火山 第 57 巻 ( 2012)
第 1 号 37-43 頁

寄 書

北海道・東北地域の火山岩類の予察的
熱ルミネッセンス年代
─半定量年代測定としての利用例─
高島

勲＊・久 間 木

恵＊＊,＊＊＊（2011 年 5 月 11 日受付，2011 年 12 月 26 日受理）

Preliminary Thermoluminescence Age Data of Volcanic Rocksin Hokkaido and Tohoku Areas, Japan─ Example Use as a Semi-Quantitative Age Data ─
Isao TAKASHIMA＊ and Megumi KUMAKI＊＊,＊＊＊
Semi-quantitative thermoluminescence (TL) age data are reported for 13 volcanic areas in Hokkaido and Tohoku.
Most of TL age data have an error of 21-37% from sample characters and other factors. Even such semi-quantitative
ages are useful for preliminary stratigraphical and geological interpretation. Ages of 58 samples for 13 areas range from
0. 009 to 1. 7 Ma. We give a new age data for Kanpu area. The age data of Tokachi, Shiribetudake, Hachimantai,
Nanashigure and Adachi areas show large difference with previously reported ages. The TL ages of other seven areas
coincide with previously reported ones except for data older than 0.7 Ma.
Key words : thermoluminescence (TL) dating, volcanic rocks, pyroclastic flows, Quaternary, quartz
どろ ゆ

かぶとやま

1．ま え が き

Takashima and Watanabe，1994），秋田県泥湯地域の 兜山

年代測定は，地質研究の基本である年代が数字で表さ

溶結凝灰岩の 2 層準への分離（高島・他，1999）などは，れることから，かっては絶対年代と表記され，結果が一年代の誤差はやや大きいものの，TL 年代の重要な貢献

人歩きするといった弊害を生んだ．現在では，そのようと考えられる．

な扱いではなく，異なった手法によるクロスチェックやTL 測定は，試料がこれまでに受けた放射線量を求め

テフラ等による検証を経て年代値が確定されることが多る蓄積線量測定と地層中で 1 年間に受けた年間線量を算い．そのような基準となる年代測定の追及とは別に，地定する 2 つの手順からなる．前者については，最近の光質調査の補助として簡易な年代を求める手法も利用価値

ルミネッセンス (OSL) 法の普及に伴う装置の開発や新があると考えられる．

しい手法の提案により，著しい発展がみられる（塚本・熱ルミネッセンス (TL) 年代測定は手順が簡便で装置

岩田，2005）．しかし，TL 及び OSL とも，後者の年間線も低価格であり，石英を含む火砕流や火山灰，溶岩など

量が最終の年代測定結果に大きな影響を与えることを見について多くの測定結果が出されている（島雄・他，1999 ;逃してはならない．

うんぜんまゆやま

高島・他，2006 ; 鴈澤・他，2007）．長崎県雲仙眉山での年間線量は，地層の放射性元素含有量，水分量と宇宙数万年から数千年への年代の桁数変更（高島・渡辺，1992 ;

線量から算定されるもので，試料が地質時代を通じて同＊〒010-8502 秋田県秋田市手形字大沢 28-2
秋田大学工学資源学部附属鉱業博物館
Mining Museum, Faculty of Engineering and Resource
Science, Akita University, 28-2 Tegataazaosawa, Akita
010-8502, Japan＊＊〒 960-0102 福島県福島市鎌田字橋本 76
76 Kamataazahashimoto, Fukushima 960-0102, Japan＊＊＊

元秋田大学工学資源学部地球資源学科
the former affiliation: Department of Earth Science andTechnology, Faculty of Engineering and Resource Science,
Akita University
Corresponding author: Isao Takashima
e-mail: takasima@gipc.akita-u.ac.jp

38

高島

勲・久間木

恵

一条件（水分量変化や放射性元素の溶脱がない），あるい

火山灰等の未固結試料は，上記条件を満たしていないのは変化の評価が可能なこと（地形から埋没深度が推定でで，定量的年代値としては採用できないが，半定量的なきること）が前提となる．筆者らは，そのような試料の

地質調査補助データとしては利用可能である．また，半条件を満足するものは固結した岩石のみであり，それら

定量でも基本的に桁違いになるような誤差が生じることについて埋没深度を求め，風化，変質，続成作用を受けはほとんどない．雲仙眉山では，フィッション・トラッていないことを確認し，石英粒径の精密測定を実施した

ク (FT) 法により想定外と思われた TL 年代が追認され場合のみ信頼できる TL 年代が得られると主張してきた（檀原・他，1993），桁違いの誤差がないことが実証され（島雄・他，1999 ; Takashima et al.，2002 ; 高島・他，2006）．

ている．
なお，TL 法の本質的な問題として古い年代の限界があるが，明確な基準がなく，測定例も少ない．既存デー
あい づ た じま

おおたきやまタでは，福島県の会津田島地域の大滝山溶結凝灰岩が約100 万年の年代範囲で約 20% の若返りが推定され（高島・本多，1989），秋田県泥湯地域の兜山溶結凝灰岩（約おくみややま100 万年）と奥宮山火山岩（約 200 万年）では若返りなし（高島・他，1999）となっている．今回の測定データについても，留意する必要があろう．
本報告では，これまで測定した TL 年代のうち，(1) 固結試料であること，(2) 薄片観察や X 線回折により風化，変質等を評価していること，(3) 石英粒径の精密測定を行うこと，という 3 条件の全てを完全には満たしていな
いが，誤差のやや大きい半定量年代としての利用が可能
な北海道・東北地方の 13 地域 (Fig. 1) のデータを示し，簡単な解釈を加えた．なお，誤差は固結試料と未固結試料に分け，統一的な基準で算定した．また，これまでの多数の TL 測定例から，今回の測定対象である北海道・東北の試料は，放射性元素の溶脱の可能性は少ないと推察される（高島，1995 ; 高島・他，2006）．
2．試料採取及び実験手順
試料採取，処理，測定法は，基本的にこれまで報告した手法と同様である (Takashima and Watanabe, 1994)．以
下に試料採取，試料処理，TL 測定から年代補正までの手
順を簡単に記述する．
現地での試料採取は表面の風化部分を除き，火山灰等
は大きな異質岩片がない均質な部分を選択した．軽石流中の岩片を測定対象とする場合は，年間線量補正のため，岩片周辺の軽石も併せて採取した．試料は日光を避けて持ち帰り，暗い室内で粉砕，石英分離を行った．石英粒
径は，60-200 メッシュ (0.25-0.075 mm) である．
これら分離石英は照射なし (N) ，320℃ 5 時間加熱後
γ線照射 (H +) ，加熱なしでγ線照射 (N +) の 3 種類に分け，自作の発光測定装置で発光曲線を得た．γ線照射
Fig. 1. Location of 13 study areas for TL dating. Black
areas represent volcanic bodies and gray areas represent large scale pyroclastic flow deposits (fromOno et al.,1981)

は，日本アイソトープ協会甲賀研究所（現（株）
コーガア
イソトープ）等で行った．リセットのための加熱温度(320℃) は比較的低温であり，N +照射試料の分析を追加することにより，加熱による石英の感度変化を確認した

北海道・東北地域の火山岩類の予察的熱ルミネッセンス年代─半定量年代測定としての利用例─
ところ，鴈澤・他 (2007) が指摘しているような感度変化に由来する大きな誤差は生じていない．これら N 及び

39

記し，試料の正確な採取位置は緯度経度で示した．
とかち(1) 十勝 地 域 : 測 定 試 料 は 池 田・向 山 (1983) に よ るびえい

γ線照射試料 (H +，N +) を各 3 回測定し，発光曲線の美瑛及び十勝火砕流堆積物で，非溶結だが固結度の高い

350℃以上のピーク強度を基に生長曲線を描き，試料がものである．TL 年代は前者が 0.53-0.62 Ma，後者が 0.

地質時代に獲得した放射線量（パレオドース）を決定し36-0.44 Ma であり，これまでの報告よりかなり新しい．

た．な お，測 定 は 窒 素 雰 囲 気 で 行 い，受 光 波 長 は池田・向山 (1983) が柴田・他 (1979) の K-Ar 年代や古地

550-630 nm，昇温速度は 120℃ /min，試料量は分離石英

磁 気 と 対 応 さ せ た 年 代 は，美 瑛 火 砕 流 が Olduvai

紛末 15 mg である．

Subchron (1.77-1.95 Ma) となっている．また，十勝火砕

測定対象の石英試料が 1 年間に受けた放射線量（年間流は，1.3 Ma という K-Ar 年代（松井・松澤，1985）や 1.

線量）は，全岩 290 g についてγ線スペクトロメーター

18 Ma の FT 年代が報告されている（北海道，2004）が，で U，Th，K2O 含有量を測定し，Bell (1979) の換算式に

今 回 の 結 果 は こ れ ら と は 明 確 に 異 な る．池 田・向 山

基づいて算出した．その場合の水分量は 10%，β線寄与(1983) は十勝火砕流の広大な分布を想定しているが，一評価のための石英粒径は肉眼観察値，宇宙線の寄与は 0.

部では細分と見直しも進められており（中川・高島，1999 ;1mGy/a であり，誤差は以下の式に従って統一的に計算

石井・他，2008），時代決定を含めた再調査が望まれる．
しり べつ だけ(2) 尻 別 岳 地域 : 測定試料は，齊藤・他 (1956) による

した．
2
2
2
2
2 1/2
＋
（発光）
＋
（石英）
＋
（宇宙線）
＋
（水分）
）
σ＝
（
（分析）

尻別岳溶岩である．試料は尻別岳南西部山麓から 2 個とぐんじんやま

西方約 3 km の軍人山山頂から 1 個の計 3 個を採取した．
とうや

各 項 目 に つ い て，ほ ぼ 最 大 値 と な る 分 析 (U, Th, K)

これらの溶岩は，洞爺火砕流より下位とされ（齊藤・他，

10%，発光測定 10%，石英（粒径見積り）15%，水分（変1956），0.7 ± 0.5 Ma という K-Ar 年代が報告されている

動）15% の誤差を見込んだ．宇宙線については，仮定し（新エネルギー総合開発機構，1986）．しかし，今回の測た 0.1 mGy/a に対しての変動幅 (±0.1 mGy/a) が試料か定で 33-37 ka と洞爺火砕流よりかなり若い値が得られらの吸収線量に与える割合を計算して求めた．水分変動

た．独立岩体と周辺の地層との上下関係は時代決定に重のイタリックは，元素溶脱による定量評価不可能な誤差要な要素であるが，野外調査では確認困難な場合もある．

を含む場合があることを表している．

今回の測定結果から，尻別岳が洞爺火砕流の堆積以後に上記の手順に従った誤差を Table 1 の結果に付してあなな しぐれ やま

山体を形成した可能性が考えられる．
しこつるが，固結試料は 21-26% となる．例外は，七時雨山地(3) 支笏地域 : 採取試料は八幡・和田 (1986) 及び山崎域の溶岩で，32.4% の誤差となった (HT03081703)．これ(1993) による支笏火砕流堆積物で，町田・新井 (1992) のは，岩石中の放射性元素含有量が少なく，宇宙線の変動

Spfl に相当する．試料は非溶結ではあるが，固結度の高見積りが全体の年間線量に大きく影響したことによる．

いものを選択した．これにより，水分変動や元素溶脱の未固結試料の誤差は大部分が 26-34% となり，最大値は可能性は低く，相対的に精度の高い結果が期待できる．

むつ 燧 岳 地域の 36.5% である (HD04111306)．この大得られた年代は 41-48 ka であり，同一層準の支笏降下軽

きな誤差の理由は水分変動に加えて，七時雨山地域の溶

石 1 (Spfa-1) の加速器質量分析 (AMS) 法による14C 年代岩と同様に放射性元素含有量が少ないことによる．

値の 42,000 ± 1,800yr.BP（柳田，1994）とほぼ一致する．

ひうち だけ

のぼりべつ

くった

ら

これらの誤差のほかに，風化，続成，変質による若返(4) 登別 地域 : 試料は倶多楽火山噴出物のカルデラ期りも評価しなければならないが，今回のデータでは，肉後期の登別軽石質堆積物の軽石流堆積物Ⅱ（山崎，1993）

眼観察と薄片観察・X 線回折（一部試料）により影響はであり，強溶結している．測定結果は 47-54 ka となっ

少ないと判定した．

た．山崎 (1991) は登別軽石質堆積物を含むカルデラ期の活動は 5.5 万年より古く，7 万年より新しい時代に開3．測定結果と解釈始したとしているが，今回の結果はそれとほぼ調和してTable 1 は本報告で対象とした北海道・東北地方の 13いる．なお，加藤・他 (1995) の AMS 法による14C 年代

地域の火山岩類の TL 年代で，個々の誤差は前述の方法

値は，今回の測定試料採取層下位の蘭法華軽石質堆積物で計算されたものである．また，イタリックで表記され（山崎，1993）に対応するものが 45,500 ± 2,000yr.BP でた年代は未固結試料についてのもので，可能性は低いがあり，やや若くなっている．今後，再測定や新規データ

測定誤差には反映されない元素溶脱による精度低下の危の蓄積が必要であろう．

らん ぽうげ

にごりかわ

いしくら

険性を内蔵している．以下に各地域のデータの概要を記(5) 濁川 地域 : 試料は五十嵐・他 (1978) の石倉層中のす．層序記載が多くあるものは地層名を決めた資料を明

火砕流（非溶結）と湖成堆積物中のデイサイト礫で，共40

高島Table 1.

勲・久間木恵

Results of TL dating of 13 areas.

に濁川カルデラ起源である．結果は 11-16 ka で，誤差を(6) むつ燧岳地域 : 試料は梅田 (1992) の地質記載に基考慮すれば，これまで報告されている14 C データの 11,

づいて採取した．測定は火砕流（非溶結）と溶岩につい

340-11,670yr.BP（五十嵐・他，1978），12,020-12,270yr.BPて行った．結果は佐藤ヶ 平 火砕流堆積物が 0.68 ± 0.25

（柳井・他，1992）とほぼ同じ年代を示した．

Ma，日和崎溶岩が 0.88 ± 0.21 Ma，大畑火砕流堆積物がさとう

ひ よりざきだいら

おおはた北海道・東北地域の火山岩類の予察的熱ルミネッセンス年代─半定量年代測定としての利用例─
おおさがわ

41

さるあな

1.7 ± 0.6 Ma となった．この結果と対比される既存年代の大砂川溶岩 1 個とステージⅢ a の猿穴溶岩 2 個を測定

は，梅田・檀原 (2008) により報告されており，佐藤ヶ平

した．結果は，最新期のステージⅢ a1 の猿穴溶岩が 34

火砕流堆積物が 0.81 ± 0.14 Ma（FT 法），日和崎溶岩がka と 44 ka，ステージⅡ a9 の大砂川溶岩が 94 ka となっ1.15 ± 0.05 Ma（K-Ar 法），大畑火砕流堆積物が 2.6 ± 0.

た．今回の TL 年代と直接比較するデータはないが，伴・2 Ma 及び 3.0 ± 0.3 Ma（FT 法）となっている．前 2 者に他 (2001) は猿穴溶岩と同じステージⅢ a の七高山 溶岩

ついては誤差を考えれば一致しているが，TL 年代デーの年代として 0.02 Ma（2 試料），大砂川溶岩と同じステータの若返りの可能性も考えられる．大畑火砕流堆積物にジⅡ a の年代として 0.12-0.16 Ma（4 試料）の K-Ar 年代

ついては TL 法の限界を超えている可能性もあるが，そを報告している．厳密な比較には各ステージのより明確の判定法はなく，今後のデータの蓄積が望まれる．

な新旧の対比や年代データの蓄積が必要と考えられる

しちこうさん(7) 七時雨山地域 : 試料は，最も新しいと予想される七が，TL 年代と K-Ar 年代に大きな矛盾はないと判断され時雨山山頂とその北西部及び伴・他 (1992) に記載された

る．なお，林・他 (2000) は縄文遺跡との関係や溶岩地形

車 走 峠 溶岩と考えられるものを採取した（照井 (1999)の保存状況から，猿穴溶岩を 3000 年前とする考えを提の地質図との対応では，全ての試料が最新期の七時雨山示しているが，直接的な年代測定データはない．TL 測

くるまばしりとうげ

中央火口丘溶岩となる）．最も新しい山頂溶岩は 0.20 Ma

定は 3 ka 程度の年代範囲は十分な精度で測定可能なの及び 0.25 Ma，車走峠溶岩は 0.55 Ma となった．山頂付近

で，問題となる地点の試料での確認も今後の検討課題での最新期と考えられる溶岩の年代は，土井 (2000) が本

あろう．

あじろ

ひじおり

火山起源とした安代火砕流堆積物のテフラ層序による推(11) 肘折地域 : 川口・村上 (1994) が記載したカルデラ

定年代である 220-250 ka（誤差大との記述あり）と調和形成に係わる火砕流とドーム溶岩のうち，ステージ 1 をしている．これらを総合すると，七時雨火山の活動は除くステ ージ 2 から 4 の 9 試料を測定した．結果は20-25 万年前頃まで続いた可能性が指摘される．一方，9-12 ka と，最近報告された 11,180-12,320 cal yr BP とい車走峠溶岩については 0.55 Ma と，伴・他 (1992) の 0.96

う14 C の集中年代 (Miyagi,2004) とほぼ一致した．溶岩Ma（K-Ar 法）よりかなり若い年代となっている．すでと強溶結した火砕流は 10-12 ka に集中するが，未固結軽に述べた TL 年代の若返りの可能性もあるが，基礎とな石試料のみ 9 ka とやや若い値となった．
あだち

めで しま

る層序や測定試料の同定に不確実性があるため，これ以(12) 安達地域 : 安達火山の火口東の安達愛島軽石（蟹上の議論は行わない．今後は地質データと明確に対応さ

沢・他，1986）の未固結な軽石流と変質した花崗閃緑岩・せた試料についての測定例の追加が必要であろう．

凝灰岩の巨礫を測定した（どのような時代・岩種でも，はちまん たい(8) 八幡平地域 : 試料は須藤 (1992) の地質データに基

噴出時の熱でリセットされ，噴出年代が求められる）．

づいて溶岩を採取した．測定結果は，新期の茶臼岳溶岩

結果は 0.14-0.18 Ma で，64 ka（TL 法），54-83 ka（電子スが 0.23-0.24 Ma，大長根 溶岩が 0.23-0.28 Ma となった．

ピン共鳴法），0.08 Ma（FT 法）という既存年代値（東北

大場・梅田 (1999) では，前者に相当する溶岩から 0.42±

大学埋蔵文化財調査委員会，1986）より古く，阿蘇 4 のちゃうすだけおおながね

0.06 Ma，後者に相当する溶岩から 0.89±0.39 Ma という
K-Ar 年代が報告されている．両者の違いの原因解明の下位という層序 (八木・早田，1989) とは調和するが，しもすえよし下末吉面上に堆積している（蟹沢，1985）という事実かため，同じ試料を対象としたクロスチェックが望まれる．

ら制約される年代とは一致しない．なお，同じ手法の上(9) 寒風山 地域 : 試料は丸山・他 (1988) による第 1 期

記 TL 既知年代と今回の測定結果が大きく異なる原因と及び第 3 期溶岩の直下にある焼かれた箱井層（白石・他,

して考えられるのは，年間線量見積り法の違いである．

1988）の砂岩で，赤色レンガ状の外観を呈する．溶岩は

既存 TL 年代の年間線量は，素子埋め込法を採用してい玄武岩質であり，石英を含まないが噴火時の熱で焼かれる．この方法での素子の埋め込み場所が TL 発光測定にた地層中の石英を測定対象とした．本火山についての初使用した火山灰ではなく，放射性元素含有量の高い岩片めての年代測定結果は最下部の第 1 期溶岩が 30 ka，第 3近傍に置かれた可能性がある．火山灰と岩片の放射性元期溶岩が 20 ka 及び 24 ka となった．箱井層の比較的下

素含有量には著しい違いがあり，岩片の示す大きな年間

かんぷうざんはこ い

14

部に広域テフラの AT があり（白石・他，1988）， C 年代

線量で火山灰の石英測定から得られた蓄積線量を割れは 28.1-28.3 cal kyr BP（池原・他，2006）とされている．

ば，TL 年代は若くなる．異質岩片を含む不均質な地層

第 1 期の溶岩の TL 年代は AT よりやや古いがほぼ同時

では露頭観察や複数試料の採取など，適切な処理が求め代であり，妥当な値と考えられる．

られる．今回の測定結果の精度向上も含め，より厳密なちょうかい さん(10) 鳥海 山 地域 : 中野・土谷 (1992) により非常に詳
細な層序区分がなされているが，その区分のステージⅡ a

年間線量評価が必要と思われる．
しらかわ(13) 白河地域 : 白河火砕流は，吉田・高橋 (1991) によ

42

高島

勲・久間木

恵

り 6 つのユニットに分けられている．このうち，下部かであり，有効性も高いと考えられる．対象が石英というら上部へ，芦野火砕流，西郷火砕流，天栄火砕流の 3 ユ

制約はあるが，当該地域の地質に詳しい専門家と協力しニットとそれを覆う鎌房山火砕流の強溶結した試料につて多数の測定を行い，その中で定量測定の条件を満たす

いて測定した．得られた結果は，芦野火砕流が 0.86-0.95

ものについては精度の高い年代を求めるという手順がこMa，西郷火砕流が 0.86-1.09 Ma，天栄火砕流が 0.77 Ma，れからの TL 年代測定に最適な利用法と思われる．

あしの

にしごう

てんえい

かまふさやま鎌房山火砕流が 0.55 Ma となった．当該火砕流堆積物の
最近の FT 年代は山元・他 (2006) 及び山元 (2006) によ謝り報告されており，芦野火砕流が 0.96-1.4 Ma，西郷火砕

本報告は，25 年以上前からの共同研究，秋田大学での辞流が 1.02 Ma，天栄火砕流が 0.92-0.96 Ma，鎌房山火砕流

卒業研究等の結果をまとめたものである．共同研究でが 0.41 Ma となっている．今回得られた TL 年代と既存は，元東海大学第四高校の山崎哲良博士，元明治コンサの FT 年代は共に誤差が大きく (±20-30%) ，各火砕流

ルタントの野地正保博士，北海道教育大学釧路校の池田の噴出時期は広い幅で重なるが，鎌房山火砕流及び西郷保夫教授など多くの方々にお世話になった．卒論等では火砕流の 1 試料を除いた年代中心値は TL 年代が若く

多くの卒業生や修了生と共に調査や実験を行った．まなっている．比較対象とした FT 年代は誤差が大きい

た，多くの大学，研究機関の方々に討論頂いた．さらに，が，古地磁気的な解析での鎌房山火砕流以外の各火砕流

匿名の査読者の方からは，非常に有益なご指摘を頂いた．

堆積物は 0.99 Ma より古い（山元，2006）という結論の信

これらの方々に厚くお礼申し上げます．

頼性は高いと考えられる．しかし，確定年代を示す明確

引用文献

な証拠はなく，1.0-1.2 Ma 程度の FT 年代値が多い．結論として，TL 年代値は若返りの影響があり，その値として 20% 程度が想定される．
4．ま

と

め

完璧な補正が困難な未固結試料や不完全な補正しか行
われていないため，誤差が 22-37% となる北海道・東北
地方の 13 地域の TL 年代測定結果を報告した．半定量
年代と位置付けたデータであり，今後のクロスチェックが必要であるが，以下のような成果が得られた．
(1) 寒風山地域では，初めての公表年代が得られた．
この年代は層序から予想された時代とほぼ調和するものであった．なお，測定は溶岩そのものではなく，焼かれた堆積岩について行われたものである．
(2) 十勝，尻別岳，八幡平，七時雨，安達の各地域ではこれまで報告された年代値や層序とかなり異なる年代が得られた．これらの地域では，状況により地質データの再吟味を行うと共に，同じ試料についての異なった手法
による年代のクロスチェックが望まれる．
(3) むつ燧岳，白河地域の約 70 万年を超える古い試料
では，20% 程度の年代の若返りの可能性が指摘された.
このような古い試料の TL 年代については，若返りの可能性も想定した解釈が必要である．
(4) 上記以外の 5 地域や白河地域の鎌房山火砕流では，既存の年代や層序とほぼ一致する年代が得られた．
これまであまり信用されていなかった TL 年代測定
も，多くの思考錯誤を経て手法も確立されつつある．本
報告のような半定量年代は，調査の補助としての化学分
析，薄片観察等とあまり違わない費用・労力で実施可能

伴雅雄・大場与志男・石川賢一・高岡宣雄 (1992) 青麻─恐火山列，陸奥燧岳，恐山．七時雨および青麻火山の K-Ar 年代─東北日本弧第四紀火山の帯状配列の成立時期─．岩鉱，87，39-49.
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（編集担当 長谷部徳子）