火山 第 58 巻 ( 2013)
第 3 号 427-441 頁

論 説

富士山南麓における新富士火山初期の火砕流堆積物の発見とその意義
嶋 野 岳 人＊・天 野 恵 佑＊・安 田敦＊＊・金 子 隆 之＊＊・米田
穣＊＊＊・藤 井 敏 嗣＊＊,＊＊＊＊（2012 年 6 月 22 日受付，2013 年 5 月 8 日受理）

Discovery and its Significance of Pyroclastic Flow Deposits on the southern slope of
Mt. Fuji at the Primary Stage of the Younger Fuji Volcano, Central Japan
Taketo SHIMANO＊, Keisuke AMANO＊, Atsushi YASUDA＊＊, Takayuki KANEKO＊＊,
Minoru YONEDA＊＊＊ and Toshitsugu FUJII＊＊,＊＊＊＊
Fuji volcano is the largest stratovolcano in Japan whose edifice consists of the alternation of basaltic lava flows andpyroclastic deposits, but very few pyroclastic density current deposits have been reported. We found two deposits ofbasaltic composition that are interpreted to be formed by pyroclastic flow at localities farther than 10 km from thesummit on the southern foot of Mt. Fuji. Each deposit is stratified with dense massive layer, well-sorted lapilli-rich layer,
and fine ash layer, fundamentally in ascending order. Distribution of the three types of layers shows that the lower twolayers deposited only on the bottom of valley whereas the uppermost layer deposited also on the bank. These facts
indicate that generation mechanism of the deposits is pyroclastic flow but different from those reported in previous
studies at Mt. Fuji. The vesicular lithology without any bombs or agglutinate blocks may imply that these flows wereclosely related to explosive eruption like Plinian style rather than immediate collapse of pyroclastic cone or fire fountainsuch that observed in Stromblian eruptions.
The results of radiocarbon age were around 8400 yBP for charcoal samples in layers just below and above one ofthe pyroclastic flow deposits. The other pyroclastic flow deposit is covered by a lava flow of 9 ka. These results showthat the two pyroclastic flows occurred in similar age when the edifice of Mt. Fuji is thought to have grown mostvoluminously but moderately by effusive eruptions in its volcanic evolution history of 100 kyrs.
Key words : Fuji volcano, pyroclastic flow, Plinian eruption, evolution history, radiocarbon age

1．は じ め に近傍に火砕丘を形成する程度であるか，小規模な灰噴火

玄武岩質マグマを噴出する火山では，溶岩流出のように留まることが多い．このように爆発的噴火の少ないこな穏やかな噴火が主要のものであり，爆発的噴火が発生との理由として，一般的には，玄武岩質マグマが低粘性することは少ないと言われている．また，爆発的噴火でであること，マグマの初期含水量が少量であることなど

も，ハワイ式噴火やストロンボリ式噴火のように，火口が挙げられている．しかし，プリニー式噴火のようなき＊〒417-0801 静岡県富士市大淵 325
常葉大学大学院環境防災研究科
Graduate school of Environment and Disaster Research,
Tokoha University, 325 Obuchi Fuji, Shizuoka 417-0801,
Japan＊＊〒113-0032 東京都文京区弥生 1-1-1
東京大学地震研究所
Earthquake Research Institute, University of Tokyo,
1-1-1 Yayoi, Bunkyo-ku, Tokyo 113-0032, Japan＊＊＊〒113-0033 東京都文京区本郷 7-3-1

東京大学総合研究博物館
University Museum, University of Tokyo, 7-3-1 Hongo,
Bunkyo-ku, Tokyo 113-0033, Japan＊＊＊＊〒160-0011 東京都新宿区若葉 1-22
環境防災総合政策研究機構
Crisis and Environment Management Policy Institute,
1-22 Wakaba, Shinjuku-ku, Tokyo 160-0011, Japan
Corresponding author: Taketo Shimanoe-mail: shimano@fj.tokoha-u.ac.jp

428

嶋野岳人・天野恵佑・安田

敦・金子隆之・米田穣・藤井敏嗣

わめて爆発的な噴火が発生しないわけではない．例えば積物である可能性が高い堆積物を発見し，詳細な観察を歴史噴火では，富士火山宝永噴火（宮地，1993），エトナ行う機会に恵まれた．富士火山における火砕流に関する

火山 BC122 年噴火 (Coltelli et al., 1998) などが準プリ

報告は多くはないため，本論では，これらの堆積物の特ニー〜プリニー式噴火として知られており，いずれも甚徴と溶岩流との層序関係，上下層の放射性炭素年代等に大な被害をもたらしている．一般にこれらの噴火様式でついて報告し，火砕流の発生・堆積機構とその発生時期

はそれに伴って（あるいは前後して）火砕流が発生し，および発見の意義について議論する．

より深刻な災害を引き起こす可能性があるため，玄武岩質マグマを噴出する火山においても，このような爆発的

2．調査地域概要

噴火の実態を明らかにするとともに，火砕流の発生条件

A 露頭は北緯 35 度 13.2 分，東経 138 度 40.7 分の静岡などを理解しておくことは重要であろう．

県富士市大淵，標高約 280 m にある (Fig. 2)．B 露頭は北

富士火山は玄武岩質マグマを約 10 万年間にわたって

緯 35 度 15.8 分，東経 138 度 39.5 分の静岡県富士宮市上

噴 出 し 続 け て き た 活 火 山 で あ る（津 屋，1968 ; 藤 井，

粟倉，標高約 450 m にあり，山元・他 (2005a) の露頭 192007）．著者によって細かい区分の違いはあるが（町田， （山元・他 (2007) の露頭 20）の直近に位置する．それぞ1964 ; 津屋，1968 ; 宮地，1988 ; 山元・他，2007），最近

れ，現在の富士山山頂の南南西約 16 km，南西約 12 km

10 万年間にわたり，休止期を挟みつつ「比較的爆発的噴の地点にある．A 露頭における調査期間は 2009 年 2 月末

火の多いステージ」と「溶岩流出が卓越するステージ」

から 6 月であり，調査中はこの付近一帯の工業団地造成を繰り返してきたという点では概ね一致している．宮地作業が続いており，広大な露頭が出現した．津屋 (1968)(1988) は，爆発的噴火から溶岩流出の卓越するステージ

による記載では，A，B 露頭を含む本地域は概ね新富士に移行した約 1 万年前を境にこれ以前を古富士火山，以火山旧期溶岩に覆われる．A 露頭より山麓側では旧期溶降を新富士火山と区分し，更に新富士火山についても卓岩のうち大淵溶岩流，より山頂側では大淵溶岩流を覆っ越する噴火様式に対応して 6 期の活動時期に区分した．

て曾比奈溶岩流Ⅰの分布が示されている．A 露頭の西側

特に現在の火山体の大部分を築いた新富士火山旧期の噴には，同様に旧期溶岩に分類され曾比奈溶岩流Ⅰとは別

火様式についてみると，溶岩流出を主体とする溢流噴火の明瞭な舌状地形を有する大坂溶岩流，入山瀬溶岩流が

そ

び

な

おおさか

いりやま せが圧倒的に多く，この期間に発生した爆発的噴火の報告

大淵溶岩流を覆って南北方向の傾斜に沿って分布する．

例は少ない．一方，噴火史を通してみると，歴史噴火でこれらより更に西側では古富士火山の火山砂礫および泥は宝永噴火，過去一万年では砂沢噴火，湯船第二スコリ

流層（田貫湖岩屑なだれ ; 山元・他，2007）が所々に露出

アを形成した噴火等が比較的大規模な爆発的噴火としてしている．一方，B 露頭付近では，数多くの旧期溶岩ロー

た ぬき こ知 ら れ て い る．火 砕 流 堆 積 物 に つ い て は，こ れ ま でブが現在の富士火山の傾斜方向に沿って東北東-西南西

Yamamoto et al. (2005b)，田島・他 (2007)，前田・宮地

方向に折り重なるように分布しており，B 露頭で元村山(2012) の詳細な報告があり，中には標高 1500 m 付近に溶岩流 I，すぐ東側では元村山溶岩流 IV，V などがほぼまで達したものも報告されている．しかし，いずれも山並行に上述の古富士火山の火山砂礫および泥流層（田貫頂から 10 km 以内の地域に分布が限られており，その他

湖岩屑なだれ ; 山元・他，2007）の上位を覆って分布しの報告例（上杉，2003 など）も含め，火砕丘形成噴火にている．なお，2012 年 6 月の時点で，A 露頭は既に埋め付随する火砕物の転動や溶岩流の重力による崩落に伴う戻され，B 露頭は一部が埋め戻され，一部は自然崩壊しものであったと考えられている．

ている．

富士火山は今後，果たして溢流噴火が卓越し，その間に爆発的噴火は起こりにくいのであろうか．また，どの

3．露頭記載ような場合にどのような火砕流が発生するのであろう

ここでは，A，B 露頭に認められた今回火砕流堆積物

か．防災上のみならず，玄武岩質火山の発達史や火砕流である可能性が高いと結論づけられる堆積物 X，Y1，Y2の発生要因を理解する上でもきわめて重要な点である（以下に定義）を中心に記載を行う．

が，いくつかの歴史噴火を除いて富士山における個々の噴火推移や実態を明らかにした研究はまだ少ない．

3-1

A 露頭

A 露頭は北西-南東方向に伸びた平行な 2 本の道路（間今回，我々はいずれも現在の富士山頂から 10 km 以上

隔は約 100 m）の山頂側（北側）ののり面部分に高さ数離れた地点である富士山南麓の標高約 280 m 付近の工事

m，長さ約 300 m にわたって出現した (Figs. 2 and 3)．本おおぶち

現場内（静岡県富士市大淵，A 露頭 ; Fig. 1）および標高

露頭では露頭中央部幅約 100 m (AS) に，鮮やかな赤褐色

約 450 m 付近（同富士宮市上粟倉，B 露頭）で火砕流堆を呈する堆積物（以下，堆積物 X とよぶ）が認められる

あわくら富士山南麓における新富士火山初期の火砕流堆積物の発見とその意義

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Fig. 1. Locality map of outcrops A and B in the southern foot of Fuji volcano with possible run-out area of pyroclastic flow
and surge predicted currently by Mt. Fuji Volcanic Disaster Mitigation Council (2004). Distances from the present
summit crater are also shown by broken circles. Aok and Wak indicate localities of the outcrops shown in Fig. 3. VF:
Volcanic front. Contour interval is 250 m.

(Figs. 2a, b, and 3 AS)．上位の斑晶量の少ないクリンカー

隙を示すような不整合も認められない．上層は鮮やかなを伴うアア溶岩と下位の長径 1 cm 程度の斜長石斑晶が赤橙色を呈し，砂サイズの火山灰を主体とする基質支持目立つ斑晶量の多いパホイホイ溶岩に挟まれる．パホイ

で，塊状・無層理で斜交層理は認められない．数 mm 程ホイ溶岩は径 1 m 以下の楕円型の空洞の発達したいくつ度の火山れきを含む．火山れきは下位層と同質のスコリ

ものフローローブにより構成される．各ローブとも厚さ

アで円磨度が高い．層厚は 5 cm 程度であり，この露頭

1 m 程度以下であるが，本露頭の東側ほど数多くのロー中央部（AS ; 幅約 100 m）での層厚変化は数 cm 程度であブが重なるために全層厚が厚い（Fig. 3 ASE ; As 中央のる．中層は径 1 cm 程度の発泡の良い赤色スコリアを特

東約 100 m）．なお，これらの溶岩は，分布，岩相から，徴的に含みほぼ粒子支持で比較的淘汰は良いが，粒子間上位のアア溶岩は津屋 (1968) の曾比奈溶岩流Ⅰ，下位に細粒砂サイズ以下の火山灰を多く含む．斜交層理はなのパホイホイ溶岩は同じく大淵溶岩流に対比される．本く無層理である．スコリア粒子は粒状〜フレーク状を呈

露頭の西側で報告されている大坂溶岩流や入山瀬溶岩流

するが円磨度が比較的高い．粒径の上下方向の顕著な変は，曾比奈溶岩流Ⅰとは別のローブ地形をなし，より斑化は認められない．層厚は 15 cm 程度であり，堆積物 X晶に富む岩相であることから，上位のアア溶岩には対比

直上を曾比奈溶岩流Ⅰで覆われた露頭中央部（As ; 幅約

されない．

数十 m）での層厚変化は±7 cm 程度である．下層は明黄堆積物 X は，粒径や淘汰度の違いにより以下に述べる

橙色を呈する砂サイズの火山灰よりなり，径数 cm の黄上・中・下層の 3 部層に分けられる (Figs. 2b and 3 AS)．

褐色スコリアを含み，基質支持である．淘汰が比較的悪ただし，3 部層間の各境界は不明瞭であり，堆積時間間

く，塊状・無層理で斜交層理などは認められない．しば430

嶋野岳人・天野恵佑・安田

敦・金子隆之・米田穣・藤井敏嗣Fig. 2. Outcrops of pyroclastic flow deposits. a: Outcrop A, b: Close-up view of deposit X at outcrop A, c: Topographicalmap of outcrop B with insets indicating the positions of d and e, Contour interval is 10 m. d: Close-up view of the northwall of outcrop B (BN in Fig. 3) where Y1 deposit lies above the alternation of scoria fall and humic soil layers, e: Closeup view of the south wall of outcrop B (BS in Fig. 3) where Y2 deposit lies beneath aa lava.

富士山南麓における新富士火山初期の火砕流堆積物の発見とその意義

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Fig. 3. Columnar sections correlating pyroclastic flow deposits and other layers. Aok: Aokidaira (Aok in Fig. 1), Wak:
Wakutama pond, BN: North wall of outcrop B, BS: South wall of outcrop B, ASW: Southwestern part of outcrop A, AS:
Southern part of outcrop A, ASE: Southeastern part of outcrop A. Numbers in parentheses are those of samples in Table 1
and Fig. 6. *: detached lava block which may be settled by rework process. Black scoria is divided into four classes interms of particle size; b: > 1 cm, c: 1 cm-5 mm, m: 5 mm-2 mm, f: <2 mm.

しば円磨した溶岩片を含む．溶岩片は下位のパホイホイとなっており，北・東・南面に露頭が認められる (Fig. 2c)．

溶岩（大淵溶岩流）と同質であり，長径 1 cm 程度の斜長現地形が，全体として西に傾斜していることに加え，北石斑晶が目立つ．層厚は 10 cm 程度から 1 m くらいまで

面は溶岩（厚さ約 5 m）が人為的に採石されているため，と露頭中央部（幅約数十 m）でも水平方向の層厚変化が相対的に東〜南側の崖が高い．

大きい．下層は概ね谷埋め地形を呈し，下位の溶岩が複北面（高さ約 5 m，幅約 30 m）では最下位に亜円れき

数ユニット累積した東側ほど層厚が薄くなるほか，ローを含む無層理の堆積物が認められる (Fig. 3 BN)．これをブ間の窪みなどで厚くなる傾向が認められる．

複数のスコリア層と火山灰質ロームおよび土壌の互層がA 露頭の範囲内は，周囲よりやや低いなだらかな谷と覆う．さらにこの上の不整合面を覆って，鮮やかな赤褐

なっており，堆積物 X 全体として，この範囲を埋めるよ

色の堆積物 Y1（層厚 15 cm 程度），その上位にアア溶岩うに堆積していたものと考えられる．しかし，直上をア（クリンカー）が認められる (Fig. 2d)．最下位の亜円れ

ア溶岩（曾比奈溶岩流Ⅰ）で覆われていない場所ではきを多量に含む堆積物は，岩相，分布から田貫湖岩屑な（Fig. 3 の ASE）概して保存状態は悪く，下位のパホイホ

だれ堆積物（山元・他，2007）に対比される．また，ローイ溶岩に乗る黒色土壌中に赤色スコリアが散在する層とムおよび土壌に挟まれるスコリア層は，3 枚の赤色スコして追跡が可能な程度である．

リア層（B1, B3, B4 ; 各層厚 20 cm 程度），堆積物 Y1直下

3-2

B 露頭

B 露頭は凹地を取り囲む西側に開いたコの字型の露頭に不整合を挟んで認められる比較的新鮮で斜長石斑晶の目立つ発泡度の低い黒色スコリア互層（堆積物 D ; 層厚432

嶋野岳人・天野恵佑・安田

敦・金子隆之・米田穣・藤井敏嗣100 cm 程度），斜交層理や不整合を複数もつ黒色スコリ

and 3 BS)．a 層は黄褐色を呈する細粒火山灰〜1 cm 径のア互層（B2 ; 層厚 20-70 cm 程度）からなる (Fig. 3 BN)．

スコリアからなり，基質支持で無層理である．斜交層理

B1，B3，B4 はいずれも径 1 cm 程度の発泡の良い赤色酸はなく，発泡度の良いスコリアを含み，淘汰が悪い．層化したスコリアからなり，著しく風化が進んでいる．無厚は 20 cm 程度である（地中に埋没しているため層厚の層理で淘汰が良く層厚変化もないため降下堆積物である

側方変化は不明）．上端から 15 cm 程の位置には径数 cmと考えられる．堆積物 D はそれぞれ層厚 10 数 cm〜数の溶岩片が散在する．溶岩片は下位の田貫湖岩屑なだれ

mm の発泡の悪いスコリア層の互層からなる．粒径数

堆積物中の火山れきと同質のものである．b 層は黄褐色

cm 未満の粒子からなる層は層厚変化も小さく比較的淘で 5 mm〜1 cm 径程度の発泡度の高いスコリアに富み，汰が良いため，降下堆積物であると考えられる．一方，粒子支持，無層理で比較的淘汰がよい．b 層内に斜交層

粒径数 cm を超える粒子を含む層は比較的淘汰が悪いた

理や上下方向での目立った粒径変化はなく，層厚は 10め，火口近傍相であると考えられる．B2 は主に径数 mm

cm 程度である．スコリア粒子は不定形〜フレーク状の以下の円磨度の高い黒色スコリアからなるが，円磨した形状を呈するが全体として角が取れやや円磨している．

溶岩片や赤色スコリア粒子も含まれる．また，層厚変化

c 層は黄赤褐色の細粒火山灰〜1 cm 径のスコリアからなが著しく斜交層理や不整合が発達しているため，二次的り，基質支持，無層理で淘汰が悪く，斜交層理は認めらな堆積物と考えられる．これら全てのスコリア層を挟むれない．層厚は 20 cm である．d 層は 3 mm〜1.5 cm 径の火山灰質ロームは暗赤褐色を呈し粘土質である．また，発泡度の高い赤褐色スコリアに富み，粒子支持で比較的堆積物 D 直下には不整合を挟んで黒色土壌が認められ淘汰がよい．無層理で斜交層理や級化構造は認められなる．なお，山元・他 (2007) は発泡し赤褐色を呈する村山い．層厚は 15 cm である．スコリア粒子は不定形〜フ降下スコリアがこの露頭付近を中心に広く分布すること

レーク状の形状を呈し，全体として角が取れやや円磨しを示している．村山降下スコリアは良く発泡しており赤ている．e 層は細粒火山灰〜1 cm 径の赤褐色スコリアを褐色を呈すること，無層理であること，層厚が 20-40 cm

含み，基質支持で，斜交層理はなく無層理である．層厚程度であること，この周辺の多くの露頭（たとえば Fig.

は 25 cm である．f 層は主に赤褐色の細粒火山灰からな

3 の Aok, Wak）で褐色のローム層に挟まれるという特徴

り，斜交層理はなく無層理で，層厚は 10 cm 程度である．

を有することから，下位の降下スコリア（Fig. 3 の B1，

各部層間の境界は不明瞭である．また，露出範囲が狭い

B3，B4 のいずれか）に対比されるものと考えられる．

ため（Fig. 3 BS ; 幅約 5 m），各部層とも層厚変化は不明

山頂方向に当たる東面（高さ約 10 m，幅約 20 m）では，であるが，その範囲内では±5 cm 程度の変化である．

下位の無層理で数十 cm の玄武岩質亜円れきを多量に含

なお，北面における堆積物 Y1 は砂サイズの火山灰かむ堆積物を覆って，赤褐色の堆積物 Y1 とアア溶岩が順らなり，層相が類似すること，同層準に露出しているこに認められる．南面（高さ約 10 m，幅約 50 m）では無層とから，南面の堆積物 Y2の e〜f 層を合わせた層または理で数十 cm の玄武岩質亜円れきを多量に含む堆積物をどちらかと対比される．

覆って，厚さ 1 m 以上の鮮やかな赤褐色の堆積物 Y2，ア
ア溶岩（塊状部とクリンカー）が順に認められる (Fig. 34．試料・分析方法

BS)．玄武岩質亜円れき等を多量に含む堆積物は，岩相，岩石試料は堆積物 X および Y2を各部層に分けて採取

分布から田貫湖岩屑なだれ堆積物（山元・他，2007）にし，十分乾燥させた後，粒子の破壊を極力避けるため手対比される．また，東〜南面上部にみられるアア溶岩は作業により篩い分けを行った．篩は−4.5 ϕ〜4.5 ϕ まで

元村山溶岩流Ⅰ（津屋，1968）に対比される．

0.5 ϕ 刻 み の も の を 使 用 し た．た だ し，ϕ ス ケ ー ル は

北・東面に認められる堆積物 Y1は，鮮やかな赤橙色を

ϕ=−log2 d で表される（d は粒径 (mm)）．4.5 ϕ より細呈し，砂サイズの火山灰を主体とし (Figs. 2c, d, and 3

粒部分については，東京大学地震研究所のレーザー回折BN)，火山れき（発泡の良い赤色スコリア）を含む．基質式粒度分布測定装置 (Sympatec 社製 HELOS&RODOS)

支持であり，全体として斜交層理はなく無層理であるが，を用いて分析を行った．また，1〜数 cm のスコリア粒子

径 1 cm 程度のスコリア粒子の濃集部も認められる．Bについては，見かけ密度を佐々木・勝井 (1981) の方法で露頭内で層厚は 15〜30 cm 程度であり，不整合により一測定した．

部が欠損し，上位の溶岩（クリンカー）が堆積物 Y1より下位の堆積物を直接覆うところも認められる．

堆積物の同定および対比のため，全岩化学組成および鉱物化学組成の分析を行った．全岩化学組成分析はガラ南面に露出する堆積物 Y2 は，粒径の違いから 6 層にスビード法による蛍光 X 線分析により行った．特に赤分けられる．下位より a，b，c，d，e，f 層とする (Figs. 2e色スコリアは酸化に加えて，脱ガラス化や斜長石の分解富士山南麓における新富士火山初期の火砕流堆積物の発見とその意義433が進んでいるため，試料には出来る限り赤色酸化や風化

細粒物質に富む (σ ϕ=2〜3 ; Fig. 4a, c)．中層の粒径分布を受けていないものを選び出した．層序対比のため上下は粒径数 mm (−2〜−3 ϕ) 付近にピークを持ち淘汰が良位及び周辺に分布する溶岩や火砕物についても分析をい（σ ϕ=2 程度）．1 mm 以下の細粒物質は下層に比べる行った．試料は洗浄乾燥後，鉄乳鉢・メノウボールミルと少ない．上層の粒径分布については，明瞭なピークがで粉砕し，白金るつぼ (Pt95 %Au5 %) でガラスビード（試ないか複数の山が重なったような形をしている．細粒物

料:溶剤=1:5）を作成した．なお，火砕物については，粒質に富み，淘汰が悪い (σ ϕ=2〜3)．一方，B 露頭におけ

径 1-数 cm の粒子を複数個まとめて粉砕した．分析方法

る堆積物 Y1の粒径分布は目立ったピークが認められなは谷・他 (2002) と同様の方法を用い，東京大学地震研究

い（σ ϕ=2 程度 ; Fig. 4b, c）．堆積物 Y2のうち a，c，e，f

所の蛍光 X 線分析装置（リガク社製 ZSX Primus II）にて層の粒径分布は目立ったピークを持たず淘汰が余りよく行った．また，斑晶鉱物のうち，斜長石は変質が進んでなく，1 mm 以下の細粒物質に富む (σ ϕ=2〜3)．b，d 層

いるが，かんらん石には新鮮なものが多いため，これらの粒径分布は粒径数 mm にピークを持ち淘汰が良く，細の中心部（コア），縁辺部（リム）の化学分析を行った．

粒物質に乏しい (σ ϕ=1〜2)．堆積物 X の下層は，堆積物

鉱物化学組成分析についても東京大学地震研究所のY2の a，c 層，中層は b，d 層，上層は e，f 層および堆積

EPMA（日本電子社製 8800R 型）によって行った．

物 Y1と似ている．なお，各露頭において，各部層（上・堆積年代決定のため，堆積物中の炭化木片および黒色

中・下層や a〜f 層）の層厚の全層厚に対する比に各サイ

土壌の放射性炭素法による年代測定を行った．測定は東ズ分布（図 4a，b の右端以外の図）を掛けた値の総和で

京 大 学 タ ン デ ム 加 速 器 分 析 施 設 (MALT) の Pelletron

全層のサイズ分布（堆積物 X，Y2としてのサイズ分布）

5UD 加速器を用いて AMS 法で行った (Matsuzaki et al.,を代表させると，X，Y2ともに，最も厚く淘汰の悪い部

2007)．14 C /13 C 比を測定し，δ13 C 値を−25‰として放層である下層や a, c 層とよく似たサイズ分布となった

射性炭素を算出した．年代測定に用いた試料は以下の通（Fig. 4a, b の右端の図 ; all）．Walker (1971) の Mdϕ-σϕりである．まず，A 露頭では堆積物 X の直上，直下には

図では堆積物 X の中層および堆積物 Y2の b，d 層は Fall

炭化木片は認められなかったため，堆積物 X に対してその領域に，その他の部層及び全層では Fall と Flow の重の上・下位の溶岩の上位に位置する黒土層 (Sp02, 05, 11,

複する領域にプロットされた (Fig. 4c)．

14) の年代測定を行った．B 露頭では堆積物 Y1直上の元

見かけ密度は，A 露頭の堆積物 X の中層に含まれるス

村山溶岩流Ⅰの下部クリンカー中および，堆積物 Y1 直コリア（粒径 ϕ=−4.0〜−3.5）で 500±200 kg/m3（測定下の降下火砕堆積物（堆積物 D）中に見出した炭化木片

数 n=9），B 露頭の堆積物 Y2の d 層中に含まれるスコリ（2009040502，2009040509）の測定を行った．全試料につア（粒径 ϕ=−4.0〜−3.5）で 1107±100 kg/m3 (n=7) でいて以下の de Vries and Barendsen (1954) による手順であった．比較のために計測した湯船第二降下スコリアは酸・アルカリ・酸処理を行った．まず約 60℃で乾燥後，940±140 kg/m3 (n=25)，大沢火砕流堆積物中のれき（山80℃で 1 M 塩酸により酸処理を約 14 時間行った．着色

元・他，2007 の SYP-2）は 1820±560 kg/m3 (n=10) を示が見られた Sp02, 05, 11, 14 については，更に 80℃で，し，堆積物 X, Y2のスコリアの見かけ密度が準プリニー

1 M の 塩 酸 を 取 り か え て 酸 処 理 を 行 っ た．ま た，式噴火の噴出物（湯船第二スコリアなど）と同等ないし

2009040502 および 2009040509 については，0.0001 M かはそれ以上に低かった．

ら 1 M の NaOH でアルカリ処理を行った．Sp02，05，11，

全岩化学組成は Table 1，Fig. 5 に示したとおりである．

14 は 0.0001 M から 0.001 M の NaOH でアルカリ処理を

堆積物 X および Y1，Y2中のスコリアについては，いず行った．その後，全ての試料について 1 M，80℃の塩酸れについても SiO2, CaO, Na2O などの元素の値がきわめで 12 時間反応させ，純水で洗浄後に凍結乾燥させた．

て低く，トータル値の低いものも多い (Table 1, Fig. 5a,

Sp02, 05, 11, 14 については，木炭が残存していなかったb)．これは，鏡下での観察結果も考慮すると，高温酸化ため，アルカリ溶液に溶解したフミン酸を塩酸を滴下しや風化変質により脱ガラス化や斜長石の溶脱が進んでいて抽出した．

るためであると考えられる．ただし，変質や結晶分化作用の影響を受けにくい微量液相濃集元素の比は新富士旧

5．分析結果期溶岩のこれまでの報告値とほぼ一致している (Fig.

堆積物 X，Y1 ，Y2の粒径分布は Fig. 4 に示したとおり

5d)．一方，堆積物 X および Y1，Y2の上・下位の溶岩のである．粒径 d (mm) は ϕ スケールで表している (ϕ=全岩化学組成は，これまでに報告されている旧期溶岩の−log2 d)．A 露頭で認められる堆積物 X の下層の粒径分

全岩化学組成（高橋・他，2003 ; 山本・他，2004）とほぼ

布は 0〜2 ϕ 付近にピークを持つが淘汰は比較的悪く，

一致している．特に，A 露頭周辺に分布する溶岩につい434

嶋野岳人・天野恵佑・安田

敦・金子隆之・米田穣・藤井敏嗣Fig. 4. Grain size distributions (GSDs) of pyroclastic flow deposits. a: deposit X at outcrop A (upstream and downstream),b: deposits Y1 (hill side) and Y2 (valley side) at outcrop B, c: Mdϕ-σϕ plot with 1 and 8 % contours of distributions forflow and fallout deposit compiled in Walker (1971). all: total grain size distribution of the deposit calculated from thethickness and the GSD of each sub-layer.

Table 1.

Whole rock chemical composition of pyroclasts and lavas at outcrops A and B in the southwestern foot of Mt. Fuji. n.a.: not analyzed.

富士山南麓における新富士火山初期の火砕流堆積物の発見とその意義
435

436

嶋野岳人・天野恵佑・安田

敦・金子隆之・米田穣・藤井敏嗣Fig. 5. Representative diagrams of the whole rock chemical composition analyzed in this study in comparison with otherrocks of Fuji volcano. Data of all plots are in Table 1. pyfa: scoria fall of deposit D, pyfl: scoria in deposit X, Y2, lava:
lava flows below and above deposit X, and above Y2, *: Range of Younger and Older Fuji (Takahashi et al., 2003), **:Range of Sobina and Obuchi lava (Yamamoto et al., 2004), ***: Range of Motomurayama lava V (Yamamoto andKoshimizu, 2007).

ては，堆積物 X の下位の溶岩は周辺一帯に広く分布するである．測定結果は OxCal 4.1 (Bronk Ramsey, 2009) によ大淵溶岩（山本・他，2004）の組成範囲に類似し，上位り，較正曲線 IntCal09 を用いて暦年代較正を行った値もの溶岩は周辺に分布する曾比奈溶岩（同）とほぼ一致す示した．A 露頭及びその周辺に分布する溶岩直上から採る組成であった．

取した土壌試料は，いずれもおよそ 4500〜6600 yBP とい

かんらん石斑晶のコアおよびリムの組成頻度を Fig. 6

う年代値 (5632-1782 calBC) となった（Fig. 3 の ①〜④）．

に示した．堆積物 X および Y1，Y2中のスコリアに含ま一方，B 露頭において堆積物 Y1 を挟む層位に含まれてれるかんらん石斑晶組成は，Mg# がコアで 76〜80 程度，

いた木炭はいずれもおよそ 8400 yBP の値 (7587-7191

リムで 76〜82 程度と顕著な組成累帯を持たず，また，そcalBC) を示した（Fig. 3 の ⑤〜⑥）．なお，Sp11 の年代の他いくつかのよく発泡した赤色降下スコリアとよく似は直下の大淵溶岩流の年代既報値（例えば 14180±70た組成範囲を持つ．たとえば，この地域一帯に広く分布

yBP ; 山元・他，2005a）に比べて若い値を示している．

すると報告されている村山降下スコリア (町田 (1964) のこの要因として，この土壌が上位を溶岩に覆われずに現

村山ラピリ層 ; 山元・他，2007) については，かんらん石

地表へ連続しており，現在も土壌中に植物の根が認めら

斑晶のコア，リムともに Mg# が 78〜80 に集中する（Fig.

れるため，より長期間にわたって生物攪乱を受けたため

6 の Mu）．また，B 露頭における降下スコリア B2 や B3である可能性が考えられる．

のかんらん石斑晶の組成もよく似ている．測定した試料のうち，堆積物 X および Y1，Y2中のかんらん石と異な

6．考察るのは B1, B4, D に含まれるかんらん石斑晶である．

6-1

放射性炭素法による年代の測定結果は Table 2 の通り

流動・堆積機構概要

以上に示したとおり，堆積物 X，Y1，Y2 を構成する

富士山南麓における新富士火山初期の火砕流堆積物の発見とその意義

437

火砕物の岩相，岩石学的特徴はいずれもよく似ている．
また，全体的に赤色酸化していること，主体部が谷埋め状態で堆積していること，淘汰が悪いこと (Fig. 4)，スコ
リア粒子が円磨していること，なども共通した特徴である．更に，均一な岩質からなりほとんど異質岩片を含まないこと，シルトサイズの細粒粒子が失われておらず，
斜交層理なども認められないことから，泥流のような水に飽和した流れによる堆積物とも考えにくい．このような特徴から，堆積物 X，Y1，Y2 はいずれも高温の火砕流
による堆積物である可能性が高いと結論づけられる．以下では，A，B 露頭を流下した火砕流をそれぞれ「大淵火砕流」，「村山火砕流」と呼ぶこととする．
堆積物が無層理ではなく内部が複数層に分けられることについては，以下のように解釈される．まず，A 露頭の堆積物 X については，下・中・上層の順に，それぞれ多くの火砕流堆積物（1 フローユニット）に認められている火砕流本体部，れき濃集層，火砕サージによく似た粒度分布を持つことから（たとえば，Wilson, 1980），本
火砕流についても，火砕流の流下に伴って粒径・密度差等による分級がなされた結果，同様の流下構造が発達したものと考えられる．特に中層は比較的淘汰が良いスコ
リア層であるが，基本的に谷埋め構造を示し，一般的な降下スコリアに比べると細粒火山灰も多量に含まれている．また，スコリア粒子はよく円磨している上，粒径が数 cm 足らずであるのにもかかわらず堆積物全体としてほぼ均質に赤色酸化している．以上のことから，空気中で急冷し降下堆積したものというより，地表を流れ下った火砕流内部で偏析などが起こって上方に濃集し高温状態で堆積したものと推測される．一方，B 露頭，とくに堆積物 Y2については，下部側 a〜d 層の岩相および粒度分布が堆積物 X の中・下層とよく似たものが互層している (Fig. 4)．さらに上部側の e〜f 層の岩相および粒度分
布も堆積物 X の上層とよく似ている．以上により，B 露
頭では，A 露頭と同様の火砕流から比較的短期間に複数
Fig. 6. Histogram of Mg# (= Mg/Mg + Fe) of olivine
phenocryst in the products at outcrops A, B, Aok, andWak. Mg# at core and rim is shown. X (sample name=0104pf1)：deposit X at outcrop A, Y1 (three grainsof scoria=011301, 011302, 011303)：deposit Y1 atoutcrop B, Y2-a,b,d: sublayers a, b, and d of deposit Y2
at outcrop B, D: Deposit D at outcrop B, Mu:
Murayama scoria fall at Aok and Wak shown in Figs. 1
and 3. B1-B 4: scoria fall layers at outcrop B shown in
Fig. 3. Number on the right corner of each histogramindicates the total number of analysis.

のユニットが堆積し（a, b 層および c, d 層），その後，細粒なために堆積速度の遅い火砕サージ部（e, f 層）が堆積したと解釈することが可能である．堆積物 Y1 は直近の堆積物 Y2 の e, f 層と層相や粒径分布がよく似ており，
火山灰質ロームおよび土壌と降下火砕堆積物の互層のなす高まりを覆って堆積している．すなわち，堆積物 Y2にしかない d 層以下を堆積させた火砕流本体およびれき
濃集層は，これらの高まりに乗り上げることが出来なかったものと考えられる．これに対して，e，f 層と対比される堆積物 Y1 は，谷底のみに制約されることなく尾根を乗り越えて広がった火砕サージから堆積したことが示唆される．

438

嶋野岳人・天野恵佑・安田

敦・金子隆之・米田穣・藤井敏嗣Table 2. Results of 14C dating for charcoal and humic soil samples below and above the pyroclastic flow deposits.
Calibration to calendar age was done by OxCal4.1 (Bronk Ramsey, 2009), using IntCal09 as calibration curve.

上述の解釈は，僅か 2 露頭での調査結果によるもので

宝 永 ス コ リ ア (玄 武 岩 組 成）は 700-1000 kg/m3 程 度 ;あり，同一流下単位の流下方向での岩相変化についてもMiyaji et al., 2011)．一方，これまでに富士火山で報告さ高々百 m 程度離れた地点（A 露頭の 2 本の道路の露頭）

れている火砕流堆積物中に含まれる火砕物の見かけ密度で比較が可能なだけで，しかも大きな差異は認められては大沢火砕流で 1820 kg/m3，滝沢火砕流でも 1900-2200

いない (Fig. 4a)．また，上記のような成層した火砕流堆

kg/m3（田島・他，2004）であり，両者とも明らかに密度

積物は，これまで，大規模噴火または珪長質マグマの小の高い火砕物からなっている．また，大沢火砕流には火規模噴火による報告がほとんどであり，小規模な玄武岩山弾が数多く含まれ，滝沢火砕流には火山弾および火砕質マグマの噴火によるこのような火砕流の報告はない．

丘を構成していたと考えられるアグルチネートの岩塊がしたがって，このような火砕流がどのように流下・堆積

含まれるのに対して，大淵，村山火砕流にはこれらのスするのかについては今後の検討を要するが，大淵・村山

トロンボリ式噴火などに特徴的な噴出物や堆積物片は全火砕流堆積物を構成するスコリア粒子の発泡度は極めてく含まれていない．これらの事実は，これまで報告され高く，見かけ密度としてはほとんど珪長質の軽石と変わている大沢，滝沢火砕流が比較的小規模な爆発に伴うもらないため，このような特徴が両火砕流の流下メカニズの（噴出物の多くは火口近傍に一旦着地または堆積したムに影響しているのかもしれない．いずれにしても現段ものに由来）であったのに対して，大淵，村山火砕流の階では，まだ流下機構（分級メカニズム）を詳細に議論

発生機構がプリニー式噴火のような爆発的噴火に関連すできるほど観察ができているとは言えないので，今後，るものであったことを示唆する．

上記の解釈を検証すべく，新たな露頭の発見，ボーリン

一方，大淵，村山火砕流の給源位置は現時点では不明

グ調査などを行う必要がある．なお，火砕流の噴出源とである．A，B 両露頭付近より山頂側はより新しい溶岩最大到達点の標高差を H，水平距離を L とした場合のに完全に覆われており，自然露頭による追跡がほとんど

H/L 比はしばしば火砕流の流れにくさの指標として用い不可能である．B 露頭の堆積物 Y1 が不整合を挟んで覆られている．両堆積物について，仮に噴出地点を現山頂

う黒色降下スコリア互層 D は淘汰がやや悪く火山岩塊とし（噴出源については後述），山頂と露頭の標高差をなどの粗粒粒子を含むなど，火口近傍相としての特徴を

H，水平距離を L とした場合の H/L 比は 0.2-0.3 であり，持つが，黒色で斑晶に富み発泡度が低く，斑晶組成が異

これまでに報告されている比較的小規模の火砕流の値となるなど，両火砕流のスコリアとは全く異なる岩質であ同程度である（Sparks, 1976 ; 宝田・他，1993 ; Calder etることから，これらの火砕流を発生させた噴火の近傍相

al., 1999 ; Yamamoto et al., 2005b ; 田島・他，2007）．

とは考えにくい．また，両火砕流堆積物中には全く粗粒6-2発生機構・噴出火口について

火山弾が認められないことも，A，B 地点が火口から少大淵，
村山火砕流堆積物の両者を構成するスコリアは，なくとも数 km 以上離れていることを示唆している．町

発泡が良く見かけ密度は平均で 500-1100 kg/m3 であり，

田 (1964) は火砕流発生時期（後述）と同層準にあたる古

その発泡度は富士火山及びその他の火山における準プリ

期富士テフラが南西麓に比べ東麓により厚く堆積するこニー式噴火による降下スコリアの発泡度と同等以上のもとを示している．しかし，南麓に分布する火砕流についのである（たとえば湯船第二スコリアは平均 940 kg/m3，ては地形的に山頂付近〜南麓の側火口で発生した噴火に

富士山南麓における新富士火山初期の火砕流堆積物の発見とその意義439よると考えられるため，東麓に堆積する古期富士テフラ

で元村山溶岩流は村山火砕流を覆っており，厳密にはことの層位関係を知るのは困難である．火砕流の供給源がの値と矛盾するが，年代値に数百年程度の不確定性があ

現在の山頂火口付近にあったとすれば，両火砕流の到達るとすれば，ほぼ整合的であるといえる．ただし，B 露

距離は 10 km を超え，富士火山でこれまでに報告されて頭付近では，年代の異なる溶岩が近接・累重しており，いる火砕流の中でも最も遠方へ到達しているものの一つ

各溶岩の分布把握がきわめて難しい．近年においてもこといえる．

の付近の溶岩の分布が繰り返し再定義・変更されている

一方，村山降下スコリアの分布（山元ほか，2005a ;状況を鑑みれば（山本・他，2003 ; 山元・他，2007），上

2007）や高鉢山スコリア丘など（高田・小林，2007）の記の年代値の不整合は異なる溶岩の年代値を見ているか

層位から，新富士旧期（あるいは山元・他 (2007）の富士らである可能性も否定できない．

宮期) の時代には南西側火口で複数回噴火が発生したことが指摘されている．山元・他 (2005a) は富士南西麓で6-4

本発見の意義・課題-玄武岩質マグマ噴出による火砕流の富士黒土層 (FB) 基底部の年代が東麓のそれに比べて玄武岩質マグマを噴出する噴火では，爆発的噴火にな

有意に若いことを示しており，これが南西山腹での噴火ることが少なく，火砕流の発生頻度は更に低いため，たの発生が黒色土壌の発達を妨げたことを示すのだとすれ

とえば，三宅島 2000 年噴火で山頂の陥没カルデラの拡ば，これらの噴火によって両火砕流が発生していても不大後に発生した低温火砕流（中田・他，2001），エトナ火

自然ではない．しかし，全岩化学組成については風化の山でマグマ水蒸気噴火によって発生した火砕流影響により良好なデータが得られず，また，かんらん石(Behncke et al., 2008) などにより，ようやくその実在が現斑晶組成については組成変化が乏しいため，本研究の分象として報告されるようになったばかりで，まだ発生し析結果からは既知のテフラ層と火砕流堆積物の対比につうる火砕流の全貌について把握しているとは言い難い．

いて，これ以上の制約条件を得ることは出来なかった．

しかし，ひとたびこのような現象が起こればきわめて甚噴出起源を突き止めるためには，南西麓における古期富大な災害に発展する可能性がある．従って，火砕流の発

士テフラの層序・分布を確立する必要がある．

生・流動メカニズムや規模，発生のタイミング等を理解

6-3

発生年代について

測定年代値に付した誤差は分析によるものであるが，実際には試料の状態や土壌の閉鎖年代などさまざまな不しておく必要があり，発生頻度の少ないこのような現象を目撃した場合，あるいはその痕跡を見出した場合には，
まずもってデータを蓄積していくことが重要である．

確定性がある．これまでに報告されている値も含め，放上述の通り，本報告による火砕流堆積物は，これまで

射性炭素法による年代測定結果には数百年程度の不確定

富士火山において報告されている火砕流堆積物とは流性があるとすれば，今回の結果はこれまで報告されてい動・堆積メカニズムや起源となる噴火現象が異なり，プる層位順序に対して概ね整合的な結果である．すなわ

リニー式噴火のような爆発的噴火に伴って発生した可能

ち，A 露頭では地表付近を覆う黒土層に対して 4500〜性があることを示した．しかし，現段階では，火砕流堆

6600 yBP という測定値がでており，これらは黒土層の下積物の堆積構造や構成粒子の岩質が異なることが，実際位の曾比奈溶岩流Ⅰ，大淵溶岩流についての報告値（そのどのような噴火様式や火砕流の流動・堆積メカニズム

れぞれ 9030±40 yBP，14180±70 yBP ; 山元・他，2005a）の違いを反映しているのかについては不明である．本火と整合的である．したがって，両溶岩流に挟まれる大淵

砕流についての更なる理解には，今後，分布，規模，流火砕流堆積物は 9000〜14200 yBP の間に堆積したものと

速，温度等の定量化が必須である．次に，発生時期につ制約できる．さらに，火砕流堆積物が未固結であること

いて考える．一般に玄武岩質マグマを主に噴出する火山に加えて，上位の曾比奈溶岩流Ⅰに覆われた場所以外ででの噴火は溶岩流出を主とする場合が多く，そのようなは生物攪乱等により追跡が困難であることから，本堆積

時期あるいは火山で，どのように火砕流を伴うような爆物が比較的浸食に弱く，堆積後比較的短い時間間隙の後，発的噴火が発生するのかについては，事例が少ないこと

すなわち上記の年代値の比較的 9000 yBP に近い時期にもあって研究例はほとんど無い．本火砕流の発生時期は

曾比奈溶岩流Ⅰに覆われたことが示唆される．一方，B

富士火山では溶岩流出を主体とする活動で特徴付けられ露頭では堆積物 Y1 のそれぞれ直上，直下に位置する溶る新富士旧期（津屋，1968）であることが明らかとなっ岩クリンカーおよび降下火砕堆積物中の炭化木片についた．また，町田 (1964) によれば，この時期は富士火山のて，いずれも 8400 yBP という値が出ている．なお，山噴火史約 10 万年の中でも富士黒土層が形成された比較

元・他 (2005a) ではこの付近に認められる元村山溶岩流

的穏やかな時期に当たる（ただし，上述の通り，古期富について，8670±40 yBP と言う年代を得ている．B 露頭

士テフラの活動が完結していなかった可能性はある）．

440

嶋野岳人・天野恵佑・安田

敦・金子隆之・米田穣・藤井敏嗣一方，富士火山のように（単発の側噴火を除いて）噴出

かつ適切なコメントにより，本論が大幅に改善した．以中心があまり移動せずに成長した火山では，表層が新し上の関係者の方々に厚くお礼申し上げます．本研究は，い噴出物に覆われてしまい，古い堆積物，特に小規模な東京大学地震研究所共同研究プログラムの援助を受けま

火砕流堆積物などは発見されにくい状況となる．特に本した．

堆積物の見つかった層準については，富士火山の中でも特に広範囲かつ長距離まで流下した旧期溶岩の噴出時期と前後している．その点でも，そのような時期に火砕流発生の痕跡が見つかったという点は意義深く，山頂火口から 10 km 程度以上離れた場所でも旧期溶岩の下位にこのような火砕流堆積物が数多く潜在している可能性は十分あり得るといえよう．
現在，本地域には多くの住宅が存在し，開通したばかりの新東名自動車道も近いので，火砕流が発生すれば，その被害は甚大である．従って，現在の富士火山の活動状況が 8400〜9000 yBP と同じ状況であるというわけではないが，長期的視野に立てば，大淵，村山火砕流の分布範囲や体積，更にこれら以外の火砕流堆積物の有無を明らかにし，発生頻度・時期，規模等を把握することが防災上重要である．また，そのことは一般に玄武岩質マ
グマを噴出する多くの火山における火山発達史および火砕流の発生・流動に関する理解への一助となるであろう．
まとめ

富士火山南麓，現在の山頂火口から 10 km 以上離れた
2 地点において火砕流堆積物を見出した．いずれも鮮やかな赤色スコリアおよび同質の細粒火山灰からなり，粒径による成層構造を持ち，谷埋め構造を呈する堆積物である．構成粒子のスコリアは富士火山における爆発的噴
火によるものと同様に発泡度が高く，プリニー式噴火との関連が示唆される．放射性炭素法による堆積年代は概ね 8400〜9000 yBP を示し，これまで，富士火山において，溶岩流出を中心とする比較的穏やかな噴火を続けたと考えられていた時期に当たる．今後，玄武岩質マグマ噴出に伴う火砕流の発生条件を知る上で，このような火砕流
堆積物に関する事例の記述を蓄積していく必要がある．
謝辞

産業技術総合研究所の山元孝広氏には富士山南西麓の堆積物層序についてご教示頂きました．また，本研究の実施にあたり，平和建設の谷吉浩氏には工事期間中にもかかわらず露頭を快く見せていただきました．工事施工
主の富士総合開発株式会社には本論の公表をご快諾いた
だきました．噴出物の粒度分析では東京大学地震研究所の前野深氏，化学分析では同研究所の外西奈津美さん，
高木菜都子さんにお世話になりました．また，編集担当の吉本充宏氏，査読者の石塚吉浩氏，安井真也氏の丁寧

引用文献
Behncke, B. Calvari, S., Giammanco, S., Neri, M. and
Pinkerton H. (2008) Pyroclastic density currents resulting
from the interaction of basaltic magma with hydrothermallyaltered rock: an example from the 2006 summit eruptions.
Bull. Volcanol., 70, 1249-1268.
Bronk Ramsey, C. (2009) Bayesian analysis of radiocarbon
dates. Radiocarbon, 51, 337-360.
Calder, E.S., Cole, P.D., Dade, W.B., Druitt, T.H., Hoblitt, R.
P., Huppert, H.E., Ritchie, L., Sparks, R.S.J. and Young, S.
R. (1999) Mobility of pyroclastic flows and surges at
Soufriere Hills volcano, Montserrat. Geophys. Res. Lett.,
26, 537-540.
Coltelli, M., Del Carlo, P. and Vezzoli., L. (1998) Discovery
of a Plinian basaltic eruption of Roman age at Etna volcano,Italy. Geology, 26, 1095-1098.
de Vries, H. and Barendsen, G. W. (1954) Measurements ofage by the carbon-14 technique. Nature, 174, 1138-1141.
藤井敏嗣 (2007) 富士火山のマグマ学．荒牧重雄・藤井敏嗣・中田節也・宮地直道編「富士火山」，山梨県環境科学研究所，233-244．
富士山火山防災協議会 (2004) 富士火山ハザードマップ
検 討 委 員 会 報 告 書，244 pp (http: //www. bousai. go. jp/
fujisan-kyougikai/report/index.html)．
町田 洋 (1964) Tephrochronology による富士火山とその周辺地域の発達史．地学雑，73，293-308，337-350．
前田美紀・宮地直道 (2012) 富士火山西麓に分布する玄武岩質火砕流の成因．火山，57，19-35．
Matsuzaki, H., Nakano, C., Tsuchiya, Y. S., Kato, K.,
Maejima, Y., Miyairi, Y., Wakasa, S. and Aze, T. (2007)
Multi-nuclide AMS performances at MALT. Nuclear
Instruments and Methods in Physics Research B, 259,
36-40.
宮地直道 (1988) 新富士火山の活動史．地学雑，94，433425．
宮地直道 (1993) 富士火山 1707 年噴火の推移と噴出物の特徴．火山災害の規模と特性（文部省科研費自然災害
特別研究報告書，代表者:荒牧重雄），111-119．
Miyaji, N. Kan'no, A., Kanamaru, T. and Mannen, K. (2011)
High-resolution reconstruction of the Hoei eruption (AD1707) of Fuji volcano, Japan. J. Volcanol. Geotherm. Res.,
207, 113-129.
中田節也・長井雅史・安田 敦・嶋野岳人・下司信夫・
大野希一・秋政貴子・金子隆之・藤井敏嗣 (2001) 三宅
島 2000 年噴火の経緯-山頂陥没口と噴出物の特徴-．
地学雑，110，168-180．
佐々木龍男・勝井義雄 (1981) ガラスビーズを使った軽石の密度測定法．火山，26，117-118．
Sparks, R.S.J. (1976) Grain size variations in ignimbrites andimplications for the transport of pyroclastic flows. Sedimen-

富士山南麓における新富士火山初期の火砕流堆積物の発見とその意義
tology, 23, 147-188.
田島靖久・黒田信子・瀧 尚子・宮地直道・荒牧重雄・
遠藤邦彦 (2004) 崩壊により発生した富士火山滝沢火砕流 B の流下機構．日本火山学会講演予稿集，A02．
田島靖久・宮地直道・吉本充宏・阿部徳和・千葉達朗 (2007)
富士火山北東斜面で発生した最近 2,000 年間の火砕丘崩壊に伴う火砕流．荒牧重雄・藤井敏嗣・中田節也・
宮 地 直 道 編「富 士 火 山」，山 梨 県 環 境 科 学 研 究 所，
255-267．
高田 亮・小林 淳 (2007) 富士火山南山腹のスコリア
丘トレンチ調査による山腹噴火履歴．地質調査研究報
告，57，329-356．
高橋正樹・小見波正修・根本靖彦・長谷川有希絵・永井匡・田中英正・西 直人・安井真也 (2003) 富士火山噴出物の全岩化学組成─分析データ 847 個の総括─．日本大学文理学部自然科学研究所研究紀要，38，117-166．
宝田晋治・風早康平・川辺禎久・阪口圭一・須藤 茂・
山元孝広・曽屋龍典・気象庁雲仙岳測候所 (1993) 雲仙
岳 1991-92 噴火の噴出物量と 6 月 3 日，8 日の火砕流の発生機構．地質調査所月報，44，11-24．
谷健一郎・折橋裕二・中田節也 (2002) ガラスビードを用いた蛍光 X 線分析装置による珪酸塩岩石の主・微量成
分分析:3 倍，6 倍，11 倍希釈ガラスビード法の分析精度の評価．東京大学地震研究所技報，8，26-36．
津屋弘逵 (1968) 富士火山地質図（5 万分の 1），富士山の地質（英文概略），地質調査所，24 pp．
上杉 陽 (2003) 地学見学案内書「富士山」．日本地質学441

会関東支部（上杉陽編著），117 pp．
Walker, G. P. L. (1971) Grain-size characteristics of pyroclastic deposits. J. Geology, 79, 696-714.
Wilson, C. J. N. (1980) The role of fluidisation in the emplacement of pyroclastic flows: an experimental approach.
J. Volcanol. Geotherm. Res., 8, 231-249.
山本玄珠・輿水達司 (2007) 富士山の溶岩と吉原観測井
ボ ー リ ン グ コ ア の 火 山 岩 の 対 比．富 士 山 研 究，1，
11-16．
山本玄珠・北垣俊明・輿水達司・篠ヶ瀬卓二・松田泰治(2003) 富士山南麓・西麓の新富士火山の溶岩の分布と記載岩石学的研究．地球科学，57，221-242．
山本玄珠・北垣俊明・輿水達司・篠ヶ瀬卓二 (2004) 富士
山西麓の古富士火山の溶岩について．地球科学，58，
245-253．
山元孝広・高田 亮・石塚吉浩・中野 俊 (2005a) 放射性炭素年代測定による富士火山噴出物の再編年．火山，50，53-70．
Yamamoto, T., Takada, A., Ishizuka, Y., Miyaji, N. andTajima, Y. (2005b) Basaltic pyroclastic flows of Fuji
volcano, Japan: characteristics of the deposits and their
origin. Bull. Volcanol., 67, 622-633.
山元孝広・石塚吉浩・高田 亮 (2007) 富士火山南西麓の地表及び地下地質:噴出物の新層序と化学組成変化．
荒牧重雄・藤井敏嗣・中田節也・宮地直道編「富士火山」，山梨県環境科学研究所，97-118．
（編集担当

吉本充宏）