火山 第 59 巻 ( 2014)
第 4 号 229-239 頁

論 説
だけ

安達太良火山，12 万年前噴火（岳噴火）における噴火推移の復元：
火口近傍露頭と山麓火砕流との対比による推察
藤原健一郎＊・長 谷 川 健＊・藤 縄 明 彦＊
（2014 年 8 月 10 日受付，2014 年 10 月 20 日受理）

Sequence of the 120 ka Adatara-Dake Eruption from Adatara Volcano, Fukushima, Japan:
Based on Correlations between the Outcrops of Pyroclastic Fall Deposits at
the Summit and Flow Deposits on the Flank and Foot of the Volcano
Ken-ichiro FUJIWARA＊, Takeshi HASEGAWA＊ and Akihiko FUJINAWA＊
We performed systematic sampling and description of the Adatara-Dake tephra outcrop on the summit of Adatara
volcano, Fukushima Prefecture, Japan in order to reveal the detailed eruption sequence and temporal evolution of themagma system of this volcano that erupted 120 ka BP. Even though there is no recognizable eruption hiatus represented
by a paleosoil layer, pyroclastic fall characteristics at the outcrop permit to divide Adatara-Dake tephra into 19 layers: A
to R; from bottom to top. The earlier layers (A to L) are characterized by successive pumice fall deposits, intercalated bythin volcanic sand layers. The later layers (M to R) are rich in scoria fall and are partly welded, with agglutinate found inlayers O and R. Representative clasts from each layer were analyzed to determine the grain size distribution,
componentry, modal composition and whole rock chemistry. Layer M can be correlated petrologically andpetrographically with the lower part of Yugawa pyroclastic flow deposit on the eastern foot and the Motoyama
pyroclastic flow deposit on the western flank of the volcano. Similarly, the upper part of Yugawa pyroclastic flowcorrelate with layer N, meanwhile the upper part of Motoyama pyroclastic flow correlate with layers O or R. There is anincrease in the lithic fraction with decreasing sorting in layer M, which we interpret to indicate increasing enlargementof vent during the phase of this layer. The scoria/pumice volume ratio also increases remarkably in layer M, suggestingthat vent enlargement and sudden increase of mafic magma during phase M caused the column collapse that generated
the Yugawa and Motoyama pyroclastic flows. The mafic magma composition changed after layer O, with the
FeO*/MgO ratios becoming less than 2.1. After this change in chemistry in phases O to R, pyroclastic flows were
continuously generated and agglutinated deposits were formed at the summit. This suggests that the eruption style of the
final phase abruptly changed to relatively low column height.
Key words : Adatara volcano, agglutinate, Pyroclastic flow deposit, Correlation, Eruption sequence, Magma composition
1．は じ め に前あるいはそれよりも古い時期から現在まで，活動を続

福島県中北部に位置する安達太良火山は，東北日本弧

けてきた活火山である（藤縄，1980）．藤縄ほか (2001)の火山フロントを構成する第四紀複合火山である (Fig.

によれば，その活動期は，休止期の挟在により，大きく

1)．本火山は東西約 12 km，南北約 15 km の範囲に，主と三期に区分される．最新の第三期は，三活動期中，最長・して安山岩質の火山錐がほぼ南北に配列した火山列をな最大規模であり，約 25 万年前から現在までに，カルクア

し，主なピークは北から鬼面山 (1482 m)，箕輪山 (1728

ルカリ安山岩とデイサイトの噴出を繰り返し，本火山列m)，鉄山 (1709 m)，矢筈ヶ森 (1673 m)，安達太良山 (1700の主体部を形成した．藤縄・鎌田 (2005) では，第三期をm)，和尚山 (1601 m) と称される．本火山は，約 55 万年

さらに，噴火様式や休止期の存在から 3-1，3-2，3-3 期

き めんざんてつざん

や はず

みのわ さんもり

おしょうやま

＊〒310-8512 茨城県水戸市文京 2-1-1
茨城大学理学部
Department of Earth Sciences, College of Science, Ibaraki
University, 2-1-1 Bunkyo, Mito 310-8512, Japan.

Corresponding author: Akihiko FUJINAWA
e-mail: fujinawa@mx.ibaraki.ac.jp

230

藤原健一郎・長谷川健・藤縄明彦

Fig. 1. Location map of Adatara volcano based on the 1/20,0000 scale Fukushima-hokubu map of the Japan Geographical
Survey Institute. Triangles show the peaks of major volcanic edifices, with locality 1 showing the Adatarayama peak.

に細分している．25 万〜20 万年前頃にかけての 3-1 期

ける，最大規模の噴火であるとともにマグマ供給系の変では，平坦な上面の大規模な溶岩台地を形成する活動が換点でもあり，本火山の噴火史や，カルクアルカリマグ主体であった．3-1 期の活動後，約 7 万年の休止期を経マの生成・進化過程を論じる上で重要な噴火と言える．

て発生した，本研究対象の岳噴火（阪口，1995）は 3-2 期

しかしながら，火砕流の発生時期との関係も含め，このにあたり，その噴出年代は，テフロクロノロジーにより，噴火の詳細な推移は明らかになっていない．本研究で約 12 万年前とされている（鈴木，1999; 山元・阪口，は，安達太良山頂付近に分布し，岳噴火の降下堆積物が2000）．このとき放出・堆積した降下軽石は安達太良岳

連続的に観察できる火口近傍露頭において，詳細な岩相

軽石（早田・西城，1987; 町田・新井，1992）と呼ばれ，記載と試料採取を行い，火砕流との対比を試みた．また，噴出量は約 2 km3DRE（山元・阪口，2000）で，安達太良

採取試料について，本質物質の岩石学的特徴や粒度特性

山頂部から東山麓，さらに東方の太平洋沿岸まで分布がの時間変化を明らかにし，マグマ系の変換点や噴火推移認められる．この噴火では，デイサイト質軽石と安山岩を詳細に検討したので報告する．

だけ質スコリアが同時に噴出し，さらに噴火の途中で，安山
岩質マグマ供給系の変換が起こったと解釈されている

2．研究手法（藤縄・鎌田，2005）．また，この噴火時に火砕流も発生2-1したと考えられ，その堆積物が複数記載されており，こ本研究では，まず上述の安達太良山頂付近の露頭（Fig.

れらは東山麓および西中腹部において，それぞれ湯川火

1 の Loc. 1:北緯 37° 3718，140° 1719）において一連の砕流（阪口，1995）
・元山火砕流（藤縄，1980）と称される．

岳噴火堆積物の調査を行った．藤縄・鎌田 (2005) によ

このように 12 万年前の岳噴火は，安達太良火山におる安達太良第 2 降下火砕物の記載を踏襲し，本堆積物を調査対象と地域

だけ

安達太良火山，12 万年前噴火（岳噴火）における噴火推移の復元：火口近傍露頭と山麓火砕流との対比による推察
19 層（下位から A〜R）に区分して，記載と試料採取（バ

231

外した．

ルクサンプリング）を行った．なお，本論における最大

また，直径 8 mm 以上の粒子については，軽石，スコリ

粒径とは，露頭内で確認した最も大きい岩片 3 つの平均

アおよび石質岩片を分別して各種重量比を求めた．この粒径を指す．

際，ひとつの粒子に軽石部とスコリア部が不均質に混在

一方で，岳噴火時に発生したと考えられる 2 つの火砕する縞状の本質物質については，肉眼で判断して 7 割以流の堆積物を調査した．湯川火砕流堆積物（以下，堆積上を軽石部が占めるものは「軽石」，逆のものは「スコリ物を省略）については東麓湯川沿い（Fig. 1 の Route A）

ア」とした．両者の混合比率がほぼ同程度のものについの標高 600 m 付近で，元山火砕流は西側中腹部，硫黄川ては「縞状軽石」としている．

沿いの標高 1200〜1300 m 白糸の滝付近（Fig. 1 の RouteB）で，それぞれ記載・試料採取を行った．
2-2

室内分析

3．岩相記載3-1

安達太良山頂における岳噴火堆積物

鉱物モード組成および全岩主化学組成

本露頭は，岳噴火堆積物の火口近傍相として従来から

岳噴火堆積物の各層および山麓の火砕流について，本存在が認められ，藤縄・鎌田 (2005) によって安達太良第

質物質の斑晶モード測定および全岩化学組成分析を行っ

2 降下火砕物と命名され系統的な層序区分がなされた．

2-2-a

た．モード測定では，各層につき軽石 2 試料を薄片にし，

藤縄・鎌田 (2005) は，本堆積物を 19 層，すなわち下位

1 枚の薄片につき 2,000 点をカウントした．気泡はカウから A 層〜R 層に区分しているが，ここでは各層についントに入れず，長径 0.1 mm 以上の鉱物を斑晶と定義して，新しく得られた記載結果を中心に述べる．19 層の合た．ただし，
同一層に軽石とスコリアが混在する場合は，計層厚は約 35 m で，各層は二次堆積物や土壌層を挟ま

各 2 試料について同様に測定した．

ず累積していることから，一連の噴火で連続的に堆積し全岩化学組成分析は，茨城大学の蛍光 X 線分析装置たものと解釈できる．

（RIGAKU 製 3270 型）を使用し，主に永尾ほか (1997) に

全体的な色調および本質物質の量比から，概ね，軽石

準じたガラスビード法を用い，希釈率は 1:2 で，主成分がスコリアよりも優勢な A〜L 層（前半層準）と，スコ

元素の測定を行った．この際，ビード作成前の約 850℃

リアが優勢で溶結部の多い M〜R 層（後半層準）に大別

での灼熱による減量が 5 % 以上の試料，つまり E 層，Qできる．なお，記載の途中，より良く観察できる露出箇層の軽石は，変質による粘土鉱物の割合が多いと考え分所を求めて一度移動したが，この際には E 層直上の赤褐析対象から除外した．岳噴火堆積物は，スコリアの最大

色火山砂層を鍵層とし，それによって隔たれる上下 2 層

粒径が 2 cm 以下と，総じて共存する軽石よりも細粒のを下位から E，E層とした (Fig. 2)．

傾向があったため，スコリアの多くは複数粒子を一括しA 層 : 本層と安達太良第 1 降下火砕物との間に雑多なて処理・分析を行った．この結果，各層につき軽石は概岩相の変質した二次堆積物を挟在することから，本噴火

ね 2 試料以上，スコリアは 1 試料の分析値を得た．主成堆積物の最下部と判断できる．層厚約 350 cm で，軽石分元素の合計はほぼ 98〜100 wt.% の範囲を示したが，本も含まれるが，明灰色のスコリアが卓越し，その含有量論では，これらの合計値を 100 % に換算した各元素の重は 80 % 以上である．軽石とスコリアの最大粒径はそれ

量比 (wt.%) を示す． こうした手法のため，岳噴火堆積ぞれ 3 cm と 5 cm である．上部約 30 cm は焼結し，1 cm

物のうち，砂サイズ以下の火山砂層（D, G, I, K 層）につ以下の軽石とスコリアが点在する火山砂層である．

いては，モード測定および全岩化学組成分析は行ってい
ない．
2-2-b

B 層 : 層厚約 40 cm で，軽石を 60 % 以上含み，これに加えて明灰色のスコリアが 30 % 程度含まれる．軽石と岳噴火堆積物の粒度・構成物量比

岳噴火堆積物のうち，火山砂およびアグルチネート以
外の各層について，バルク試料を乾燥させて 300 g 程度

スコリアの最大粒径は，それぞれ 6 cm と 1 cm である．
上部約 10 cm は灰色を示して焼結し，1 cm 以下の軽石とスコリアが点在する火山砂層である．

に縮分し，粒度分析と構成物量比の分析を行った．粒度

C 層 : 層厚約 30 cm で，赤褐色のスコリアを少量（15分析は，−6 Φ〜4 Φまで，1 Φ間隔とし，電磁式ふるい振% 以下）含む軽石層である．含まれる軽石とスコリアのとう機（Retsch 社製，AS200）を用いて行った．ふるい分

最大粒径はそれぞれ 4 cm と 1 cm である．

けた各粒度について，全体に対する重量比 (wt.%) を求

D 層 : 層厚 20 cm で，焼結した粒径 1〜2 mm の粒子をめ，Inman (1952) の方法により，各層の粒度特性，とり主要構成要素とする，灰色の火山砂層である．その中にわけ中央値と淘汰度を算出した．この際，ひとつの粒子

最大径 1 cm 程の軽石・スコリアが点在しており，A〜C

で全体の重量の 5 % 以上を占めるような大きな粒子は除層に比べ，明らかに淘汰が悪い．

232

藤原健一郎・長谷川健・藤縄明彦

Fig. 2. Left: Schematic stratigraphic column of Adarata Dake tephra on locality 1. The horizontal extent of beds is notproportional to grain size. Right: Stratigraphic variation of rock-type, proportions and grain size distributions (sortingand median). M-U, M-M and M-L mean the upper, middle and lower parts of the M layer, respectively.

だけ

安達太良火山，12 万年前噴火（岳噴火）における噴火推移の復元：火口近傍露頭と山麓火砕流との対比による推察
E 層 : 層厚約 240 cm で，約 60 % の軽石と約 40 % の暗灰色スコリアを含む．軽石とスコリアの最大粒径はそれ233

O 層 : 層厚 300 cm．強溶結したアグルチネートで下部は赤色酸化する．

ぞれ 3 cm と 2 cm である．上位には，層厚 20 cm で赤色

P 層 : 層厚 30 cm で，軽石が 55 % と，スコリアよりも酸化し，焼結した砂サイズの粒子を主な構成要素とするやや多い層である．含まれる軽石とスコリアの最大粒径火山砂層が覆う．この火山砂層は，最大径 1 cm 程の軽はそれぞれ 3 cm と 2 cm である．

石とスコリアを含み，下位の E 層に比べて明らかに淘汰

Q 層 : 層厚 100 cm で，下部 25 cm は黒色と橙色の火山が悪い．また，この火山砂層を鍵層とすることで，次に砂層が互層する．上部は粗粒で，軽石とスコリアの最大述べる E層の最下部を容易に確認できる．

粒径はともに 3 cm である．スコリアと軽石の量比も同E層 : 上述の赤色酸化した火山砂層を覆う，層厚約250 cm の軽石層である．スコリアはほとんど含まれず
約 2 % である．軽石とスコリアの最大粒径はそれぞれ 5
cm と 1 cm である．
F 層 : 層厚約 160 cm で，含まれる軽石とスコリアの最程度である．
R 層 : 層厚約 10 m で，強溶結したアグルチネートからなり，安達太良山頂の突出部を形成する．
3-2

火砕流堆積物

3-2-a

湯川火砕流

大粒径はそれぞれ 4 cm と 2 cm である．軽石を 60 % 以

山頂から東方を流れる湯川沿いに主に露出し，最遠で上含み，スコリアよりもやや優勢である．他の層のほと山頂部から 16 km 東方に分布が認められている（山元・んどが亜角礫〜亜円礫であるのに対し，本層の軽石・ス

阪口，2000）．本研究では，山頂から約 6 km 東方，湯川

コリアは角礫であることが特徴である．

沿い（Fig. 1 の Route A）で 2 つの露頭を記載した (Fig.

G 層 : 層厚約 40 cm の灰色火山砂層である．上部と下

1)．両露頭の火砕流は，溶結相における本質物の扁平伸部は黄褐色に変質する．火山砂の中に最大径 1 cm 程の

長方向や節理などから，ほぼ水平の堆積構造が推定され，

軽石とスコリアが点在し，上下に隣接する軽石・スコリ

上流側露頭により上部が露出すると判断できる．両露頭

ア層（F・H 層）に比べて明らかに淘汰が悪い．

ともにフローユニット境界は認められなかった．下部層

H 層 : 層厚約 150 cm で，スコリア約 60 % と軽石より準は，層厚 15 m 以上で，中〜強溶結が認められる．灰色

やや多く，一部で熔結相を示す．含まれる軽石とスコリの基質中に，明灰〜暗灰色（一部赤色に酸化）を呈する

アの最大粒径はともに 2 cm である．

レンズ状の本質物質（以下，フィアメと呼ぶ）が散在し，

I 層 : 層厚 20 cm で黒色の火山砂層である．火山砂のこれらの最大長径は 15 cm 程度である．顕著な流理構造

中に，最大径 1 cm 程度の軽石とスコリアが散在し，他のも確認できる．上部層準は層厚 2 m 以上で，弱〜中溶結

火山砂層と同様に軽石・スコリア層よりも淘汰が悪い．

相を示す．赤褐色の基質中に灰色スコリアと白色軽石がJ 層 : 層厚 200 cm で，軽石とスコリアがほぼ同程度含共存するが，これらは下部層準ほど扁平になっていない．

まれる層である．軽石とスコリアの最大粒径はそれぞれ

全体的にスコリアが多く，これらの最大径は 10 cm 程度

4 cm と 3 cm であり，特にスコリアには角礫が多い．

である．

K 層 : 層厚 10 cm で全体的に黒色の火山砂層である．

なお山元・阪口 (2000) は，山頂から東方約 12 km の山

層の中部が淡桃色を呈する．最大径 1 cm 程度の軽石との入ダム付近で，安達太良岳軽石に直接覆われる白色非スコリアが散在する．

溶結の火砕流の露頭を見出し，これを本火砕流の一部とL 層 : 層厚 250 cm で，軽石が 80 % 以上とスコリアよした．この白色非溶結堆積物の体積は約 0.02 km2で，岳り卓越する層である．含まれる軽石とスコリアの最大粒噴火堆積物全体の体積の 1 % 以下と見積もられている径はそれぞれ 4 cm と 1 cm である．

（山元・阪口，2000）．しかし，この露頭はすでに消滅あ

M 層 : 層厚 100 cm で，主要構成粒子の色調変化によるいは水没し確認ができなかった．

り，下部 50 cm は黄白色，中部 30 cm は淡桃色，上部 20

3-2-bcm は黄褐色を示す．軽石量比が下部から上部に向かっ山頂から西方約 3 km，硫黄川沿いに狭小に分布する．

て約 40 % から 10 % へと著しく減少する．軽石とスコリ

硫黄川を挟み，白糸の滝両岸上方の尾根に露出し，白糸

アの最大粒径はともに 3 cm である．中部と上部には径の滝溶岩流（藤縄，1980）を直接覆う．本研究では Fig. 1

2 cm 程度の石質岩片も 12〜29 % 認められる．

で示した Route B の 3 地点で記載を行ったが，湯川火砕

N 層 : 層厚 350 cm のスコリア層である．スコリアの最大粒径は 5 cm である．下半部は一部溶結する．上半部には 20 cm 大のスコリア質の火山弾も認められる．軽石をほとんど含まず約 2 % である．

元山火砕流

流と同様，水平の堆積構造と標高の関係から下部・中部・上部層準に三分した．
下部層準は層厚約 10 m で露出し，全体的に強溶結しており，板状節理も発達する．確認した 3 地点の中では

234

藤原健一郎・長谷川健・藤縄明彦

Table. 1. Contents and components of phenocrysts (vol.%)of juvenile materials in each layer. Yug: Yugawa
pyroclastic flow deposit, Mot: Motoyama pyroclastic
flow deposit. Pl: plagioclase, Opx: orthopyroxene,
Cpx: clinopyroxene, Ol: olivine, Opq: opaque minerals,
tr: trace component. See the caption of Fig. 2 for theabbreviations of -U, -M and -L.

部強溶結部は，フィアメの厚さが 1 cm 以下であったた
め，十分な試料を得られなかった．
4-1

モード測定結果

4-1-a

岳噴火堆積物各層に含まれる軽石，スコリア各々について，斑晶量と，斑晶内に占める各鉱物の量比 (vol.%) を Table 1 に示した．各層の値は 2 薄片試料の平均値である．
本堆積物中の軽石は，斑晶量が 12.6〜23.9 vol.% の範囲にあり，共通して斜長石，斜方輝石，単斜輝石，不透明鉱物が認められる．石基は，繊維状で清澄なガラスからなる．斑晶の中では，共通して斜長石が最も多く (65.0〜
83.2 vol.%)，不透明鉱物が最も少ない (0.9〜6.2 vol.%)．
斜方輝石と単斜輝石は，いずれも 10 vol.% 前後で，ほとんどの層で単斜輝石の方がやや多い傾向にある．これら
軽石中の斑晶量および斑晶鉱物量比に，明瞭な時間変化
傾向は認められない．
本堆積物中のスコリアは，斑晶量が 10.5〜48.4 vol.%の範囲を有し，特に O 層から上位で増加傾向が認められる．斑晶鉱物には共通して斜長石，斜方輝石，単斜輝石，
不透明鉱物が含まれ，P 層と R 層にはかんらん石も少量認められる．斜長石，両輝石，不透明鉱物の量比は，軽石に見られるそれとほぼ同様である．石基は，アグルチ
ネート中のスコリアがインターサータル組織で，それ以外は主にハイアロオフィティック組織を示し，ガラス部
はいずれも淡褐色〜暗色を呈する．
4-1-b

火砕流堆積物

両火砕流ともに斑晶量は 19.4〜36.0 vol.% であり，特に溶結部で得たフィアメが比較的斑晶量に富む傾向にあ
一番溶結度が高い．赤褐色の基質中に含まれる暗灰色のる．鉱物組合せは，斜長石，斜方輝石，単斜輝石，不透

フィアメは，厚さ 1 cm 以下，幅 20 cm 程度に引き延ばさ

明鉱物が共通して認められ，元山火砕流の中部試料にはれている．中部層準は，層厚約 20 m で露出し，露頭下部

少量のかんらん石も認められる．これら斑晶量・斑晶量には柱状節理が，上部には板状節理が発達する．赤褐色

比の傾向は，すべて岳噴火堆積物中の軽石・スコリアのの基質中に明灰〜暗灰色のフィアメが含まれ，下部層準示す値の範囲内に収まる．石基組織は，湯川火砕流上部

ほどではないが，長径 10〜20 cm 程に引き延ばされていスコリアがハイアロオフィティック組織，元山火砕流上

る．上部層準は 25 m で露出し，露頭最上部には板状節部のフィアメはインターサータル組織，それ以外はすべ理が発達している．赤褐色の基質中に，中部と同様に引てハイアロピリティック組織を示す．

き延ばされた，径 2〜15 cm 程のフィアメが含まれる．

4-2

全岩主化学組成

軽石とスコリアならびに火砕流試料の全岩主化学組成
4．岩石学的特徴

を Table 2 に示し，代表的な変化図を Fig. 3 に示した．

各層に含まれる本質物質の岩石学的特徴を以下に示

岳噴火堆積物の軽石は，SiO2量が 59〜64 wt.% の安山岩

す．ただし，岳噴火堆積物の M 層は，層内で軽石 / スコ

〜デイサイトで，藤縄・鎌田 (1995) で示された通り，ほリアの量比が著しく変化し，色調の違いからも明瞭に 3

ぼ中カリウム系列に属する (Fig. 3-a)．総じて軽石の分できることから，下部・中部・上部に分けて分析を行っ

SiO2量と噴火層序との間に系統的な変化傾向の相関関係

た．火砕流については，非溶結試料は湯川火砕流上部のは認められないが，M 層のみに注目すると，下部・中部

スコリアのみで，それ以外はすべて溶結部に認められるに比べて上部の SiO2値が高い (63〜64 wt.%)．この M 層

フィアメを採取し，分析に供した．なお元山火砕流の下上部の軽石試料は，試料中，最高の SiO2 値かつ最低のだけ

安達太良火山，12 万年前噴火（岳噴火）における噴火推移の復元：火口近傍露頭と山麓火砕流との対比による推察
Table. 2. Whole-rock compositions of juvenile materials in each layer. See the caption of Table 1
for the abbreviations of units. All data are normalized to 100 %.

235

236

藤原健一郎・長谷川健・藤縄明彦

Fig. 3. Whole rock compositional (normalized to 100 %) variation diagrams of (a) K2O vs. SiO2 (b) FeO* vs. Al2O3 (c)FeO*/MgO vs. SiO2 and (d) TiO2 vs. Al2O3 for Adatara volcano samples. (a) and (b) are for pumice while (c) and (d)are for scoria lithologies. The high-K/medium-K boundary in (b) is based on Gill (1981) while the tholeiite/calcalkaline boundary in (c) is based on Miyashiro (1974). See the caption of Table 1 for the abbreviations of Yug and Mot.

Al2O3・FeO* 値を示す（Fig. 3-a および -b）．一方スコリ(Fig. 3-a)．これらは，他の主成分元素，たとえば，Al2O3，

アは，SiO2が 56〜62 wt.% の安山岩組成を示す (Fig. 3-c)．

FeO *，K2O においても互いに類似する（Fig. 3-a および

藤縄・鎌田 (1995) で指摘された通り，ほぼカルクアルカ-b）．また，斑晶鉱物組合せ・量比も，これら試料間の対リ系列の組成を示すとともに，都城図 (Miyashiro, 1974)

比を否定するものではない．溶結凝灰岩試料 (29.6〜36.6

において FeO*/MgO の低いトレンド (FeO*/MgO < 2.1)

vol.%) が軽石試料 (21.4 vol%) よりもやや斑晶量が多いと高いトレンド (2.1 < FeO*/MgO) に明瞭に二分される．

傾向にあるが，これは火砕流に一般的に見られる傾向で火砕流の下〜中部，つまり湯川火砕流下部および元山（たとえば，Cas and Wright, 1987），火砕流流走時に起こ

火砕流中部のフィアメが，いずれも SiO2=63 wt.% 以上るガラス部の逸脱や強溶結によるガラス基質部の圧密のデイサイト組成を示すのに対し（Fig. 3-a および -b），（たとえば，Ross and Smith, 1981）などで両者の食い違い

火砕流上部，つまり湯川火砕流上部のスコリアと元山火は説明可能である．よって，本研究で記載した湯川火砕

砕流上部のフィアメは，各々 59.3 wt.% と 60.7 wt.% で，流下部と元山火砕流中部は M 層上部に対比可能と考え安山岩質な組成を示す（Fig. 3-c および -d）．

られる．
続いて，より上位にあたる湯川・元山火砕流上部と，5．議論

岳噴火の N 層以上の層準について対比を検討する．湯5-1

川火砕流上部のスコリアと N 層，および元山火砕流上部

岳噴火堆積物と火砕流の露頭間対比

湯川・元山の両火砕流は，従来から，岳噴火に関連しのフィアメと O または R 層中のスコリアが，各々近いて発生したと考えられていたが（山元・阪口，2000），こ

組成を示すことが分かる（Fig. 3-c および -d）．湯川火砕

れまで岳噴火のどの時点で発生したのかは検討されてい流上部スコリアと N 層はモード組成上も比較的よく一なかった．ここでは，露頭から得られた層序関係および致することから，両者は対比可能と考えられる．湯川火

本質物質の岩石学的特徴から，岳噴火堆積物と両火砕流

砕流上部スコリアは，M 層下部や C 層のスコリアともとの詳細な対比を試みる．

組成が類似するものの（Fig. 3-c および -d），層序的に矛

全岩化学組成を見ると，湯川火砕流下部および元山火盾する．元山火砕流上部は，化学組成とモード組成の類

砕流中部のフィアメと岳噴火の M 層とが，特徴的に高い

似性と層序関係から見て，O 層または R 層に対比するのSiO2値（63 wt.% 以上）を示す点で類似することが分かる

が妥当と考えられる．いずれの層準に対比されるかは，

だけ

安達太良火山，12 万年前噴火（岳噴火）における噴火推移の復元：火口近傍露頭と山麓火砕流との対比による推察

237

Fig. 4. Schematic illustration showing temporal change of eruption styles and related magma systems during Adatara-Dake
eruption.

今後さらに分析値を増やすことなどで詳しく検証できる

とえば，Freundt et al., 2000），M 層に見られるこれらの岩であろう．

相変化と，M 層噴出物が岩石学的に火砕流と対比される

5-2

噴火様式の推移

ことから，後半最初期に，火口拡大に起因する噴煙柱崩上記の対比結果と第 3 章で記した岩相変化をもとに，壊型の火砕流が起こったと解すことができる（Fig. 4 の岳 噴 火 に お け る 噴 火 様 式 の 推 移 を 考 察 す る．ま ず，

ユニット M）．この時発生した火砕流は，東西の谷沿い

A〜L 層を堆積させた前半には，明確に火砕流の発生をを流れ下って谷地形を埋没させ，一部溶結した．

伴う証拠はなく，非溶結で比較的淘汰の良い軽石層で主M 層には，さらに注目すべき岩相変化が認められる．

に構成されることから，安定した噴煙柱を形成し，主に本質物質の量比を見ると，前半層準では優勢であった軽降下軽石を放出した噴火フェーズと捉えることができる

石が減少して，M 層で軽石 / スコリア比が逆転し，続く（Fig. 4 のユニット A-L）．一方でこれらの層準には，比N 層では本質物質がほぼスコリアとなる．山元・阪口較的淘汰が悪く一部焼結した火山砂層が複数挟在する(2000) は，火砕流発生の原因について，卓越する本質物(Fig. 2)．これら火山砂は，噴煙柱が安定していながらも質が軽石（デイサイト）からスコリア（安山岩）に変わ

突発的にその縁辺部が崩れることで発生する，ごく小規

ることでマグマ中の揮発性成分が減少し，噴煙柱が不安

模な火砕サージによる堆積物の可能性がある（たとえば，

定となった可能性を指摘した．M 層噴出時には，火口のSigurdsson et al., 1985）．なお，前半層準のいずれかが，拡大だけでなく，同時にマグマ組成の急変が伴っており，

現在は水没し認識不能の山の入ダム露頭で山元・阪口

これも火砕流の発生に関与した可能性が考えられる．

(2000) が記載した，湯川火砕流の白色非溶結ユニットに火砕流堆積物との対比結果から，続く N 層〜O 層，あ対比される可能性が残る．しかし，白色非溶結の火砕流

るいは最後の R 層の堆積時まで火砕流の発生が継続しユニットは岳噴火の全噴出量の 1 % に満たないとされる

たと考えられる．火口近傍において，N 層は一部が溶結ことから，この可能性を容れても，前半層準で大規模なし，O 層・R 層はアグルチネートの岩相を示す．山元・

火砕流は発生しなかったと考えられる．

阪口 (2000) は，山頂から 8 km 以上東方で岳噴火軽石（降引き続き，後半最初に堆積した M 層には，中部から上

下火砕物）を記載し，ここでは上部に向かってスコリア部にかけて，前半層準では認められなかった石質岩片がが増加するような傾向を認めていない．このことから，

10〜20 % 以上含まれることが分かる．さらに M 層上部

山元・阪口 (2000) では，噴火後半のスコリア優勢部では

では，構成物粒子の淘汰度が，σ値で約 3.0 と，それ以下

噴煙柱高度が減少したと推察している．以上のことかの層準 (σ=2.0) より有意に低い．これらはいずれも，Mら，N 層以降では，それまでよりも比較的低い噴煙柱を層噴出時に，火口が侵食によって拡大したことを示唆す

形成し，火口近傍にアグルチネートを集積させつつも，る（たとえば，Németh and White, 2003; White, 1996）．噴同時に火砕流を発生，谷沿いに流下させるような噴火様

煙柱崩壊型火砕流は，火口拡大による大気の取り込み率式をとっていたと結論できる（Fig. 4 のユニット N-R）．

減少によって発生する場合があると考えられており（た

238
5-3

藤原健一郎・長谷川健・藤縄明彦
安山岩質マグマの変換期移の復元が達成されると期待できる．さらに，ともに本

藤縄・鎌田 (2005) は，スコリアの化学組成が，特に都質物質と考えられる軽石とスコリアの成因関係を明らか

城図で明瞭に二分されることから，安山岩質マグマにはにすることで，カルクアルカリマグマの生成，進化過程，

異なる 2 つのタイプが存在していたと主張した．両タイ

マグマ供給系の変遷について，より具体的な描像を得る

プは都城図上で，FeO*/MgO=2.1 付近を境に，P 層以前ことが期待できる．

で高 FeO*/MgO 側，Q 層以降で低 FeO*/MgO 側にプロッ
トされ，それぞれ異なる組成トレンドを示す．すなわち謝

2 つの安山岩質マグマは，P 層から Q 層を変換点として，本論は，編集委員の伴雅雄氏，および査読者である和付け替わったと結論した．本研究で採取したスコリアを田恵治氏と匿名査読者のコメントによって改善されまし同様に都城図にプロットすると，やはり FeO*/MgO=2.1

た．ここに感謝の意を表します．

付近を境に組成範囲が 2 分される．しかしながら，その変換点は，先行研究よりも早期の N 層と O 層の間に認められる (Fig. 3-c)．すなわち，A〜N 層が高 FeO*/MgO
側，O〜R 層が低 FeO*/MgO 側にプロットされる．このことから，藤縄・鎌田 (2005) の指摘した安山岩質マグマの変換は，従来よりも早期（下位）の N―O 層準で起こっていたと考えられる．つまり変換期では，アグルチネー
トを主体とする，噴煙柱の低い噴火様式が卓越したことが推測される．
6．まとめ

安達太良火山における最大規模の噴火である約 12 万年前の岳噴火について，噴火推移やマグマ組成の変換点などを詳細に検討するため，火口近傍の好露頭で連続的な採取・記載を行った．その結果，噴出物の岩相（構成物量比，粒度分布）やマグマ組成などの時間変化を高解像度で解析することができた．本論で得られた主な結論は次の 3 つにまとめられる．
1) 共存する本質物質であるデイサイト質軽石と安山
岩質スコリアの岩石学的特徴から，岳噴火堆積物の M層上部が，東西に分布する湯川・元山両火砕流に対比された．さらに上位の N 層は，湯川火砕流の上部に，O 層
または R 層は元山火砕流の上部に対比できる．
2) 岳噴火では，前半層準の A〜L 層では比較的安定した噴煙柱を形成していたが，M 層噴出時に，火道の拡大と安山岩質マグマの急増が同時に起こり，火砕流を発生させた．続く N 層以降では，火砕流を発生させつつも，火口近傍には主にアグルチネートを堆積させるような噴火様式をとった．
3) スコリアに代表される安山岩質マグマには FeO*
/MgO が系統的に異なる 2 タイプが存在した．N 層からO 層のタイミングを変換点にして，O 層噴出以降では，
低 FeO*/MgO マグマが噴出した．
本論ではこれらの結論を得た一方，露頭の消滅によって前半層準の検証を十分に行うことができなかった．今後新たな露頭情報を得ることができれば，全体の噴火推辞

引用文献
Cas, R.A.F. and Wright, J.V. (1987) Volcanic Successions,
Modern and Ancient, 528 pp. London, Allen and Unwin.
Inman, D.L. (1952) Measures for Describing the Size Distribution of Sediments, Journal of Sedimentary Petrology, 22,
125-145.
藤縄明彦・鎌田光春 (Fujinawa, A. and Kamata, M.) (2005)
安達太良火山の最近 25 万年間における山体形成史とマグマ供給系の変遷．岩石鉱物科学 (J. Mineral. Petrol.
Sci.), 34, 35-58.
Freundt, A., Wilson, C.J.N., Carey, S.N. (2000) Ignimbrites
and block-and-ash flow deposits, in Encyclopedia ofVolcanoes (Sigurdsson H. ed), 581-599, Academic Press,
London.
藤縄明彦 (Fujinawa, A.) (1980) 安達太良火山の地質と岩石．岩鉱 (J. Mineral. Petrol. Econ. Geol.), 75, 385-395.
藤縄明彦・林信太郎・梅田浩司 (Fujinawa, A., Hayashi. S.
and Umeda, K.) (2001) 安達太良火山の K-Ar 年代─安
達太良火山形成史の再検討．火山 (Bull. Volcanol. Soc.
J.), 46, 95-106.
Gill, J.B. (1981) What is “Typical calcalkaline Andesite”, in
Orogenic Andesites and Plate Tectonics, pp. 1-12, SpringerVerlag, New York.
町田 洋・新井房夫 (Machida, H. and Arai, F.) (1992) 火山
灰アトラス (Atlas of Tephra in and around Japan)．東京
大学出版会 (Univ. Tokyo Press), 276 p.
Miyashiro, A. (1974) Volcanic rock series in island arcs andactive continental margins, Amer. Jour. Sci., 274, 321-355.
永尾隆志・角縁 進・白木敬一 (Nagao, T., Kakubuchi, S.
and Siraki, K.)，1997，全自動蛍光 X 線分析装置（理学/RIX3000）による岩石中の主成分および微量元素組成の定量．山口大学機器分析センター報告 (Rep. Center
Instru. Anal. Yamaguchi Univ.), 5, 10-15
Németh, K., and White, J.D.L. (2003) Reconstructing eruption
processes of a Miocene monogenetic volcanic field fromvent remnants; Waipiata volcanic field, South Island, New
Zealand. J. Volcanol. Geotherm. Res., 124, 1-21.
Ross, C. S. and Smith, R. L. (1961) Ash-flow tuffs: their origin,geologic relations, and identification. U. S. Geological Survey Professional Paper, 366, 81 p.
阪口圭一 (Sakaguchi, K.) (1995) 二本松地域の地質．地域
地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）(Explanatory text ofthe geological map of Japan, scale 1: 50,000, “Nihonmatsu

だけ安達太良火山，12 万年前噴火（岳噴火）における噴火推移の復元：火口近傍露頭と山麓火砕流との対比による推察
region”)，地質調査所 (GSJ)．79 pp.
Sigurdsson, H., Carey, S., Cornell, W. and Pescatore, T.
(1985). The eruption of Vesuvius in A. D. 79. National
Geograph. Res. 1 (3), 332-387
早田 勉・西城 潔 (Soda, T. and Saijo, K.) (1987) 安達太
良火山周辺に分布するテフラ，東北地理 (Geography of
Tohoku Jour.), 39, 205．
鈴木毅彦 (1991) 福島県太平洋岸，塚原海岸における最
終間氷期最盛期の海進海退過程とその時期降下したテ239

フラについて．地学雑，108，216-230.
White, J. D. L. (1996) Impure coolants and interaction dynamics of phreatomagmatic eruptions., J. volcanol. Geotherm,Res., 74, 155-170.
山 元 孝 広・阪 口 圭 一 (Yamamoto, T. and Sakaguchi, K.)(2000) テフラ層序からみた安達太良火山最近 25 万年
間 の 噴 火 活 動．地 質 雑 (Jour. Geol. Soc. Japan), 106,865-882.
（編集担当

伴雅雄）