年（Snowball and Sandgren, 2002

幸教授と三木雅子博士には論文原稿を読んでいただき，の Fig. 8 B 参照），北アメリカ西部のオレゴン州（約 43°

たくさんの有益なご指摘をしていただいた．地質調査でN，約 119° W）で 11,350 yBP 前後の約 100 年（Hagstrum

は，関西学院大学の中岡礼奈博士に試料採取のお手伝い

and Champion, 2002 の Fig. 5 参照），日本南西部で 4,600をしていただいた．査読者である鹿野和彦氏，味喜大介

yBP 前後の約 350 年（Hyodo et al., 1993 の Fig. 11 参照）

氏，および編集を担当してくださった後藤芳彦氏，長谷である．したがって，偏角の変化が最も速いのは北アメ

川健氏の建設的なコメントによって，原稿は大きく改善

リカ西部のオレゴン州の永年変化 (Fig. 8) で，その平均された．本研究を行うにあたり，公益財団法人日本科学

変化速度はおよそ 0.47°/yr と見積もられる．この変化速協会の笹川科学研究助成による研究費の一部を使用し度を用いると，得られた 2 つの古地磁気方位の偏角差でた．大雪山国立公園内の岩石採取については，環境省とある 46.9°±18.7°を生じさせるのに必要な時間は約 100

文化庁の許可を得た．これらの方々に深く感謝致します．

±40 年となる．以上の議論から本論では，Hb-type とPx-type 火砕流の噴出時期に最短で約 100±40 年の差があると推定する．
佐藤・和田 (2012) は御鉢平カルデラ形成期の珪長質マグマ溜りについて，2 種類の火砕流の噴火に関与した
珪長質マグマの深度が Hb-type について約 6-9 km，Pxtype について約 6-8 km となり，ほぼ同じであることから，両者はそれぞれ独立したものではなく 1 つであったと想定した．この際彼らは，Px-type 珪長質マグマの温度 (800°-810℃) が Hb-type のそれ (750°-770℃) より高
い理由は，Hb-type 火砕流噴出時のマグマ混合によって珪長質マグマの温度が上昇したためであると解釈し，噴火と噴火の間に時間間隙が存在すれば，温度上昇したマ
グマ内で新たな結晶が晶出するなどして，Hb-type 珪長質マグマから Px-type 珪長質マグマへ変化できると主張した．本研究の結果，2 種類の火砕流の噴火の間に最短で約 100±40 年の時間間隙があることが明らかになり，

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（編集担当

後藤芳彦・長谷川健）