論火山 第 68 巻 (2023)
第 4 号 207 ‑ 228 頁
https://doi.org/10.18940/kazan.68.4_207

説東北日本，秋田駒ケ岳南部カルデラの形成史
田 次 将 太＊・中 川 光 弘＊・和 知

剛＊＊（2022 年 8 月 30 日受付，2023 年 9 月 27 日受理）

Formation History of the Southern Caldera of Akita-Komagatake volcano, Northeastern Japan
Shota TAJI＊, Mitsuhiro NAKAGAWA＊ and Takeshi WACHI＊＊
Akita-Komagatake volcano in northern Honshu, Japan, has an elliptical caldera 3 km×1.5 km in diameter(southern caldera) on its southern slope. Although it has been speculated that the AK13 and AK12 tephra units(15 12 ka) are related to the formation of the caldera, the details of these processes have not been clariﬁed. We divided
the caldera-forming activity into three stages on the basis of geological and petrological evidence developed during thisstudy. Stage 1 activity began with a vulcanian eruption that produced Obonai pyroclastic ﬂow, followed by a plinian
eruption that produced an eruption column. These eruptions effused basaltic andesite and andesitic scoria to form
southern portion of the caldera. This activity, which produced AK13 tephra, involved an eruption of volcanic
explosivity index (VEI) 4 and occurred at approximately 15,100 calibrated radiocarbon years before present (cal. BP).
Stage 2 involved the formation of a small pyroclastic cone, Minamidake cone, at the southern margin of the caldera.
Distal tephra and lava flows derived from the cone have not been recognized. Stage 3 involved phreatomagmatic
eruptions of dacitic magma that produced Kunimi pyroclastic ﬂow, which covered the ﬂoor of southern portion of thecaldera and the Minamidake cone. The activity then shifted to a plinian eruption, during which time juvenile materials
changed from dacitic pumice to mixtures of basaltic andesite scoria, pumice and banded pumice. This activity
terminated with repeated phreatomagmatic and Vulcanian eruptions. This stage, which produced AK12 tephra, involved
an eruption of VEI＝4 and occurred at approximately 13,400 cal. BP. We conclude that the southern caldera is acomposite caldera that was formed by two sequential explosive eruptions in the latest Pleistocene. Juvenile materials
from Stages 1 and 3 form distinct linear trends in many silica variation diagrams, suggesting that each stage wasderived from a diﬀerent magma system.
Key words: Akita-Komagatake, caldera, magma mixing, geology, petrology
1．は じ め に

後カルデラ活動期に 3 分された．また，Inoue (1980) や秋田駒ケ岳火山は東北地方，秋田県と岩手県の県境に和知・他 (1997) によりテフラ層序に関する総括的な研位置する活火山であり（Fig. 1），20 世紀以降は 1932 年

究が行われ，秋田駒ケ岳を給源とする降下テフラ層が下と 1970 71 年に噴火している（気象庁, 2013）．本火山は位 よ り AK13〜AK1 の 13 層 に 区 分 さ れ た（ 和 知・ 他,

成層火山体の頂部に 2 つのカルデラ地形を有するとされ1997）．その後，主成層火山形成期やカルデラ形成期以（Fig. 1），それらは北斜面の北部カルデラ，南西斜面の降の火山体の構造や噴出物層序について議論された（藤南部カルデラと呼ばれている（須藤・石井, 1987）．本火

縄・他, 2004; 柳澤・他, 2021）．

山についてはいくつかの地質学的研究が行われ（桜井,一方，カルデラ形成期については更新世末に比較的規

1903; 八木, 1971; 曽屋, 1971），須藤・石井 (1987) によっ

模の大きな 2 回の爆発的噴火があったことが明らかにさて活動が古い順に主成層火山形成期，カルデラ形成期，れており（例えば, Inoue, 1980; 和知・他, 1997），これら＊〒060 0810 札幌市北区北10 条西8 丁目
北海道大学大学院理学院地球惑星システム科学講座
Division of Earth and Planetary System Science, Hokkaido
University, N10 W8, Kita-ku, Sapporo 060 0810, Japan.
＊＊〒101 0044 東京都千代田区鍛治町2 丁目2 2
株式会社エンバイオ・エンジニアリング

EnBio Engineering, Inc., 2‒2‒2 Kajicho, Chiyoda-ku, Tokyo
101 0044, Japan.
Corresponding author: Shota Tajie-mail: tajippebowling@gmail.com

田次将太・中川光弘・和知

208

剛

Fig. 1. Index map of northern Honshu and topographic map of Akita-Komagatake volcano. Areas A and B are
shown in Figs. 9 and 10, respectively. Contour interval is 100 m. Triangles denote volcanic peaks or cones.

が南部・北部 2 つのカルデラ形成に関与したと考えられ状・被覆関係を確認した．また火砕丘，火砕流および溶ているが，カルデラ形成噴火推移の詳細については様々

岩流（これらを本論では便宜上「山体近傍堆積物」と呼な 見 解 が あ る（ 例 え ば, 須 藤・ 石 井, 1987; 和 知・ 他,ぶ）と，和知・他 (1997) による AK13，AK12 のテフラ

1997; 藤縄・他, 2004）．その後，北部カルデラは大規模層（これらは便宜上「山体遠方堆積物」と呼ぶ）につい

な山体崩壊による崩壊地形であることが明らかにされたて，ユニット区分とそれらの層序，層相を検討した．なが（土井・他, 1997; 国土地理院, 2018），その成果も踏まおユニット区分には噴出物の岩石学的特徴も考慮した．

えたカルデラ形成噴火の推移についての議論は行われていない．

和知・他 (1997) では，本火山の山体遠方堆積物を層相から 3 つのタイプに分類し，噴火様式を考察した．そ我々は秋田駒ケ岳火山のカルデラ形成噴火について，

れらは軽石・スコリアに富む粗粒なテフラ層（タイプ 1），

和知・他 (1997) のテフラ層序の再検討に加えて，山体

軽石・スコリアが少なく発泡の悪い本質岩片に富む砂質

近傍噴出物について地質学的及び岩石学的研究を行って火山灰層（タイプ 2），そして細粒火山灰に富み火山豆きた．その結果，カルデラ形成噴火は時間間隙を挟んだ石を含むことがあるテフラ層（タイプ 3）である．これ

3 つのステージに区分され，南部カルデラは 2 回の爆発

ら の 層 相 上 の 特 徴 と F D 図（ 噴 出 物 の 破 砕 度（Frag-

的噴火により複数の火口が形成され，それらが接合した

mentation）を縦軸に，分布面積（Dispersal）を横軸にとっ複合カルデラと考えられること，そしてこのステージ間

た散布図 ; Walker, 1973）から噴火様式を議論し，タイでマグマタイプの変化が明瞭に認められることが明らか

プ 1〜3 を形成した噴火をそれぞれプリニー式噴火，ブになったので，ここに報告する．

ルカノ式噴火，そして水が関与した噴火に由来するとした．本研究でも和知・他 (1997) による山体遠方堆積物

2．研 究 手 法の層相タイプ区分を基本的に踏襲する．

まず，空中写真および国土地理院の陰影起伏図による

山体遠方および近傍堆積物の試料を採取し，そのうち

地形判読を行った．そして地形判読で得られた結果を基山体遠方堆積物については乾燥試料のふるい分けを行に地質調査を行い，野外での地形観察および噴出物の産

い，−4〜0φの粒径の試料を用いて構成物組成分析を実東北日本，秋田駒ケ岳南部カルデラの形成史

209施した．なお本研究では新鮮なガラス質で変質部が認め

代値（1σ）ごとに，想定される年代の最大値と最小値のられない粒子を “本質物質” とし，そのうち発泡してい平均を求め（1σ の年代値が複数の範囲に分かれた場合もるものを “軽石・スコリア”，発泡度が低く，破断面を同様に行う），さらに噴出物ごとにその値の平均を求めもつ緻密なものを“本質岩片”とした．また和知・他 (1997)

た．本研究ではこの平均値を噴出物の年代として用いる．

や藤縄・他 (2004) で述べられている通り，本火山の降この際，4 個ずつの年代値が報告されている山体遠方堆

下スコリア層には本質物質である黒灰色スコリアに加積物（AK13 と AK12）については，堆積物ごとに，最え，黄褐色ないし赤褐色を呈す「軽石」が含まれている

新および最古の年代を表す 2 つの測定値を除き，残りのことがある．両者は斑晶量や鉱物組み合わせといった岩

2 つの測定値を用いてそれぞれ年代を求めた．また，山石学的特徴は酷似するが，「軽石」は黒色スコリアと比体遠方堆積物は直下の土壌を測定しているため，その年

べて高い灼熱減量（loss on ignition; LOI）を示す．例えば，代は土壌の形成年代値を示す可能性がある一方，火砕流

本火山の新しい山体遠方堆積物である AK1 のスコリア

堆積物中の炭化木の年代は火砕流を発生させた噴火の年は LOI が負の値（−0.1〜−0.5 wt.%）をとるのに対し，代を示すと考えられる．したがって，火砕流堆積物と山「軽石」のそれは 1.4〜2.6 wt.% となる．よって「軽石」は，体遠方堆積物が対比された場合，火砕流堆積物の炭化木

黒色スコリアと同じマグマ由来であるが，噴火に関与しから得られた年代値を噴火年代として採用する．

た本質物質ではなく，例えば火道や火口内などで変質を被った類質岩片と考えられる．そのため，本研究では類質物質として扱い，本質物質の軽石とは「軽石」と括弧をつけて区別する．

3．地 形 概 説
秋田駒ケ岳火山は，北東〜南西方向に延びた山頂部と，
北西および南東方向に広がった山麓をもつ成層火山であ山体遠方・近傍堆積物中の本質物質については薄片のる（須藤・石井, 1987）．また，成層火山の南北斜面には，鏡下観察を行い，代表的な試料についてはモード組成分

南部カルデラ・北部カルデラと呼ばれる 2 つの凹地が存析も行った．モード組成は，1 試料につき 3,000 ポイン

在する（Fig. 1）．

ト以上カウントして求めた．全岩化学組成分析は，粒径

南部カルデラはその火山体の南西斜面に形成された，

3 cm 未満の粒子については肉眼で同一粒子と判断した

長径約 3 km，短径約 1.5 km，北東〜南西方向に伸びた

複数個を合わせて，粉砕試料を作成した．そして粉砕試

楕円形の凹地である（Fig. 2）．カルデラ底は南西部の標料と溶融剤（Li2B4O7）を 1：2 で希釈したガラスビード

高が低く，北東方向に向けて標高が高くなっている．カを作成し，主要元素は北海道大学理学部の XRF（スペルデラ壁の輪郭は単純な楕円形ではなく，南西から北東

クトリス社製 MagiX PRO），微量元素は同じく北海道大方向に配列する，3 つの凹地が接合した地形に見受けら学理学部の XRF（スペクトリス社製 Zetium）で測定した．

れる（Fig. 3）．北部カルデラのカルデラ壁は男岳から東本研究では国見火砕流堆積物（5 3 2 参照）中に認め方に延びた尾根を形成しており，北側に開口している．

14

た炭化木 1 試料について，放射性炭素（ C）年代測定を

この地形は，従来はマグマ噴火に関連した凹地（カルデ行った．測定は加速器分析研究所（IAA）に依頼し，加ラ）と考えられていたが（須藤・石井, 1987），その後に速器質量分析計（NEC 14C-AMS 専用装置）を用いて実施

山体崩壊壁であることが指摘された（土井・他, 1997; 国した．炭化木は酸 アルカリ 酸処理を行い，洗浄後の残土地理院, 2018）．

渣を超純水で中性になるまで希釈し，乾燥させたものを

上記の 2 つのカルデラ内には，複数の火砕丘が形成さ測定した．14C 年代の算出には Libby の半減期（5,568 年）れている．それらは北部カルデラ内では片倉岳，男女岳を用い，δ13C による同位体分別補正を行った．その後，などであり，それらの噴出物によりカルデラ内はほぼ埋

IntCal20 データベース（Reimer et al., 2020）と OxCalv4.4

積されている．南部カルデラ内には南岳，女岳，そして較正プログラム（Bronk Ramsey, 2009）を使用して，14C

小岳の火砕丘が形成され，それらの噴出物によってカル

年代から暦年代への較正を行った．

デラ底はほぼ覆われているが，カルデラ壁は明瞭に認め

南部カルデラ形成噴火のその他の噴出物（5 章参照）

られる（Fig. 2）．南部カルデラ内の上記の山体は後カルの 14C 年代は，生保内火砕流堆積物中の炭化木から 2 個

デラ期の山体と考えられていたが（例えば, 須藤・石井,（井上, 1979; 須藤, 1982），山体遠方堆積物である AK13

1987），南岳は後述するように，カルデラ形成期の火砕（遠藤, 1977; 井上, 1978; 豊島, 1984; 和知・他, 1997）と丘であることが本研究によって明らかになった．

AK12（土井, 1983; 和知・他, 1997）では直下の土壌から4 個ずつ報告されている．これらの 14C 年代についても，

4．従来研究による噴火史

上記の手法により暦年代に較正した．そして個々の暦年

本火山は新第三系の堆積岩・溶岩類と，笹森，湯森火

210

田次将太・中川光弘・和知

剛

Fig. 2. Oblique aerial view north of the southern caldera of Akita-Komagatake volcano. Photograph courtesy Morioka
Local Meteorological Oﬃce. (URL: https://www.data.jma.go.jp/morioka/shosai/geology_volcano_akikoma.html)

Fig. 3. (a) Shaded digital elevation model (DEM) of the southern caldera of Akita-Komagatake volcano. Source:
Geospatial Information Authority of Japan (GSI) web site. (b) Annotated map showing the three craters that might
contribute the caldera formation.

山をはじめとする第四系火山噴出物を基盤として，後期代に換算）になると，北部山体の北斜面が崩壊すること

更新世から活動を開始した．本火山の活動は古い順に主で北部カルデラが形成され，西〜北方の山麓に先達川岩

成層火山形成期，カルデラ形成期，後カルデラ活動期の屑なだれが流下した（土井・他, 1997; 国土地理院, 2018）．

3 つに大別されている（須藤・石井, 1987）．主成層火山

その後，カルデラ形成期の活動が始まり，15〜13 ka に形成期の比較的下位の溶岩から，0.074±0.015 Ma とい火砕流を伴う 2 回の爆発的噴火が起こり，南部カルデラ

う K-Ar 年代が報告されている（Itaya et al., 1984）．

が形成された．後カルデラ活動期では，まず北部カルデ

主成層火山形成期では溶岩流出が主体の穏やかな活動

ラ内で片倉岳や男女岳が活動し，その後に南部カルデラを行った（須藤・石井, 1987）．そして約 26,000 cal. BP（土内に活動中心が移動したと考えられている（和知・他,

井・他 (1997) による年代値を上記の手続きにより暦年

1997; 藤縄・他, 2004; 国土地理院, 2018）．

東北日本，秋田駒ケ岳南部カルデラの形成史

211

Fig. 4. Simplified geological map around southern caldera of Akita-Komagatake volcano. Distribution of
eruptive products of the main stratocone period is from GSI (2018); other units are from this study.

5．カルデラ形成期
秋田駒ケ岳火山の南部カルデラ周辺の地質図を Fig. 4に示す．ここではカルデラ形成期に噴出された山体近傍
および遠方堆積物について記述する．カルデラ形成期の山体遠方堆積物は，和知・他 (1997) による AK13・AK12が該当すると考えられている（須藤・石井, 1987; 藤縄・他, 2004）．これらの体積はそれぞれ 0.5 km3 以上とされ，本火山の他の山体遠方堆積物（AK11〜AK1; 最大は AK8の 0.13 km3）と比べて数倍以上大きい（和知・他, 1997）．
また AK13・AK12 のアイソパックを見ると，いずれも
南部カルデラが給源であることを示している（Fig. 5; 和知・他, 1997）．カルデラ形成期の山体近傍堆積物は，古い順に生保内火砕流堆積物，南岳火砕丘堆積物，そして
国見火砕流堆積物である．このうち国見火砕流は，本研究で新たに見出した堆積物である．また，南岳火砕丘については本研究でカルデラ形成期に形成されたことが明らかになった（Fig. 4）．
山体遠方堆積物

5 1
5 1 1

AK13（和知・他 , 1997）

本層は小 岩 井 軽石と命名されていたが（中川・他,
1963），和知・他 (1997) が山体近傍から遠隔地までの層相を記載し，新たに AK13 と命名した．本層は南部カル
デラ中央〜南域付近を起点とし，東方および北東方向に

Fig. 5. Isopach maps of the AK12 and AK13 tephras (fromFig. 4 of Wachi et al., 1997). Yellow circles indicate
the type locality X for the two tephras.

田次将太・中川光弘・和知

212

剛

分布主軸をもつ（Fig. 5）．本研究では，男岳の東方約5 km の地点 X（北緯 39 度 44 分 17 秒, 東経 140 度 49 分
52 秒 ; Fig. 5）を AK13 の模式地とした．この模式地では，
AK13 は十和田火山由来の広域テフラである To-h（15, 500
cal. BP; 町田・新井, 2003）を厚さ 2 cm の土壌を挟んで覆い，後述の AK12 に覆われている．本層直下の土壌から報告されている 4 個の年代値（遠藤, 1977; 井上, 1978;
豊島, 1984; 和知・他, 1997）から 2 章で述べた手続きにより算出された本層の形成年代は約 17,300 cal. BP である．
模式地における本層の地質記載結果を Table 1 に示す．
模式地における本層の層厚は 215 cm である．本層は層相より，下位からサブユニット K3P〜K1P に 3 分される（和知・他, 1997, Fig. 6）．
最下部の K3P は層厚 90 cm，発泡度の悪い青黒色スコ
リア中に赤褐色の類質岩片とした「軽石」（以下,「類質岩片」は省略する）が点在する，礫支持で淘汰が良い降下スコリア層である（Fig. 7a）．全体として上方粗粒化を示す．スコリアはやや丸みを帯び，下部では平均粒径
は 0.5 cm 程度であるが，上部では平均粒径 1 cm 程度，
最大粒径 2.5 cm となる．
K2P は層厚約 100 cm，黒〜青黒色スコリアと暗黄褐
色の「軽石」が混在する，礫支持で淘汰が良い降下スコ
リア層である（Fig. 7a）．K2P も上方粗粒化を示し，K3Pと比べて「軽石」や異質岩片の比率が高い（Fig. 8）．ス
コリアの発泡度は K3P と比べると良好であり，平均粒径は下部で 1.5 cm，上部に向かって約 2 cm まで増加し，最大粒径 5.5 cm である．
最上位の K1P は層厚 25 cm，黒灰色スコリアと暗黄褐
色の「軽石」が混在する，礫支持で淘汰の良い降下スコ
リア層である（Fig. 7a）．下位と比べてやや固くしまっ

Fig. 6. Columnar section of AK13 and AK12 tephras at
type locality X (see Fig. 5) showing the division ofsubunits and the To-h tephra from Towada volcano. The
correlative stratigraphic horizons of Obonai and Kunimi
pyroclastic ﬂow (Pﬂ) and Minamidake pyroclastic cone
(PC) are also indicated. Numbers are 14C ages corrected
to cal. BP in this study. Age sources in parentheses: 1,
Doi et al. (1983); 2, Wachi et al. (1997); 3, Endo (1977);
4, Toyoshima (1984); 5, Inoue (1978); 6, Inoue (1979);
7, Suto (1982); 8, Machida and Arai (2003).

Table 1. Summary of outcrop description, including thickness, average grain size, types ofjuveniles, vesiculation of juvenile material and type of facies deﬁned by Wachi et al. (1997),
of each subunit of AK13 and AK12 at type locality X. Abbreviations: S, Scoria; BP, banded
or gray pumice; P, pumice.

東北日本，秋田駒ケ岳南部カルデラの形成史

213

Fig. 7. Photographs of the AK13 and AK12 tephra units at locality X. Scale bar is 1 m. (a) Scoria fall deposits K1 P,
K2 P and K3 P are the subunits composing the AK13 tephra separated by a soil layer from the underlying AK12
tephra. The lighter color of K2 P reﬂects the greater proportion of accessory and accidental materials in the unit. (b)Subunits Y2 P-U, Y2 P-L and Y3 P in the lower part of the AK12 tephra. Unit Y2 P, deﬁned by Wachi et al. (1997),
is divided here into Y2 P-U and Y2 P-L; Y2 P-U contains scoria and banded pumice and Y2 P-L is mainly composedof pumice clasts. Unit Y3 P is composed of stratiﬁed ﬁne ash with occasional accretionary lapilli. The enlargement
at left shows the newly recognized ash layer Y4 P. (c) Subunit Y1 P in the upper part of the AK12 tephra, consistingof alternating ash and lapilli tuﬀ layers.

た層相を呈す．スコリアは発泡度が悪く，平均粒径はしたがって和知・他 (1997) と同じく，AK13 を形成した

1.2 cm 程度で，最大粒径は 3 cm である．

噴火は，ブルカノ式噴火（K3P）から始まり，最盛期の和知・他 (1997) によるテフラ層の層相タイプ区分に基づくと，K3P はタイプ 2，K2P はタイプ 1，K1P はタ
イプ 2 となり，和知・他 (1997) と同じ結果が得られた．

プリニー式噴火（K2P）へと推移し，最後に再びブルカ
ノ式噴火（K1P）へ戻ったと考えられる．
本層の本質物質は，かんらん石含有直方輝石単斜輝石

田次将太・中川光弘・和知

214

剛

Fig. 8. Stratigraphic variations of components (left) and whole-rock SiO2 contents (right) of juvenile materials
in each subunit of AK13 and AK12 tephras and Minamidake pyroclastic cone (PC). The component analysis
utilized samples collected at locality X (see Fig. 5). Thicker subunits were sampled in multiple levels. In theright ﬁgure, dotted circles and triangles indicate composition of juvenile materials with LOI (loss on ignition)
greater than 3 wt.%.

玄武岩質安山岩もしくはかんらん石含有単斜輝石直方輝直下の土壌から報告されている 4 個の年代（土井・他,

石玄武岩質安山岩である．各ユニット中に占める本質物

1983; 和知・他, 1997）をもとに，2 章で述べた手続きに質の比率は，K3P が 73 wt.%，K2P は 42〜50 wt.%，K1Pより算出された本層の形成年代は約 14,800 cal. BP であが 58 wt.% である（Fig. 8）．

る．

5 1 2

AK12（和知・他 (1997) を一部再定義）

模式地における本層の地質記載結果を Table 1 に示す．

和知・他 (1997) により，それまでの柳沢軽石（中川・本層の模式地での層厚は 510 cm 以上である．本層は層他, 1963）あるいは Ak-g（Inoue, 1980）とされていたテ

相より，下位からサブユニット Y3P〜Y1P に 3 分されフラ層が AK12 に再定義された．本層は，南部カルデラていたが（和知・他, 1997），本研究では Y3P の下部に北域付近を起点とし，東北東方向に分布の主軸をもつ

別の降下火砕物を認めたためそれをサブユニット Y4P（Fig. 5）．本研究では，AK13 と同じく，男岳の東方約と し， ま た Y2P を 構 成 物 の 違 い か ら サ ブ ユ ニ ッ ト

5 km の地点 X（Fig. 5）を AK12 の模式地とした．模式

Y2P-L と Y2P-U に細分した（Fig. 6）．

地では層厚約 18 cm の土壌を挟んで AK13 を覆う．本層

新たに認定した Y4P は下部が灰白色粘土質火山灰層

東北日本，秋田駒ケ岳南部カルデラの形成史

215で，層厚は 1 cm 以下で連続性が悪く，パッチ状に認めにおいて Y2P は確かにタイプ 1 を主体とするが，上述

られる（Fig. 7b）．Y4P 中には本質物質は認められない．

の通り Y2P-L 下部では軽石間を火山灰が充填し，Y2P-L

Y3P は層厚約 35 cm，斜交層理を示した淘汰がやや悪最上部では軽石がアッシュコーティングを受けていた．

い桃褐色細粒砂質火山灰層であり（Fig. 7b），層相より

また，同じく Y2P-L の上部にはタイプ 2 に区分される

火砕サージ堆積物と考えられる．Y3P 中には同質の火山

砂質軽石層も含まれていた．このことから Y2P はプリ

豆石のほか，軽石や石質岩片が見られる．また，層厚数

ニー式噴火主体であるが，断続的にブルカノ式噴火やマmm〜2 cm 程度の火山灰交じりの軽石層および火山砂

グマ水蒸気噴火も発生したと推定できる．Y1P は和知・層，岩片濃集層が複数枚挟まれる．本層中の軽石は黄褐

他 (1997) と同様，タイプ 2 とタイプ 3 の互層であり，色を呈し発泡度が高く，繊維状に火山ガラスが伸びたもブルカノ式噴火とマグマ水蒸気噴火を繰り返して活動をのも存在する．軽石の平均粒径は 1 cm 程度であるが，終了したと考えられる．

10 cm を超えるものも散在し，最大粒径は 17 cm である．

本層の本質物質は，軽石が単斜輝石直方輝石安山岩か

Y2P は礫支持で淘汰が良い降下火砕物層である（Fig.

らデイサイト，縞状・灰色軽石およびスコリアがかんら

7b）．Y2P-L の本質物質は軽石であるが，Y2P-U はスコ

ん石直方輝石単斜輝石安山岩から玄武岩質安山岩であリア主体で軽石や縞状・灰色軽石も含む．層厚は Y2P-L

る．本質物質を含む各ユニット中の本質物質タイプの比が 115 cm，Y2P-U が 140 cm である．Y2P-L は，下部に率は以下のとおりである（Fig. 8）．Y3P 中では軽石が 48

おいては礫支持が基本的な構造であるが軽石間を細粒火

wt.%，Y2P-L 中では軽石が 46〜71 wt.%，縞状・灰色軽山灰が充填し，中部から上部にかけては細粒火山灰をほ石が 0〜3 wt.%，Y2P-U 中では軽石が 0〜13 wt.%，縞状・とんど含まなくなる．軽石は発泡度が良好で，上方粗粒灰色軽石が 55〜60 wt.%，黒色スコリアが 14〜28 wt.%，

化を示す（下部では平均粒径約 1.5 cm, 最大粒径約 4 cm,

Y1P 中では軽石が 26 wt.%，縞状・灰色軽石が 6 wt.%，

中〜上部で平均粒径約 2.5 cm, 最大粒径約 6.5 cm）．模式

スコリアが 4 wt.% である．
5 2石層と，それを覆う層厚約 11 cm の茶褐色火山灰でコー

5 2 1

山体近傍堆積物

地では Y2P-L 最上部に，層厚約 5 cm の粗粒砂質降下軽ティングされた降下軽石層（平均粒径約 1.8 cm）の 2 層

生保内火砕流堆積物（OboPﬂ）：須藤・石井(1987)

が確認できた．Y2P-U の本質物質は，軽石に加えて縞状・

井上 (1979) により最初に記載され，その後，須藤・

灰色軽石や黒色スコリアも顕著に認められる．これらの石井 (1987) により再定義された火砕流堆積物である．

平均粒径は約 2.5 cm，最大粒径約 9 cm である．軽石は

本層はこれまで南西部の北桧木内川流域，南山麓（井上,Y3P や Y2P-L 中のものと比べて発泡度が悪く，若干灰1979），西部山麓の水沢温泉付近（須藤, 1982）に分布が色味を帯びる．縞状・灰色軽石やスコリアは，軽石より報告されている．本層は黒灰色の砂質火山灰の基質中に，も発泡度が悪い．

円磨された発泡度の悪いスコリアのほか，溶岩片や「軽Y1P は茶〜黄褐色細粒火山灰と，礫支持で淘汰が良い石」といった類質岩片が散在した層相を示す．本質物質

降下火砕物層の互層であり（Fig. 7c），火山灰層中には火のスコリアは，かんらん石含有単斜輝石直方輝石玄武岩

山豆石も含まれる．模式地における Y1P は層厚 220 cm

質安山岩である．本層中の炭化木から報告されている 2以上ある．本質物質の種類および特徴は Y2P-U と類似

つの年代値（井上, 1979; 須藤, 1982）をもとに，2 章でし，多い順に軽石，縞状・灰色軽石およびスコリアであ述べた手続きにより算出された本層の形成年代は約る．いずれも発泡度は Y2P-L の軽石と比べると悪い．

15,100 cal. BP である．

本質物質の粒径は粗粒部で平均約 2.5 cm，最大約 4 cm
である．

本研究では北桧木内川流域において新たな知見を得たため，以下この流域の調査結果を述べる．A 地域（Fig. 1）

和知・他 (1997) による層相タイプ区分に基づいて噴の地形図および露頭写真等を Fig. 9 に示す．北桧内川流

火推移を復元すると，初期の Y4P と Y3P はタイプ 3 で域では，基盤が作る谷底に桧木内川第二溶岩流（藤縄・他,ある．このうち Y4P は本質物質を含まず，模式地でパッ

2004）が分布しており，生保内火砕流堆積物が作ると考チ状に産する粘土質火山灰であることから，小規模な水えられる平坦面は谷の南北斜面上に残っている（Fig. 9a,

蒸気噴火による堆積物と推測できる．Y3P は F D 図にb）
．A 地域内の地点 A 1 は，地形より生保内火砕流堆積基づいてフレアトプリニー式噴火と考えられており（和物と桧木内川第二溶岩流の境界に位置する（Fig. 9a）．こ知・他, 1997），本研究の地質記載においても先行研究のの地点において，生保内火砕流堆積物は層厚 10 m 以上，

解釈と矛盾はない．Y2P は和知・他 (1997) ではタイプ 1

スコリアは平均粒径約 2 cm，最大粒径約 20 cm で認めらに区分され，プリニー式噴火と推定されている．模式地

れ，層厚 1.4 m 以上の緻密な溶岩流を被覆していた（Fig.

田次将太・中川光弘・和知

216

剛

Fig. 9. Stratigraphic relationship between the Obonai pyroclastic ﬂow (Sudo and Ishii, 1987) and the Hinokinaigawa
2nd lava ﬂows (Suto and Ishii, 1987) in area A in Fig. 1. (a) Geological map of area A showing the distributionsof the Hinokinaigawa 2nd lava ﬂow and the Obonai pyroclastic ﬂow. Contour interval is 10 m. The topography isfrom the 1: 25,000 map “Kunimi Onsen” published by GSI. (b) Shaded DEM of area A (from GSI). The relatively
ﬂat surface of the Obonai pyroclastic ﬂow is apparent on the northern and southern sides of the valley. Locality A-1
is at the boundary of the pyroclastic ﬂow and lava ﬂow. (c) Photograph and (d) annotated sketch of the outcrop at
locality A-1 showing that the lava ﬂow (Hinokinaigawa 2nd lava ﬂow of Fujinawa et al., 2004) is overlain by the
Obonai pyroclastic ﬂow.

9c, d）．この溶岩流は SiO2 量が 59.0 wt.% 程度のかんらが散在した，基質支持の産状を呈する．軽石はやや濃集ん石含有両輝石安山岩であり，桧木内川第二溶岩流と類する部分と少ない部分が認められ（Fig. 10b），厚さ数十似の岩石学的特徴を示す（藤縄・他, 2004）．したがってcm 程度の火砕流の薄層が累重していることが分かる．

生保内火砕流堆積物は桧木内川第二溶岩流の上位の層準軽石の最大粒径は約 20 cm である．同じく南部カルデラと言える．

底南域の地点 B 2 では，本層が南岳火砕丘を構成する

A 地域の地形や噴出物の層序を踏まえると，A 地域で火砕物を直接覆っていた（Fig. 10c）．また，南山腹斜面

はまず桧木内川第二溶岩流が谷底を流下し，その後生保上の地点 B 3（カルデラリム上の 1175 m 地点の南方約

内火砕流が谷埋めで堆積し，桧木内川第二溶岩流を覆っ

300 m に位置する）で見られる本層は，層厚が 1〜2 m，た．そして時間経過とともに火砕流が浸食されることで黄褐色のシルト質火山灰中に最大 4.5 cm の明黄褐色軽谷底の桧木内川第二溶岩流が露出し，生保内火砕流堆積石が散在した，基質支持の構造を呈する（Fig. 10e）．本

物は河岸に残ったと考えられる．

質物質の軽石は直方輝石単斜輝石安山岩〜デイサイトで

5 3 2

国見火砕流堆積物（KuPﬂ：新称）ある．

本研究により未記載の火砕流堆積物を見出し，国見火

今回，地点 B 1（Fig. 10a）の堆積物中から炭化木 1

砕流と命名した（Fig. 10）．本層は南部カルデラ底の南試料を採取し，年代測定を実施した．得られた 14C 年代

域や，カルデラ東部の外輪山上のほか，南山腹の登山道

は 11,570±40 y. BP，暦年代は 13,425±64 cal. BP である

沿いでも認められ，最も遠いところではカルデラ南壁か（Table 2）．

ら南方約 2 km の地点でも認められる．南部カルデラ底

5 3 3

南域の地点 B 1 では，本層は川床および南岸に露出する

南岳火砕丘堆積物（MPC; 須藤・石井 , 1987
を再定義）

（Fig. 10b）．この地点での層厚は 5 m 以上で，桃褐色の南部カルデラ底の南端に位置する火砕丘である．底径

細粒シルト質火山灰層中に，円磨された明黄褐色の軽石は東西約 600 m，南北約 300 m で東西に延び，最大比高東北日本，秋田駒ケ岳南部カルデラの形成史

217

Fig. 10. (a) Enlarged geological and structural map of area B in Fig. 1, showing the volcanic units at the southern rim of
the southern caldera. Contour interval is 10 m. Topography is from the 1: 25,000 map “Kunimi Onsen” published by
the GSI. (b) Photographs of the Kunimi pyroclastic ﬂow deposit at locality B-1. Close-up at right shows the matrixsupported structure and included pumice clasts. Each colored (red and white) segment of the scale bar represents
10 cm. (c) Photograph of locality B-2, showing the Kunimi pyroclastic flow (Pfl) overlying the Minamidake
pyroclastic cone (PC). (d) Cut section of a pumice clast in the Kunimi pyroclastic ﬂow collected at locality B-1. (e)Photographs of the Kunimi pyroclastic ﬂow along a mountain trail at locality B-3 on the southern slope of AkitaKomagatake volcano. Close-up at right shows yellow-orange pumice clasts scattered in brown silty matrix.

田次将太・中川光弘・和知

218

剛

Table 2. The result of 14C dating for a charcoal sample from the Kunimi pyroclastic ﬂow(locality B-1 in Fig. 10).

は約 70 m である．頂部は扁平で，山頂付近には姿見の縁を持つ．石基はハイアロオフィティック組織を呈す．

池と呼ばれる南北 100 m×東西 50 m の火口湖が存在す

なお生保内火砕流堆積物の本質物質の中にはマフィッ

る．火砕丘の断面を観察することはできないが，表層をク包有物に特に富むものがある．マフィック包有物の斑構成する噴出物は，細粒物をほとんど含まず，火山岩塊

晶は斜長石，直方輝石，単斜輝石，不透明鉱物であり，を主体とする．表層の噴出物は変質・酸化した類質・異鉱物間はガラスが充填している．

質岩片に富むが，黒色ガラス質の本質岩片もわずかに認

6 1 2

グ ル ー プ 2（K2P・K1P ユ ニ ッ ト（AK13）：められる．南岳火砕丘は，火砕丘の扁平な形状と噴出物

かんらん石直方輝石単斜輝石玄武岩質安山岩）の層相，緻密でガラス質な本質物質の存在より，マグマ

概ねグループ 1 と類似するが，グループ 1 よりもかん

水蒸気噴火によって形成されたと考えられる．本質物質

らん石斑晶が量・サイズともに増加することで特徴づけはかんらん石含有単斜輝石直方輝石玄武岩質安山岩であられる（Fig. 11b）．斑晶はかんらん石の他に斜長石，単る．

斜輝石，直方輝石，不透明鉱物を含み，斑晶量は約 20〜23 vol.% である（Table 3）．かんらん石斑晶はモード

6．岩石学的特徴

組成で 0.5〜0.6 vol.%，最大 1.5 mm の自形を呈し，輝石

記載岩石学による反応縁はほとんど認められない（Fig. 11b）．その6 1

モード組成分析結果を Table 3 に示す．各噴出物の記
載岩石学的特徴を検討した結果，層序的な下位から K3P

他の斑晶の特徴はグループ 1 と類似する．
6 1 3

グループ 3（南岳火砕丘堆積物：かんらん石（AK13）と生保内火砕流堆積物，K2P と K1P（AK13），

単斜輝石含有直方輝石玄武岩質安山岩）

南岳火砕丘堆積物，AK12 の軽石と国見火砕流堆積物，他のグループと比べて斑晶量が特に多く，マフィック

そして AK12 のスコリアの 5 グループに区別でき，それ鉱物では直方輝石に富むことが特徴である（Fig. 11c）．

ぞれグループ 1〜5 とした．以下に，それぞれの記載岩

斑晶は斜長石，直方輝石，単斜輝石，かんらん石と，不石学的特徴を記述する（なお AK12 の縞状・灰色軽石は透明鉱物をわずかに含み，斑晶量は約 36 vol.% である．

グループ 4 とグループ 5 の中間的な特徴を示すことから,

そのうち斜長石はモード組成で約 27 vol.%，短柱状の自グループ 5 の記載に続けて特徴を記した）．

形〜他形である．清澄な斑晶の他，汚濁帯や累帯構造を

6 1 1

グループ 1（K3P ユニット（AK13）・生保内持つ斑晶が認められる．直方輝石はモード組成で約

火砕流堆積物：かんらん石含有直方輝石単斜7.8 vol.%，最大 2.6 mm で，短柱状〜長柱状の自形〜半輝石安山岩）

自形である．単斜輝石はモード組成で約 0.5 vol.%，最大

微斑晶サイズのかんらん石をわずかに含むことが特徴

0.6 mm で，短柱状の自形である．かんらん石はモードである．斑晶はかんらん石のほかに斜長石，単斜輝石，

組成で約 0.2 vol.%，最大約 1.5 mm の自形であり，輝石

直方輝石，不透明鉱物を含み（Fig. 11a）
，斑晶量は 22〜の反応縁が認められる．不透明鉱物は最大 0.1 mm の球

24 vol.% である．そのうち斜長石はモード組成で 17 vol.%状の自形〜他形である．石基はハイアロオフティック組

程度，最大 3.0 mm の短柱状の自形〜半自形である．清

織を示す．

澄な斑晶の他，累帯構造を持つ斑晶も認められる．単斜6 1 4輝石はモード組成で 1.5〜3.3 vol.%，最大 1.0 mm の短柱

グループ 4（AK12 の軽石・国見火砕流堆積物：
単斜輝石直方輝石デイサイト〜安山岩）状の自形である．直方輝石はモード組成で 2.0〜2.5 vol.%，

斑晶として単斜輝石，直方輝石，斜長石，不透明鉱物

最大 1.3 mm，短柱状の自形である．不透明鉱物は 0.7〜を含み，7〜11 vol.% の低斑晶量で特徴づけられる（Fig.

1.1 vol.%，最大 0.8 mm の球状の自形〜他形である．か

11d）．斜長石はモード組成で 4.8〜8.0 vol.%，最大 1.4 mm

んらん石は最大 0.2 mm の自形であり，細粒の輝石反応で長〜短柱状の自形〜半自形を呈す．単斜輝石はモード

東北日本，秋田駒ケ岳南部カルデラの形成史

219

Fig. 11. Photomicrographs of thin sections of juvenile materials under plane-polarized light. Sample names and source
units are shown above each photograph. Scale bars are 1 mm. (a) Andesitic scoria from Obonai pyroclastic flow.
Olivine phenocrysts with pyroxene reaction rims are common. (b) Andesitic scoria from K2 P unit of AK13 tephra.
Olivine phenocrysts without pyroxene reaction rims are common. (c) Basaltic andesitic juvenile lithic fragment from
Minamidake pyroclastic cone, where orthopyroxene is the dominant maﬁc phenocryst mineral. (d) Dacitic pumicefrom Y2 P-L unit of AK12 tephra. (e) Basaltic andesitic scoria from Y2 P-U unit of AK12 tephra, in which olivine isthe dominant maﬁc phenocryst. (f) Andesitic banded pumice from Y2 P-U unit of AK12 tephra. Abbreviations: pl,plagioclase; ol, olivine; cpx, clinopyroxene; opx, orthopyroxene; mt, magnetite.

田次将太・中川光弘・和知

220

剛

Table 3. Modal compositions of phenocrystic minerals in samples from each unit of the caldera-forming periodof Akita-Komagatake volcano. Broken lines divide the stage 1, 2 and 3 (top to bottom). Abbreviations: Gm,
groundmass; Pl, plagioclase; Cpx, clinopyroxene; Opx, orthopyroxene; Ol, olivine; Opq, opaque minerals; P,
pumice; GP, banded or gray pumice; S, scoria; L, juvenile lithic fragment; tr, trace; nd, no data.

組成で 0.4〜0.8 vol.%，最大 1.0 mm で短柱状の自形であ徴を示す（斜長石は約 9.8 vol.%, 単斜輝石は約 2.0 vol.%,

る．直方輝石はモード組成で 0.4〜1.5 vol.%，最大 2.1 mm

直方輝石は 1.5 vol.%, 不透明鉱物は 0.7 vol.%）．また縞状・で長柱状の自形〜他形を呈す．不透明鉱物はモード組成

灰色軽石は鏡下においても黒色部と白色部の縞状構造がで 0.2〜0.8 vol.%，最大 0.4 mm の球状の自形を呈す．石

確認でき（Fig. 11f），白色部は発泡度が高く，石基はガ

基は全体としてガラス質で，斜長石や輝石の微斑晶をわ

ラス質である一方，黒色部は白色部と比べて発泡度が低ずかに含む．

く，石基はハイアロピリティック組織を呈す．

6 1 5

グループ 5（AK12 のスコリア：かんらん石直
方輝石単斜輝石玄武岩質安山岩）

6 2

全岩化学組成南部カルデラ形成噴出物の全岩化学組成の分析結果

他グループと比べてかんらん石斑晶のモードが多くなを Table 4 に示した．このうち国見火砕流堆積物およびるのが特徴である（Fig. 11e）．斑晶として単斜輝石，直AK12 中の軽石は灼熱減量（LOI）が 1.2〜6.1 wt.% とや

方輝石，かんらん石，斜長石，不透明鉱物を含み，斑晶

や高く，中でも AK12 の Y3P と Y2P-U は，分析を行っ量は 13〜25 vol.% である．そのうち斜長石はモード組成た全ての軽石が 3 wt.% 以上の高い LOI を示した．こので 8〜16 vol.%，最大 1.7 mm で短柱状の自形〜半自形をように軽石は風化が進んでいると考えられるため，本研呈す．斑晶の多くは清澄もしくはふるい状組織を呈し，

究では LOI が 3 wt.% 以下の軽石について全岩組成を検稀に弱い累帯構造を示す．単斜輝石はモード組成で 1.3

討した．なお参考までに，Fig. 8 には LOI が 3 wt.% 以上〜4.2 vol.%，最大 1.3 mm で短柱状〜球状の自形〜半自の軽石の組成も示し（LOI が 3 wt.% 以上の軽石の組成形を呈す．直方輝石はモード組成で 1.5〜1.8 vol.%，最は 破 線 の プ ロ ッ ト で 示 し て い る ），Table 4 に は Y3P，

大 0.7 mm で短柱状の自形〜他形を呈す．かんらん石は

Y2P-U それぞれにおいて，LOI が最も低い軽石の組成をモード組成で 1.1〜2.3 vol.%，最大 1.4 mm で自形を呈す．

示している．

概ね清澄であるが，稀に細粒の輝石による反応縁が見ら

南部カルデラ形成噴出物は SiO2 量が 53〜66 wt.% のれる．不透明鉱物はモード組成で 0.6〜0.8 vol.%，最大

玄武岩質安山岩からデイサイトである．そのうち AK12

0.2 mm で球状の自形を呈す．石基はハイアロピリティッ

は SiO2 量が 54〜65 wt.% の広い組成幅を示し，本質物

ク組織を呈す．

質のタイプごとに異なる組成範囲を示す（Fig. 8; スコリ

上記の岩質を示すスコリアと，グループ 4 で記した軽ア：SiO2＝54〜56 wt.%, 軽石：SiO2＝61〜65 wt.%, 縞状・石からなる縞状・灰色軽石が AK12 の上部ユニットに産灰色軽石：SiO2＝56〜60 wt.%）．なお軽石についてはサする．斑晶として単斜輝石，直方輝石，かんらん石，斜ブユニット間での違いが見られ，上位のサブユニットで長石，不透明鉱物を含み，斑晶量は 15 vol.% 程度である．

ある Y1P は，Y2P-L と比べて苦鉄質な組成を示す（Fig.

各鉱物の斑晶量は AK12 の軽石やスコリアの中間的な特8; Y1P：SiO 2 ＝61 wt.%, Y2P-L：SiO 2＝62〜65 wt.%）．

Table 4. Whole-rock chemistry of samples representing the caldera-forming period of Akita-Komagatake volcano. The compositions of pumice in subunits Y2P-U and Y3P are
shown in italics, that are not used in Fig. 12 and 14 due to large LOI (loss on ignition) greater than 3 wt.%.

東北日本，秋田駒ケ岳南部カルデラの形成史
221

田次将太・中川光弘・和知

222

剛

Fig. 12. Silica variation diagrams for samples of proximal pyroclastic deposits and distal tephra deposits from thecaldera-forming period. Samples from Obonai and Kunimi pyroclastic flows show the similar compositionalvariations to AK13 and Y2 P-L of AK12, respectively. The basaltic andesites of Minamidake pyroclastic cone andAK13 can be distinguished in the SiO2-MgO diagram.

AK13 はいずれのサブユニットにおいても SiO2＝54〜

両者の火山ガラスの屈折率が類似していることから，同

58 wt.% の玄武岩質安山岩〜安山岩の組成範囲を示し，様の結論を得ていた．本研究では前述のように，両者がサブユニット間での違いは認められない．山体近傍堆積

類似の全岩化学組成を示すことが確認できた（Fig. 12）．

物は，生保内火砕流堆積物が SiO2＝54〜58 wt.%，国見

したがって全岩化学組成からも，生保内火砕流堆積物は火砕流堆積物が SiO2＝64〜66 wt.%，南岳火砕丘堆積物

AK13 と対比できることが確認できた．

が SiO2＝53〜56 wt.% の組成を示す（Fig. 8）．

前述の通り AK13 は層相の異なる 3 つのサブユニット

Fig. 12 に示した SiO2-Al2O3 および MgO 図において，に区分される（和知・他, 1997）．これらサブユニット間AK12 と AK13 は互いに区別できる．AK13 は SiO2 量のでは全岩化学組成の違いは認められないものの，記載岩減少に伴い Al2O3 量が減少するが，AK12 は玄武岩質安石学的な違いは見られた．最下位のサブユニット K3P

山岩からデイサイトまで Al2O3 量は変化しない．一方，の本質物質は，微斑晶のかんらん石を含有する直方輝石

SiO2 量の減少とともに，両者とも MgO 量が減少するが，単斜輝石玄武岩質安山岩および安山岩であり，生保内火

同じ SiO2 量で比較すると，AK12 の方が MgO 量に乏し

砕流堆積物の本質物質と極めて類似する．一方，上位のいことで区別できる．Al2O3 および MgO の両方のハーK2P と K1P のサブユニットでは，斑晶鉱物組み合わせ

カー図において，生保内火砕流堆積物は AK13 と，国見は K3P の本質物質と同一だが，含まれるかんらん石は火砕流堆積物は AK12 の軽石（Y2P-L）と組成領域がそ

斑晶サイズであり，なおかつモードも増加するため，生れぞれ類似する．南岳火砕丘堆積物は，
Al2O3 のハーカー

保内火砕流堆積物とは対比できない．以上より生保内火図では AK13 に，MgO のハーカー図では AK12 と類似

砕流堆積物は AK13 の K3P に対比が可能であり，AK13

する．

の活動の最初期に生保内火砕流が発生したと考えられ
る．
論

7．議

山体遠方および近傍堆積物の対比

7 1

7 1 2

AK12 と国見火砕流堆積物

国見火砕流堆積物の本質物質は，特徴的な黄橙色を呈カルデラ形成に関連した火砕流である生保内火砕流堆する軽石であり，AK12 の軽石の特徴（和知・他, 1997）

積物（須藤・石井, 1987）と，今回新たに認めた国見火と一致する．そして両者とも斑晶量が 10 vol.% 以下の両

砕流堆積物について，両者の層序関係および山体遠方堆

輝石安山岩〜デイサイト（SiO2＝61.1〜66.5 wt.%）であ

積物との対比の検討を行う．

り，類似の岩石学的特徴を示す（Fig. 12）．さらにこれ

7 1 1

AK13 と生保内火砕流堆積物

ら噴出物の年代についても，AK12 が約 14,800 cal. BP，

生保内火砕流堆積物は発泡度がやや低い黒〜青灰色の

国見火砕流堆積物が約 13,500 cal. BP と概ね類似する．

スコリアを本質物質としており，岩質や斑晶鉱物組み合

以上のことから，国見火砕流堆積物と AK12 の軽石は同わせが類似したスコリアからなる AK13 に対比されてき一の本質物質と考えられる．

た（例えば藤縄・他, 2004 など）．和知・他 (1997) では

AK12 には本質物質の岩質の時間変化が認められ，下東北日本，秋田駒ケ岳南部カルデラの形成史

223

位の Y3P と Y2P-L は黄褐色の軽石を主体とする一方，カルデラの南域は，AK12 の活動前には既に形成されて上位の Y2P-U と Y1P では黒色スコリアや縞状・灰色軽おり，AK13 によって形成されたと判断される．以上よ石が主体となり，黄褐色の軽石の比率は減少する（Fig.

り AK13 の活動中心は南部カルデラの南域にあったと考8）．AK12 に認められる軽石およびスコリア・縞状・灰えられる．一方 AK12 については，アイソパックより南

色軽石は岩石学的性質でも区別でき，軽石は上述の通り

部カルデラの北域に給源が推測でき（Fig. 5），それゆえ両輝石安山岩〜デイサイト質であるのに対し，スコリア，

AK12 が北部カルデラに由来するという説もあった（和縞状・灰色軽石はかんらん石を含む両輝石安山岩〜玄武

知・他, 1997）．しかし北部カルデラは約 26,000 cal. BP

岩質安山岩（SiO2＝53.7〜59.5 wt.%）となる．これらのの山体崩壊の崩壊壁と分かっていることから（土井・他,

ことから国見火砕流は AK12 の下位のサブユニットであ1997; 国土地理院, 2018），AK12 の活動中心は北部カル

る Y3P もしくは Y2P-L の時期に発生したと考えられる．

デラではなく，南部カルデラの北域に位置していたと考このうち Y3P はフレアトプリニー式噴火と推測されてえられる．

おり（和知・他, 1997），桃褐色細粒火山灰中に軽石・岩

このように推測された AK13・AK12 の活動中心の位片の濃集層を複数枚挟んでいた．国見火砕流堆積物も桃置に加えて，南部カルデラが北東̶南西方向に伸長した褐色〜黄褐色の火山灰中に，軽石がやや濃集する層と少楕円形（Fig. 2）であることを踏まえると，南部カルデない層が数十 cm 単位で繰り返した層相を示し，Y3P とラは AK13 の噴火でカルデラ南域，AK12 の噴火でカル類似する．また国見火砕流堆積物のマトリクスは細粒シ

デラ北域を形成し，それらが後に接合して出来た「複合ルト質であり，これは火砕流が Y3P のような破砕度のカルデラ」であると考えられる．ちなみにカルデラ壁の大きい噴火に由来することを示唆する．Y2P-L はマグマ地形を見ると，南部カルデラは 3 つの火口が接合したよ

水蒸気噴火やブルカノ式噴火を伴うが，プリニー式噴火

うに見える（Fig. 3）．これらは AK13・AK12 により形が主体であり，Y3P と比べて破砕度が小さい噴火と考え成された個々の火口に対応するのかもしれないが，一方られる．したがって国見火砕流堆積物は Y3P に対比すでカルデラ形成後の浸食・崩壊により形成された地形のるのが妥当と結論付けた．

可能性もある．特にカルデラ北壁においては，地形が新南岳火砕丘堆積物

鮮であること（Fig. 3），北壁直下に崖錐堆積物が見られ

7 1 3

既に述べたように南岳火砕丘は南部カルデラ内に位置ること（Fig. 4），現在のカルデラ北壁付近には主成層火

し，国見火砕流堆積物に覆われている（Fig. 10c）．上述

山形成期の岩脈が分布しており（須藤・石井, 1987），カの通り国見火砕流堆積物は AK12 の初期に対比できるのルデラ壁が崩壊しやすいと考えられることから，地形がで，南岳火砕丘は AK12 噴火以前にカルデラ内に形成さ顕著に改変されている可能性がある．

れていたと結論できる．このことから南岳火砕丘は AK

なお藤縄・他 (2004) でも南部カルデラは複数回の噴

13 の噴火中あるいは噴火後に形成されたと考えられる．

火によって形成されたと推定している．彼らは，南部カ

南岳火砕丘堆積物の本質物質は SiO2＝53.3〜56.3 wt.%

ルデラ内の女岳と小岳それぞれの比高が南麓と北麓で異の玄武岩質安山岩組成であり，AK13 の中でも SiO2 量なることから，南部カルデラは形成後，再度活動するこに乏しいスコリアと類似する．しかしながら南岳火砕丘とによって既存のカルデラ底の南域が陥没したと考え堆積物の本質物質は，Al2O3 量では AK13 に類似するが，た．しかし須藤・石井 (1987) が既に指摘しているように，

MgO 量では AK13 ではなく AK12 と類似する（Fig. 12）．

南部カルデラのカルデラ底は，南西方向に 10 度弱傾斜

以 上 の 結 果 よ り， 南 岳 火 砕 丘 堆 積 物 は AK13 お よ び

している．その傾斜する斜面上に各山体が形成されたたAK12 のいずれとも対比できず，AK13 の活動後，そしめ，北域と南域で山体の比高が異なったと考えられる．

て AK12 の活動前に形成されたと考えられる．

したがって火口底に大きな段差を想定する必要はない．

7 2

南部カルデラ形成史

本研究によって明らかにされた噴火推移，土壌層で示

上述の通り AK13・AK12 の各体積は，本火山の他のされる休止期の存在，そして本質物質の岩石学的性質の山体遠方堆積物の各体積の数倍以上あり（和知・他,

差異から，南部カルデラ形成噴火は時間順に AK13 噴出

1997），南部カルデラは AK13・AK12 と，これらに対比

期（約 15,100 cal. BP），南岳火砕丘形成期，そして AK12

された各火砕流を噴出した噴火によって形成されたと考噴出期（約 13,400 cal. BP）の 3 つに区分できると考えらえられる．このうち AK13 に対比される生保内火砕流堆れる．それらを時間順にステージ 1 から 3 と呼ぶ（Table

積物は，南部カルデラの西方および南方に広く分布する．

5）．

さらに AK12 の初期に対比される国見火砕流堆積物は，

7 3

南部カルデラ底の南域に認められた．このことから南部

南部カルデラ形成噴火の各噴出物量を算出した．まず

噴出物量

田次将太・中川光弘・和知

224

剛

分布や層厚から堆積物の体積を見積もり，これを DRE

1979）の各値を用いた．西部については，火砕流が南部（Dense Rock Equivalent）に換算した．DRE への換算には，カルデラから水沢温泉付近へ，谷を埋めるように流下し藤原・他 (2007) による「見かけ密度 / 緻密な岩石密度」

たと仮定し（1.85 km2），層厚は水沢温泉付近の 5 m（須藤,によって導出した係数（山体遠方堆積物と火砕丘堆積物

1982）を用いた．南麓も西麓と同様，火砕流は南部カル

は 0.44, 国見火砕流堆積物は 0.52, 生保内火砕流堆積物はデラから国見温泉付近に谷埋めで流下した．そして南麓

0.67）を各堆積物の体積に乗ずることで算出した．各噴では地形が緩やかになる付近まで火砕流が流下したと仮出物の体積の見積もり方法は以下に詳しく示している．

定し，分布（1.59 km2）を推定した．南方に流下した火砕

なお AK13 と AK12 の体積については，和知・他 (1997)

流堆積物の層厚は，国見温泉付近での 3 m（井上, 1979）

によりそれぞれ 0.54 km3，0.90 km3 と算出されており（体を用いた．国見火砕流堆積物については，南部カルデラ積の算出は Pyle (1989) に従う），本研究ではこれらの値

底の南域や南山腹斜面（Fig. 10a），カルデラ東部の外輪を用いた．

山上で認め，最も遠いところでは南部カルデラから南方

生保内火砕流堆積物と国見火砕流堆積物については複約 2 km の地点でも認めた．そのうち南部カルデラ底に数の分布域を持つため，分布域ごとに代表の露頭を選び，ついては，Fig. 3 で示した 3 つの火口のうち，南側の火分布域内はその層厚で均一に堆積していると仮定して体口内（1.69 km2）を埋めたと仮定し，層厚は地点 B-1（Fig.

積を求めた（Fig. 13）．生保内火砕流堆積物については10）の 5 m を用いた．なお国見火砕流堆積物は細粒シル

南西部の北桧内川流域，西部の水沢温泉付近，南部の国

ト質のマトリクスであり，上述の通りフレアトプリニー

見温泉付近で分布が確認されている（井上, 1979; 須藤,式噴火（Y3P）に由来する．このため流下時の国見火砕

1982）．そのうち北桧内川流域については，山麓の生保流は（サージのような）希薄な流れであり，それゆえカ内地区の 3.53 km2（分布は国土地理院, 2018）には層厚

ルデラ外輪山上のような地形的高所にも堆積物が分布す

24 m（井上, 1979），中腹の 0.45 km には層厚 35 m（井上,ると考えられる．このような特徴から，国見火砕流は山Fig. 13. Estimated distribution map of the (a) Obonai and (b) Kunimi pyroclastic ﬂow deposits. Contour interval is
100 m. Areas for each separated ﬂow deposits are given in km2. Yellow circles indicate outcrop locations; each ofwhich shows the thickness T of the deposit. The thickness values with asterisks in parentheses are cited. *: Inoue(1979), **: Suto (1982).

Table 5. Estimated eruptive volumes during the caldera-forming period. DRE: dense rock equivalent,*: from Wachi et al. (1997).

東北日本，秋田駒ケ岳南部カルデラの形成史

225

腹においては，全方位の約 2 km（19.2 km2）に流下した

これら本質物質のうち，軽石（デイサイト質）と黒色スと仮定して体積を求めた．山腹での層厚は登山道沿いのコリア（玄武岩質安山岩質）は互いに異なる全岩組成をLoc. B-3（Fig. 10）の 2 m を用いた．南岳火砕丘堆積物

示し，縞状・灰色軽石は，軽石とスコリアの中間的な組は基底が 600×300 m の楕円，高さが 70 m の半楕円体と成を示す．このことからステージ 3 では，軽石に代表さして算出した．

れるデイサイト質マグマと，黒色スコリアに代表される以上の手法で算出した南部カルデラ形成噴火の各堆積

玄武岩質安山岩質マグマの混合が起こっていたと考えら物の体積と DRE を Table 5 に示した．南部カルデラ形成れる．ステージ 1 では縞状軽石のような不均質な本質物

噴火の噴出物の総体積は約 1.54 km3，DRE は約 0.70 DRE

質は認められないが，初期のサブユニットである K3P や

km3 と算出される．ステージごとに見ると，ステージ 1

生保内火砕流堆積物の本質物質中には，輝石反応縁を持

3

3とステージ 3 の体積はそれぞれ約 0.58 km ，約 0.95 km ，

つかんらん石斑晶が存在し，マフィック包有物も見られ

DRE はそれぞれ約 0.27 DRE km3，約 0.43 DRE km3 となっることから，マグマ混合を受けた可能性はある．仮に両た．

ステージともマグマ混合が起こっていたとすると，MgO

Sato and Taniguchi (1997) による，噴出物の体積と火口や FeOt/MgO から見て，マフィック端成分は両者で異径の関係式を用いると，ステージ 1・ステージ 3 で形成なっており，ステージ 3 の方が 1 と比べて，より初生的された火口の直径はそれぞれ約 550 m，約 1.7 km と推定な玄武岩質マグマであったと考えられる．一方，珪長質できた（なお Sato and Taniguchi (1997) はマグマ噴火と端成分マグマは，SiO2-Cr 図によるとステージ 1 では

マグマ水蒸気噴火それぞれの関係式を導出しており，上

SiO2〜59 %，ステージ 3 では 65 % 程度の SiO2 量である

述の噴火様式からステージ 1 はマグマ噴火の式，ステーと推定できる．

ジ 3 はマグマ水蒸気噴火の式を用いた）．現在の南部カ先および後南部カルデラ噴出物の再定義

7 5

ルデラは北東̶南西方向に伸長した，長径約 3 km，短

南部カルデラ形成以後，活動は北部カルデラ内に移り，径約 1.5 km の楕円形であるため，南部カルデラがステー

その後の約 3000 年前から南部カルデラ内での活動に移ジ 1 でカルデラ南域，ステージ 3 でカルデラ北域を形成行する（和知・他, 1997; 藤縄・他, 2004）．3000 年前かしたと考える本研究のカルデラ形成論は，推定した火口ら現在までの活動では，これまで南部カルデラ内の小岳・径の観点からも妥当といえる．

女岳・南岳各火砕丘およびそれらに由来する溶岩流と，算出した体積より，ステージ 1 とステージ 3 の火山爆

西部山麓の北桧木内川の上流部に分布する桧木内川第発指数（Volcanic Explosivity Index（VEI）; Newhall and Self,

一・第二溶岩流が噴出したと考えられていた（藤縄・他,

1982）はいずれも 4 と見積もられる．すなわち，南部カ

2004; 国土地理院, 2018）．これらの活動については本研

ルデラは更新世末期に行われた 2 回の VEI＝4 の噴火に究により見直しが必要となった．このうち南岳火砕丘はより形成されたと結論付けられる．

カルデラ形成期の噴出物であることが分かり，南部カル7 4

南部カルデラ形成噴火のマグマ変遷

デラ内で後カルデラ活動期に形成された火砕丘は，小岳

3 つのステージの噴出物に関して，代表的な元素とと女岳のみであることが明らかになった．また地点 A-1

FeOt/MgO 比のハーカー図を Fig. 14 に示した．なお LOI（Fig. 9）では，生保内火砕流堆積物が桧木内川第二溶岩が 3 wt.% 以上の本質物質については，Fig. 14 から除外

流を被覆する層序を確認できた．桧木内川第一溶岩流はした．3 つのステージのうち，噴出物量から見て主要な

第二溶岩流の下位である（藤縄・他, 2004）ことを踏ま活動であるステージ 1 とステージ 3 の噴出物は，K2O やえると，これら溶岩流は須藤・石井 (1987) が指摘した

Zr のような液相濃集元素では類似した組成変化を示す

ように，南部カルデラ形成以前の噴出物といえる．

が，前述した Al2O3 や MgO だけでなく（Fig. 12），Sr やとめ

Cr のハーカー図，SiO2-FeOt/MgO 図で異なる変化傾向を

8．ま示す（Fig. 14）．両ステージ間の違いは，Al2O3 や Sr の秋田駒ケ岳火山南部カルデラの形成史を明らかにする

ハーカー図では苦鉄質側で大きく，Cr のハーカー図でため，新たに地形判読・野外調査・サンプリングを行い，は珪長質側で大きい．さらに SiO2-FeOt/MgO 図では両者

噴出物の構成物組成分析，鏡下観察，全岩化学組成分析

はほぼ平行な異なる組成変化を示す．このことから，スを実施した．その結果，以下の点が明らかになった．

テージ 1 と 3 はそれぞれが異なる独立したマグマの活動（1）南部カルデラは 2 回の VEI＝4 の噴火によって形

によってもたらされたと考えられる．

成された複数の火口が接合した複合カルデラと考えられステージ 3 では，噴火初期には軽石が噴出し，途中から黒色スコリアと縞状・灰色軽石が主体となる．そしてる．南部カルデラの形成過程は 3 つのステージに区分で
きる．

226

田次将太・中川光弘・和知

剛

Fig. 14. Silica variation diagrams for the rocks of each stage of the caldera-forming period of the Akita-Komagatake
volcano. Samples with less than 3 wt.% in loss on ignition are plotted.

（2） ス テ ー ジ 1： 約 15,100 年 前 の 噴 火 活 動 で あ り，

一連の噴火により南部カルデラの南域が形成された．

AK13 を放出した．この活動はまずブルカノ式噴火から（3）ステージ 2：ステージ 1 の活動後，時間間隙は定始まり，同時に生保内火砕流も発生した．その後プリニー

かでは無いが，南部カルデラ内の南端にてマグマ水蒸気式噴火に推移し，東方に広く降下軽石・火山灰を堆積さ噴火が発生し，南岳火砕丘が形成された．

せた．この時期がこのステージの最大規模の噴火である．

（4）ステージ 3：約 13,400 年前になると，南部カルデ

その後，噴火規模は低下し再びブルカノ式噴火を行った．

ラの北東域で活動が開始した．この活動は小規模な水蒸東北日本，秋田駒ケ岳南部カルデラの形成史
気噴火から始まり，その後フレアトプリニー式噴火に推移し，この時期に国見火砕流が発生した．その後噴火はプリニー式噴火に推移したが，断続的にマグマ水蒸気噴
火やブルカノ式噴火も発生した．その後はブルカノ式噴
火とマグマ水蒸気噴火を繰り返し，活動を終了した．この一連の活動により南部カルデラ北域が形成された．
（5）ステージ 1 と 3 の 2 回の大規模噴火の本質物質は異なる全岩組成変化を示し，それぞれが独立したマグマ系に由来する．更新世末期の本火山には少なくとも 2 つの独立したマグマ系が存在し，それらが順次噴火することによって，近接した時期に 2 回の規模の大きな噴火が発生した可能性がある．
謝辞本研究では，薄片作成では野村秀彦氏および中村晃輔
氏に，構成物組成分析では宮坂瑞穂氏に，XRF 分析では松本亜希子氏にお世話になった．盛岡地方気象台には
空撮写真の使用許可をいただいた．十和田八幡平国立公
園内の岩石採取については環境省，林野庁の許可を得た．
また担当編集委員である富山大学の石﨑泰男氏と，査読者である北海道教育大学旭川校の佐藤鋭一氏，茨城大学の長谷川健氏には，多くの原稿の不備を指摘していただ
いた上，貴重なご指摘・助言をいただき，本稿は大きく改善された．なお本研究には，文部科学省による「次世代火山研究・人材育成総合プロジェクト」および「災害の軽減に貢献するための地震火山観測研究計画」の研究費の一部を使用した．これらの方々および当局に深く感謝いたします．
引用文献
Bronk Ramsey, C. (2009) Bayesian analysis of radiocarbon
dates. Radiocarbon, 51, 337 360. https://doi.org/10.1017/
S0033822200033865
土井宣夫・川上雄司・大石雅之 (1983) 岩手山麓，柳沢
軽石・五百森泥流の 14C 年代．─岩手火山噴出物とそれに関連する堆積物の 14C 年代（その 1）─．岩手県立博物館研究報告，1，29 34．
土井宣夫・菅野康隆・東野桂一・越谷 信・矢内桂三(1997) 秋田駒ヶ岳起源の先達川岩屑なだれ堆積物について．地球惑星科学関連学会 1997 年合同大会予稿集，807．
遠藤良二 (1977) 北上川上流部の化石周氷河現象．日本
地理学会予稿集，12，22 23.
藤縄明彦・巖嵜正幸・本田恭子・長尾明美・和知 剛・林信太郎 (2004) 秋田駒ヶ岳火山，後カルデラ活動期
における噴火史：火山体構成噴出物と降下テフラ層の対比．火山，49，333 354．https://doi.org/10.18940/kazan.
49.6_333
藤原伸也・中川光弘・長谷川摂夫・小松大祐 (2007) 北

227

海道中央部，十勝岳火山の最近 3,300 年間の噴火史．
火山，52，253 271．https://doi.org/10.18940/kazan.52.5_
253
Itaya, T., Nagao, K., Nishido, H. and Ogata, K. (1984) K-Ar
age determination of late Pleistocene volcanic rocks. J.
Geol. Soc. Japan, 90, 899 909. https://doi.org/10.5575/
geosoc.90.899
井上克弘 (1978) 秋田駒ヶ岳火山噴出物の 14C 年代．地球科学，32，221 223．https://doi.org/10.15080/agcjchikyu
kagaku.32.4_221
井上克弘 (1979) 秋田駒ヶ岳火山・生保内火砕流の 14C 年
代．地球科学，33，68 69．https://doi.org/10.15080/agcj
chikyukagaku.33.1_68
Inoue, K. (1980) Stratigraphy, distribution, mineralogy andgeochemistry of late Quaternary tephras erupted from the
Akita-Komagatake volcano, northeastern Japan. Soil Sci.
Plant. Nutr., 26, 42 61. https://doi.org/10.1080/00380768.1
980.10433211
気象庁編 (2013) 日本活火山総覧（第 4 版）．I．北海道
東北編，410 411．
国土地理院 (2018) 1：25,000 火山土地条件図「秋田駒ヶ岳」解説書．国土地理院技術資料，D2-No. 69．
町田 洋・新井房夫 (2003) 新編火山灰アトラス─日本
列島とその周辺─．東京大学出版会，336 p．
中川久夫・石田琢二・佐藤二郎・松山 力・七崎 修(1963) 北上川上流沿岸の第四系および地形．地質雑，69，163 171．https://doi.org/10.5575/geosoc.69.163
Newhall, C. G. and Self, S. (1982) The volcanic explosivity
index (VEI): an estimate of explosive magnitude for historical volcanism. J. Geophys. Res., 87, 1231 1238. https://doi.
org/10.1029/JC087iC02p01231
Pyle, D. M. (1989) The thickness, volume and grainsize oftephra fall deposits. Bull. Volcanol., 151, 1 15. https://doi.
org/10.1007/BF01086757
Reimer, P., Austin, W., Bard, E., Bayliss, A., Blackwell, P.,
Bronk Ramsey, C., Butzin, M., Cheng, H., Edwards, R.,
Friedrich, M., Grootes, P., Guilderson, T., Hjdas, I., Heaton,
T., Hogg, A., Hughen, K., Kromer, B., Manning, S.,
Musheler, R., Palmer, J., Pearson, C., van der Plicht, J.,
Reimer, R., Richards, D., Scott, E., Southon, J., Turney, C.,
Wacher, L., Adolphi, F., Büntgen, U., Capano, M., Fahrni,
S., Fogtmann-Schulz, A., Friedrich, R., Köhler, P., Kudsk,
S., Miyake, F., Olsen, J., Reinig, F., Sakamoto, M.,
Sookdeo, A. and Talamo, S. (2020) The IntCal20 Northernhemisphere radiocarbon age calibration curve (0 55 cal
kBP). Radiocarbon, 62, 725 757. https://doi.org/10.1017/
RDC.2020.41
桜井広三郎 (1903) 岩手火山彙地質調査報文．震災予防調査会，44，1 62．
Sato, H. and Taniguchi, H. (1997) Relationship between crater
size and ejecta volume of recent magmatic and phreatomagmatic eruptions: Implications for energy partitioning.
Geophys. Res. Lett., 24, 205 208. https://doi.org/10.1029/
96GL04004
曽屋龍典 (1971) 秋田駒ヶ岳 1970 年の噴火と岩石．地調
月報，22，647 653．
須藤 茂 (1982) 秋田駒ヶ岳，生保内火砕流の 14C 年代．

228

田次将太・中川光弘・和知

火山，27，70 71．https://doi.org/10.18940/kazanc.27.1_70
須藤 茂・石井武政 (1987) 雫石地方の地質．地域地質
研究報告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，67106．
豊島正幸 (1984) 小岩井浮石の降下年代に関する資料．
東北地理，36，162 163．https://doi.org/10.5190/tga1948.
36.162
和知 剛・土井宣夫・越谷 信 (1997) 秋田駒ヶ岳のテフラ層序と噴火活動．火山，42，17 34．https://doi.org/
10.18940/kazan.42.1_17

剛

Walker, G. P. L. (1973) Explosive volcanic eruptions - a newclassiﬁcation scheme. Geol. Rundsch., 62, 431 446. https://doi.org/10.1007/BF01840108
八木健三 (1971) 秋田駒ヶ岳のなりたち 1．秋田駒ヶ岳の地質．火山，16，80 89．https://doi.org/10.18940/kazanc.
16.2-3_80
柳澤妙佳・小畑大樹・杉田匠平・藤縄明彦 (2021) 東北
日本弧，秋田駒ヶ岳火山成層火山体の形成史．火山，
66，83 100．https://doi.org/10.18940/kazan.66.2_83（編集担当 石﨑泰男）