火山 第 59 巻 ( 2014)
第 3 号 185-206 頁

論 説

男体火山の最近 17,000 年間の噴火史
石 崎 泰 男＊・森 田 考 美＊＊・岡 村 裕 子＊＊,＊＊＊・小 池 一 馬＊＊＊＊・
宮本亜里沙＊＊＊＊・及 川 輝 樹＊＊＊＊＊（2014 年 5 月 1 日受付，2014 年 8 月 11 日受理）

Eruption History of Nantai Volcano During the Last 17,000 Years
Yasuo ISHIZAKI＊, Takami MORITA＊＊, Yuko OKAMURA＊＊,＊＊＊, Kazuma KOIKE＊＊＊＊,
Arisa MIYAMOTO＊＊＊＊ and Teruki OIKAWA＊＊＊＊＊
Nantai volcano (2,486 m a.s.l.), a near-conical stratovolcano with a summit crater ~1 km wide, is located along the
volcanic front of NE Japan. To date, the eruptive history and characteristics of this volcano have been poorly studied,
except for an explosive eruption that occurred at ~17 cal. ka BP (Stage 2 eruption). In this paper, we present the results ofinvestigation of the stratigraphy of recent proximal eruption products, the tephrostratigraphy of the northeastern foot ofthe volcano, and new radiocarbon ages. The results show that at least six eruptions of Nantai volcano have occurred afterStage 2 eruption, and we refer to these as Stage 3 eruptions.
We identify four tephra layers and one pyroclastic flow deposit in the soil sections above the Stage 2 pumice flow
deposit, at the northeastern foot of the volcano. These are classified in the ascending order as: (1) Nantai-Bentengawara
Tephra 4 (Nt-Bt4), (2) Bentengawara Pyroclastic Flow Deposit, (3) Nt-Bt3, (4) Nt-Bt2, and (5) Nt-Bt1. The Nt-Bt2 isphreatic fallout with no juvenile material; the other tephra layers are phreatomagmatic fallouts containing juvenile
pyroclasts together with ash aggregates. Six Stage 3 eruption products are identified within and around the summit
crater: (1) a blocky lava flow (Osawa Lava) exposed on the northern crater wall, (2) a partly dissected scoria cone and(3) a poorly-preserved tuff ring (and its resedimented deposits) on the steep crater floor, (4) a subaqueous lava andassociated lava fragments sandwiched by lacustrine deposits, (5) a tuff breccia containing hydrothermally-altered lava
block and clayey matrix, and (6) a stratigraphically uppermost phreatomagmatic tephra (Nantai-Yudonoyama Tephra).
All the proximal eruption products, except for the subaqueous lava, can be correlated with the tephra layers and the
pyroclastic flow deposit on the northeastern foot based on stratigraphic positions, lithologies, and geochemical affinities.
Our study reveals that five tephra-forming eruptions (ca. 14, 12, 8, 7. 5, and 7 cal. ka BP) and one non-explosive
subaqueous eruption (between 12 and 8 cal. ka BP) occurred during Stage 3, from a discrete eruption center inside thesummit crater. Moreover, the tephra-forming eruptions were diverse in style, with strombolian (12 cal. ka BP),phreatomagmatic (14, 8, and 7 cal. ka BP), and phreatic (7. 5 cal. ka BP) eruptions. Eruption style was determinedprimarily by vent position and spatiotemporal variations in local hydrological factors (e.g., the presence or absence of acrater lake, wet lacustrine deposits, and streams).
Key words : Nantai volcano, proximal eruptives, tephra, eruption history＊〒930-8555 富山市五福 3190
富山大学大学院理工学研究部
Graduate School of Science and Engineering, Universityof Toyama, 3190 Gofuku, Toyama 930-8555, Japan.
＊＊〒930-8555 富山市五福 3190
富山大学大学院理工学教育部
Graduate School of Science and Engineering for Education, University of Toyama, 3190 Gofuku, Toyama
930-8555, Japan.
＊＊＊〒315-0035 茨城県石岡市南台 3-1-11
岡村地質
Okamura Chishitsu Co. Ltd., 3-1-11 Minamidai, Ishioka,

Ibaraki 315-0035, Japan.
〒930-8555 富山市五福 3190
富山大学理学部地球科学科
Department of Earth Science, Faculty of Sciences, University of Toyama, 3190 Gofuku, Toyama 930-8555, Japan.
＊＊＊＊＊〒305-8567 茨城県つくば市東 1-1-1 中央第 7独立行政法人産業技術総合研究所地質情報研究部門
AIST, Geological Survey of Japan, Tsukuba Central 7,
1-1-1 Higashi, Tsukuba, Ibaraki 305-8567, Japan.
＊＊＊＊

Corresponding author: Yasuo Ishizaki
e-mail: ishizaki@sci.u-toyama.ac.jp

186

石崎泰男・森田考美・岡村裕子・小池一馬・宮本亜里沙・及川輝樹

Fig. 1. (A) Location of Nantai volcano. Closed triangles represent active volcanoes. (B) Shaded relief image ofNantai volcano and the surrounding area (produced with Kashmir 3D). The location of Fig. 2 is also shown.
1．は じ め に

速器質量分析 (AMS) 法による14C 年代測定により，男体

男体火山（標高 2,486 m）は，栃木県北西部，東北日本

今市テフラに埋積した炭化木片から 14,770〜14,935 cal.

弧の火山フロント付近に位置する中型の成層火山である

yr BC の較正暦年代（以後，暦年代）を報告している．末(Fig. 1A)．本火山の南方と西麓には，それぞれ，本火山期活動の各火砕堆積物は，山体近傍〜遠方の各所で土壌

ちゅう ぜん じの活動による堰止湖である 中 禅寺湖と，かつての堰止や二次堆積物を挟まずに整合的に堆積していることから

湖が高層湿原となった戦場ヶ原が広がり，南東麓には国（石崎・呉山，2004），約 17 cal. ka BP 頃に比較的短時間で際的な観光都市である日光市の市街が位置する (Fig.

噴出し堆積したと考えられる．

せんじょうがはら

1B)．

最近，男体火山の噴火史を考える上で重要な噴出物が男体火山の形成史についての最初の詳細な研究は山崎三宅・他 (2009) と Ishizaki et al. (2010) によって報告さ(1957) であり，本火山の活動を，成層火山体の形成期でれた．三宅・他 (2009) は，北東麓の弁天河原 林道 (Fig.

ある主期活動と，その後休止期を経て発生した一連の大2) において，末期活動の荒沢・竜頭軽石流堆積物の上位

規模火砕噴火を主体とする末期活動とに区分した．末期に風化火山灰土を挟んで載る弁天河原火砕流堆積物を見活動は，男体火山での最大規模の噴火であり，長年男体出し，その中の炭化木の14C 年代 (11〜12 cal. ka BP) を報火山の最後の噴火と考えられていた（山崎，1957；石崎・

告した．Ishizaki et al. (2010) は，山頂火口内北域におい呉山，2004）．末期活動の噴火は，ソレアイト系列のデイて，弁天河原火砕流堆積物よりも若い水中火山岩（御真サイト〜安山岩質火砕物の噴出による男体今市テフラと仏 薙 火山角礫岩）と水蒸気マグマ噴火の噴出物（男体

いまいち

し

ず

べんてんがわら

ご しん

ぶつ なぎ

ゆどのやま

それを覆う志津スコリア流堆積物の形成に始まり，カル

湯殿山テフラ）を見出し，男体湯殿山テフラ中の埋積炭

クアルカリ系列のデイサイト〜安山岩質火砕物の噴出に化樹幹の14C 年代（約 7 cal. ka BP）を報告した．これらのしちほんざくら

あらさわ

りゅう ず

よる男体七本 桜 テフラとそれを覆う荒沢・ 竜 頭軽石流

噴出物は，いずれもその分布から男体火山の噴出物であ堆積物の形成を経て，その後，同系列のデイサイト〜安ることは間違いなく，男体火山が末期活動の後も噴火を山岩質ブロック溶岩流である御沢溶岩の流出へと推移し繰り返していたことは明らかである．特に約 7 cal. ka BPたとされる（須藤・山崎，1980；石崎・呉山，2004；火の暦年代をもつ男体湯殿山テフラの存在は，男体火山が砕流堆積物と溶岩流の名称は須藤・山崎 (1980) に，テフ

最近 1 万年以内に活動した活火山（気象庁定義）である

ラの名称は町田・新井 (2003) に従う）
．末期活動の年代ことを示す証拠としても重要であり，末期活動の後の噴については，阿久津 (1979) が荒沢・竜頭軽石流堆積物中

火履歴の解明が防災上も重要となってきた．

お さわの炭化木から 12,430±270 yr BP 及び 12,280±250 yr BP

本研究では，末期活動の一連の火砕噴火終了以降，すの放射性炭素 (14C) 年代を報告したが，初期の年代測定

なわち最近約 17,000 年間の男体火山の噴火史を検討しであったため，現在普及している酸・アルカリ・酸洗浄

た．最近の研究（三宅・他，2009；Ishizaki et al., 2010）にによる分析前試料処理や同位体分別補正が行われていなより末期活動が男体火山の最後の噴火活動ではないこと

い，などの問題があった．最近，中村・他 (2011) は，加が明らかになったため，本稿では，山崎 (1957) の活動期

男体火山の最近 17,000 年間の噴火史
区分のうち主期活動（成層火山体形成期）を第 1 期活動，

187

東麓に分布が確認されている．

末期活動の一連の火砕噴火を第 2 期活動，第 2 期活動の後の噴火活動を第 3 期活動（御沢溶岩の噴火も含む）と3．山頂部及び北域の地形的特徴定義する．我々は，まず，男体火山北東麓の弁天河原林

男体火山の地形的特徴の一つに，現山頂部（古薙火山

道において，第 2 期活動の荒沢・竜頭軽石流堆積物の上の山頂部）に見られる径約 1 km の火口の存在が挙げら位に風化火山灰土を挟んで載る男体火山起源のテフラれる (Fig. 3A)．この山頂火口は，火口縁が南側で高く北（一部はラハール堆積物を伴う）を 4 層認定し，弁天河原

側で低い非対称な形態をもち，火口壁構成物も南半部が火砕流堆積物も含めた第 3 期活動のテフラ・火砕流堆積古薙火山の噴出物であるのに対し，北半部は御沢溶岩か物 の 層 序 を 確 立 し た．さ ら に，山 麓 調 査 と 並 行 し，らなる (Fig. 3B)．また，山頂部北域には，御沢溶岩に埋Ishizaki et al. (2010) において未調査であった山頂火口内

積された径約 1 km の馬蹄形凹地が山頂火口の縁を切る

南域で地質調査を行った．その結果，第 3 期活動で噴出形で存在する（高橋・他，2009；Ishizaki et al., 2010；Fig.

したスコリア丘とタフリングの堆積物を新たに見出し，

2）．この馬蹄形凹地の開口方向にあたる御沢溶岩末端部

山頂火口内〜近傍域の第 3 期活動の噴出物の分布とそれでの調査では，流れ山と考えられる小丘がいくつか確認

らを形成した噴火様式の全容が明らかになった．本研究でき，それらがジグソークラックの発達した岩屑なだれ

では，北東麓のテフラ・火砕流堆積物と火口内〜近傍噴岩塊を主体とする堆積物であることを確認できる．ま

出物を，噴出物の産状，本質物の形態・全岩及びモード

た，これらの岩塊は，全岩組成の類似性から，主に志津組成の類似性，層位及び14C 年代を基に対比することで，スコリア流堆積物の溶結凝灰岩が起源となっていること

男体火山の第 3 期活動の噴火履歴を明らかにした．まが分かっている（岡村・他，2005）．これらの観察と分析

た，これらの検討により，御沢溶岩に対比される第 3 期から，現在の山頂域の地形は，① 古薙火山の活動による活動のテフラが北東麓で認定され，これまでの研究（山

山頂火口（“原火口”）の形成，② “原火口”からの大規模

崎，1957；須藤・山崎，1980；石崎・呉山，2004）で末火砕噴火（第 2 期活動）の発生と溶結凝灰岩（志津スコ

期活動の火砕噴火と一連の活動で流出したとされていた

リア流堆積物）の形成，③ 表層の溶結凝灰岩層（志津ス

御沢溶岩が第 3 期活動の噴出物であることが明らかに

コリア流堆積物）を含む“原火口”北側の崩壊と馬蹄形凹なった．

地の形成，④ 馬蹄形凹地頂部付近からの御沢溶岩の流出

なお，本稿では慣例に従い，未較正の14C 年代を，遡及と火口北壁の再生，というイヴェントを経て形成された開始年を西暦 1950 年とする yr BP あるいは ka BP，それと解釈できる．現在の火口には，礫層を挟在する未固結を暦年較正した値を cal. yr BP あるいは cal. ka BP と表記の粘土〜砂層が，火口底から火口北縁の最低点までの比

する．暦年から推定される層位年代についても，本稿で高約 15 m にわたって分布する．Ishizaki et al. (2010) は，は層位年代と明記した上で同じく cal. yr BP あるいは cal.

これらが山頂火口内に存在した火口湖で堆積した湖沼堆

ka BP と表記する．

積物であると結論している．
本研究での現地調査と航空写真判読により，山頂火口

2．地質概説内〜近傍に 2 つの小火口と変質帯の存在が明らかになっ男体火山は，基底径約 6 km，基底からの比高約 1,200た (Fig. 3A)．小火口 C1 は，後述するスコリア丘の火口

m の円錐形の火山体をもつ (Fig. 2)．第 1 期活動では，であり，山頂火口内の標高 2,300〜2,350 m に北西-南東

主に玄武岩〜安山岩質溶岩と同質のテフラの噴出によ

方向に伸長した明瞭な火口縁をもつ．小火口 C2 は，山り，火山体の主要部をなす 3 つの成層火山，すなわち初頂火口内の標高 2,240〜2,270 m に見られる径約 200 m の期に活動した小薙火山と男体北火山，それらを覆って現浅い窪地であり，後述するタフリングの火口跡である．

こ なぎ

ふるなぎ

在の山頂部を構成する古薙火山が形成された（高橋・他，

また，山頂火口東縁と馬蹄形凹地東縁の間に位置する弁2009）．本火山から噴出した最も古いテフラ（男体小川

天河原谷頭域の周辺には変質帯が広がり，岩石が著しい

テフラ）が姶良丹沢 (AT) テフラのほぼ直上に堆積して熱水変質を被っている．

いることから（鈴木・他，1994），第 1 期活動による成層
火山体の形成は AT の噴出年代（約 30 cal. ka BP；Smith etal., 2013）の後に始まったと考えられる．第 1 期火山体

4．北東麓に分布する第 3 期活動のテフラと火砕流堆積物の形成後の約 17 cal. ka BP には第 2 期活動が起き，この男体火山の北東麓，弁天河原左岸側の傾斜約 10°の斜噴火による火砕流堆積物が第 1 期火山体の北麓に広く堆面上に設けられた弁天河原林道では，各所で第 2 期活動積した．第 3 期活動の噴出物は，山頂火口内〜近傍と北の荒沢・竜頭軽石流堆積物 (AR) またはその二次堆積物

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石崎泰男・森田考美・岡村裕子・小池一馬・宮本亜里沙・及川輝樹

Fig. 2. Simplified geologic map of Nantai volcano (modified from Takahashi et al., 2009), showing discussed
localities. 1: summit, 2: SC, rim of the summit crater; NC, rim of the northern crater wall, 3: outline of thehorseshoe-shaped collapse scarp, 4: approximate distribution area of hummocks, 5: eruption products andlacustrine deposits in the summit crater, 6: Osawa Lava, 7: Arasawa-Ryuzu Pumice Flow Deposit, 8: Sizu Scoria
Flow Deposit, 9: eruption products of Furunagi volcano, 10: eruption products of Nantai-kita volcano, 11:
eruption products of Konagi volcano, 12: locations of key outcrops and stratigraphic sections in Figs. 4 and 10.
Label AR/SZ shows the area where thin Arasawa-Ryuzu Pumice Flow Deposit overlies Sizu Scoria Flow
Deposit. Distributions of Nantai-Imaichi and Shichihonzakura Tephras are not shown.

を基底とし，その上位に明褐色の風化火山灰土を挟み第で約 50 cm の黒色土壌が載り，その中位に 6 世紀に降下

3 期活動の噴出物が堆積している (Fig. 4)．林道沿いのした榛名ニツ岳軽石層（Hr-FP：新井，1962）が挟まれる．

荒沢・竜頭軽石流堆積物は，層厚が約 5 m であり，やや

第 3 期活動で形成された各テフラの等層厚線図を Fig.

円磨された白〜黄白色軽石（最大径約 30 cm）を主要構

5A, D, E に，ラハール堆積物と火砕流堆積物の分布をそ成物とし，小量のスコリアと縞状軽石を伴う．第 3 期活

れぞれ Fig. 5B，C に示す（火砕流堆積物とラハール堆積

動の噴出物は，下位から，男体弁天河原テフラ 4 (Nt-Bt4)，

物については，産出地点が同一であるため Fig. 5 上では

弁天河原火砕流堆積物 (BPFD)，男体弁天河原テフラ 3

同じような分布域に示しているが，分布限界は必ずしも（Nt-Bt3；ラハール堆積物を伴う），同 2 (Nt-Bt2) 及び同 1

一致しない）．男体弁天河原テフラには，球状の火山灰(Nt-Bt1) である．Nt-Bt1 の上位には風化火山灰土を挟ん

凝集塊，いわゆる火山豆石も多く見られる．本稿では，

男体火山の最近 17,000 年間の噴火史

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Fig. 3. (A) Topographic map of summit area of Nantai volcano showing areas of the alteration zone (AZ), Nantai
Scoria Cone Deposit (NSC) and its crater (C1), and Nantai Tuff Ring Deposit (NTR) and its crater (C2).
Abbreviations: BC, Bentengawara Creek; GC, Goshinbutsunagi Creek. Other abbreviations as in Fig. 2. The
photographed area of Fig. 8A is shown by thin dashed outline. IOO (2010) shows the studied area of Ishizaki etal. (2010). X-Y represents the line of section used in Fig. 3B. Contour interval is 50 m. (B) Topographic crosssection along the line X-Y in Fig. 3A. Inset figure shows the inclination scale in degrees.
Brown et al. (2010) に従い，内部に火山灰の粒径変化が見ミナが発達する (Fig. 6B)．これらの産状から，地点 7 のられない凝集塊を火山灰ペレット (ash pellet)，火山灰が本層全体またはその一部は火砕サージとして定置した可外縁部から核部へ粗粒化するものを火山灰凝集火山礫

能性が高い．

(accretionary lapillus) と呼び，これらの中で単一もしくは本テフラの主要構成物は，デイサイト質の灰色火山灰

少数の粗粒火山灰〜細粒火山礫を核にもつものを有核火〜火山礫と安山岩質の黒灰色火山灰〜火山礫である

山灰ペレット (cored ash pellet) または有核火山灰凝集火(Fig. 6C)．いずれも発泡が悪い多面体状のものが多く，

山礫 (cored accretionary lapillus) と呼ぶ．

表面に冷却割れ目をもつものも見られる．これらは，新各噴出物の本質物のうち代表的なものについて斑晶量

鮮な状態で産することから本質物と判断できる．

及び全岩組成を Table 1 に示す．全岩組成については，7

長径 1 cm 以上の本質火山礫で測定した斑晶量は，デ章で詳しく議論する．本質物の岩質は安山岩〜デイサイ

イサイトが 49 vol.%，安山岩が 37 vol.% であり，斑晶とトと多様であり，常に安山岩に比べデイサイトで斑晶にして斜長石，石英，角閃石（安山岩では存在しないこと富む傾向が見られ，その傾向は山頂火口内の第 3 期活動もある；以後±と表記），斜方輝石，単斜輝石，かんらんの噴出物でも同様である．

石，不透明鉱物が見られる．また，本質物中には，やや4-1

男体弁天河原テフラ 4（新称）

丸みを帯びた，安山岩と同一の斑晶組合せをもつ苦鉄質

男体弁天河原テフラ 4 (Nt-Bt4) は，荒沢・竜頭軽石流

包有岩も見られる．デイサイトの多くは石基がガラス質堆積物の上位に層厚約 40 cm の風化火山灰土を挟んで載で あ り，真 珠 岩 状 の 割 れ 目 (perlite crack) が 発 達 す る

る，火山礫（最大径 2.5 cm）混じりの火山灰層である(Fig. 7A)．安山岩と包有岩の石基組織は，前者がハイア(Figs. 4，6A)．層厚は地点 4 と 5 で約 10 cm，地点 7 で約

ロオフィティック組織，後者がディクティタキシティッ

30 cm であり，山頂から一番遠い地点 7 で最も厚い (Fig.

ク組織である．

5A)．地点 4 と 5 での本層は，降下テフラと考えられる

テフラ中には火山灰凝集塊も多く見られ，それらは火淘汰の良い塊状の灰〜明褐色火山灰層である．一方，地山灰ペレットもしくは有核火山灰ペレットとして産する

点 7 での本層は，淘汰の良い灰色及び明褐色の火山灰薄(Fig. 7B)．他の構成物として，変質した褐色の安山岩質層の互層からなり，下位の薄層を削り込む形でクロスラ

火砕物と花崗岩片が少量見られる．

190

石崎泰男・森田考美・岡村裕子・小池一馬・宮本亜里沙・及川輝樹

Fig. 4. Stratigraphic sections on the northeastern foot of Nantai volcano．Sampling horizons for 14C dating are also
shown (Nf13-1, this study; NikN-01 and NikN-02, Miyake et al., 2009). Section locations are shown in Fig. 2.
Abbreviations: Hr-FP, Haruna-Futatsudake Pumice; Nt-Bt1, Nantai-Bentengawara Tephra 1; Nt-Bt2, NantaiBentengawara Tephra 2; Nt-Bt3, Nantai-Bentengawara Tephra 3 (Bt3L, ash fallout; Bt3U, lahar deposit); BPFD,
Bentengawara Pyroclastic Flow Deposit; Nt-Bt4, Nantai-Bentengawara Tephra 4; AR, Arawasa-Ryuzu Pumice
Flow Deposit.

4-2

弁天河原火砕流堆積物（三宅・他，2009）

構成され，少量の弱変質した類質溶岩片と花崗岩質の異

弁天河原火砕流堆積物 (BPFD) は，淘汰が悪く逆級化

質岩片を伴う（三宅・他，2009）．本質物としては，円磨した層厚約 1m の単層からなる火山岩塊火山灰流されたスコリアと軽石，やや円磨された不定形の火山弾，(block-and-ash flow) 堆積物であり，男体弁天河原テフラ

カリフラワー状火山弾，平滑面に囲まれたパン皮状火山

4 の上位に層厚約 20 cm の風化火山灰土を挟んで載る弾が見られる．軽石がデイサイト質であるのに対し，ス(Fig. 4)．志津峠から延びる男体火山の北面登山道においコリアとカリフラワー状火山弾は安山岩質である．まても標高 1,950 m まで本堆積物の分布が確認でき (Fig.

た，安山岩質本質物中にはしばしばパッチ状もしくは縞5B)，男体火山の山頂域に給源があったことは間違いな状に白色のデイサイト質部が混在する．地点 6 には巨礫

い．

サイズのパン皮状及び不定形火山弾が多産するが，これ本堆積物は，多様な形態の火山弾，火山岩塊〜火山礫

らの約半数は，多量の安山岩質火砕物と少量のデイサイ

サイズのスコリア・軽石及び同質の粗粒火山灰から主にト質火砕物からなる溶結火砕岩である．溶結火砕岩中の男体火山の最近 17,000 年間の噴火史

191

Fig. 5. Isopach maps of Stage 3 tephras, (A) Nt-Bt4, (D) Nt-Bt2, and (E) Nt-Bt1, and distribution maps of (B)BPFD (pyroclastic flow deposit) and (C) Nt-Bt3U (lahar deposit). Closed circles show the locations of theoutcrop of the primary Stage 3 eruption products. Open circles in (B) and (C) show the locations where only
boulder of the cauliflower bomb (major constituent of BPFD) or quench-fragmented lava block (major
constituent of Nt-Bt3U) occurs without any finer-grained matrix parts. Contour interval is 200 m. Abbreviations
as in Figs. 2 and 4.

粗粒火砕物は，不定形のフィアメ状のものが多く，しばNt-Bt3L は，火山礫混じりの火山灰層（最大層厚約 20

しば内部まで赤色に酸化している (Fig. 6D-E)．これらのcm）であり，色調が下位の灰白色から上位の暗褐色へ漸観察から，溶結火砕岩は，マグマ噴火（おそらくストロ

移する (Fig. 4)．灰白色層が変質した細粒火山礫〜粗粒

ンボリ式噴火）で放出された高温の火砕物が一度空気に火山灰を多く含み，やや淘汰が悪いのに対し，上位の暗触れて酸化し，定置後に圧密により溶結して形成された

褐色層は火山礫サイズの粒子が少なく淘汰が良い．Nt-と考えられる．

Bt3L には，色調と無関係に，細粒火山礫〜粗粒火山灰サ

本質物の岩石は，斑晶量 7〜41 vol.% の安山岩〜デイ

イズの多面体形の灰〜黒灰色溶岩片（最大径 3 cm）が含サイトである．斜長石，石英，角閃石（安山岩では±），まれる．これらの溶岩片は，その新鮮さ及び表面に冷却

斜方輝石，単斜輝石，かんらん石（デイサイトでは±），割れ目が発達しているものも見られることから，本質物

不透明鉱物が斑晶として存在する．石基は，デイサイトと判断される．また，細粒火山灰の多くは火山灰ペレッ

が少量のマイクロライトを伴うガラス質組織，安山岩がトとなっており，灰〜黒灰色溶岩片の核をもつ有核火山

ハイアロオフィティック組織を示す．

灰ペレットが普通に見られる (Fig. 7C)．

4-3 男体弁天河原テフラ 3（新称）Nt-Bt3U は，逆級化構造をもつ最大層厚約 60 cm の基

男体弁天河原テフラ 3 (Nt-Bt3) は，弁天河原火砕流堆質支持角礫層の単層からなる (Fig. 4)．構成物は，冷却積物の上位に層厚約 40 cm の風化火山灰土を挟んで載割れ目が入った平滑面に囲まれた，新鮮で緻密な灰〜黒り，岩相により下部層 (Bt3 L) と上部層 (Bt3U) に区分さ灰色溶岩塊（最大径約 30 cm；Fig. 6F），やや円磨されたれる (Figs. 4, 6A)．

白色の変質火山岩片及びこれらの粒間を埋める火山灰〜

192

石崎泰男・森田考美・岡村裕子・小池一馬・宮本亜里沙・及川輝樹
Table 1.

Representative whole rock and modal compositions for eruptive products from Nantai volcano.

火山礫混じりの黄白色粘土である．基質部には，多様な炭化度の植物細片も少量含まれる．本層は Nt-Bt3L を削がディクティタキシティック組織を示す．
4-4

男体弁天河原テフラ 2（新称）剥し，両者の境界に土壌が存在しないこと，変質火山岩

男体弁天河原テフラ 2 (Nt-Bt2) は，地点 4 付近に見らと火山灰質粘土を大量に伴うことから，下部層の堆積直れる一部パッチ状の含火山礫火山灰層（層厚約 12 cm；

後に発生した cohesive なラハール (Crandell, 1971) の堆

Fig. 5D）であり，男体弁天河原テフラ 3 の上位に層厚約積物と判断される．Nt-Bt3U も弁天河原火砕流堆積物と60 cm の風化火山灰土を挟んで載る (Fig. 4)．構成物は，同様に，男体火山北面の標高 1,950 m 付近まで露頭もし

主に白〜灰白色の粘土質火山灰からなり，その中に変質

くは冷却割れ目をもつ溶岩塊の転石が確認でき (Fig.

した火山岩の細粒火山礫が点在する．火山礫の多くは，5C)，男体火山の山頂域に給源があったことは間違いな

周囲を細粒火山灰に覆われ，有核火山灰ペレットとなっい．

ている．本層は，本質物を含まないことから，水蒸気噴

Nt-Bt3L 中の本質火砕物及び Nt-Bt3U 中の灰〜黒灰色

火による堆積物と考えられる．

溶岩塊は，ともに斑晶量 17〜36 vol.% の安山岩〜デイサ

4-5

イトである．斜長石，石英，角閃石（安山岩では±），斜男体弁天河原テフラ 1 (Nt-Bt1) は，火山礫混じりの淘

男体弁天河原テフラ 1（新称）方輝石，単斜輝石，かんらん石，不透明鉱物が斑晶とし汰の良い黒色火山灰層であり，男体弁天河原テフラ 2 のて存在する．また，Nt-Bt3U の溶岩塊中にはしばしば暗上位に層厚約 40〜60 cm の風化火山灰土を挟んで載る

灰色の苦鉄質包有岩（最大長径約 8 cm）も見られる．包(Fig. 4)．層厚は，山頂火口に近い地点 4 で約 10 cm，山有岩の斑晶組合せは安山岩と同一である．石基は，デイ

頂火口から遠い地点 7 で約 5 cm である (Fig. 5E)．本テ

サイトと安山岩がハイアロオフィティック組織，包有岩

フラは，本質物と考えられる新鮮で多面体状もしくはカ

男体火山の最近 17,000 年間の噴火史
Table 1.

193

Continued from the previous page.

The modal compositions were determined by counting ~2000 points. Phenocrysts were defined as >0.3 mm in thelongest dimension. Total Fe is expressed as Fe2O3. Vol.Block, volcanic block.

リフラワー状の形状をもつ黒色火山灰〜火山礫（最大径

主に黒色ガラスからなり，少量のマイクロライトを伴う．

1.5 cm）から主に構成される (Fig. 6G)．本質火山礫には
表面に冷却割れ目をもつものも見られる．その他に類質5．山頂火口内及び火口近傍に分布する第 3 期活動の噴出物物として変質が進んだスコリア片と溶岩片，異質物として砂〜泥質堆積物の破片と花崗岩片を少量含む．また，5-1

本層中には火山灰凝集塊も多く見られ，それらは有核火山頂火口内北域では，第 2 期活動の火砕噴火後に山体

山頂火口内北域の噴出物と層序

山灰ペレット，火山灰凝集火山礫 (Fig. 7D) 及び有核火崩壊が起き（第 3 章参照），その後，陸上噴火と火口湖内

山灰凝集火山礫として産する．火山灰凝集塊の存在及びで水中噴火及び砕屑物の堆積により，多様な岩相の噴出山頂火口からの距離に対応して薄化することから，本層物と堆積物が形成された．それらは，下位から順に，御は，男体火山の山頂域での水蒸気マグマ噴火による降下

沢溶岩（OS：山頂火口北壁の壁岩），御真仏薙火山角礫

テフラ層と判断できる．

岩 (GVB)，男体湖沼堆積物 1 (NLD1)，男体湯殿山テフラ

ごしんぶつなぎ

本質物は，斜長石，石英 (±)，角閃石 (±)，斜方輝石，(Nt-Yd)，男体湖沼堆積物 2 (NLD2) と命名されている

単斜輝石，かんらん石 (±)，不透明鉱物を斑晶にもつ安(Fig. 8)．各層の分布と岩相の詳細については，Ishizaki et

山岩である．また，複数の本質火山礫のモード測定からal. (2010) を参照されたい．以下では各層の概要を新た求まった斑晶量（平均）は約 17 vol.% である．石基は，に明らかになった知見と併せて述べる．

194

石崎泰男・森田考美・岡村裕子・小池一馬・宮本亜里沙・及川輝樹

Fig. 6. Occurrences and constituents of Stage 3 eruption products on the northeastern foot of Nantai volcano.
Locations of (A) and (B) are shown in Fig. 2. Abbreviations of unit names as in Fig. 4. (A) Tephra section at
Loc. 5. Note that Nt-Bt3U truncates the underlying Nt-Bt3L. (B) Section of Nt-Bt4 at Loc. 7, showing crosslamination. Note the arrowhead where the upper bed truncates the underlying bed. (C) Juvenile dacitic (Dc) andandesitic (An) lapillus in Nt-Bt4, with cracks (arrow) on the surface. (D) Block of welded pyroclastic rock in
BPFD. Dashed lines show the outline of the oxidized scoriaceous pyroclasts. (E) Cross section of a block ofwelded pyroclastic rock in BPFD. Dashed lines show the outline of coarse pyroclasts (>1.5 cm in long axis).
Light-colored part (DF) shows a fiamme of dacitic pyroclast. (F) Dacitic (Dc) and andesitic (An) volcanic blocks
in Nt-Bt3U, with a branching network of cracks on the surface. (G) Juvenile andesitic lapilli in Nt-Bt1.

男体火山の最近 17,000 年間の噴火史

195

Fig. 7. (A) Thin section microphotograph of non-vesiculated juvenile dacitic lapillus in Nt-Bt4 with abundantarcuate perlitic cracks (arrowheads). Abbreviations: Pl, plagioclase; Amp, amphibole; Opq, opaque mineral. (BD) Backscatter electron (BSE) images of ash aggregates. Most ash aggregates are deposited in a clast-supported
fabric with voids (V) in between. The BSE imaging and digital image acquisition were performed using a JEOL
JXA-8230 located at the Center for Instrumental Analysis, University of Toyama. (B) Cored ash pellet (center)and ash pellet (AP) in Nt-Bt4. The former consists of a core of coarse-grained juvenile andesitic ash (Juv) and arim of finer-grained ash aggregates (AA). (C) Cored ash pellets in Nt-Bt3L with a core of coarse-grained
juvenile andesitic ash (Juv) and a rim of finer-grained ash aggregates (AA). (D) Accretionary lapillus in Nt-Bt1
with slightly finer-grained coating of ash around a coarser-grained core. All scale bars denote 0. 2 mm.
Abbreviations of unit names as in Fig. 4.

5-1-1

御沢溶岩（山崎，1957）

御沢溶岩 (OS) は，山頂部の馬蹄形凹地頂部付近から流出した溶岩流であり，北麓の標高 1,000 m 付近まで流安山岩がハイアロオフィティック組織，包有岩がディク
ティタキシティック組織を示す．
5-1-2

御真仏薙火山角礫岩 (Ishizaki et al., 2010)

下し，荒沢・竜頭軽石流堆積物の平坦面上で停止してい御真仏薙火山角礫岩 (GVB) は，山頂火口底から御真る (Fig. 2)．山頂火口北壁には，塊状で垂直方向の流動

仏薙源頭部付近に分布し，岩相に基づき下部層 (LGVB)

模様をもつ御沢溶岩が露出している (Fig. 8A)．

と上部層 (UGVB) に区分される (Fig. 8)．いずれも山頂

本溶岩は，斑晶量が 25〜55 vol.% の安山岩〜デイサイ
トである．斑晶組合せは，斜長石，角閃石，石英，斜方

火口内に存在した火口湖内で形成もしくは堆積した地質体である．

輝石，単斜輝石，かんらん石（デイサイトでは±），不透LGVB は，総層厚約 30 m の無層理で塊状の火山角礫明鉱物である．溶岩中には，暗色で最大長径約 15 cm の岩層であり，下半部がピローローブとその破片からなる

安山岩質包有岩も見られる．包有岩の斑晶組合せは安山

pillow fragment breccia，上半部が偽ピローとその破片か岩と同一である．石基は，デイサイトがガラス質組織，ら な る angular fragment breccia で 構 成 さ れ る（用 語 は196

石崎泰男・森田考美・岡村裕子・小池一馬・宮本亜里沙・及川輝樹

Fig. 8. (A) Photographs showing the lithologic units exposed at the northern sector of the summit crater.
Abbreviations of unit names are shown in Fig. 8B. Dashed line shows the bed plain in UGVB. (B) Stratigraphyof the northern sector of the summit crater, showing stratigraphic units distinguished by Ishizaki et al. (2010).
Sampling horizons for 14C dating are also shown (Nc13-1 to Nc13-5, this study; NikN-S1 to NikN-S3, Ishizaki
et al. (2010)).

Yamagishi (1991) に従う）．岩石は，斑晶量 10〜20 vol.%% の安山岩〜デイサイトである．斑晶として，斜長石，の玄武岩質安山岩〜安山岩であり，斜長石，斜方輝石，

石英（安山岩では±），角閃石（安山岩では±），斜方輝

単斜輝石，かんらん石，不透明鉱物を斑晶にもつ．第 3石，単斜輝石，かんらん石（デイサイトでは±），不透明期活動の噴出物の中で唯一，角閃石を斑晶にもたない．

鉱物が存在する．また，火山岩塊中には，暗色で最大長石基はハイアロピリティック組織を示す．

径 8 cm の苦鉄質包有岩も見られる．包有岩の斑晶組合

UGVB は，総層厚約 30 m の基質支持凝灰角礫岩であせは安山岩と同一である．石基は，デイサイトと安山岩

り，水平な層理面に境される 2 層以上の単層からなるがハイアロオフィティック組織，包有岩がディクティタ

(Fig. 8A)．各層は，微細な冷却割れ目が発達した平滑面

キシティック組織を示す．これらの岩質が本層分布域のに囲まれた多角面体状の火山岩塊〜火山礫（最大径 80

南方上方の火口壁斜面に分布するタフリング堆積物cm）と同質でやや変質した細粒火砕物の基質から構成さ（5-2-2 参照）の本質物の岩質と類似すること，このタフれ，多くの樹幹状炭化木（最大径 35 cm）及び大小の炭化リング堆積物の保存状況が極めて悪く，タフリング形成

木片を乱雑に含むなど，重力流堆積物の特徴が見られる．

後にその山体が大規模に崩壊したと考えられることか

また，下位の LGVB との境界に湖沼堆積物と考えられるら，このタフリング堆積物が UGVB の母材であると判

層厚約 50 cm の砂泥層が挟まれることから，下部層形成断される．

後 に 時 間 間 隙 を お い て 形 成 さ れ た と 考 え ら れ る．

5-1-3

男体湖沼堆積物 1 (Ishizaki et al., 2010)

Ishizaki et al. (2010) は，岩相と構成物の特徴及び水中溶

男体湖沼堆積物 1 (NLD1) は，総層厚約 13 m の未固結

岩 (LGVB) と湖沼堆積物（男体湖沼堆積物 1）に挟まれの湖沼堆積物である (Fig. 8A)．本層の下半部には粘土ることから，本層を水中に再堆積した噴火同時性火砕堆〜シルト質堆積物が卓越し，上半部にはシルト〜細粒砂

積物 (subaqueously resedimented syn-eruptive volcaniclastic

堆積物が卓越する．火山噴火に由来する堆積物を挟在し

deposits：McPhie et al., 1993) と解釈し，山頂火口内の斜ないことから，本層堆積時には火山活動が休止していた

面上に一度堆積した高温の火砕堆積物が斜面崩壊を起こと考えられる．

し，流路上の樹木を巻込みながら火口湖へと流下し再堆

5-1-4

男体湯殿山テフラ (Ishizaki et al., 2010)

積することで形成されたと結論した．本層中の冷却割れ

男体湯殿山テフラ (Nt-Yd) は，水蒸気マグマ噴火に目をもつ新鮮な火山岩塊〜火山礫は，斑晶量 14〜36 vol.

よって形成された，最大層厚約 12 m の淘汰の悪い降下

男体火山の最近 17,000 年間の噴火史

197

火砕堆積物であり，多くの炭化した立ち木を埋積している．露頭の多くでは，下位の男体湖沼堆積物 1 との間に層厚約 6 cm の黒色土壌層が挟在する (Fig. 8B)．本質物
は，表 面 に 火 山 灰 が 固 着 し た 火 山 礫 (armored lapilli：
Fisher and Schmincke, 1984) として産し，内部まで高温酸化により赤色化しているものや，表面に冷却割れ目をもつ も の も 普 通 に 見 ら れ る．本 質 物 の 岩 石 は，斑 晶 量10〜15 vol.% の安山岩であり，火口内の他の噴出物に比
べ斑晶量に乏しい．斜長石，石英，角閃石 (±)，斜方輝
石，単斜輝石，かんらん石 (±)，不透明鉱物が斑晶として存在する．石基は，主に黒〜赤色のガラスからなり，
少量のマイクロライトを伴う．
5-1-5

男体湖沼堆積物 2 (Ishizaki et al., 2010)

男体湖沼堆積物 2 (NLD2) は，層厚約 11 m の弱固結した湖沼堆積物であり，男体湯殿山テフラにアバットして堆積している．層理面が顕著な褐〜明灰色砕屑物（主に中〜粗粒シルト）からなり，葉や木片などの植物遺骸を多量に含む．本層中に男体火山に由来した噴出物は確認されていない．
新たに山頂火口南域で見出された噴出物

5-2
5-2-1

男体スコリア丘堆積物（新称）

男体スコリア丘堆積物 (NSC) は，山頂火口内の小火口 C1 を噴出源とする最大層厚約 20 m のスコリア質火山角礫岩層であり，C1 の周囲に底径約 150 m のスコリ
ア丘を形成して分布する (Fig. 3)．C1 火口の壁には，古薙火山の溶岩を基底としてスコリア丘の断面が露出しており，著しく伸長したフィアメを伴う，最大層厚約 5 mの強溶結火砕岩の下部層 (LNSC) と，最大径 25 cm のス
コリアと火山弾を主体とする，層厚 10 m 以上の上部層(UNSC) に区分される (Figs. 9A, 10A)．本堆積物の一部
は，山頂火口南壁に層厚約 3 m のスコリア質アグルチ
ネート層としても産する (Fig. 10B)．UNSC とアグルチ
ネート層では，本質物の原形が保存されており，それらが主に球状のスコリアとカリフラワー状火山弾からなることが分かる (Fig. 10C)．これらの産状から，本堆積物
はストロンボリ式噴火による降下堆積物であると解釈される．なお，本堆積物と近接するタフリング堆積物の直接の層序関係は確認できなかった．

Fig. 9. Stratigraphic sections of (A) Nantai Scoria Cone
Deposit (NSC) and (B) Nantai Tuff Ring Deposit(NTR)．Both deposits can be divided into subunits on
the basis of lithofacies. See text for detailed descriptionof each subunit. NTB denotes Nanagoume Tuff Breccia.
Section locations are shown in Figs. 2 and 3A.

本質物は主に安山岩からなり，少量のデイサイト質火
砕物を伴う．また，安山岩質火砕物には，その形状とは無関係に，パッチ状もしくは縞状に白色デイサイト質部

アロオフィティック組織を示す．

を混在するものも存在する．本質物の斑晶量は 7〜37

5-2-2

vol.% である．斑晶として斜長石，石英，角閃石，斜方輝

男体タフリング堆積物 (NTR) は，古薙火山の溶岩上石，単斜輝石，かんらん石（デイサイトでは±），不透明に載る総層厚約 17 m の弱く固結した凝灰角礫岩〜凝灰男体タフリング堆積物（新称）

鉱物が見られる．石基は，デイサイトがやや脱ガラス化岩層であり (Fig. 10D)，小火口 C2 の火口縁の南側に局所が進んだガラス質組織，安山岩が黒色ガラスに富むハイ的に分布する (Fig. 3A)．凝灰角礫岩層は，冷却割れ目が198

石崎泰男・森田考美・岡村裕子・小池一馬・宮本亜里沙・及川輝樹

Fig. 10. Photographs of newly found eruption products within the summit crater of Nantai volcano. (A) Section of
Nantai Scoria Cone Deposit (NSC), which consists of the upper scoria/bomb fallout part (UNSC) and the lower
densely welded, lava-like part (LNSC). (B) Agglutinate lithofacies of NSC on the inner wall of the summit
crater．FR denotes the eruption products of Furunagi volcano. (C) Cauliflower bomb in UNSC. (D) Section of
the lower part of Nantai Tuff Ring Deposit (NTR1). (E) Clast-supported juvenile volcanic blocks with cracked
surfaces (arrowheads) in NTR1. (F) Nanagoume Tuff Breccia (NTB) at Loc. 3.

発達した平滑面に囲まれた緻密な火山弾（最大径約 1 m）

噴火で形成されたと判断される．NTR1 は総層厚が約 8を本質物とし (Fig. 10E)，他に古薙火山由来の変質した

m，凝灰角礫岩層（層厚 1〜2 m）と灰色の凝灰岩〜火山

溶岩片と赤色〜暗紫色の溶結火砕岩片が類質物として産

礫岩層（層厚 10〜25 cm）の互層からなり，凝灰角礫岩層

し，少量の砂〜泥質堆積物の破片と花崗岩片が異質物との下面にはしばしばサグ構造が見られる．凝灰岩〜火山して存在する．凝灰角礫岩層の基質部と凝灰岩層の部分

礫層にはしばしばクロスラミナが見られ，肉眼サイズのは，白〜灰色もしくは褐色の火山礫〜火山灰からなる．

気泡を伴う泡入り凝灰岩 (vesiculated tuff：Lorenz, 1974)

本堆積物は，岩相により，下位から 3 つのサブユニッとなっている部位も見られる．これらの産状から，NTR1

ト NTR1〜3 に区分される (Fig. 9B)．サブユニット間には 爆 発 角 礫 岩 (explosion breccia：Wohletz and Sheridan,

土壌や浸食面が見られないことから，NTR1〜3 は 1 回の1983) とベースサージ堆積物の互層であると解釈され

男体火山の最近 17,000 年間の噴火史

199

る．NTR2 は総層厚約 3 m であり，黄褐色の火山礫層（層6．14C 年代

厚 10〜50 cm）と白色の凝灰岩層（層厚 5〜10 cm）の互

主に年代が分かっていない噴出物と堆積物から，計 6層からなる．凝灰岩層にはしばしばラミナが見られ，火試料の14C 年代測定用試料を採取した．試料採取層準を，山灰凝集塊の破片も含まれることから，ベースサージ堆

三宅・他 (2009) 及び Ishizaki et al. (2010) による14C 年代

積物と解釈される．NTR3 は総層厚約 7 m，火山礫を多測定試料の採取層準とともに Fig. 4D と Fig. 8B に示す．

く含む複数枚の塊状で固結度の弱い褐色凝灰岩層（最大

山頂火口内からの測定試料は，男体湖沼堆積物 2 下部の層厚約 3 m）からなり，火山礫岩の薄層（層厚 10 cm 以

灰色粘土層中に挟在する黒色腐植層（Nc13-1：採取層位下）を挟在する．

は Nc13-2 の約 150 cm 上位）と男体湯殿山テフラ直上の本堆積物中に産するような冷却節理の発達した緻密火

褐色粘土層中の木片 (Nc13-2)，男体湯殿山テフラ直下の山弾や，泡入り凝灰岩を伴うベースサージ堆積物は，い黒色土壌 (Nc13-3)，御真仏薙火山角礫岩上部層中の樹幹ずれも水蒸気マグマ噴火で特徴的に形成される (Wohletz

状炭化木 2 試料 (Nc13-4，Nc13-5) である (Fig. 8B)．北and Sheridan, 1983)．以上の産状及び噴出中心と考えられ東麓からは，弁天河原火砕流堆積物中の炭化木 (Nf13-1)

る C2 火口が本堆積物の基岩である古薙火山噴出物を掘を測定試料として採取した (Fig. 4D)．分析は，株式会社

削していることから，この露頭をタフリングの火口近傍加速器研究所に依頼した．酸・アルカリ・酸による前処相の断面と判断した．なお，本堆積物は保存状況が悪く，理後に試料をグラファイト化し，AMS（NEC 社製 9SDH-分布が確認されたのは地点 2 周辺に限られる．これは堆2 型）を用い14C 及びδ13C 濃度を測定した．14C 年代の積物の大部分が定置後に斜面崩壊等により流出したため算出には Libby の半減期（5,568 年）を用い，δ13C によと考えられる．また，C2 火口は地形図や断面図 (Fig. 3B)る同位体分別補正を行った．測定結果と，較正曲線デーでは明瞭ではないが，これはタフリングの崩壊や土砂等

タセット IntCal09 (Reimer et al., 2009) 及び較正プログラの二次堆積物により埋積されたためと考えられる．

ム CALIB6.1.1 (Stuiver et al., 2005) により算出された暦年本堆積物の本質物は，斑晶量 12〜39 vol.% の安山岩〜代範囲を Table 2 に示す．

デイサイトである．また，本質火山岩塊中には少量の暗山頂火口内から採取した試料の14C 年代は，男体湖沼

灰色の苦鉄質包有岩（最大長径約 6 cm）が見られる．斑堆積物 2 下部から採取した Nc13-1 と Nc13-2 がそれぞ

晶組合せは，ホスト・包有岩ともに，斜長石，石英（包れ 4,670±30 yr BP と 4,830±30 yr BP，男体湯殿山テフラ

有岩では±），角閃石，斜方輝石，単斜輝石，かんらん石層直下の黒色土壌 Nc13-3 が 6,050±40 yr BP，御真仏薙（デイサイトでは±），不透明鉱物である．石基は，デイ火山角礫岩上部層から採取した Nc13-4 と Nc13-5 がそサイトと安山岩がハイアロオフィティック組織，包有岩

れぞれ 7,330±40 yr BP と 7,460±40 yr BP である．これがディクティタキシティック組織を示す．

らの14 C 年代は，上位層の試料ほど若い年代値を示し，5-2-3

七合目凝灰角礫岩（新称）

層序とも矛盾がない．北東麓の弁天河原火砕流堆積物中

七合目凝灰角礫岩層 (NTB) は，山頂部の変質帯の表の炭化木 Nf13-1 からは 10,350±40 yr BP という年代が層（Fig. 3A の地点 3）と男体タフリング堆積物（地点 2）

得られ，この値が第 2 期活動の年代より若いことから層の上位に見られる未固結の凝灰角礫岩層であり，古薙火序とも矛盾がない．

山の溶岩由来のやや変質した火山岩塊〜火山礫と，白色の粘土質火山灰からなる (Fig. 10F)．地点 3 では層厚が7．全岩組成による噴出物の対比

2 m 以上であり，その上位には約 90 cm の風化火山灰土

これまでの研究により，男体火山の噴出物は，特にを挟み，榛名ニツ岳軽石層を挟在する黒色土壌層が載る．

MgO-SiO2図や Ni-SiO2図において噴火期毎の全岩組成及地点 2 では層厚約 110 cm であり，男体タフリング堆積

び組成変化傾向の差異が明瞭に表れることが分かってい物の上位に層厚約 220 cm の風化火山灰土を挟んで堆積る（石崎・呉山，2004；平野・高 橋，2006；高 橋・他，している (Fig. 9B)．なお，地点 2 では本層の上位が崖錐

2009；Ishizaki et al., 2010）．そのため，全岩組成の比較にと植生に覆われているため，より新しい噴出物の有無はより，第 3 期活動の火口内噴出物と山麓のテフラ・火砕

不明である．本層は，淘汰が極めて悪く，巨礫サイズの流堆積物を対比することが可能と予想される．なお，御類質火山岩塊を伴うものの本質物が見られないこと，基真仏薙火山角礫岩下部層と男体弁天河原テフラ 2 につい質が変質した粘土質火山灰からなることから，水蒸気噴ては，前者が水中溶岩からなりテフラを生産したとは考火による噴出物と判断される．なお，本層と男体弁天河

えにくいため，後者が本質物を伴わない水蒸気噴火の堆

原テフラ 2 は，構成物の特徴及び層位が一致することか積物であるため，全岩組成による対比の検討対象から除ら，同じ水蒸気噴火による堆積物と考えられる(Fig. 5D)．

外した．

200

石崎泰男・森田考美・岡村裕子・小池一馬・宮本亜里沙・及川輝樹
Table 2.

Radiocarbon data and calibration ages for representative samples from Nantai volcano.

* Uncertainties are reported at 1 σ precision.
** Uncertainties are reported at 2 σ precision.

全岩組成は，富山大学機器分析施設の XRF（PHILIPS

溶岩に限られる．これまで御沢溶岩は，第 2 期活動の男社製 PW2404R）を用い，主成分・微量元素とも 1：5 に希体七本桜テフラ及び荒沢・竜頭軽石流堆積物のデイサイ

釈したガラスビードを用いて測定した．測定条件と分析

ト質本質物と同一の全岩組成と斑晶組合せをもつこと，精度については Ishizaki et al. (2009) を参照されたい．全

また，下位の荒沢・竜頭軽石流堆積物を直接覆う整合的ての火口内噴出物，山麓の弁天河原火砕流堆積物及び男被覆関係から，第 2 期（末期）活動の最後の噴火フェー体弁天河原テフラ 3 上部層には，径が握り拳大以上の本

ズの噴出物と考えられてきた（石崎・呉山，2004）．しか質物が含まれる．これらの試料については，岩石切断機

し石崎・呉山 (2004) が指摘したように，御沢溶岩のデイにより風化面を除去した後にスライス化し，蒸留水によサイトの斑晶量（約 55 vol.%）は，男体七本桜テフラ及るスライスの洗浄という粉砕前処理をした．男体弁天河び荒沢・竜頭軽石流堆積物のデイサイトの斑晶量（25 vol.

原テフラ 3 下部層と男体弁天河原テフラ 4 については，% 以下）と大きく異なり，安山岩の全岩組成も異なる

移植ゴテを用いて露頭面を削剥し，表面に現れた径 1〜3(Fig. 11A)．そのため，男体七本桜テフラ及び荒沢・竜頭

cm の本質火山礫を採取し，各粒子を洗浄・乾燥・粉末化

軽石流堆積物の噴出後にマグマ溜り内に取り残されたカの後に分析に供した．男体弁天河原テフラ 1 について

ルクアルカリ系列デイサイト質マグマが，その後も長期は，テフラ露頭の数部位から採取した約 2 kg のバルク試にわたって結晶化を進行させ，山体崩壊というイヴェン

料から粒径 8 mm 以上の火山礫を選別し，洗浄・乾燥後トを経た後に斑晶に富む御沢溶岩となって噴出したと考に，実体鏡下で表面に汚れが残っているものや風化粒子，

えるのが自然であろう．また，御沢流域で報告されてい異質物，鉱物粒子を除去し，残った清浄な本質火山礫をる御沢溶岩が荒沢・竜頭軽石流堆積物を直接覆う整合的採取部位毎に 2〜3 個あわせて分析に供した．代表的試

被覆関係（石崎・呉山，2004）についても，この露頭地

料の全岩組成を Table 1 に示す．また，各噴出物の組成点が御沢溶岩流出当時も現在と同じく河谷域に位置したの特徴が最も明瞭に表れている Ni-SiO2 図を Fig. 11 にため，水流により軽石流堆積物の表層への土壌や二次堆示す．

積物の堆積が阻害され，噴火時期の異なる噴出物が見か

男体弁天河原テフラ 4 の本質火山礫（分析試料数 n=

け上整合的な被覆関係をもつことになったと解釈すると6）は，SiO2量が 57.4〜66.0 wt.% であり，第 2 期活動の火上手く説明がつく．これらのことから，御沢溶岩が第 3砕堆積物や他の第 3 期活動の噴出物に比べ安山岩の Ni

期活動の噴出物であり，御沢溶岩と酷似したモード及び量が高く，SiO2量の増加に伴い Ni 量が急激に減少する

全岩組成を有する男体弁天河原テフラ 4 が御沢溶岩の噴という特徴をもつ (Fig. 11A)．また，本質物は斑晶に富出時に形成されたテフラ層であると本稿では結論する．

み，特にデイサイト質本質物では斑晶量が 50 vol.% に達山頂火口内の男体スコリア丘堆積物と北東麓の弁天河する．山頂部に分布する噴出物の中で，男体弁天河原テ

原火砕流堆積物には，本質物としてカリフラワー状火山

フラ 4 と同様のモード及び全岩組成をもつ噴出物は御沢

弾 (Fig. 10C) が特徴的に産する．また，弁天河原火砕流

男体火山の最近 17,000 年間の噴火史

201

Fig. 11. Ni-SiO2 variation diagrams of juvenile materials/lavas of: (A) Osawa Lava (OS) and Nantai-Bentengawara
Tephra 4 (Nt-Bt4); (B) Nantai Scoria Cone Deposit (NSC) and Bentengawara Pyroclastic Flow Deposit (BPFD);(C) Nantai Tuff Ring Deposit (NTR), the upper unit of Goshinbutsunagi Volcanic Breccia (UGVB), and NantaiBentengawara Tephra 3 (Nt-Bt3U and Nt-Bt3L); and (D) Nantai-Yudonoyama Tephra (Nt-Yd) and NantaiBentengawara Tephra 1 (Nt-Bt1). Division of basaltic andesite, andesite, and dacite is after Cox et al. (1979).
Error bars indicate maximum 2 σ analytical error on replicate XRF analyses of three standards (JB-1, JA-3, andJR-1). The field of the compositional range for the Stage 2 eruption products is also shown in A (data source:
Ishizaki, unpublished data).
堆積物中には溶結火砕岩塊も含まれており (Fig. 6D-E)，

山頂火口内の男体タフリング堆積物，タフリング堆積

そのような岩石は，山頂火口内の第 3 期活動の噴出物で物を母材とする御真仏薙火山角礫岩上部層，北東麓の男は男体スコリア丘堆積物の下半部でのみ見られる (Fig.

体弁天河原テフラ 3 は，主要構成物として平滑面に囲ま9A)．男体スコリア丘堆積物と弁天河原火砕流堆積物のれ，冷却割 れ 目の発 達 する溶岩 片または本質火山 礫

本質物は，SiO2量がともに 55.6〜65.4 wt.%（分析数はそ(Figs. 6F, 10E) を特徴的に含み，岩質も類似するという

れぞれ 6 試料と 9 試料）と一致し，Ni 量が低く (5〜14

共通点をもつ．これらの岩石の組成を比較したところ，

ppm)，SiO2量の増加に伴い Ni 量が微減する特徴をもつ

SiO2 量が男体タフリング堆積物で 55.7〜64.1 wt.% (n=(Fig. 11B)．このように火砕物の形態と産状が似ている

8)，御真仏薙火山角礫岩上部層で 60.6〜64.3 wt.% (n=7)，

ことに加え，本質物の全岩組成も一致することから，男男体弁天河原テフラ 3 下部層で 62.1 及び 63.1 wt.% (n=体スコリア丘堆積物と弁天河原火砕流堆積物は同一の噴

2)，同上部層で 55.8〜64.2 wt.% (n=9) と概ね一致し，Ni

火で形成された噴出物と結論される．

量も SiO2量とは無関係に 13〜22 ppm でほぼ一定に保た202

石崎泰男・森田考美・岡村裕子・小池一馬・宮本亜里沙・及川輝樹

れるという共通の特徴が見られる (Fig. 11C)．以上の類8-3成されたと結論される．

男体タフリング堆積物，御真仏薙火山角礫岩上部層及び男体弁天河原テフラ 3

似性から，これらの噴出物・堆積物は同一の噴火期に形

これらの噴出物に関する14C 年代としては，本研究によ山頂火口内で最新の噴出物である男体湯殿山テフラり御真仏薙火山角礫岩上部層中の炭化木（試料 Nc13-4と，北東麓の男体火山起源のテフラの中で最上位の男体と Nc13-5）から得られた 7,330±40 yr BP と 7,460±40 yr

弁天河原テフラ 1 にも，SiO2量がそれぞれ 56.7〜58.4 wt.

BP の年代値がある．暦年代は，Nc13-4 が 8,021〜8,206% (n=6) と 55.5〜56.7 wt.% (n=3)，Ni 量がともに 7〜23

cal. yr BP (probability 96.8 %)，8,264〜8,288 cal. yr BP（同ppm の範囲に点示されるなど，組成がほぼ一致し，他の3.2 %）であり，Nc13-5 が 8,189〜8,366 cal. yr BP（同 100

噴出物に比べ SiO2 量の変化幅が小さいという共通性が%）である．したがって，これらの噴出物の形成年代は見られる (Fig. 11D)．また，記載岩石学的にも，両者は

約 8 cal. ka BP と推定される．

ともに斑晶量 10〜20 vol.% の安山岩からなり，角閃石斑8-4晶が少ないという共通の特徴をもつ．以上の類似性か

これら噴出物に関する14C 年代はこれまで報告されて

ら，男体湯殿山テフラと男体弁天河原テフラ 1 は同一のいない．地点 4 では，男体弁天河原テフラ 2 とその上下噴火で形成された噴出物であると結論される．

のテフラとの間に挟まれる風化火山灰土の厚さはほぼ等

七合目凝灰角礫岩と男体弁天河原テフラ 2

しい．このことから，男体弁天河原テフラ 2 を形成した
8．第 3 期活動の各噴火の年代

噴火は，男体弁天河原テフラ 3 を形成した噴火（約 8 cal.

8-1 御沢溶岩と男体弁天河原テフラ 4

ka BP）と男体弁天河原テフラ 1 を形成した噴火（約 7 cal.

御沢溶岩と男体弁天河原テフラ 4 の14C 年代はこれまka BP；8-5 参照）の半ばで起きたと推定され，その噴火で報告されていない．男体弁天河原テフラ 4 の下位の荒

年代は約 7.5 cal. ka BP（層位年代）と推定される．

沢・竜頭軽石流堆積物の暦年代は約 17 cal. ka BP（中村・8-5他，2011）であり，上位の弁天河原火砕流堆積物の暦年

これらの噴出物に関する14C 年代としては，男体湯殿

代は約 12 cal. ka BP である（8-2 参照）．これらの暦年代

山テフラに埋積された炭化木から報告された 6,110±110と男体弁天河原テフラ 4 の上下の風化火山灰土の厚さ

yr BP（試料 NikN-S2：暦年代 6,736〜7,254 cal. yr BP）と男体湯殿山テフラと男体弁天河原テフラ 1(Fig. 4) から，御沢溶岩と男体弁天河原テフラ 4 を形成

6,090±110 yr BP（試料 NikN-S3：暦年代 6,679〜7,250 cal.

した噴火は 14 cal. ka BP（層位年代）頃に起きたと推定さ

yr BP）がある (Ishizaki et al., 2010)．また，本研究では，
男体湯殿山テフラの下位の黒色土壌（試料 Nc13-3）かられる．
男体スコリア丘堆積物と弁天河原火砕流堆積物

6,050±40 yr BP が得られている (Table 2)．Nc13-3 の暦

これらの噴出物に関する14C 年代としては，弁天河原

年代は，6,786〜7,003 cal. yr BP (probability 100 %) であり，

火砕流堆積物中の炭化木片から得られた 3 つの年代値が

男体湯殿山テフラに埋積された炭化木の暦年代と一致すある．それらのうち，本研究で得られた Nf13-1 の年代

る．この黒色土壌は主に炭質物から構成され，男体湯殿

8-2

値が 10,350±40 yr BP（暦年代 12,049〜12,233 cal. yr BP

山テフラの噴火によって埋積された植物起源の堆積物で(probability 60. 8 %) ，12, 244〜12, 386 cal. yr BP（同 30. 2あると考えられる．以上から，男体湯殿山テフラ及び男%）），三宅・他 (2009) による年代値が NikN-01 で 10,343

体弁天河原テフラ 1 の噴火年代は約 7 cal. ka BP と結論±32 yr BP（暦年代 12,000〜12,400 cal. yr BP），NikN-02 でされる．

9,756±161 yr BP（暦年代 10,600〜11,800 cal. yr BP）であ

8-6

る．三宅・他 (2009) による年代値は，NikN-01 が NikN-

男体火山の山頂火口内には新旧 2 層の湖沼堆積物が分

02 よりも古い年代を示し，誤差を考慮しても両者の年代布しており，第 2 期活動後のある時期に火口湖が存在し値が一致しない．このような年代値の不一致の一因を，たことは明らかである．

火口湖の存在時期

三宅・他 (2009) は火砕流が下位層中に含まれる植物遺男体湖沼堆積物 1 に関する年代としては，Ishizaki et al.

骸を取り込んだためと考えた．しかしながら，三宅・他(2010) が最下部の粘土層中の木片（試料 NikN-S1）から(2009) による NikN-01 と NikN-02 の年代値の隔たりは報告した 7,350±110 yr BP（暦年代 7,970〜8,340 cal. ka

わずか（暦年代で約 200 年）である．ここでは年代値がBP），この湖沼堆積物の直上を被覆する黒色土壌（試料

極めてよく一致した本研究による Nf13-1 の年代値と三Nc13-3）か ら 本 研 究 で 得 ら れ た 約 7 cal. ka BP が あ る

宅・他 (2009) の NikN-01 の年代値を弁天河原火砕流堆(Table 2)．また，本堆積物の下位には，水中に堆積した積物の堆積年代と考え，この火砕流を形成した噴火が約

御真仏薙火山角礫岩上部層が存在しており，その中の樹

12 cal. ka BP に起きたと結論する．

幹状炭化木（試料 Nc13-4 と Nc13-5）から約 8 cal. ka BP男体火山の最近 17,000 年間の噴火史

203の暦年代が本研究で得られている．したがって，男体湖

内部に見られる割れ目は，マグマが急速な冷却と収縮に沼堆積物 1 の堆積年代は 8〜7 cal. ka BP の間であり，こ伴って破砕されたことをうかがわせ，このような割れ目の期間に山頂火口内に火口湖が存在したことは間違いながマグマと水の接触による急冷で形成されることが実験

い．また，御真仏薙火山角礫岩上部層の下位にも水中火で確かめられている (Büttner et al., 1999)．また，火山灰

山岩の御真仏薙火山角礫岩下部層が存在しており，火口

凝集塊は水蒸気マグマ噴火の堆積物中に普通に産する湖の存在期間は 8 cal. ka BP 以前に遡れる．北東麓には(Wohletz and Sheridan, 1983；Fisher and Schmincke, 1984)．

御真仏薙火山角礫岩下部層に対比されるテフラ層が存在

これらのことから，御沢溶岩の活動は，マグマの地下浅

しないが，このことは，御真仏薙火山角礫岩下部層形成所への供給によって発生した水蒸気マグマ噴火を伴った時には十分な規模の火口湖ができており，湖底でのマグことが明らかであり，この水蒸気マグマ噴火で形成されマと水の接触においてガスの急激な膨張が妨げられ，テたテフラが男体弁天河原テフラ 4 であると考えられる．

フラを生産するような爆発的噴火が起きにくくなってい14 cal. ka BP 頃には火口内に火口湖が存在しなかったた

たことを示唆する．一方，火口湖の形成に重要な役割をめ，この水蒸気マグマ噴火では，マグマと地下浅所の帯果たしたのが約 14 cal. ka BP（層位年代）の御沢溶岩の噴水層または火口内の河川水の接触が重要な役割を果たし出である．御沢溶岩の流出前には，山体崩壊によって北た可能性が高い．

に口を開いた馬蹄形凹地が山頂域に形成されており，火約 12 cal. ka BP には，山頂火口内の小火口 C1 からの噴口内の水は全て北麓へと排水されていたと考えられる．

火により，山頂火口壁斜面上に男体スコリア丘堆積物がそのため，山頂域に湖が形成されるためには，馬蹄形凹堆積した (Fig. 3A)．このスコリア丘の基底の傾斜は，ス

地の頂部域に御沢溶岩が噴出し，現在の山頂火口北壁がコリアや火山弾の安息角（31〜33°：例えば，Yamamoto et

再生される必要がある．したがって，山頂火口内での貯al., 2005）以下の 15〜25°である (Fig. 3B)．そのため，噴水が開始されたのは，御沢溶岩が噴出した約 14 cal. ka

出した火砕物が斜面上を転がり落ちずにスコリア丘を形

BP 以降，御真仏薙火山角礫岩上部層が堆積した 8 cal. ka

成するに至ったと考えられる．一方，この時の噴火で北BP 以前と考えられる．

東麓に堆積した弁天河原火砕流堆積物には，カリフラ

男体湖沼堆積物 2 の年代として，本堆積物最下部層中

ワー状火山弾や溶結火砕岩などのスコリア丘構成物が火の木片（試料 Nc13-2）から 5,476〜5,542 cal. yr BP (prob-

砕物として産しており (Fig. 6D-E)，この火砕流が，高温

ability 40.2 %)，5,576〜5,622 cal. yr BP（同 1.8 %），5,626〜5,のスコリア丘本体に火砕物の起源をもつスコリア丘崩壊

644 cal. yr BP（同 58.0 %），本堆積物下部に挟在する腐植型火砕流（例えば，田島・他，2013）であると判断され（試料 Nc13-1）から 5,314〜5,470 cal. yr BP (probability 98.1

る．スコリア丘崩壊の主要因としては，① 火口壁斜面上%)，5,359〜5,569 cal. yr BP（同 1.9 %）の暦年代が本研究に噴火により新たな火砕物が供給され，急速に斜面が不で得られている (Table 2)．したがって，5.5 cal. ka BP 頃

安定化し崩壊した可能性，② 火砕物の溶結による火道のには新たな火口湖で男体湖沼堆積物 2 が堆積し始めてい閉塞とそれに伴う火道内の内圧増加により爆発が起こたと結論される．男体湖沼堆積物 2 は，約 7 cal. ka BP にり，その結果スコリア丘が破壊され火砕流を発生させた形成された男体湯殿山テフラに対してアバットして堆積可能性が考えられるが，現時点ではどちらの要因が重要しており，男体湯殿山テフラによる地形的高まりが障壁であったかは判断できない．スコリア丘の位置や弁天河となり火口湖が再生された可能性が高い．

原火砕流堆積物の分布から，この火砕流は，最初は火口底の傾斜に沿って北流し，その後，御沢溶岩の高まりに

9．男体火山の第 3 期活動の噴火史

遮られて北東方へと流れを変え，地形的低所を通って北本研究で明らかになった山頂火口内〜近傍の地質，北東麓まで流下して定置したと推測される (Fig. 5B)．弁天

14

東麓のテフラ層序及び C 年代から，男体火山の第 3 期

河原火砕流堆積物はキュリー点以上の高温で北東麓に定活動の噴火史は以下のようにまとめられる (Fig. 12)．

置しており（三宅・他，2009），この時期の火口湖は火砕

約 14 cal. ka BP（層位年代）には，山頂北域の馬蹄形凹地頂部付近から御沢溶岩が噴出し，その地形的高まりに流を土石流化させるほどの規模には発達していなかったようである．

より，山体崩壊により消失した山頂火口の北壁が再生さその後，火口湖は十分な規模に発達し，男体湯殿山テれた．この噴火では，北東麓に男体弁天河原テフラ 4 がフラ（約 7 cal. ka BP）が噴出する前まで火口内に存続し堆積した．男体弁天河原テフラ 4 には，内部に真珠岩状た．この火口湖底に噴出したマグマが水中溶岩からなるの割れ目，表面に冷却割れ目をもつ本質物 (Figs. 6C, 7A)

御真仏薙火山角礫岩下部層を形成したが，その噴出年代や火山灰凝集塊 (Fig. 7B) が見られる．本質物の表面やは分かっていない．

204

石崎泰男・森田考美・岡村裕子・小池一馬・宮本亜里沙・及川輝樹

Fig. 12. Summary of the stratigraphy and correlations between proximal (intra-crater) eruptives and the distal(northeastern foot) eruptives of Nantai volcano during the last 17,000 yrs. Black boxes show the range of thecalendar ages of eruptives. Eruption ages of Nt-Bt2 and Nt-Bt4 are deduced from their stratigraphic positions(Fig. 4). The ranges of ages for lacustrine deposits are also shown. Ages of LGVB and the collapse event are
unknown.
約 8 cal. ka BP には，山頂火口内の小火口 C2 で水蒸気

(Fig. 5C)．

マグマ噴火が発生し，男体タフリング堆積物が形成され

約 7.5 cal. ka BP（層位年代）には山頂域で水蒸気噴火

た (Fig. 3A)．水蒸気マグマ噴火の原因としては，この噴が起こり，山頂域には七合目凝灰角礫岩を，北東麓には

火時には十分な規模に成長していた火口湖の湖水とマグ

男体弁天河原テフラ 2 を堆積させた．これらの噴出物にマとの接触が考えられる．この噴火により，山麓にはまは湖沼堆積物に由来する異質物が含まれていないため，ず火山灰凝集塊を含んだ男体弁天河原テフラ 3 の下部層

この噴火の火口は，湖沼堆積物が分布しない火口壁斜面が堆積した．このタフリングは，火口壁斜面上に堆積し上部に位置したと考えられる．山頂域に分布する七合目

た未固結の火砕堆積物からなるため，形成直後に崩壊し凝灰角礫岩の基底には変質帯が広がっており，白色粘土て高温の重力流を発生させた．この重力流は周囲の樹林と変質岩を主要構成物とする七合目凝灰角礫岩と男体弁を巻き込みながら火口底斜面を北流し，火口湖内に流天河原テフラ 2 も，この変質帯内に位置した火口から噴入・再堆積し，炭化木を多量に含んだ御真仏薙火山角礫出した可能性が高い．この噴火にマグマが直接関与した岩上部層を堆積させたと考えられる．重力流の一部は，か否かについては現時点では不明であるが，噴出物中に火口湖流入後に湖水及び湖沼堆積物と混合し，ラハール

明らかな本質物が認められないことから可能性は低いととなって地形的低所を通って北東麓まで流下して男体弁考えられる．これらの噴出物の成因がマグマ活動とは無天河原テフラ 3 の上部層を堆積させたと推測される関係であったとすると，水蒸気噴火の要因としては噴男体火山の最近 17,000 年間の噴火史
気・熱水系の環境変化が考えられ，火口が変質帯の斜面上に想定されることから，地すべりによる噴気通路の閉塞とそれに伴う蒸気圧の増大（例えば，露木・他，1980）
が噴火要因として考えられる．
約 7 cal. ka BP には水蒸気マグマ噴火が山頂火口内で起こり，山頂火口北域に男体湯殿山テフラを厚く堆積させ，北東麓には男体弁天河原テフラ 1 を堆積させた．男
体湯殿山テフラの直下には有機物に富む黒色土壌が発達し，また，樹木が立木の状態でテフラに埋積し炭化していることから，この噴火の直前には火口湖は消失し，山頂火口内に森林が発達していたのだろう．また，男体湯殿山テフラ及び男体弁天河原テフラ 1 中に火山灰サイズの砂〜泥質堆積物の破片が含まれることから，この噴火の火口は男体湖沼堆積物 1 の分布域に存在したと推定さ
れ，水分を含んだ湖沼堆積物の存在が水蒸気マグマ噴火の発生に重要な役割を果たしたと推測される．この噴火の後に，山頂火口内に火口湖が再生され，湖底に男体湖
沼堆積物 2 を堆積させた．火口湖が再生された正確な時期は不明であるが，今回の年代測定結果より 5.5 cal. ka
BP 頃には新たな火口湖において男体湖沼堆積物 2 が堆積していたことが明らかである．おそらく，厚く堆積した男体湯殿山テフラが山頂火口内の河川を堰き止めることにより，火口湖が再生したのだろう．
男体湯殿山テフラ及び男体弁天河原テフラ 1 よりも新しい男体火山起源の噴出物が確認できないことから，男体火山は約 7 cal. ka BP の水蒸気マグマ噴火以降は活動を停止している可能性が高い．
謝辞

三宅康幸氏（信州大学），中村洋一氏（宇都宮大学）及び大井信三氏（国土地理院）には折にふれ男体火山の噴出物や火山地形について議論して頂き，有益な助言を頂いた．2013 年日本火山学会秋季大会の現地討論会「男体火山・那須火山」に参加された方々との議論により，本論の論旨が明瞭になった．また，長谷川健氏（茨城大学），
匿名査読者，編集担当の前野深氏（東京大学）に頂いたコメントにより本論を改善することができた．環境省
への土石採取申請にあたっては，北関東地区自然保護事
務所に御世話になった．本研究には学術振興会科学研究費補助金基盤研究 (C) 課題番号 23510220（代表：石崎泰男）及び平成 21 年度深田研究助成（代表：石崎泰男）を使用した．以上の方々及び関係機関に記して感謝申し上
げます．
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（編集担当

前野

深）