火山 第 60 巻 ( 2015)
第 2 号 211-240 頁

論 説

降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火
安 井 真 也＊（2014 年 5 月 26 日受付，2015 年 4 月 19 日受理）

Large-scale Eruptions Inferred from the Pyroclastic Fall
Deposits of the Asama-Maekake Volcano
Maya YASUI＊
Geological research on the large-scale eruptions of the Asama-Maekake volcano was carried out by investigating
pyroclastic fall deposits such as A (1783 AD), B(1128 AD), and B (1108 AD). These deposits are mainly composed of
pumice layers. In the case of the well-studied 1783 eruption, the most voluminous fall unit A-21 is classified as
subplinian from its estimated weight. Ash and lapilli layers composed of lithic fragments also characterize thepyroclastic fall deposits. The particles of these layers are massive and angular to subangular in shape. They are alsosimilar to the particles produced in the recent small-scale eruptions (e.g., 2004 eruption). Most of the recent eruptions,typically vulcanian eruptions, have mainly generated pyroclasts originating from solidified lava in a shallow level of the
conduit. The pyroclastic fall deposits of the large-scale eruptions consist of pumice layers and lithic fragment layers,
suggesting that intermittent vulcanian and subplinian eruptions occurred in the course of the large-scale eruptions asabove.
Descriptions and isopach maps of the pyroclastic fall deposits were made as detailed as possible in this study. The
distributions of some fall units of the lithic fragment layers of pyroclastic fall deposits B and B were mappable. These
isopach maps show elongated distributions, suggesting the strong effect of wind on dispersal. These lithic fragment
layers are composed of coarser grains than those of the recent small-scale eruptions preserved in the ashy soil at all
localities. These findings indicate that large-scale vulcanian eruptions occurred in the course of the 12th century
eruptions.
At present, the 1783 eruption is the only example in the history of the Asama-Maekake volcano for which thetemporal variations in the eruptive style and eruptive volume can be discussed with high reliability. Detailed
reconstruction of the 1783 eruptive sequence was found to be possible by comparison between the stratigraphy of theeruptive products and information in old documents. The large-scale subplinian eruption that occurred after theintermittent eruptions is considered to be associated with the large-scale clastogenic lava flows owing to vigorous
fountaining. On the other hand, little information is available on eruptions before 1783 because of the limited exposureand the availability of few old documents. Although the reconstruction reliability for the eruptions in the 12th century ispoor, these eruptions might have occurred with a different sequence from those of the 1783 eruption. The eruptions in
the 12th century were characterized by intermittent large-scale vulcanian eruptions after a major pyroclastic eruption inwhich subplinian pumice falls and pyroclastic flows were generated. This is a major difference from the 1783 eruption.
Furthermore, little information, such as the distribution and stratigraphy of the eruptive products, is available for
eruptions predating the 12th century owing to the lack of exposure. For instance, although isopach maps of the
pyroclastic fall deposits can be prepared, the preparation of an accurate map is difficult for older deposits. Consequently,
in the case of the Asama-Maekake volcano, it is not easy to predict the eruptive sequence of future large-scale eruptions
on the basis of past eruptions.
Key words : Asama-Maekake volcano, pyroclastic fall deposit, isopach map, eruptive sequence, eruptive style＊〒156-8550 東京都世田谷区桜上水 3-25-40
日本大学文理学部地球システム科学科
Department of Geosystem Sciences, College of Humanities
and Sciences, Nihon University, 3-25-40, Sakurajosui,

Setagaya-ku, Tokyo 156-8550, Japan.
e-mail : yasui.maya@nihon-u.ac.jp

212

安井真也

1．は じ め に浅間火山の山麓の軽井沢町は年間 800 万人もの観光客が集う避暑地である．
「軽井澤」の地名の由来は諸説あるが，江戸時代中期の『採薬使記』によると本草学者の阿部照任の言として「信州軽井澤ニ浮石多ク出ル．故ニカルイ澤ト云フ」とあり，軽石との関連性が高いとみられる．実際に旧軽井沢の別荘地の造成現場などでは，表土の下に天明噴火（1783 年）や天仁噴火（1108 年）の降下軽石の層がしばしば出現し，過去の大規模噴火を物語っている（例 : Fig. 1 の地点 D25，Fig. 2h，Fig. 3）．本
論文ではこうした降下火砕堆積物に着目して，過去の大規模噴火の実態について考えてみたい．
烏帽子・浅間火山群の東端に位置する浅間火山（広義）は，浅間黒斑，仏岩，前掛火山からなる．このうち，浅間前掛火山は 1 万年前頃に活動を開始した安山岩質の複成火山であり，歴史時代では，江戸時代（18 世紀），平安時代（12 世紀），古墳時代（4 世紀中頃）に降下軽石を伴う規模の大きい噴火があった．一方，20 世紀中頃を中心に頻発した活動では，爆発を伴うことも多いが，個々の噴火によってもたらされる噴石や火山灰の量は多くはな
い．このような活動では，本格的なブルカノ式噴火のみ
ならずストロンボリ式噴火や連続的な灰放出（例 : 2004
年噴火 ; 中田・他，2005）や，水蒸気爆発（例 : 2009 年噴
火 ; 前野・他，2010）がみられる．本研究では，こうした活動を ‘中小規模噴火’，多量のマグマを噴出して地質単

Fig. 1. Map showing the localities of the pyroclastic fall
deposits of the Asama-Maekake volcano described in
the text. For the topography, Kashmir 3D was used.
AVO : Asama Volcano Observatory, Univ. of Tokyo.

位として降下軽石層などの堆積物を残す噴火を ‘大規模噴火’ として区別して扱うことにする．最新の大規模噴の復元を試み，大規模噴火の噴火様式や噴火の規模，長火である天明噴火については，噴火の推移の詳しい復元

期予測の可能性についても考えたい．

が試みられている（津久井，2011 ; Yasui and Koyaguchi，2004 など）．しかしながら天明噴火以前については，荒2．浅間前掛火山の降下火砕堆積物に関する従来の研究

牧 (1968) などによる天仁噴火の推移の議論があるが不浅間前掛火山の降下火砕堆積物に関する先駆的な研究

明な点が多い．これは天明噴火以前の情報が極端に減るを行った Aramaki (1963) は，火口の東北東から東南東にことに起因する．一般に時代が古くなるほど火山体近く

かけての東麓を中心に，土壌中に挟在する軽石層を新しでの堆積物の露出が悪くなり，古記録も乏しいなど，噴い方から A，A，B（上部と下部），C，D-1，D-2，E，F，

火推移の復元の上で様々な困難を伴うようになる．降下

G にわけ，主要な噴火期がおよそ 8 回認識されるとした．

火砕堆積物の場合は，等層厚線図を作成しても，時代のその後，東麓以外の山麓や遠方においても D より古い時

古い堆積物ほど図の信頼性が落ちることが否めない．こ代の軽石層が複数認識された（早田，1990 ; 竹本・久保，のため噴火年代の違いによる情報の質や量の違いを把握

1995）．噴火年代に関しては，天明噴火に対応する A よ

することは，過去の噴火事例を考慮に入れた将来の噴火

り下位の軽石層について様々な議論がされてきた（新井，

予測の上でも重要である．

1979 ; 荒牧，1968 ; 荒牧，1981 ; 早田，1990 ; 竹本・久保，

本研究では浅間前掛火山の降下火砕堆積物を対象とし1995 など）．噴火年代には異なる見解がある噴火事例もて，地質学的見地から示されることと，現段階で明らかあるが，個々の詳しい年代論は本論の趣旨と異なるため，

でないことを具体的に示す．現時点では浅間前掛火山のここでは時間軸の目安として以下の高橋・他 (2007) の初期の堆積物の情報が乏しいため，ここでは約 6500 年

噴火史に沿ってすすめることとする．既存研究を総括し前以降の噴火の堆積物を扱うこととする．時代の新しいた高橋・他 (2007) は，浅間前掛火山には数 1000 年間の噴火事例についてはできるだけ高い分解能での噴火推移

静穏期をはさむ 3 回の活動期があったと考えている．活降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火

213

Fig. 2. Columnar sections at the representative localities and stratigraphic relations of the pyroclastic deposits of the
Asama-Maekake volcano. For the localities, see Fig. 1.
軽石 (As-Km) をもたらした噴火があった．第 II 活動期
くにには約 6300 年前の六合軽石 (As-Kn)，約 6000 年前の御代田軽石 (As-My)，約 5600 年前の千ヶ滝軽石 (As-Se)，
約 5200 年前の D 軽石 (As-D) の計 4 回の大規模噴火があった．なお，第 I，II 期の上記の噴火の年代は較正暦年代である．第 III 活動期は歴史時代であり，4 回の大規模噴火があった : 4 世紀中頃の C 軽石 (As-C)，1108 年（天仁）の B 軽石 (As-B)，1128 年（大治）の B軽石 (As-B)，
1783 年（天明）の A 軽石 (As-A)．なお B軽石の年代（早田，1995）については 5-3-2 で後述する．
軽石層の分布に関して，天明噴火については，Minakami(1942) が火口の南東方向での分布を詳細に調べた．荒牧(1981) は北東方向へも分布があることを示し，安井・他

Fig. 3. A photograph of pyroclastic fall deposits A and
B in Karuizawa at Loc. D25. Scale : 1 m.

(1997) は北北西方向への分布も追加して A 降下火砕堆

動期は大規模噴火によって特徴付けられるが，大規模噴

火砕堆積物が北東麓に分布することを示した．12 世紀

火の間には中小規模噴火が起こる．静穏期は，散発的なの噴火に関しては，Aramaki (1963)，新井 (1979) がそれ

積物全体の分布を示した．東方・小林 (1993) は A降下

中小規模噴火はあるが長期にわたって比較的静穏であぞれ，B 全体の等層厚線図を示し，分布軸が東であるこる．約 1.1 万年前の仏岩火山の最後の大規模噴火の後，とを示した．これに対して宮原 (1991) は，B 下部を B，

まず数千年間の静穏期があった．その後の第 I 活動期にB 上部を Bとして，それぞれ等層厚線図を示し，B の分

は約 9200 年前の藤岡軽石 (As-Fo) と約 8600 年前の熊川

布軸は東南東，Bのそれは北東であることを示した．C

214

安井真也

降下火砕堆積物の分布軸はほぼ真東であることが示され

発泡度，石基ガラスとメルト包有物の含水量，斜長石マている（新井，1979）．早田 (1990) は，群馬県の遺跡のイクロライトの化学組成や数密度などの降下単位による調査結果を含めて C 降下火砕堆積物の主に火口から 30違いを示し，脱ガスやマグマ破砕のプロセスについて論

km 以遠での分布を詳細に示した．新井 (1979) は，D 降

じた．

下火砕堆積物の分布は不明な点が多いが，かなり南より

天明噴火以降の特に 20 世紀中頃は，中小規模噴火のに分布軸が推定されるとし，南東に伸長する 10 cm の等

活動が活発であり，多くの研究例があるが，例えば宮崎

層厚線を図示した．竹本・久保 (1995) は D-2 軽石の分

(2003) は，膨大な活動記録を整理して活動の実態の再考

布軸は北東と南東にあるとしている．なお，Aramaki

証を行 った．最 近 では多 様な アプ ローチ がなされた(1963) は南東麓において土壌を挟む D-1 と D-2 を認識

2004 年噴火も記憶に新しい（「火山」50〜51 巻の特集 :したが，本研究を含む他の著者が D として認識した層が2004 年浅間山噴火など）．中小規模噴火の痕跡は天明噴

Aramaki (1963) の D-1 あるいは D-2 に対応するかは不明

火の噴出物より下位の土壌中にも認められる（下鶴，である．Aramaki (1963) は C より下位の堆積物の異なる

1995 ; 竹本・久保，1995）．

地点間の対比はできていないとしたが，今もなお課題の

前掛火山の大規模噴火の降下火砕堆積物は主に多孔質一つである．As-Kn は火口の北東方向を中心に分布するな火砕物粒子からなるが，それぞれ灰白色（A と A降下と考えられている（早田，1990 ; 竹本・久保，1995）．ま火砕堆積物），褐色〜淡褐色 (B)，濃褐色と灰白色の不均た As-Se，My，Km，Fo についても分布の概略と主軸方質 (B)，黄白色 (C) などと色調が異なる．また降下単位向が推定されている（竹本・久保，1995）．しかしながら，の数，挟在する火山灰層の層準や枚数，石質岩片の含有C 軽石より古い時代の堆積物は露頭が少ないために，詳量などの特徴が異なる．また高橋・他 (2007) は，浅間前

しい等層厚線図の作成が困難であり，第 I および第 II 活

掛火山の大規模噴火の噴出物の全岩化学組成がそれぞれ動期の噴出物の実態は不明な点が多い．例えば，竹本・異なり，特に A，B，および Bは SiO2-MgO 変化図上で

久保 (1995) によれば As-My は火口の南方に主軸がある

明瞭に区別されることを示した．したがって，これらのが，南方に分布する降下火砕堆積物は稀である．このよ

降下火砕堆積物は同一地点での層位や岩相，化学組成にうな場合，同一地点で他の堆積物と重ならず，独立した基づいて比較的容易に識別できる．しかし，Aramaki

噴火の産物であるのか，他の方向にも降下単位のある噴(1963) が指摘したように，C より下位の軽石層について

火の噴出物の 1 降下単位であるのかの判別が難しい．

は異なる地点間での対比はきわめて難しい．

従ってより古い時代の噴火の回数を決めるのは容易ではなく，継続的に地質調査を行う必要があろう．

本研究では，まず Aramaki (1963) を基準として，東麓
で As-C の下位に土壌を挟んで出現する風化した軽石層

前掛火山の降下火砕堆積物の規模については，Aramaki

を D 降下火砕堆積物とし，東麓以外の山麓へ調査範囲を(1963)，荒牧 (1981)，宮原 (1991) などの体積見積もり結拡大した．しかし D より古い時代の降下火砕堆積物に果の報告がある．それらによれば，A，B，B降下火砕堆

ついては，露頭が限られ十分な観察ができなかった．一3

積物はいずれも 0.1 km のオーダーとなっている．また方，キャベツ畑の広がる北西山麓一帯（嬬恋村）では，

新井 (1979) は，等層厚線で囲まれる領域の面積から定

約 1.3 万年前噴火の嬬恋降下軽石 (YPK) の上位の厚い性的な比較を行い，大きい方から，B>A≧C>? D の順

土壌中に UB 降下火砕堆積物（新称）が見出される (Fig.

であると推定した．

2a)．3-4 で後述するように，この堆積物直下の土壌の暦

A，B および B降下火砕堆積物については，降下単位

年代は約 6500 年前を示し，第 II 活動期にあたる．本論

毎の細かい議論がされている．宮原 (1991) は B 降下火では浅間前掛火山の A〜D および UB 降下火砕堆積物を

砕堆積物を 8 つの，B降下火砕堆積物を 6 つの降下単位対象とし，6500 年前より古い降下火砕堆積物は今後の調にそれぞれわけて，密度や全岩化学組成を調べた．今査課題とする．

井・三ヶ田 (1982) は A の軽石の密度を，加藤・他 (2010)
は A と B の密度を調べた．加藤・他 (2010) によれば，

3．浅間前掛火山の降下火砕堆積物の特徴

顕著な垂直変化はないが，火砕流の発生時期の前に発泡

降下火砕堆積物の記載の前に，使用する用語の定義やが良くなる場合 (A) と，悪くなる場合 (B) が示されてい説明をする．Fig. 1 に本論文中で扱う地点を，Fig. 2 にはる．Yasui and Koyaguchi (2004) は A 降下火砕堆積物の代表的な地点の柱状図を示す．Fig. 4 には A〜UB 降下

複数の降下単位の粒径分布の距離変化や噴出量などに基

火砕堆積物の産状を示す．なお個々の地点番号は，P45

づき，クライマックス噴火に至る推移を議論した．佐や M16 などのように示す．これは火口からの距離が 5

藤・中村 (2009) は，A 降下火砕堆積物について，軽石のkm 以内は P (Proximal) を，5〜10 km の地点は M (Medial)

降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火

215

Fig. 4. Photographs of the representative outcrops.
(a) Pyroclastic fall deposits B, C, and D at Loc. M9. Scale : 47 cm. (b) Pyroclastic fall deposit B at Loc. P11. Scale : 1
m. (c) Pyroclastic fall deposit B and the underlying “red ash” at Loc. P1. Scale : 26 cm. (d) Pyroclastic fall deposit UB
at Loc. P79. PFL : pyroclastic flow deposit. Scale : 2 m.

216
Table 1.

安井真也
Results of AMS 14C age determination for buried soil immediately below pyroclastic fall deposits Aand UB.

を，10 km 以遠の地点は D (Distal) をそれぞれ冠して区測定では除いた．

別したものである．なお Fig. 2 には過去 20 数年間にお浅間前掛火山では多様な色調の多孔質な火砕物粒子がいて，岩相や層位関係の観察の上で条件のよい露頭を選みられる．ここでは，多孔質で色調が灰白色，淡褐色，

び，柱状図と火口からの方位，距離を示した．しかし Fig.

褐色の粒子を“軽石”，濃褐色の粒子を “スコリア” と表

2c, 2e, 2f, 2h,および 2i の地点の露頭は人工的な被覆や地記することとする．また暗灰色の緻密な亜角〜角礫の岩形改変，自然崩壊により現存しない．将来的にこれらの片が認められるが，ここでは成因を含まない記載用語と地点の近くにまた露頭が出現することがあれば，Fig. 2

して “石質岩片” と呼ぶこととする．

の柱状図と同様の堆積物の観察ができるものと思われる．

また本研究における“降下単位” は，層を構成する火砕
物粒子の粒径の違いに基づいて区分した．なお，後述の以下の記載において火砕物粒子の粒径は，火山岩塊（64A-21，B-1，B-4，B-6，B-8 は，いずれも単一の降下単位

mm 以上），火山礫 (2〜64 mm)，火山灰（2 mm 未満）の区としたが，それぞれ層厚の大きい地点では若干の粒径の分に加え，火山灰については粗粒火山灰 (2〜1/16 mm)

垂直変化を示す．粒径の垂直変化は，一連の噴出時の噴と細粒火山灰（1/16 mm 未満）の区分も使用する．また出率やマグマの破砕度の変動に起因するか，あるいは異粗粒火山灰や火山礫を細分する場合は，中粒砂サイズやなる噴煙柱に由来する複数の降下単位を含むことを示唆

中礫サイズなどと表記する．一般に降下火砕堆積物を構する．多数の地点で粒径の変化パターンを調べ，等層厚成する粒子の粒径は，単一の降下単位で火口距離や，同線図を描いて詳細に検討する必要があるが，地点数を増

じ火口距離でも分布主軸からの距離によって変化しう

やすのにはかなりの時間を要する．現時点ではこれらはる．任意の地点では，分布軸方向や規模の異なる複数の

単一の降下単位として扱い，上記の問題点については今

降下単位が累重していることが予想される．しかし複数後の継続課題としたい．また本論での堆積物の体積は，の地点における平均的な粒径の垂直変化の傾向は，噴火

マグマ換算の場合は DRE を付して表記する．

規模の時間変化を把握するのに役立つ．ここでは主要地

また年代のわかっていない降下火砕堆積物について，

点における各層の平均的な粒径を記載し，また代表地点

堆積物直下の黒色土壌から 3 試料を採取し，放射性炭素の最大平均粒径 (MP, ML) の垂直変化も示す．粒子の最年代測定を行った (Table 1)．測定は米国 Beta Analytic 社

大平均粒径（軽石は MP，石質岩片は ML とする）は，安に依頼した．測定は，前処理（酸洗浄）の後，加速器質

井・他 (1997) と同様に，大きい方から 3 個の粒子の長径

量分析 (AMS) 法によって行われた．14 C 年代の算出にの平均をとったものである．なお，平均的な大きさの構は Libby の半減期 5568 年が使われ，δ13C (13C/12C) によ

成粒子に比べ極端に粗く，周縁部より内部が著しく発泡る同位体分別効果の補正が行われている．δ13 C 補正にし，また高温酸化により赤紫色を呈する軽石質の火山礫

使用した値（conventional radiocarbon age の算出のため）や火山岩塊が認められる場合があるが，それらは MP のは加速器質量分析 (AMS) による13C/12C が用いられてい降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火

217

る．暦年較正値の算出は，IntCal09 (Reimer et al., 2009)を使用して Beta Analytic 社製のプログラムで行った．
3-1

A 降下火砕堆積物

天明噴火の A 降下火砕堆積物の細かい産状等は安井・他 (1997) や Yasui and Koyaguchi (2004) にまとめられているため，ここでは概略と追記事項を示す．A 降下火砕
堆積物は地表直下の厚さ約 16 cm の火山灰土壌下位にあり，主に中礫〜微粒砂サイズの灰白色の軽石からなることから容易に識別される．A 降下火砕堆積物の下位も黒色の火山灰土壌である．天明噴火の降下火砕堆積物は，山頂火口の東南東方向，北東方向，および北北西方向の3 方向に分布し，それぞれ “ESE 降下火砕堆積物”，“NE降下軽石”，および “NNW 降下軽石” と呼ばれている（安井・他，1997）．これらのうち ESE 降下火砕堆積物の規模が特に大きく，A 降下火砕堆積物の体積 (0.03 km3 DRE)の 90 % 以上を占める．ESE 降下火砕堆積物は A-1 から
A-22 の降下単位に分けられる (Fig. 2e)．下半分は降下単位が多く，成層構造が著しいのに対して，上半分は層厚が大きい．基底部（噴火前の地表の直上）には，石質岩片と遊離結晶に富む淡灰色の火山灰層が認められる(A-1)．A-1 には気泡を含む粒子も 10 % 強含まれる（安井・他，2005）．A-2〜4，6〜9，11，13，15〜17，19 および 21 は軽石層である．A-5，10，12，14，18，20，および 22 は紫がかった淡褐色や淡赤橙色を呈する厚さ数 cm程度の火山灰層で，主に細粒火山灰サイズの火山灰から

Fig. 5. Vertical variation in MP and ML of the pyroclastic
fall deposits A, Band B.
MP : maximum pumice. ML : maximum lithic.
(a) Locality P16 and (b) locality M14. The columnar
sections are the same as those in Fig. 2.

なる．これらの火山灰層の地点 P16（東京大学浅間火山
観測所構内）における粒径分布の中央粒径 Mdϕは A-20 :ともに大きい傾向があり，同様の火口距離で軸対称では+4.4，A-18 : +4.0，A-12 : +4.3 である．地点 P16 では，ないことが示されている（安井・他，1997）．

同様の産状の淡赤橙色の火山灰が A-21 層内中ほど軽石

NE 降下軽石層は，火口から北東に約 9 km までの地点に付着して認められる．地点 P26（黒豆河原）で A-21 層

では地表下約 16 cm のレベルに明瞭な軽石層として確認

内に挟まる火砕流堆積物を直接覆う厚さ数 cm の火山灰される．主に中礫サイズの灰白色の軽石からなり，岩片層も同様の淡赤橙色を呈し，Mdϕは+4.3 と細粒である．

は少ない．NNW 降下軽石は，NE 降下軽石より規模が小こうした観察事実から Yasui and Koyaguchi (2004) は，こさく，火口から約 6 km までの地点では軽石層として認れらの火山灰層は，火砕流の灰かぐらであると考えていめられるが，それより遠方では地表下約 16 cm の土壌中

る．下半部を構成する軽石層 A-2，3，4，6，7，8，9，11，の同一レベルに軽石粒子が散在する産状を示す．主に細13，15，16 および 17 はそれぞれ厚さと構成軽石の粒径

礫サイズの灰白色の軽石からなり，岩片は少ない．

が A-19 や A-21 に比べ小さく，細礫に富むが，A-19 と3-2

B降下火砕堆積物

A-21 は中礫に富む．地点 P16 における粒径分布の中央

B降下火砕堆積物は黒色土壌を挟んで A 降下火砕堆

粒径 Mdϕは A-21 : −4.2，A-19 : −4.1，A-17 : −2.6 であ積物の下位にみられ，特徴的な組織のスコリアの存在にる（淘汰度などの詳細は安井・他，1997 を参照）．地点

より比較的容易に識別される．B降下火砕堆積物の下P16 における MP，ML の垂直変化をみると，A-19 と A-

位には土壌などを挟まず赤色火山灰層が認められるが，21 を構成する粒子が軽石，岩片とも粗い傾向がある (Fig.

赤色火山灰層の上面に軽微な侵食面が認められる場合が5a)．A-21 はどの地点においても層厚・粒径が最大であある (Fig. 4c)．層厚が厚く，多くの降下単位が認められり，8 月 4 日夜からのクライマックスの噴火に対比される地点 M2（浅間牧場南方）での記載を以下に述べる．

る．A-21 は水平的な追跡が比較的容易であり，粒径の地点 M2 では粒度と構成物の違いにより 7 枚の降下単位

詳しいデータが得られている．分布軸の南側が MP，MLから構成される（下位より B-1〜B-7 ; Fig. 2c）．B-1 は

218

安井真也

粗粒〜極粗粒砂サイズの灰白色の軽石からなり，3-3 でのパッチを少量含むスコリア質のブロックと同質の基質

後述する赤色火山灰層を覆う．B-2 は中礫サイズの褐色火山灰からなり，緻密で黒灰色の角張った岩片を多く含軽石よりなる．B-3 は主に淡褐色の火山灰からなるがむのが特徴で，Aramaki (1963) の “B” スコリア流に相当

B-2 と同質の軽石粒子を含む．B-4 は中礫サイズの軽石する．ただしこのスコリア流堆積物と B-5 の層位関係とスコリアが不均質に混じった火砕物（以下，不均質ス

はまだ確認できていない．山頂部の地点 P39（西前掛火

コリアと呼ぶ）から構成される．不均質スコリアは，ス口壁）でも B-4 の上位に厚さ 115 cm 前後の溶結したス

コリア質の基地に軽石質部分がパッチ状に含まれる組織

コリア流堆積物が認められる．南側山腹上位では B-4や縞状構造を示す（安井，1994）．また B-4 には黒灰色と同質の不均質スコリアのブロックと基質火山灰からなで角張った石質岩片が多く含まれる．B-5 は主に中礫サる火砕流堆積物が見出されている（高橋・他，2003）．こイズのスコリアから構成され，黒灰色で角張った石質岩

れは幅約 240 m，厚さ 1 m 以上の小規模なローブ状の堆片を多く含む．B-6 は中礫サイズの黒灰色で角張った石積物で，火口から 6.5 km の距離まで認められ，地点 P82

質岩片から構成される．B-7 は 8 枚の層からなり，全体（石尊山溶岩ドーム東方）では天仁噴火の追分火砕流堆として成層構造が発達する．粗粒火山灰の層が多いが，積物を覆う．

せき そんさん細礫サイズの火山礫を含む層もある．各層の構成粒子は

3-3

B-6 と同様で石質岩片を主とする．石質岩片は緻密なもB 降下火砕堆積物は，火口の南東方向で土壌をはさんB 降下火砕堆積物のが多いが，細かい気泡を含むものもみられる (Fig. 6a)．

で A 降下火砕堆積物の下位に認められ，淡褐色や褐色の4-2 で後述するが，B降下火砕堆積物全体の分布主軸は軽石の層の存在や，角張った暗灰色の石質岩片を多く含

北東方向であるが，その南方，つまり火口の東方で層厚む点，以下に示す岩相上の特徴により識別される．東南がやや厚い傾向がある．地点 P16（東京大学浅間火山観

東〜東北東側の山麓では，B の上位に赤色火山灰層と B

測所構内）では，B-4 の直下に，地点 M2 ではみられなが認められる．層厚が大きく，多くの降下単位が認めら

い中礫サイズの灰白色の軽石層が認められる（Fig. 2d のれる地点 M9（千ヶ滝東区）での記載を以下に述べる．

★印）．また B-1 は若干の粒径の垂直変化を示し，B-2

地点 M9 では粒径や構成物の違いにより 8 枚の降下単位と B-3 の層準も複数の層に細分される．B-7 は細礫〜から構成される（下位より B-1〜B-8 ; Fig. 2f）．黒色土壌

中礫サイズの 6 枚の岩片層とその上位の中礫サイズの軽の直上の B-1 は主に石質岩片からなる火山灰層で，色調石層からなる．地点 P16 における B-6 および B-7 の 7や粒径の違いにより，3 枚に分けられる．中粒砂サイズ枚の石質岩片層の中央粒径 Md ϕ は+1.5〜−4.6 である．

の粒子が多く，色調は下位より，濃褐色，青灰色，桃色

4-2 で後述するように，現時点では B-4 より下位の層厚を呈し，それぞれの層厚は 1 mm 弱である．B-2 は灰白の小さい層までは細かく追跡できていない．また地点

色の軽石，遊離斑晶および暗灰色の石質岩片からなる．

P16 では B-4 層内の上方に赤紫色の火山灰が軽石粒子

軽石は中礫サイズであるが，上部はやや粗い．B-3 は粗に付着するレベル（厚さ 3 cm 前後）が認められる．

粒〜極粗粒砂サイズの黒灰色でガラス光沢のある角張っ一方，より火口に近い東北東山腹斜面では，以下の点た岩片からなり，淘汰がよいが，最大 13 cm 大の岩片もが追記される．地点 P1（黒豆河原）(Fig. 4c) では B-1 の含まれる．B-3 の中央に灰白色の中礫サイズの褐色の軽最下部に数センチ大の不均質スコリアが散在する．B-2

石が散在するレベルがみられる．B-4 は中礫サイズの軽は軽石の粒間を淡褐色の火山灰が埋める産状を示し淘汰石からなる層で，淡褐色の軽石が多いが，色調が多様で，が悪い．B-2 は上下中の 3 層にわけられ，下部層には大下部には褐色と淡褐色部の混じった縞状軽石がしばしば礫サイズの不均質スコリアの岩塊が含まれる (Fig. 4c)．

認められる．B-4 は角張った黒灰色の石質岩片を多く含中部と上部層は淡褐色の火山灰からなり，細礫〜中礫サ

むが，変質を受けた岩片もしばしば含む．B-5 は細粒火

イズ（径 3-8 mm）のやや扁平な火山豆石を含む．中部層

山灰サイズの濃褐色の火山灰から成る．不定形で気泡をには成層構造が発達し，淡褐色の細粒火山灰からなる層

含む褐色のガラスを主とすることが鏡下で確認されると暗灰色の中粒砂サイズの火山灰からなる層の互層であ(Fig. 6b)．B-6 は中礫サイズの軽石からなり，色調は淡褐

る．淡褐色の層には火山豆石に富む層も認められる．地色のものが多い．B-4 と岩相が似るが，岩片の含有量が

点 P3 では B-4 を構成する火砕物と同質のブロックを含やや少ない．B-7 は細礫〜中礫サイズの石質岩片からなむ厚さ 40 cm 程度の溶結した火砕流堆積物が，B-4 層内

る．岩片は B-3 のものと同質である．B-8 は中礫サイズの上方にレンズ状に挟まる．地点 P33 から山頂方向にの褐色の軽石からなり，上部がやや粗い．中礫サイズのかけての斜面では，厚さ 1〜3 m のシート状の非溶結の角張った暗灰色の石質岩片を多く含む．B-4，B-6，B-8

スコリア流堆積物が B-4 の上位に認められる．軽石質に多く含まれる黒灰色〜暗灰色の角張った石質岩片は，

降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火

219

Fig. 6. Photomicrographs of ash grains of the eruptive products in the 12th century eruptions.
(a) Fall unit B-7 from pyroclastic fall deposit B. (b) Fall unit B-5 from pyroclastic fall deposit B. (c) One of fall unitsof red ash. (d) Matrix of the Oiwake pyroclastic flow deposit. Photographs were taken in plane-polarized light.
岩片表面に軽石が付着するものは見出されないが，単一点 P1（黒豆河原）では合計層厚 56 cm で 40 枚以上の火の岩片粒子内で緻密部から軽石質部分に連続的に変化す

山灰層からなる (Fig. 4c)．各層は主に石質岩片から構成るものが稀に見つかる．また共通して，鏡下ではユータ

されるが，岩片粒子は細粒火山灰に覆われており，層にキシティック組織を示し，破片状結晶に富む．

よって異なる色調を呈する．暗灰色の石質岩片以外に，火口距離は M9 より 2 km ほど遠いが，B 降下火砕堆積

やや丸みを帯びた変質粒子も含まれる (Fig. 6c)（安井・

物全体の分布主軸（4-3 で後述）に近い地点 M14（小瀬）他，2005）．粒径は粗粒火山灰を主とする層が多いが，細では，B-4，B-6 および B-8 はそれぞれ若干の粒径の垂直

礫サイズの火山礫に富む層もある．なお地点 P1 では，変化を示す．また B-3 と B-7 はそれぞれ上中下の 3 枚に赤色火山灰層の上面が削られており，その軽微な不整合分けられ，上下の岩片層の間に細礫サイズの軽石の層を面を B降下火砕堆積物が覆う (Fig. 4c)．地点 P1 周辺の

挟む．B-1 は層厚 2 mm 以下の灰色の火山灰層が一枚の山腹斜面は現在ガリーが発達しており，赤色火山灰層のみみられる．M14 における粒子の最大平均粒径 (MP，降下当時もガリー侵食の場であったらしい．

ML) の垂直変化をみると，B-4 の上部がもっとも粗い(Fig. 5b)．

赤色火山灰層を構成する石質岩片に含まれる斜長石斑晶の組織は，天仁噴火の噴出物中の斜長石の組織と区別

B-8 の上位の “赤色火山灰層” (Aramaki，1963) は，様々がつけられない．なお Bに含まれる斜長石は蜂の巣状な色調を呈する厚さが数 mm〜数 cm の多数の火山灰層で高 An 含有量の A タイプと清澄で patchy zoning を示より構成され，B 降下火砕堆積物を整合的に覆う（Fig.

す低 An 含有量の B タイプがあるが（安井，1994），これ2f，2g など）
．場所により全体の層厚，枚数が異なる．

らは赤色火山灰層の構成粒子には認められない．三浦・地点 M9 では層厚約 7 cm とさほど大きくはないが，地他 (2007) は，4 世紀中頃の下の舞台溶岩，天仁噴火の上

220

安井真也

の舞台溶岩，天明噴火の鬼押出溶岩で，それぞれ含まれ物直下の土壌の14 C 年代測定による暦年代は 1650 年頃る斜長石の組織と An 含有量が異なることを示してい（AMS 年代 260±30 yBP）を示した (Table 1)．これにつる．さらに B降下火砕堆積物中の斜長石の An 量（安いては 5-3-3 で後述する．

井，1994）も含めて検討し，それぞれヒストグラム上で3-4-2

An 含有量の分布が異なることを示した．つまり浅間前

C 降下火砕堆積物は土壌を挟んで B 降下火砕堆積物

C 降下火砕堆積物

掛火山の歴史時代の大規模噴火のマグマは全岩化学組成の下位に認められ，A，B，B 降下火砕堆積物の構成粒子

のみならず，
斜長石斑晶の組織と鉱物化学組成も異なる．

とは異なり，黄白色のやや風化した軽石を主とすること

赤色火山灰層の構成粒子の全岩化学組成は得られていなから識別される．堆積物の上下は直接，黒色土壌と接し，

いが，斜長石の組織の観点からは天仁噴火のマグマに由

基底部に火山灰層は認められない．C 降下火砕堆積物は来するといえる．

中礫サイズの軽石からなり，岩片は少ない．軽石の粒径

次に天仁噴火の降下火砕堆積物とそれ以外の堆積物のが一様である地点が多いが，地点 M14 では，不明瞭なが層位関係について述べる．主に火口の南北山麓へ分布す

ら中央部の軽石が上下に比べ若干粗い．中央部の軽石のる追分火砕流堆積物と，火口の南東方向へ分布する B 降

平均最大粒径 MP は 5.5 cm である (Fig. 5b)．火口の東か

下火砕堆積物は，多くのユニット（降下単位や流下単位）

ら南東方向では，同様の火口距離でも他の方向に比べ軽からなる．それらは分布が重なる範囲が狭いため（Fig.

石が粗い傾向がある．

9d，
分布の詳細は 4-3 で後述），層位関係の確認が難しい．

3-4-3

D 降下火砕堆積物

北東山麓の火砕流堆積物と B 降下火砕堆積物の分布がD 降下火砕堆積物は，主に南東麓で土壌を挟んで C 降

重なる領域は，天明噴火の吾妻火砕流堆積物の分布域で下火砕堆積物の下位に見出される．中礫サイズの風化しもある．吾妻火砕流堆積物は強く溶結しているため表層た軽石からなるという特徴と，その層準から識別される．

の谷の発達が悪く，その下位が確認できる地点が少ない．

層厚の厚い一部の地点を除くと，黒色土壌中の同一レベ

地点 M2（浅間牧場南方）では B-6 の上位に追分火砕流

ルに軽石が散在する産状を呈する場合が多く，明瞭に降堆積物が認められる (Fig. 2c)．地点 M2 は B-8 の分布域

下単位が識別されることはない．軽石は風化が著しく，内にあるとみられるが（Fig. 11b，分布の詳細は 4-3 で後黄白色〜黄土色を呈する．地点 M65（千ヶ滝西区）では

述），追分火砕流堆積物の直上には，火砕流と同質の 2 次

雑多な種類の岩片に富む．なお Aramaki (1963) の D-1

堆積物（ラハール様）が覆い，降下火砕堆積物は認めらと D-2 を同一地点で見出せる露頭は未確認である．

れない．また南側について地点 P86（石尊山の山頂直下）

3-4-4では，表層の火山灰土壌の直下に B 降下火砕堆積物が認UB 降下火砕堆積物は，主に北西麓の姥ヶ原一帯（嬬UB 降下火砕堆積物（新称）

められるが，石尊山周辺ではローブ状の火砕流堆積物が恋村）で仏岩火山の嬬恋降下軽石 (YPK) の上位の厚い分布し，火山灰土壌に直接覆われている．石尊山南東の黒色土壌中に見出される．特に追分火砕流堆積物の分布

地点 P84 では，沢の谷壁に火砕流の流下単位が 3 枚認め域以西の北西麓一帯では，前掛火山の最近の大規模噴火

られるが，その上位に降下火砕堆積物は認められない．

の堆積物がほとんど分布しないため，比較的容易に UB

追分火砕流堆積物の分布域のすぐ東方の地点 M66（千ヶ降下火砕堆積物が見出される．灰褐色や黄白色の軽石層

滝西区の西縁）では厚さ 33 cm の B 降下火砕堆積物が認と石質岩片層からなり，成層構造が著しい．地点 P79（溶められるが，M66 の西方の大日向地区では厚い火砕流堆

岩樹型北方）では，天仁噴火の追分火砕流堆積物の下位

積物の上位に降下火砕堆積物は認められない．赤色火山に本堆積物が認められる (Figs. 2a and 4d)．P79 では軽石

おお ひ なた

灰層の多くの降下単位は，北東山麓に分布する追分火砕

層と火山灰層の計 10 枚の降下単位からなる (Figs. 2a and流堆積物の流下単位を覆う（例 Figs. 2c and 4b）．地点

4d)．最下部の UB-1 は灰色，橙色，褐色を呈する粗粒火P54（上の舞台溶岩の側端崖上）では，溶岩の上位に赤色

山灰〜細粒火山灰サイズの火山灰の互層で，色調が特徴

火山灰層および B降下火砕堆積物が確認される．
3-4
3-4-1

A，C，D および UB 降下火砕堆積物
A降下火砕堆積物

的であるため北西麓での UB 降下火砕堆積物の対比に有用である．各層は厚さ 2 cm 以下で，主に石質岩片からなることが鏡下で確認される．UB-2，4，6，8，10 は細礫

A降下火砕堆積物は火口の東北東方向の狭い範囲で〜中礫サイズの軽石からなるが，UB-2 と UB-10 がややのみ，A と B降下火砕堆積物の間の黒色土壌に挟まれ細かい．最上部の UB-10 は発泡のよい黄白色の軽石かて認められる (Fig. 4b)．細礫〜中礫サイズの灰白色の軽らなるが，それより下位の軽石層は灰褐色の軽石からな石からなり，岩片は少ない．確認された最大層厚は地点

る．これらの軽石層に挟在する火山灰層は，粗粒火山灰

P1 の 16 cm である．地点 M68（浅間牧場南方）の本堆積〜細礫サイズの暗灰色の石質岩片からなる．UB-9 は厚降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火

221

い粘土質の火山灰層であるが，しゃくなげ園北方の地点
P80 や P75 では P79 と同じ層準に亜円礫の軽石や岩片が含まれ淘汰が悪い．UB-9 は風化が著しいが，おそらく火砕流堆積物で，P79 の厚い火山灰層はその縁辺部か灰かぐらの堆積物であるとみられる．P79 の UB 降下火砕堆積物直下の黒色土壌の14C 年代測定による暦年代は約6500 年前（AMS 年代 5740±30 yBP）を示した (Table 1)．
これについては 5-3-3 で後述する．
北北東麓の地点 D37（赤川土取り場）では，天明噴火の NE 降下火砕堆積物下位の土壌中に厚さ約 36 cm の軽石層が見出される (Fig. 2b)．細礫〜中礫サイズの黄白色
軽石からなり，火山灰層などを挟まず，特に構造は示さない．この軽石層直下の土壌の14C 年代測定による暦年代は約 6600 年前（AMS 年代 5780±30 yBP）であり，上記の地点 P79 の UB 直下の土壌の年代と近い (Table 1)．
3-5

大規模噴火の噴出物に挟まれる火山灰土壌

Fig. 7. Map showing spatial distribution of the soil developing on the 1783 pyroclastic fall deposits. Thicknesses
are in cm. K : Karuizawa, NK : Nakakaruizawa, KK :Kitakaruizawa, Y : Yokokawa.

浅間前掛火山では天明噴火以降，特に 20 世紀中頃を中心にブルカノ式噴火が頻発したことが知られている（宮崎，2003 など）．植生限界より標高の高い山腹斜面で火山灰土壌中の火砕物粒子は，巨視的には暗灰色で緻は，これらの噴火の噴出物がほぼ全面に露出し，しばし

密な多面体の石質岩片が多い．粒径に関わらず粒子の形

ばパン皮状火山弾や衝撃クレーターも認められる．なお状は，角礫から亜角礫である．微視的観察のため，地点山頂部では，2004 年噴火のものとみられる衝撃クレー

P16 と M65（千ヶ滝西区）における A，B，C，および D

ターを伴う粗大な岩塊もみられるが，山腹〜山麓では降下火砕堆積物を挟む土壌から径 1〜2 mm の火山灰粒

2004 年噴火の痕跡はわからない．植生限界よりも低標子を洗い出した (Fig. 8b〜f)．比較のため 2004 年 9 月 1

高の山腹斜面（Fig. 7 に地点のある範囲）では，地表面か

日噴火の火山灰も観察した (Fig. 8a)．これらはいずれ

ら天明噴火噴出物までの間の黒色土壌中に火山灰〜火山

も，軽石質の粒子が少量含まれるが，緻密で角張った隠礫サイズの石質岩片が多く認められる．地点 P71（黒豆

微晶質の石質岩片が主な構成粒子である．

河原）など，火口から数 km 以内の数地点で弱い成層構造がみられる以外は，堆積構造は特に示さない．こうし

4. 浅間前掛火山の降下火砕堆積物の分布

た火砕物粒子は天明噴火以降の多数回の噴火の噴出物のここでは A から UB までの降下火砕堆積物の分布に集積したものである．粗い方は火山岩塊サイズまで径がついて述べる．Fig. 9 に浅間前掛火山の A から UB まで幅広いが，山腹〜山麓では火山灰サイズが主なため，以の降下火砕堆積物の全体の等層厚線図を示す．B と B

下では “火山灰土壌” と呼ぶこととする．なお火口北東についてはできる限り降下単位毎の等層厚線図を作成し6.3 km の地点 M23（分去茶屋東方）での火山灰土壌の中た (Figs. 10 and 11)．なお各図の等層厚線の破線部分は，

央粒径値 Mdϕは+1.6 である．桜島島内の火山灰層の周辺の調査地点数が不十分なため等層厚線の通過位置のMdϕ+2〜3（井村，1995）と比べると，若干粗い．A 降下

決定が難しく，今後の調査により等層厚線の形状が変わ

火砕堆積物の分布域以外では土壌が厚く，天明噴火以降る可能性がある．測定点によっては，同じ等層厚線で囲に形成された土壌の厚さを決められない．A 降下火砕堆

まれる領域内の他の測定点と厚さが調和的でない地点も積物の分布域に限ってみるかぎり，A 上位の火山灰土壌

あるが，そのまま記した．また分布限界 (>0) の線の通の厚さ (Fig. 7) の平均（計 61 地点）は 16 cm である．20

過位置を決めるのは非常に難しいが，検出されない地点

cm 以上の厚い地点は，火口から 5 km 以内で 64 %（7 地の分布から推定して線を引いた．なお，本文中の分布軸点），5〜10 km で 13 %（4 地点），10 km 以遠で 28 %（5 地の方向は，東を 90°，南を 180°，西を 270°，北を 360°とし点）である．東北東から東南東方向の火口距離 5 km 以

た角度で表している．なお Fig. 9d および Fig. 11 中の下

内で厚い地点が多いといえる．しかし遠方でも厚い地点

線付きの地点（小浅間山の西方）は，防災科学技術研究がみられ，方位や距離による系統的な変化があるか否か所のボーリングコア試料のデータ（長井，私信）を使用の判断は難しい．

させていただいた．

222

安井真也

Fig. 8. Photomicrographs of the ash grains with diameter between 1 and 2 mm.
(a) Ash grains from the Sep. 1st. 2004 eruption. (b) Grains from ashy soil overlying pyroclastic fall deposit A at
Loc. P16. (c) Grains from ashy soil immediately below pyroclastic fall deposit A. (d) Grains from ashy soil
immediately below pyroclastic fall deposit B. (e) Grains from ashy soil immediately below pyroclastic fall deposit
C. (f) Grains from ashy soil immediately below pyroclastic fall deposit D. The samples in the photos in (c)-(f) weretaken from Loc. M65. All photographs were taken in same magnitude and in plane-polarized light.
4-1

A 降下火砕堆積物の分布に伸長している．分布軸方向は，A-17 は 109°，A-19 は火口の 3 方向に分布する堆積物 (Fig. 9a) のうち，ESE

106°，A-21 は 111° である．一方，NE 降下軽石堆積物の降下火砕堆積物全体の分布軸は 108° である．ESE 降下

分布軸は 43°，NNW 軽石堆積物のそれは 351° である．

火砕堆積物の降下単位のうち A-1，17，19，21 の等層厚

尾瀬ヶ原湿原の泥炭層において，深度約 20 cm に挟在す線図（安井・他，1997 の Fig. 4）は，いずれも東南東方向

る火山灰層 I が A 降下火砕堆積物に対比されている（阪降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火
口，1989）．尾瀬ヶ原は浅間火山の北東方向 (48°) 約 64
km に位置する．分布方向 (Fig. 9a) からみて，尾瀬ヶ原の火山灰層 I は NE 降下軽石であると考えられる．

223

み推定した (Figs. 11e, 11h, and 11i)．
赤色火山灰層は火口の東南東から北東までの範囲で確認される (Fig. 11a)．最近の調査により北東方向でも厚最近の調査結果も含めて再検討したところ，ESE 降下

いことがわかり，Fig. 11a には安井・他 (2005) の Fig. 2-2

火砕堆積物の南側の分布の縁が沓掛（現在の中軽井沢）を修正して分布を示した．火口の東北東方向で火山灰層

よりも南方にあることがわかった．分布の縁に近い地点の枚数が多く層厚が大きいため，東北東に分布軸をもつでは，明瞭な軽石層を形成せず，土壌中の同一レベルに降下単位が多いとみられる．

数センチ大の軽石が散在する産状を示す．このため噴煙

尾瀬ヶ原の泥炭層中の火山灰層 II は B 降下火砕堆積の縁付近では，まばらに軽石が降下するような堆積状況物に対比されている（阪口，1989）．Fig. 9c と 9d の分布が考えられる．真の分布の縁辺部は地層としては残らなからすると，尾瀬ヶ原（火口の 48°）は Bの分布軸 (62°)

い可能性があるが，少なくとも安井・他 (1997) の Fig. 4-の延長線上のやや北側に位置するが，B 降下火砕堆積物(2) の ESE 降下火砕堆積物の南側の 1 cm の等層厚線はの分布の北縁よりは外側に位置する．従って火山灰層 II

最大 1 km 南を通るべきで，Fig. 9a に修正して示した．

は B降下火砕堆積物に対比されるのだろう．

4-2

B降下火砕堆積物の分布

等層厚線図より示される B降下火砕堆積物全体の分
布軸方向は東北東 (62°) である (Fig. 9c)．B降下火砕堆

4-4A，C，D および UB 降下火砕堆積物の分布

4-4-1

A降下火砕堆積物

A降下火砕堆積物は細長い分布を示し，その分布軸は積物の主な降下単位については等層厚線図を描くことが東北東方向 (63°) にあるものとみられる (Fig. 9b)．ただできるが，A 降下火砕堆積物に比べると露出が良好ではし測定点が少なく，特に 4 cm の等層厚線の分布軸の延なく，測定点が少ないため，個々の等層厚線図も破線で長方向の通過位置が決められない．

示した部分が多い．等層厚線図の形状が細長いローブ状

4-4-2

C 降下火砕堆積物の降下単位が多い (Fig. 10)．分布軸はそれぞれ，B-1 :C 降下火砕堆積物は全体として分布範囲が広いが，大91°，B-2 : 60°，B-4 : 64°，B-5 : 54°，B-6 と 7 の合計 : 70°

局的には東方に分布軸があるものとみられ (Fig. 9e)，こである (Fig. 10)．これらの分布軸方向の幅は 37°である．

の点は新井 (1979) および早田 (1990) に示された広域的

細かくみると B-1 の分布軸が他に比べ南よりである

な分布と調和的である．C 降下火砕堆積物は個々の調査(Fig. 10e)．層厚の厚い B-4 の分布は，B降下火砕堆積

地点では，降下単位が単一に見える場合が多い．尾瀬ヶ物の全体の分布とほぼ調和的であることから，全体の分原の泥炭層に挟在する微量の火山灰 V が C 降下火砕堆布を規定しているとみられる．B-6 と B-7 は，多くの降積物に対比される可能性があるという（阪口，1989）．分

下単位からなり，合計層厚で等層厚線図を作成した (Fig.

布方向からみて，地点 M67（古瀧）や地点 P85（浅間園）

10a)．その形状 (Fig. 10a) より，B-6 と B-7 は東北東へでみられる C 降下火砕堆積物が尾瀬の火山灰 V と同じ軸をもつ降下単位が多いとみられるが，東方に膨らんだ

降下単位である可能性はある．一方，火口の南東側では分布を示す．B-7 に挟在する軽石層は，地点 P16 では最北東側に比べ層厚が大きく (Fig. 9e)，粒径も粗い傾向が上部にあるため，軽石層より上位の岩片層は東方には分ある．クライマックス噴火の降下単位は南東方向へもた

布していないとみられる．P16 の最上部の軽石層は，北らされたとみられる．

北東の M2 や南南東の M14 付近では認められないため，

4-4-3

D 降下火砕堆積物

東方に狭くい分布するらしい．

D 降下火砕堆積物は測定地点が少ないため，現時点で

B 降下火砕堆積物の分布は等層厚線を引くことができない (Fig. 9f)．しかし図上

4-3

B 降下火砕堆積物全体の分布軸は東〜東南東 (102°)

で観察地点の分布を見ると，南東方向で多く認められるである (Fig. 9d)．東南東から南東方向へ軸をもつローブ

他，北東方向でも認められる．新井 (1979，1993) による状の降下単位が多い (Fig. 11)．現時点で等層厚線図が作と，D 降下火砕堆積物は火口の南東 20 km の和美峠付近

成できる降下単位の分布軸の方向はそれぞれ，B-3 : 97°，で層厚が 16 cm あり，南東へ分布軸をもつ降下単位が推B-4 : 115°，B-6 : 105°，B-7 : 102°，B-8 : 96°である (Fig. 11)．

定されている．一方，火口の北東方向では，尾瀬ヶ原の分布軸方向の幅は 19°で，B-4 が最も南よりである．B-4

泥炭層中の火山灰 X に対比される可能性がある（阪口，と B-7 は分布軸に直交する方向の等層厚線の間隔が対称

1989）．これは火口の東北東方向での観察地点 (Fig. 9f)

的ではなく，いずれも軸の南方で急に薄くなる傾向があから推定される分布と矛盾しないことから，D 降下火砕る (Figs. 11c and 11f)．なお，B-1，B-2 および B-5 は測定

堆積物の分布の北限は尾瀬ヶ原の北方を通るとみられ点の値が火口距離に応じて規則的に変化せず，分布縁のる．以上より，D 降下火砕堆積物には，火口の南東方向

224

安井真也

Fig. 9. Isopach maps of the pyroclastic fall deposits of the Asama-Maekake volcano.
(a) Pyroclastic fall deposit A. Distributions of the pyroclastic flow deposits and lava flow (Aramaki, 1956) are also
shown. (b) Pyroclastic fall deposit A. (c) Pyroclastic fall deposit B. (d) Pyroclastic fall deposit B. Distributions of the
pyroclastic flow deposits and lava flow (Aramaki, 1963) are also shown. + : Localities where pyroclastic fall deposit B
can not be found on the pyroclastic flow deposits. A value with underline shows the datum from a drilling core sample.
Stratigraphic relation between pyroclastic fall deposits and pyroclastic flow deposits in the area shown by a square isdiscussed in 5-3-1. (e) Pyroclastic fall deposit C. (f) Pyroclastic fall deposit D. (g) Pyroclastic fall deposit UB. Gray areashows an assumed distribution of a fall unit toward NNE. SC : summit crater, AVO : Asama Volcano Observatory, Univ.
of Tokyo, K : Karuizawa, NK : Nakakaruizawa, KK : Kitakaruizawa, N : Naganohara, O : Omae, Y : Yokokawa, M :Miyota, OW : Oiwake. Sample localities for the 14C age determination are also shown on the Figs. 9b and 9g.

と北東方向に分布軸をもつ降下単位が推定される．
4-4-4

UB 降下火砕堆積物や吾妻火砕流堆積物などの最近の噴出物に厚く覆われる
ため，追跡が困難となる．一方，地点 D37 の軽石層はUB 降下火砕堆積物は測定点が少ないが，北北西（約（3-4-4 で前述），草津白根火山の南東麓まで追跡できる342°）に伸長する分布が示される (Fig. 9g)．分布軸の西可能性がある（Fig. 9g のグレーの領域）．しかし測定点方へは追跡ができるが，東方の山麓は追分火砕流堆積物が乏しく，現時点では等層厚線図を作成できない．

降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火

Fig. 9.

5. 議論
ここでは 3 章および 4 章の降下火砕堆積物の記載に基225

Continued.

長期予測の手がかりを探る．
5-1

噴火様式の取り扱い

づいて，浅間前掛火山の大規模噴火の実態をできるだけ噴火様式を議論する際には，「ハワイ式噴火」等の用語明らかにし，将来的な大規模噴火の長期予測の手がかりを使用するのがわかりやすい．しかしこうした用語は研についても考える．5-1 ではまず，噴火様式の本論での究者により見解が異なる場合や，実際の噴火活動で多様取り扱いを述べる．5-2 では大規模噴火の降下火砕堆積な現象がみられる場合もありうる．本論では堆積物の岩物に特徴的に含まれる石質岩片の層について，中小規模

相や性質から最もありえそうな様式を想定して，便宜的

噴火の噴出物と比較しながら，それらをもたらした噴火にこうした用語を用いる場合がある．しかし噴火現象の様式を考える．5-3 では降下火砕堆積物の層序を中心

実態解明のためには，単にこうした用語を過去の噴火のに，過去の大規模噴火の推移がどこまで復元できるか，堆積物に当てはめて理解するよりも，記載対象の観察事

いくつかの噴火事例について検討する．5-4 では異なる

実から引き出される描像を議論することに主眼を置きた

年代の降下火砕堆積物について，噴火の規模がどの程度いと考える．

評価できるかを検討し，また堆積物の性質等に基づいて

3，4 章で記載した堆積物のうち，もっともよく記載さ噴火様式の実態を議論する．5-5 では噴火事例の比較にれた降下単位は天明噴火のクライマックスの A-21 であ基づいて，噴火の推移パターンなどの，将来的な噴火のり，その体積は 0.05 km3と見積もられている (Yasui and

226

安井真也

Fig. 10. Isopach maps of fall units of pyroclastic fall deposit B of the Asama-Maekake volcano.
(a) B-6+7, (b) B-5, (c) B-4, (d) B-2, (e) B-1.

Koyaguchi, 2004)．これに地点 P16 における A-21 の堆積

プリニー式噴火には区分されないことになる．5-4-1 で密度の実測値 550 kg/m3（羽成，2001MS）を掛けると重議論するように，天明噴火以前の堆積物にも A-21 より

量は 2.8×1010 kg となる．これを Cioni et al. (2000) や小体積が桁違いに大きい降下単位は存在しないとみられ屋口 (2008) と照らし合わせると，オーダーとしては，A-る．したがって，浅間前掛火山の過去の大規模噴火の軽21 は「サブプリニー式噴火」に区分される．堆積密度の石層の降下単位は，いずれもサブプリニー式噴火による水平変化の実態の情報が乏しく，厳密な議論は難しいが，ものと考えられる．

3

軽石の密度 750 kg/m （加藤・他（2010）による A-21 の軽2004 年噴火は，個々の噴火直後に降下火砕物の試料が石 240 個の平均密度）を用いて計算した場合も，プリニー

採取されて，構成粒子と噴火現象が対応付けられて検討

式噴火のオーダーにはならない．噴出率については，古された貴重な事例である．ストロンボリ式噴火が目撃さ記録から A-21 をもたらした噴火の正確な継続時間を読れた時期に発泡のよい粒子が増えるといった変化がみら

み取ることができないため，評価は難しい．A-21 に粒れ，マグマの上昇と火口底付近での冷却などの過程につ径のわずかな垂直変化による弱い成層構造がみられるこ

いて，詳細な議論がされた（三宅・他，2005 ; 安井・他，とは，Cioni et al. (2000) がまとめたサブプリニー式噴火

2005 ; 吉本．他，2005 など）．しかしながら活動を通じの特徴と調和的である．A-21 は天明噴火の最大規模のて噴出した火砕物の大半は石質岩片である点（例えば安降下単位であるため，天明噴火のそれ以外の降下単位も

井・他，2005 ; Fig. 8a）が大きな特徴として指摘できる．

降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火

227

阿蘇火山の連続的な灰放出では，主に多面体状の溶岩片は，山麓で地層として認められない．小林 (1986) は，桜が噴出し，多くはマグマ柱頭部に由来すると考えられて島，霧島火山群の高千穂峰，薩摩硫黄島の硫黄岳についいる（小野・他，1995）．桜島火山でも，活動の活発な期て，数 10 年にわたって断続的な噴火を繰り返す場合は，間に爆発を伴わずに多量の火山灰を連続的に放出する活湿地や植生の繁茂した土地に集積した火山灰が，全体と動があり，火道を充填するマグマの破砕物の隙間をガスして一つの地層を形成することを議論した．それによれが高速で吹き抜ける際に多量の細粉を生じて放出される

ば，集積の割合が小さい火山灰層ほど擾乱を受けやすく，との考えがある（小林，1986）．桜島火山では火山灰自動堆積構造の不明瞭な腐植質の土壌となる．一方小規模な採取の手法開発と，継続的な諸分析が行われているが堆積物でも，噴火が相次ぐ状況下で堆積後まもなく次の(Shimano et al., 2013)，連続的灰放出などの実態解明の上堆積物に被覆されれば地層として残りうる．井村 (1995)

で重要な取り組みであると思われる．浅間前掛火山のは，桜島火山の南岳火口から 3〜5 km の範囲で 1930 年

20 世紀の噴火記録（宮崎，2003）をみると，様々な規模

代から 1980 年代までに形成された火山灰層の堆積速度，の爆発を伴う噴火のみならず，爆発を伴わず盛んに灰放つまり噴火の活動度と堆積物のラミナの有無や堆積密出を行う噴火も多く，個々の噴火は数分から数時間継続度，炭素含有量に関連があることを示した．同様の火口したようである．天明噴火の噴出物上位の火山灰土壌の距離で天明噴火噴出物の上位に着目すると，土壌中に火構成粒子は主に石質岩片である．しかし火山灰土壌には

山灰や火山礫が混在した産状を示す場合が多く，ラミナ

多数回の噴火の産物が混在し，個々の噴火現象を識別すが発達する地点は稀である．天明噴火噴出物上位の土壌ることは不可能である．主に石質岩片をもたらす噴火のから粗い粒子を洗い出すと石質岩片が主であり (Fig.

実態は不明な点も多いが，マグマの著しい発泡により大8b)，2004 年噴火の構成物 (Fig. 8a) と似ている．つまり量の軽石をもたらすサブプリニー式噴火とは明らかに異浅間山麓では天明噴火以降現在まで，多数回の噴火によなる．ここでは石質岩片を主とした降下火砕堆積物をもり石質岩片の火山礫や火山灰がもたらされ，火山灰土壌

たらす噴火全般について，便宜的に「ブルカノ式噴火」が形成されつつあるといえる．しかし，明瞭な火山灰のという用語を使用して議論をすすめる．ただし，ここで地層として保存されるほどの堆積量ではなかったとみら

扱う過去の堆積物からは現象の識別ができないため，以れる．地層として保存されるためには植生が重要な役割下で使用する「ブルカノ式噴火」は，単発の爆発のみなを果たすが（井村，1991），気候や標高の異なる浅間火山

らず，爆発を伴わない灰放出も含みうる．

と桜島火山を比較するのは難しい．しかし 3-5 で前述し石質岩片の降下火砕堆積物をもたらす噴火

たように火口から 3〜5 km の範囲において，天明噴火噴浅間前掛火山の活動には，比較的短期間内にマグマの出物の上位の約 230 年間の火山灰土壌の厚さは平均 165-2

大量噴出を行う大規模噴火（例，天明噴火）と，大規模

cm である．これに対して桜島火山の大正噴火噴出物の噴火の活動のない期間の中小規模噴火（例，2004 年噴火）

上位の最近 100 年以内に形成された火山灰層は 50 cm 以がみられる．大規模噴火では，マグマの著しい発泡を伴上ある（井村，1995 ; 小林，1986）．つまり，天明噴火以う火砕噴火により広範囲に降下軽石や火砕流などがもた

降の浅間山麓は，最近の桜島火山のように高頻度で火山らされるのに対し，中小規模噴火では火口周辺に弾道放灰が厚く堆積する条件下にはなかったといえる．

出物が，また噴煙の拡大範囲には降下火山灰がもたらさ

天明噴火以前については，A〜D 降下火砕堆積物を挟れる．中小規模噴火でもたらされる火砕物粒子は角張っむ土壌からも主に石質岩片が洗い出される（Fig. 8b〜f，た多面体の緻密な石質岩片を主とするが，同様の粒子か

3-5 参照）．下鶴 (1995) は土壌学的観点から，A と B 降らなる層が大規模噴火の噴出物にも見出される．5-2-1

下火砕堆積物の間の土壌の母材，厚さ，灼熱減量などのではまず，堆積物に記録された中小規模噴火の痕跡を明

空間分布を調べ，火山灰，軽石および礫を母材とした粗確にする．5-2-2 では大規模噴火において石質岩片層を粒火山放出未熟土であるとした．また標高が低いほど灼

もたらす噴火について考えてみたい．

熱減量が高いことから，火口に近いほど火山灰由来の粒5-2-1

火山灰土壌にみる中小規模噴火

地質単位という観点からは，2004 年噴火などの規模で子の割合が多いと推定した．さらに南軽井沢周辺では，
C 降下火砕堆積物の下位からアカホヤ火山灰の下位の層は，個々の噴火（噴煙柱）に対応する降灰が単一の火山

準に，岩片を主とする火山灰層が多く認識されている灰層を形成することはない．また個々の噴火の規模のみ（辻・他，2004）．これらの研究はいずれも南東麓を中心

ならず，一連の活動の長さや噴火頻度も小さいため，累とした観察であるが，現在の地表からアカホヤ火山灰の積した火山灰層が地質単位として保存されることも期待下位までの期間の火砕物降下をとらえているといえる．

できない．実際 10 年以上が経過した 2004 年噴火の痕跡

浅間前掛火山では 7000 年以上の長期にわたり，大規模

228

安井真也

Fig. 11. Isopach maps of fall units of pyroclastic fall deposit B and red ash of the Asama-Maekake volcano.
(a) Red ash, (b) B-8, (c) B-7, (d) B-6, (e) B-5, (f) B-4, (g) B-3, (h) B-2, (i) B-1. The values with underline
show the data from a drilling core sample.

噴火のない期間には石質岩片をもたらす中小規模噴火をを受けるため，小規模噴火の累積で形成される堆積物は繰り返してきたことが示される．

全体として同心円的分布を示す（井村，1995）．阿蘇火山

大規模噴火の石質岩片からなる降下火山灰層の場合も同様であるが，小野・他 (1995) は活動の活発な

主に石質岩片からなる層は，B，B，および UB 降下火時期に等層厚線が東方に偏ることを示し，噴煙柱高度が砕堆積物中にも見出される．これらの石質岩片層は 1高く，上層風の影響をより強く受けたためと考えた．大治

5-2-2

cm 前後から数 cm に及ぶ層厚を示すため，地質単位とし噴火の B-6+7 や天仁噴火の B-3，B-7，赤色火山灰層のては残らない 2004 年噴火と比べ，明らかに規模が大き

等層厚線図は東方へ伸長した形状を示す (Figs. 10a，11a，い．また B-3 のように単一の降下単位の等層厚線図が作

11c，and 11g)．地上風が西風であった可能性も否めない

成可能な場合もある (Fig. 11g)．赤色火山灰層や B-7 はが，層厚・粒径ともに大きいことから，多くの場合より成層構造が発達し，間に侵食間隙を挟まないこと，全体

高所まで噴煙柱が到達して西風に流されたとみられる．

として等層厚線図が描ける (Figs. 10a and 11a) ことから，大規模噴火に関連する石質岩片層には，構成粒子の組

断続的に噴火が頻発したことが示唆される．粒径も全体

織や割合に多様性がみられる．安井・他 (2005) は次のに粗く，B-6，B-7，B-3，B-7，赤色火山灰の各層は粗粒ような特徴と成因を挙げている．ケース ① : 構成粒子の火山灰サイズを主とし，B-7 では Mdϕが−4.6 に及ぶ層

組織や割合が，天明以降の火山灰土壌に含まれる平均的もある．例えば地点 P16 で A-A間の土壌に含まれる岩な火山灰粒子と類似し（事例 : B-1，B-3），火砕噴火に先片の ML と B-6 のそれを比べた場合，後者の方が明らか

駆けるブルカノ式噴火に由来，ケース ② : 多角形の緻密に粗い（Fig. 5a の矢印）．以上より，大規模噴火の石質岩

な岩片の他，飛沫状で気泡に富むガラスを含み (A-1)，

片の降下単位の多くは，天明噴火以降の活動と比べて，火砕噴火に先駆けた，マグマの発泡を伴うブルカノ式噴より規模の大きい噴火の産物であると考えられる．

火に由来，ケース ③ : 溶結火砕岩の破片を 40 % 近く含

小規模噴火の噴煙の拡散は，火口上空の地上風の影響

み，厚い軽石層の上位にあるもので（B-7，赤色火山灰層，

降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火

Fig. 11.

229

Continued.

B-6，B-7），直前の火砕噴火で形成された火口近傍の強仁および大治噴火では共通して，火口近傍で火砕物粒子

溶結火砕岩を破壊するようなブルカノ式噴火に由来．なの溶結が進行し，再度破砕するプロセスがあったことをお，①〜③ では，もっともありえそうな様式としてブル示唆する．また B-3，B-7，赤色火山灰層，B-7 は共通し

カノ式噴火を想定しているが，爆発や空振を伴ったか否て変質岩片を数 10 % 近く含む（安井・他，2005）．火道

かは堆積物からは判断できない．その他の様式として

浅所から火口近傍の硫気変質が進行した部分に由来するは，ストロンボリ式噴火も火山灰を放出するが，石質岩らしい．赤色火山灰層と B-7 は主な火砕噴火の堆積物

片層には発泡のよい粒子は少ない．またマグマ水蒸気爆

より層位的に上位にあるため，火砕噴火の後の噴火様式発でも緻密な多角形の火山灰粒子の放出が予想される．

の変化を示す．つまり，天仁・大治噴火ではクライマッ

桜島火山の大正噴火のステージ 2 では，溶岩の溢流ととクスの火砕噴火の後に，規模の大きいブルカノ式噴火のもに爆発的噴火が断続して石質岩片の火山灰が降下した

断続に変化したとみられ，天明噴火とは大きく異なる点（安井・他，2007）．火砕噴火の前や合間に火道浅所に繰といえる．

り返しマグマが上昇する描像は共通するが，火口底に溶5-3岩が出現したか否か，また水の関与の有無についての判

ここでは天明噴火以前の噴火事例について，主に降下

断は現状では難しい．
ケース ③ に関して強溶結火砕岩の破片の存在は，天降下火砕堆積物を中心とした噴火推移の復元

火砕堆積物の層序に沿った噴火の推移を考える．Fig. 12には天明噴火 (Yasui and Koyaguchi，2004) を含め複数の

230

安井真也

Fig. 12. Schematic illustration showing the stratigraphic relations between pyroclastic fall deposits and deposits ofother modes of emplacement for the four large-scale eruptions of the Asama-Maekake volcano. The sequence ofthe 1783 eruption is modified from Yasui and Koyaguchi (2004).

噴火事例について，噴出物の層位関係を模式的に示した．
5-3-1

天仁噴火

B 降下火砕堆積物は，軽石層 (B-2，B-4，B-6，B-8)，主に山南方）では 3 枚の火砕流の流下単位が認められるが，B 降下火砕堆積物はそれらより下位にあると推測される．以上より南側山麓の火砕流分布域東側では，火砕流

石質岩片からなる層 (B-1，B-3，B-7)，褐色ガラスからなの定置後にそれらを覆った B 降下火砕堆積物の降下単る層 (B-5) からなる．石質岩片層と軽石層の互層は，ブ位はないとみられる．火砕流分布域西側の御代田や追分

ルカノ式噴火とサブプリニー式噴火の繰り返しを示唆すの辺りは B 降下火砕堆積物の分布域外のため (Fig. 9d)，

る．各観察地点で層厚・粒径が大きい B-4 は，他の降下堆積の順番が不明である．現時点では火砕流流出の時期

単位より規模が大きい噴火に由来すると考えられる．B-に関する手がかりは，以上の限られた層位関係と，次に1 から B-3 をもたらした断続的な噴火の後に，サブプリ

述べる B-5 の火山灰層以外は得られていない (Fig. 12)．

ニー式噴火のクライマックスを迎えたものとみられる．

B-5 (Fig. 6b) は褐色ガラスからなり，追分火砕流堆積天仁噴火の噴出物は上記以外に，追分火砕流堆積物，物の基質火山灰 (Fig. 6d) と酷似するため，B-5 は火砕流

上の舞台溶岩，赤色火山灰層がある (Aramaki，1963)．まの灰かぐらであるとみられる．B-5 の層準は，B-4 と B-6た山頂部の西前掛火口壁には，天仁噴火噴出物の化学組をもたらしたサブプリニー式噴火の間に火砕流の発生が成を示す厚いアグルチネートが露出する（安井・小屋口，あったことを示す．天明噴火ではクライマックスのサブ

1998）．現時点では B 降下火砕堆積物とそれ以外の堆積

プリニー式噴火でもたらされた A-21 の上位に比較的厚物の層位関係は，以下および Fig. 12 に示すように不明

い褐色火山灰層 A-22 が認められる．等層厚線図の形状な点が多い．

（安井・他，1997 の Fig. 4-8）は，A-22 が吾妻火砕流堆積東北東山麓では，B-6 の上位に追分火砕流堆積物があ物の分布域に由来することを示している．これらのことることから，少なくとも地点 M2（浅間牧場南方）ではから Yasui and Koyaguchi (2004) は，A-21 の降下後に吾B-6 の降下後に火砕流が流下した (Fig. 2c)．南側山腹の

妻火砕流の多くの流下単位が流下したと考えた．追分火

地形的高まりである石尊山溶岩ドームの山頂部は追分火

砕流堆積物の規模からは，天明噴火の A-22 のような灰砕流堆積物に覆われておらず，山頂直下の地点 P86 では

かぐら由来の厚い堆積物の存在が予想されるものの，B-

火山灰土壌の下位に B 降下火砕堆積物が確認できる．

5 以外は見出されない．長期にわたって火砕流流出が断Fig. 9d の長方形で示した領域では，B 降下火砕堆積物と続し，個々の灰かぐらは規模が小さすぎて地質単位とな

追分火砕流堆積物の分布が重なるが，前者は後者の上位らなかったのかもしれない．

に確認できない（Fig. 9d の+印）．例えば地点 P84（石尊上の舞台溶岩は，その側端崖に溶結した火砕物の互層

降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火

231からなる成層構造がみられ，産状が山頂部の前掛火山の積物は赤色火山灰層上部の軽微な侵食面を不整合に覆う

火砕丘の断面と似ることから，天仁噴火時に形成されたことや，上記の花粉分析の結果（宮野・他，1994）から

火砕丘の一部が斜面を流下した “流動火砕丘” であるとも Bは天仁の一連の噴火とは異なるとみられる．年代考えられている（高橋・他，2006）．上の舞台溶岩と B 降論は本論の趣旨とは異なるため，ここでは以下に基づく

下火砕堆積物との層位関係は未確認だが，側端崖上の地こととする．早田 (1995) は赤城山南麓の遺跡において，

点 P54 では，溶岩の上位に赤色火山灰層および B降下

B の上位に厚さ 3 mm の泥炭層を挟んで認められる火山

火砕堆積物が確認される．赤色火山灰層の多くの降下単灰層を粕川テフラ (As-Kk) と呼んだ．Bはこのテフラ

位は，北東山麓に分布する追分火砕流堆積物の流下単位に相当する．早田 (1995) は粕川テフラを，源師時の『長を覆い（例 Fig. 2c），南東山麓では B-8 を整合的に覆う秋記』に噴火，降灰や災害の記述のある 1128 年（大治 3(Fig. 2f)．したがって赤色火山灰層の多くの降下単位は，

年）の噴火記録に対応付けた．なお B 軽石と B軽石の北東方向への複数の火砕流の流下単位の定置や上の舞台

噴火年代は 1281 年（弘安 4 年）と考えられたこともあっ溶岩の定置よりは後に降下したものと考えられる．宮たが，古記録の信ぴょう性や考古学的検討から 1281 年

野・他 (1994) は赤色火山灰層について花粉分析を行い，の噴火自体が疑問視されている（宮崎，2003 ; 能登，1993

春の季節を示す花粉の出現回数から全体の堆積期間をなど）．

11 年以上と推定した．なお根拠は示されていないが，早B降下火砕堆積物からは以下のような推移が考えら

川 (2010) は赤色火山灰層を追分火砕流から発生した

れる．初期の B-1 と B-2 の軽石層をもたらしたサブプ

サーマル火山灰であると解釈し，B降下火砕堆積物も天

リニー式噴火の後，山腹に火山豆石を含む降下火山灰

仁噴火の産物であると考えた．しかし安井・他 (2005)(B-3) がもたらされた．火山豆石を含むことから B-3 はや 3-3 の記載のように，赤色火山灰層を構成する粒子は湿った噴煙に由来するとみられ，マグマ水蒸気爆発か降基本的に石質岩片であり (Fig. 6c)，追分火砕流堆積物の

雨時の噴火が示唆される．火山豆石を含む火山灰層は，

基質火山灰や B-5 のような褐色ガラスとは異なる．つま浅間前掛火山ではきわめて珍しい．各観察地点においてり赤色火山灰層は火砕流の灰かぐらではなく，火砕噴火

B-4 の層厚・粒径が他の降下単位よりも大きいことから，の後にブルカノ式噴火が断続してもたらされたものと考B-4 がクライマックスの火砕噴火の産物に位置付けられえられる（5-2-2 参照）．

る．東北東山麓の地点 P3（黒豆河原）では，火砕流堆積天仁噴火の噴出物は多くのユニット（降下単位や流下物が B-4 に挟まれることから，噴煙柱の部分崩壊による単位）からなるため，詳細な噴火推移の復元を行うため

火砕流が流出したとみられる．また B-4 と同様の不均には，層位関係の確認できる地点を増やして検討する必質スコリアのブロックを含む火砕流堆積物が南側山腹で要がある．Aramaki (1963) は，B 降下火砕堆積物，追分も見出される．地点 P16 では B-4 に赤紫色の細粒火山

火砕流堆積物，上の舞台溶岩，赤色火山灰層の順に噴出

灰が軽石粒子に付着するレベルが認められるが，これはしたと考えた．しかしながら現時点では，B 降下火砕堆

天明噴火の A-18 などと類似した産状であり，火砕流の積物をもたらした断続的な火砕物降下と，多数回の火砕

灰かぐらとみられる．B-4 の層内の上方にあることか流流出の時間的関係は不明である (Fig. 12)．これまでのら，流出時期はクライマックス噴火の後期と考えられる．

観察では，追分火砕流堆積物を覆う B 降下火砕堆積物のさらに B-4 の上位にはシート状の溶結したスコリア流

降下単位は認められないため，Aramaki (1963) が考えた堆積物が認められる（地点 P33 と P39）．B-4 のクライ

ように，追分火砕流の大半は B 降下火砕堆積物の後にもマックス噴火の後には，小規模なスコリア流が山腹上方たらされたのかもしれない．しかし火口の真北や真南の斜面を薄く覆ったものとみられる．ただし B-5 の降下

ように B 降下火砕堆積物と追分火砕流堆積物が重ならスコリア層とスコリア流堆積物の層位関係は未確認のたない領域の方が広いため (Fig. 9d)，層位学的な検討が難め，今後の調査課題である．B-6 と B-7 は主に石質岩片

しい．天仁噴火は，地質学的に噴火推移を復元するのがからなる点が，赤色火山灰層と共通する (Fig. 6a, 6c)．大

難しい事例といえる．

治噴火でも，大規模なブルカノ式噴火の活動が火砕噴火

5-3-2

大治噴火

の後に断続したとみられる（5-2-2 参照）．

従来は B 軽石と B軽石は，同一噴火の産物であると

大治噴火の特徴としては，他に巨視的なスケールのマ考えられていたが，軽石の全岩化学組成が異なることか

グマの不均質混合が挙げられる（安井，1994）．最初期のら，荒牧 (1990) は B 上部を Bと呼び，別の噴火である

噴火 (B-1) ではより珪長質の灰白色軽石が主であったと考えた．全岩化学組成の分析値は宮原 (1991)，安井が，淡褐色軽石の噴出 (B-2) を経て，クライマックス噴(1994)，高橋・他 (2007) が報告している．B降下火砕堆

火では縞状や斑点状を示す不均質スコリアが噴出し (B-

232

安井真也

4)，その後より苦鉄質なスコリアが主となった (B-5)．

が多かったとみられる 1695 年噴火に対応するかもしれこのことから苦鉄質成分の割合が時間とともに増加した

ないが，山麓での記録がみられないため，判断ができなと考えられる．他の噴火事例と比べると，SiO2-MgO 変

い．このように古記録がきわめて少なく，現時点では A

化図上では Bは SiO2 58-62 wt% の幅の直線的なトレン

降下火砕堆積物の噴火年代を決められない．A降下火ドを形成するが，天仁や天明噴火の噴出物はそれぞれ異砕堆積物は 16 世紀から 18 世紀前半までの期間の噴出物なる組成幅，傾きのトレンドを形成する（高橋・他，2007）．

であるということはいえよう．

特に B-4 を構成する粒子は不均質組織が顕著なため，機12 世紀以前の噴火事例については極端に情報量が減

械的混合の結果，混じりきらない状態で噴出したものとる．4 世紀中頃噴火では，C 降下火砕堆積物の他，小滝みられる．一方，天仁噴火の B 降下火砕堆積物には肉眼

火砕流，下の舞台溶岩，黒豆河原溶岩を流出したと考え的に不均質な軽石も少量含まれるが，全岩化学組成はられている（高橋・安井，2013）．しかし新しい時代の噴

SiO2含有量 59 % 付近に集中し，より均一に混合してい出物に覆われるため，これらの堆積物が確認できる地点

るらしい．

は限られ，分布や層序の全貌がよくわからない．D 降下

5-3-3

火砕堆積物は，SiO2-MgO 図上で同一トレンドにのるこ

天明，大治および天仁噴火以外の噴火事例

A降下火砕堆積物は分布範囲が狭く (Fig. 9b)，複数のとから，前掛火山西側山腹の丸山溶岩や，北北西山腹

降下単位が認められないため，単発のサブプリニー式噴

1750 m 付近の厚い溶岩と同時期であると推定されてい火であった可能性がある．しかし，前後に地層を残さなるのみである（高橋・他，2007）．

い規模のブルカノ式噴火を伴っていたかもしれない．

UB 降下火砕堆積物は，今回確認されたものでも北西2004 年噴火のような一連の活動の中で，やや規模の大き

山麓で 10 枚の降下単位があり，天明や天仁噴火と同様

い噴火が生じて A降下火砕堆積物として地質単位を残に多数回の噴火の産物である (Fig. 12)．北西麓の UB 降した可能性もある．噴火年代については，A上位のクロ

下火砕堆積物は，主に軽石層と石質岩片層からなり，サ

ボクの平均層厚と，B〜C 間のクロボクの平均層厚の比

ブプリニー式噴火とブルカノ式噴火の繰り返しを示唆す較から 1532 年の噴火記録に対応するとの考えがある（東る．地点 P79 の火山灰層 UB-9 (Fig. 2a) は地点 P80 の火方・小林，1993）．A直下の土壌の14C 年代測定による暦

砕流堆積物と同一層準にあり，火砕流の灰かぐらである

年代は，1650 年頃を中心に，① 1525 年〜1555 年，②とみられる．4-4-4 で述べたように，火口の北北東方向

1630 年〜1665 年，③ 1780 年〜1795 年，を示した (Table（草津白根火山の南東山麓）へ分布が推定される降下単1)．堆積物直下の土壌よりは噴火の年代が新しいことに位（Fig. 9g のグレーの領域）と北西麓の堆積物は，直下なるが，③は天明噴火の頃であり，A-A 間には時間間隙の土壌の14C 年代が類似するが，層位関係は不明であるを示す土壌が存在することからも考えにくい．活動記録(Figs. 2a and 2b)．以上からは，北方へ何度も火砕物降下（宮崎，2003）をみると，①に関して 1532 年噴火は，大があり，北西山腹には火砕流が流下したことが推定でき

石小石が火口から 8 km 内に降下し，方角の記述はない

る．北東麓のより火口に近い地域では，天明や天仁噴火が灰砂が 120 km まで及んだという．これは天仁噴火かの火砕流が厚く堆積し，それらの下位はなかなか観察でら天明噴火の間の噴火記録のうちでも規模が大きい印象

きない．最近，北北東山腹の浅間園敷地内（地点 P85 付を与え，1930 年代などにみられた “猛烈な爆発”（水上，近）でのボーリング掘削により，火砕流とみられる堆積1935 の噴火分類の A）を想起させる．1532 年の活動で物がアカホヤ火山灰の下位の層準まで複数報告されておは融雪泥流の流出もあり，インパクトの大きな噴火としり（長井・他，2011），UB 降下火砕堆積物などとの関連て記録に残されたようである．1590 年代も活動が活発

が今後の検討課題である．

だったらしい．特に 1596 年春の縁日には，参詣者が山

なお火口の北北東方向へ分布が推定される降下単位

頂付近で噴火に遭い，多数の死者が出ている．②に関し(Fig. 9g) は，約 6500 年前の暦年代を示す土壌の上位にては，1661 年より 30 年以上記録がなく，宮崎 (2003) はある．この降下単位は，唯一この方向へ分布が報告され1695 年に活動を再開したと推定した．それによれば，ている六合軽石（早田，1990）に対比される可能性もあ1695 年から 1720 年頃まで，火口の東北東約 104 km の日

る．早田 (1990) は六合軽石直下の炭化材の14C 年代から

光東照宮の『御番所日記』に浅間火山由来とみられる降約 5400 年前の噴出物と推定した．また早川 (2010) は，灰の記録がある．日光は A降下火砕堆積物の東北東の北西麓に分布する本論の UB 降下火砕堆積物にあたる堆

分布軸の延長線よりやや南方に位置する．この頃の浅間積物を E 軽石に対比した．南東麓で Aramaki (1963) が E

火山の周辺での記録は少ないが，1721 年に登山者の被災軽石とした堆積物は本研究では未確認のため，評価がでの記録がある．A降下火砕堆積物はこの期間で降灰量きない．第Ⅱ活動期の 5000〜7000 年前頃の大規模噴火

降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火

233

Fig. 13. Comparative maps of the isopach lines of pyroclastic fall deposits A, A, B, B, and C. SC : summit crater.
(a) 64 cm isopach lines for A, B, B, and C, (b) 16 cm isopach lines for some fall units of pyroclastic fall deposits A, B,and B, (c) 4 cm isopach lines for pyroclastic fall deposit Aand some fall units of pyroclastic fall deposits A, B, and B.

については，今後の調査課題である．
5-4
5-4-1

題がある．例えば Fig. 9e, 9f, 9g は，今後地点数を増やす

降下火砕堆積物からみた大規模噴火の規模と噴ことで等層厚線の位置が変わりうる．つまり少ない地点

火様式

数で描いた等層厚線は信頼性が高くない．また等層厚線

噴火の規模

まず浅間前掛火山の降下火砕堆積物の規模に関して，図に基づく体積見積もりでは，以下のように層厚の時間変化の影響も考慮に入れる必要があろう．

Yasui and Koyaguchi (2004) が体積を見積もった A 降下

噴火年代の異なる堆積物は，堆積後の経過時間に違い

火砕堆積物の等層厚線の囲む範囲と，その他の堆積物のがあるため，風化，侵食や圧密などによる層厚減少が予

それを定性的に比較する．Fig. 13a には A，B，B，C の想される．荒牧・他 (1998) は天明噴火の古記録に記さ各堆積物の全層厚の等層厚線図の 64 cm の等層厚線を抽れた層厚に着目した．それによると，当時の吉井藩が計出して示した．大きな違いはないが，B，B，C，A の順

算した体積換算の厚さの平均は，Minakami (1942) によに 64 cm の等層厚線の囲む面積が減る．天明噴火の A-る堆積物の層厚の実測値の約 2 倍あった．このことから

21 や天仁噴火の B-4 などの層厚が大きい降下単位は，16

荒牧・他 (1998) は，堆積後 160 年以内に何らかの作用でcm の等層厚線を抽出した (Fig. 13b)．天仁噴火の B-4，

厚さが減少したことを指摘し，定量的な議論はできない

B-6，大治噴火の B-4 は，天明噴火のクライマックスの

ものの，圧密により厚さが相当量減少した可能性は否め

A-21 (0.01 km3 DRE) より規模が大きいが，B-1 は B-5ないとした．

や A-19 (0.002 km3 DRE) より規模が小さいとみられる．

荒牧・他 (1998) は天明噴火の堆積物と比較するため，同様に 4 cm の等層厚線の抽出結果では，B-3 は A-NNW

火山礫サイズの降下軽石堆積物の例をコンパイルし，堆や NE よりも規模が大きいが，Aはそれらよりも小さい

積後の経過年と層厚の減少について次の結果を得た ; 有とみられる (Fig. 13c)．以上および Fig. 10, 11 からは，B-

珠 1977 年噴火 : 17 年で元の厚さの 62-67 % に減少，北4 のように 64 cm の等層厚線が描ける降下単位と，B-7

海道駒ヶ岳 1929 年 : 40 年で 44〜78 %，桜島 1914 年 : 70

や Aのように最大でも 8 cm の等層厚線しか描けない降年で 50〜80 %，Quizapu 火山 1932 年 : 60 年でほとんど下単位とでは，噴出量のオーダーが違うといえるだろう．

変化なし，Pinatubo 火山 1991 年 : 6 か月でほとんど変化

しかしながら，時代の古い堆積物ほど層厚の測定地点数なし．結果として，圧密に関する確実性の高い一般側をが減り，等層厚線の通過位置に不確定性が多いという問導き出すのはかなり困難であるとしている．

234

安井真也

また Hekla 火山 1947 年噴火の事例など，より細粒なたって小規模な噴火が断続した後に，A-21 をもたらし堆積物の場合は，顕著な層厚減少があるが，浅間火山のたクライマックスの火砕噴火へと移行した（Yasui and

火山礫サイズの堆積物との直接比較は難しい（荒牧・他，

Koyaguchi，2004 など）．クライマックス以前の多数の降1998）．井村 (1995) は桜島火山の大正噴火以降に堆積し下軽石をもたらした活動について，佐藤・中村 (2009) は，た火山灰層について，火口距離が近いほど堆積密度が大火道浅部へのマグマ供給と停滞・脱ガス，蓋形成によるきい傾向はあるが，深さや厚さによる圧密の効果はみら

増圧・破砕，噴火というサイクルの繰り返しがあることれないとした．奥野・他 (2010) は新燃岳 1959 年の水蒸を議論し，マグマ供給量の増加によりクライマックス噴

気噴火の火山灰層について，層厚減少が堆積直後に最大火へ移行したと考えた．天仁噴火の B-4，B-6 や大治噴で，その後は大きな変化がないことを示し，同様の例と

火の B-4 は，各地点でそれぞれ下位の降下単位より層して御嶽火山 1979 年噴火の堆積物を挙げた．奥野・他

厚・粒径が大きく，また等層厚線の囲む面積も大きい(2010) は堆積直後の層厚の急減は，緩く堆積した後の締(Figs. 10 and 11)．佐藤・中村 (2009) が示した断続的なプりによる圧密であるとしているが，数千年，数万年といっレクライマックス噴火の視点でみた場合，天仁や大治噴た長期間では上位の堆積物の荷重により圧密を受けうる

火においても，小規模な噴火が断続した後，クライマッと考えている．任意の地点での堆積密度の経時変化に関クスの火砕噴火に移行したととらえられる．UB 降下火して，小野・他 (1995) は地層として埋没後の軽石の粘土

砕堆積物も，複数の薄い降下単位の上位に層厚・粒径の化がみられることを議論し，地層中での荷重や粘土化に大きい降下単位があるため (Fig. 2a)，同様の推移らしい．

よる圧密の可能性を指摘した．

一方，桜島火山の大正噴火や安永噴火では活動最初期に

天明噴火より現在まで約 230 年が経過しているが，天激しい火砕噴火が起きており（小林，1986，Yasui et al.，

仁噴火はその 4 倍近くの 900 年以上，C 降下火砕堆積物

2013 など），対照的である．他の安山岩質火山でも，多をもたらした噴火は 1500 年以上が経過している．C 降

くの降下単位からなる堆積物がある（例 : 北海道駒ヶ岳

下火砕堆積物より下位の軽石層の産状は，軽石粒子の粘Ko-a，Ko-d，勝井・他，1986 ; 樽前 Ta-a，Ta-b，古川・中土化の影響があることを予想させる．これらの堆積物の川，2010 ; 榛名 FP，老川・宮地，1985 ; 新燃岳 Sm-Kp，井堆積密度は圧密や粘土化により天明噴火のそれより大き村・小林，1991 など）．駒ヶ岳 1929 年噴火では，約 26 時

いことが予想される．前述のように B，B，C，A 降下火間連続的にプリニー式噴火が継続し，降下軽石 Ko-a の 5

砕堆積物の 64 cm の等層厚線の囲む範囲は大きくは違わつの降下単位と降下の時間帯，火砕流の流出時期とが対ないが (Fig. 13a)，32 cm で比べると B や C は A よりか

応づけられている（勝井・他，1986）．桜島の大正噴火のなり面積が広いらしい (Figs. 9a, d, and e)．つまり B や最初期も約 36 時間の連続的な活動だが，噴煙高度の時

B降下火砕堆積物は，A 降下火砕堆積物よりも規模が大間変化（山科，1999）から，噴出率の変動があったとみ

きいのかもしれない．しかし，A に比べ B，B，C は明らられる．天明噴火の A-21 にみられる軽石の粒径のわず

かに測定地点数が少なく，今後等層厚線の通過位置が変

かな垂直変化も，クライマックスのサブプリニー式噴火

わりうる．現時点では，これらの図は体積見積もりなど

における噴出率の変動を示すのかもしれない．こうしたの定量的な評価には耐えない可能性もある．現時点ではクライマックス噴火では，噴出率の変動はあるものの最堆積物の層厚の経時変化の実態や機構が十分にはわかっ

大数 10 時間にわたって定常的なマグマ供給があるらしていない．等層厚線図に基づく体積見積もり結果を，時い．他方で，天明噴火の場合は，クライマックスのサブ

代の異なる堆積物について噴火の規模を比較する際は，プリニー式噴火に先立つ断続的なプレクライマックス噴

面積と層厚に関して等層厚線図の信頼性の違いを十分考

火が存在するのが特徴であると指摘できる．上記の堆積慮する必要があるだろう．

物では，Ta-a も最上位の降下単位が分布・層厚ともに最5-4-2

噴火様式の実態

ここでは降下火砕堆積物から示唆される噴火様式の実大であり（古川・中川，2010），プレクライマックス噴火の期間が存在するらしい．

態を考える．A，B，B および UB 降下火砕堆積物は多数

天明噴火のプレクライマックスでは，8 月 2 日〜4 日の軽石層の降下単位からなる．A 降下火砕堆積物の場合午後までの期間に，数時間おきに南東山麓で降灰があっは，多くの降下単位に降下の日付を対応付けられる（安たことが古記録から読み取れる（安井・他，1997）．つま．天明噴火以前については古記録からの情井・他，1997）

り個々の噴火の継続時間は，数時間程度とみられる．A-21

報は得られないが，降下単位の多さから考えると，前掛の下位には，少なくとも 6 層準に，火砕流の灰かぐら由火山の大規模噴火では繰り返し噴煙柱を形成する噴火が来の火山灰層が認められることから，プレクライマック

生じる傾向があるといえる．天明噴火では約 3ヶ月にわスの期間には，断続的なサブプリニー式噴火と火砕流が繰降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火

235

り返し発生したと考えられている (Yasui and Koyaguchi，こと，4) 石基の結晶に明瞭な定向配列があること，を明2004)．これはマグマ上昇，噴煙柱形成，噴煙の拡大，降らかにし，噴煙柱の勢いが衰えて火道内に fall back した

灰のプロセスが数時間のサイクルで繰り返し，その間にマグマが徐冷した部分か，部分的に破砕・脱ガスし軽石

火砕流流出と灰かぐら由来の火山灰の降下もあるという噴火に至らなかったマグマに由来する可能性を示した．

目まぐるしいイベントを思わせる．津久井 (2011) は，これらの石質岩片の表面には軽石の付着がみられないた

この間のプリニー式噴火が何度も途切れ，突発的な爆発

め，深所で取り込まれた捕獲岩が気泡流に含まれて上昇を繰り返したことを古記録から読み取った．つまりプレし，軽石を生産したマグマの破砕時に岩片となったのでクライマックスの期間の活動は，定常的な火砕噴火でははない．石質岩片は，B-4，B-6，B-8，B-4 などの降下単なく，断続的なマグマ供給と噴出の繰り返しであったと

位内のどの位置にもみられるため，一連のサブプリニー

とらえられる．スフリエールヒルズ火山の 1995-1999 年

式噴火を通じて噴出している．天明噴火の例のように，噴火では，激しいブルカノ式噴火とそれに伴う fountain

サブプリニー式噴火では火砕物は噴煙柱内を上昇するの

collapse 型 の 火 砕 流 が 繰 り 返 し 起 き る 期 間 が あ っ た

みでなく，火口近傍に降下・堆積して溶結火砕丘を形成(Druitt et al., 2002)．この場合は，一か月に約 75 回の割合する場合がある（安井・小屋口，1998，Yasui and Koyaguchi,

で噴火が起き，平均すると次の噴火まで約 10 時間でマ

2004 など）．ある軽石層の降下単位をもたらした噴火にグマが上昇してきたと考えられている．天明噴火のプレ注目した際，それより前の降下単位をもたらしたサブプ

クライマックスは，数日間のうちに 20 近い降下単位をリニー式噴火時に形成された火砕丘の火口周辺の強溶結形成したとみられるため，スフリエールヒルズ火山の事部が，噴出時に侵食（脆性破壊）を受けて本質の石質岩例に比べマグマの供給率が高かったらしい．

片が生産され，軽石とともに噴出する描像を持つことが次に火砕噴火以外に目を向けると，B，Bおよび UB

できる．つまり，一連のサブプリニー式噴火では火口近降下火砕堆積物には特徴的に石質岩片層が認められる．

傍に火砕丘を形成するとともに，火道浅所では既存の火

5-2-2 で議論したように，これらはブルカノ式噴火の産

砕丘の侵食も同時に起きるらしい．噴火が終了すると，物であるとみられる．B や UB 降下火砕堆積物では軽石

条件によっては火砕丘が “蓋” となり，次のマグマ上昇

層と石質岩片層が互層を成すことから (Fig. 12)，大規模時にブルカノ式噴火を引き起こすのかもしれない．以上

噴火では，サブプリニー式噴火とブルカノ式噴火が繰りからは，大規模噴火の期間中のブルカノ式噴火は火砕噴

返し起きる場合もあるといえる．井村・小林 (1991) は，

火との関連で考える必要があるといえる．

霧島火山群の韓国岳や新燃岳の軽石層と火山砂層からな

A，B，および UB 降下火砕堆積物の最下部には石質岩る堆積物について，プリニー式噴火とブルカノ式噴火の片を主とする火山灰層が 1〜数枚認められる．天明噴火

繰り返しを考えた．こうした事例は，ブルカノ式噴火にの 6 月 25 日の噴火に対比される A-1 の存在は，活動初

先立って石質岩片の源となる固化したマグマが存在した期にブルカノ式噴火が起こり，その後に降下軽石をもたことを示唆する．つまり，火道浅部へマグマが供給されらす噴火へ推移したことを示す（安井・他，1997）．A-1

た後，停滞，脱ガス，冷却・固化を経て “蓋” の形成が起の 体 積 は 0. 0004 km3 と 見 積 も ら れ て い る (Yasui and

きると考えられる．一方，サブプリニー式噴火の場合はKoyaguchi，2004)．粒径が類似するとみられる新燃岳

上昇したマグマがそのまま噴出するとみられる．上昇し2008 年噴火の堆積物の堆積密度 1870 kg/m3（下司・他，

たマグマの火口付近での停滞の有無や，停滞した場合の2010）を用いて計算すると，マグマの重量は 7.5×108 kg

蓋形成に十分な停滞時間など，マグマの浅所での挙動やとなる．これは 2004 年噴火の最初期の 9 月 1 日のブル

条件の違いがブルカノ式噴火かサブプリニー式噴火とカノ式噴火の噴出量 4.9×107 kg（吉本・他，2005）と比いった噴火様式の分岐を支配するのかもしれない．

べて一桁大きい．構成粒子は，2004 年 9 月 1 日の火山灰

一方，石質岩片の起源に関して制約となりうる観察事と A-1 共に石質岩片が数 10 % と発泡ガラス 10〜20 %実がある．B および B降下火砕堆積物の軽石層に特徴が含まれ，その他は，A-1 は遊離結晶が多いのに対して，的に多く含まれる石質岩片に着目すると，いずれも緻密2004 年 9 月 1 日では変質岩片が 40 % 弱含まれる（安井・な角礫で，鏡下ではユータキシティック組織を示し，破他，2005 の Fig. 4）．天明噴火の最初期の 5 月 9 日の火

片状結晶に富む．これは強溶結火砕岩が脆性破壊を受け

山灰は地層として残っていないが，A-1 は 230 年以上経た破片であることを意味する．吉瀬・他 (2008) は，1) こ

過しても等層厚線図が描ける（安井・他，2007 の Fig.

れらの岩片の全岩化学組成が軽石層を構成する軽石粒子

4-3）．A-1 の規模は，大規模噴火の初期の活動を特徴付と区別できないこと，2) 石基ガラスの結晶度が〜80 %けるのかもしれない．B-1 や UB 降下火砕堆積物の最下であること，3) 石基ガラスの含水量が約 0.5 wt% である部の火山灰層も，地質単位として保存されており，2004

236

安井真也

年噴火よりは規模が大きいとみられる．大規模噴火の活ESE 降下火砕堆積物を構成する降下単位の分布軸方向

動初期のブルカノ式噴火と，中小規模のブルカノ式噴火と近い．安井・他 (1997) は粒径分布の距離変化の仕方の活動との違いを知ることは，今後の噴火推移予測の上の違いから，A-21 や A-19 は他の降下単位に比べ高い噴で重要である．

煙に由来すると考えた．A-21 より下位の軽石層の降下

浅間前掛火山の大規模噴火では，その活動期間に降下

単位も，分布軸の方向は A-21 とほぼ同様である．到達

火砕堆積物をもたらす噴火が断続的に起こる傾向がある

高度の違いはあるにせよ，ESE 降下火砕堆積物の降下単が，推移は多様である．天明噴火と C 降下火砕堆積物を位をもたらした噴煙の多くは，9000〜16000 m の高度にもたらした活動では，サブプリニー式噴火が多数，天仁到達したとみられる．7 月下旬に降下した NE 降下火砕

噴火と UB 降下火砕堆積物の活動ではサブプリニー式噴堆積物の分布軸は，高度 3000〜5500 m の風向と一致し，

火とブルカノ式噴火，大治噴火ではサブプリニー式噴火

噴煙高度がより低かったらしい．一方，7 月 17 日のに加えマグマ水蒸気爆発も起きたらしい．また大治およ

NNW 降下火砕堆積物の分布は，館野の風向データと一び天仁噴火では降下軽石や火砕流をもたらした火砕噴火

致しない．古記録からは 7 月下旬から 8 月 5 日の間は天の後，大規模なブルカノ式噴火の断続へと移行したとみ気が良く，気圧配置が安定していたらしいが，7 月 17 日

られる．マグマの上昇が繰り返し起こり，そのまま噴出は一時的に南風が吹くような特異な気圧配置だったのかに至るか，一旦浅所で停滞するかなど，上昇したマグマもしれない．

の火道浅所での挙動や条件の違いが，こうした多様性をもたらしているらしい．
5-5

A 降下火砕堆積物の分布軸方向の幅は，全体としては
東南東から北北西まで 275°に及ぶ．しかし一週間以内の期間にもたらされた ESE 降下火砕堆積物を構成する

噴火の長期予測の手がかり

降下単位に限れば，幅は 5° 程度と非常に小さい．B 降下

5-5-1

過去の噴火事例に基づく浅間前掛火山の大規模
過去の噴火の季節

火砕堆積物を構成する降下単位の分布軸の幅は 20°，B

天明噴火の場合は，堆積物と古記録の対応から，火口

降下火砕堆積物のそれは 37° であり，これらもさほど広の 3 方向に分布する降下火砕堆積物の降下時期がわかっくはない．つまり，B と B降下火砕堆積物は，天明噴火ている（安井・他，1997）．しかし古記録に乏しい噴火事の ESE 降下火砕堆積物と同様に，多くの降下単位の分例の層序に時間軸を設定するのは容易ではない．ここで布方向が似ている (Figs. 10 and 11)．B および B降下火は降下火砕堆積物の分布方向と気象データに基づいて，

砕堆積物は，各地点において降下単位毎に粒径や層厚が噴火の起きた季節の推定を試みる．ここで取り扱う大規異なり，多様な規模の噴火があったことを示すが，各降模噴火の起きた 18 世紀や 12 世紀の頃は現在と気象条件

下単位の分布軸方向の変化は少ない．これには次の可能が異なる可能性が大きいが，気圧配置や高度別の風向な性が挙げられる ; ① : 風向の垂直変化の少ない秋〜冬季

どの当時の情報は得られない．そこで現在と風向が同様に噴火が起きた．② : 夏〜秋季の高度 9000〜16000 m のであったと仮定した場合に，噴火の季節の推定がどの程高度では北西風が卓越し，いずれの降下単位をもたらし度可能であるかを検討してみたい．以下の議論では高度た噴煙柱もこの範囲の高度まで到達した．天仁噴火に関別の風向のデータ（理科年表 ; 1981〜2010 年までの平均

する古記録では，中御門宗忠の日記『中右記』に，浅間値）を使用してすすめる．

山の 9 月頃の大噴火と降下火砕物による上野国の荒廃状

Minakami (1942) は天明噴火の軽石の大きさと堆積地

況が記されており，災害地域の復興状況が考古学的に検点の火口距離との関係から，軽石の火口上の到達高度を討されている（峰岸，1993）．『中右記』の記述によれば，計算した．これは館野（つくば市）の高層風データと最8 月下旬から 10 月上旬の頃，京都から東方の空が赤く見

近の浅間火山の火山灰などの落下状況を考慮したものでえ，鳴ることもあったという．古記録の示す時期からは，ある．それによると，7 cm 前後の粒子は高度約 14000 m，可能性②にあてはまるらしい．B降下火砕堆積物につ1 cm では 18000 m，細粒粒子はさらに高所に到達したといては，分布が細長い降下単位が多いため，冬季の強い推定されている．館野における高層気象データ（理科年

偏西風に流された可能性がある．B-1 や B-4 の分布軸表）によれば，10 月から 3 月は，高度約 1500〜16000 mの方向からも，西南西の風が卓越する冬季が示唆される．

の対流圏から成層圏での風向の変化が 10°以内である．

しかし風向は，偏西風の蛇行や，一時的な気圧配置の影

一方 4 月以降は，風向の垂直変化が大きくなり，8 月で響も受け得るため，評価が難しい．

は低所から高所へ向けて南南西から北西（時計回り）に新井 (1979) は，1 つの降下単位は比較的幅の狭い帯状変化し，風向の変化は 133° に及ぶ．館野における 8 月に分布するが，降下単位の集積としては全体として南北の平均的な高層の風向は，高度 9000〜16000 m の風向がにかなり幅広い分布を示し，幅の大きさは降下単位数や

降下火砕堆積物からみた浅間前掛火山の大規模噴火

237

爆発の規模とほぼ相関すると考えた．C 降下火砕堆積物

限ってみると，A，B，B および UB 降下火砕堆積物では全体の等層厚線図は南東から北東まで幅が広く (Fig.

層厚・粒径の大きい降下単位より下位に層厚・粒径の小9e)，異なる方向に分布軸を持つ複数の降下単位がある

さい降下単位が複数みられる．5-4-2 でも議論したが，らしい．東方への分布については，群馬県前橋付近の水

小規模な噴火が断続した後に，クライマックスのサブプ田の遺跡での足跡や畦の形状の観察から，作物刈取り後リニー式噴火に移行する場合があるといえる．またクラの晩秋から冬にかけて軽石が降下したと推定されている

イマックス噴火の堆積物に着目すると，火口から 3 km

（原田・能登，1984 ; 能登，1989）．C 降下火砕堆積物の北以内では，天明噴火の A-21 や大治噴火の B-4 に火砕流

東への分布は B-4 のように冬季と推定されるかもしれ堆積物が挟まれる．このことから，クライマックスのサ

ないが，現時点では推測の域を出ない．

ブプリニー式噴火の際中には，火口からの流走距離が数以上を考え合わせると，気象条件が現在と同様である

km 程度の小規模な intra-Plinian 火砕流が発生したことと仮定した場合には，分布軸方向から噴火の季節に関すが示される．つまり激しいサブプリニー式噴火では，噴る手がかりは得られる．しかしこの手法では，活動の継煙柱の部分崩壊に由来する火砕流が発生する場合もある

続期間の推定までは困難である．

といえる．以上をまとめると，Fig. 12 に示した浅間前掛

噴火の推移にパターンは存在するか？

火山の大規模噴火の噴火事例に関しては，活動期間全体

天明噴火以前については古記録がきわめて少ないたの噴火の推移に共通のパターンはみられないが，降下火め，詳細な噴火推移が議論できるのは天明噴火のみであ

砕堆積物をもたらした活動については，断続的なプレクる．しかし大規模噴火に共通の噴火推移が存在するか否ライマックス噴火からクライマックスのサブプリニー式

かについては，地質学的に検討できる．

噴火へ移行する共通パターンが示される．

5-5-2

天明噴火では火砕物降下や火砕流流出が断続した後，5-5-3

長期予測の可能性

8 月 4 日夜からの約 15 時間のクライマックスの火砕噴

一般に火口に近いほど新しい時代の堆積物が厚くな

火で降下軽石，火砕成溶岩および火砕流がもたらされ，り，時代の古い堆積物の産状や分布の実態がわかりにく

火砕丘が形成されたという描像が示されている (Yasui

くなる．このことは浅間前掛火山においても同様であand Koyaguchi，2004)．噴出量では降下火砕堆積物に比り，最近の大規模噴火の堆積物が厚い東側の山腹〜山麓

べ，鬼押出溶岩の割合が大きく，大半の火砕物は火口近では，より古い時代の堆積物の観察の機会は少ない．例

傍に降下し，火砕成溶岩として流下したと考えられていえば 4 世紀中頃噴火の場合，C 降下火砕堆積物の降下単る．また火砕丘は溶岩噴泉の外側に由来するもので，量位毎の分布は把握できておらず，火砕流堆積物や溶岩と的には小さいと推定されている．山頂部の火口壁や釜山の層位関係も局所的にしか確認できない（4-4-2 参照）．

周辺のアグルチネートの存在から，天仁と大治噴火でもまた火砕流堆積物の流下単位やそれらの分布も明らかで

火口近傍に火砕物が堆積して火砕丘を形成したとみられない．従って，4 世紀中頃噴火の推移の全貌の検討や，る（安井・小屋口，1998）．天仁噴火では火砕丘の一部が噴出物の総量の見積もりまで至らない．一方，時代の古流動化して上の舞台溶岩をもたらしたと考えられている

い UB 降下火砕堆積物は北西麓でよく観察できるが，北が（高橋・他，2006），分布面積からみて，上の舞台溶岩西麓が新しい時代の堆積物にほとんど被覆されていないは鬼押出溶岩に比べ規模が小さい．天仁噴火では火砕流

ことによる．他の多くの降下火砕堆積物は東麓を中心にの流下単位が多く，体積は計 0.6 km3に及ぶが (Aramaki，

分布するため，UB 降下火砕堆積物は例外的であるとい

1963)，活動期間中の火砕流の流下時期は不明である

える．

（5-3-1 参照）．B 降下火砕堆積物からはサブプリニー式

階段ダイヤグラムは，火山活動の長期予測の上で有効

噴火とブルカノ式噴火が繰り返し起きたとみられるが，なツールであるが，時代が古くなるほど，噴出量，年代

火砕流や溶岩も含めた天仁噴火の推移の全貌はまだ明らの軸ともに信頼性が落ちる点は，どの火山でも避けがた

かではない (Fig. 12)．大治噴火では断続的な火砕物降下

い．5-4-1 で議論したように，浅間前掛火山の場合，等の後，激しいサブプリニー式噴火が起き，火砕流も発生

層厚線図を用いて異なる時代の堆積物間の規模の定量的した．しかし大治噴火の溶岩流は見つかっていない．天な比較をするのは難しい．特に，噴出物の分布の把握が明噴火と大きく異なる点としては，天仁，大治噴火とも

難しい 12 世紀以前の噴火事例の総噴出量の見積り精度

火砕噴火に引き続き，規模の大きいブルカノ式噴火が断が極端に落ちることになり，仮に階段ダイヤグラムを作続したとみられる点が指摘できる．以上からは，天明，成したとしても，古くなるほど信頼性が低くなる．この大治，天仁噴火については，噴火の推移に共通のパター

ため，長期的な活動予測のために階段ダイヤグラムを参ンはないといえる (Fig. 12)．ただし降下火砕堆積物に考にする際には，細心の注意が必要なことを，浅間前掛

238

安井真也

火山の事例も示している．また今回記載した北北西や北るが，大規模な火砕成溶岩の流出はなかった．大治およ方へ分布軸をもつ UB 降下火砕堆積物や，南方へ分布軸

び天仁噴火では，活動の後半に規模の大きいブルカノ式を持つ御代田軽石（竹本・久保，1995）のように，他の噴火が断続した点が天明噴火と大きく異なる．噴火推移

堆積物と分布方向が異なる堆積物は，独立した噴火の産に共通のパターンはみられないため，過去の噴火事例に物なのか，ある噴火の一部の降下単位であるのかの判断基づく，将来的な大規模噴火の推移予測は容易ではない．

が難しい．このことは噴火の回数を決めるのも容易では

ただし降下火砕堆積物に限ってみると，天明，大治，天ないことを意味する．こうした問題点は，新しい時代の仁および約 6500 年前噴火の堆積物では，多くの地点で堆積物による埋積等により古くなるほど地質データが断層厚・粒径の大きい降下単位より下位に複数の小規模な片的になることに起因する．

降下単位がみられる．このことは，繰り返しマグマが上前掛火山の大規模噴火のうち，堆積物の層序と豊富な昇して小規模な噴火が断続した後に，クライマックスの古記録との対応により噴火様式や噴出量の時間変化まで

サブプリニー式噴火に移行したことを示唆し，桜島大正

議論できるのは天明噴火のみである．しかし 5-5-2 の議噴火のように最初期に激しい火砕噴火を行う事例とは異論のように予察的には，天明，天仁，大治の噴火はそれなるといえる．

ぞれ異なる推移をたどったとみられる (Fig. 12)．以上を(3) 時代の古い堆積物ほど露出が断片的になり，12 世

考え合わせると，有珠火山などの高頻度で噴火を繰り返

紀以前の噴火事例については，噴出物の種類，分布や層す火山と比べた場合，浅間前掛火山は，過去の噴火事例

位関係を把握しにくくなる．高頻度で噴火する火山と比に基づいて，将来的な大規模噴火の推移や噴出量，活動

べた場合，浅間前掛火山では噴火の回数や間隔，噴出量の継続期間などの予測をするのが容易ではない火山であを地質学的に決めるのが難しい．

るといえる．しかしながら降下火砕堆積物に注目すると，断続的にサブプリニー式噴火やブルカノ式噴火を繰謝

辞り返した後にクライマックスの火砕噴火が起こるパター

荒牧重雄氏，高橋正樹氏，小屋口剛博氏，中村美千彦

ンが過去に数回あったとみられる．このことは活動長期

氏には浅間前掛火山の噴火様式について様々な議論をし予測の上での手がかりの一つにはなるだろう．つまり，ていただいた．宮原智哉氏と竹本弘幸氏には浅間前掛火Fig. 12 に示した噴火事例は，桜島火山の大正噴火のよう

山の降下火砕堆積物についてご教示いただいた．平川貴に最初期に激しい火砕噴火を行う事例とは推移が大きく

司氏には工事現場の露頭を案内していただいた．野外調

異なるといえる．

査の一部では，小尾英彰氏，奥井眞人氏，桃井信也氏をはじめとする学友・後輩諸氏に同行いただいた．また堆

6．ま

と

め

積物の記載の一部には，日本大学文理学部地球システム(1) 浅間前掛火山の約 6500 年前以降の大規模噴火の降科学科の黒澤貴之氏と秋元直也氏の卒業テーマ研究によ

下火砕堆積物は，多くの降下単位からなる場合が多く，る成果も反映されている．防災科学技術研究所の長井雅それぞれの活動期間中に噴煙柱を形成する噴火が繰り返

史氏には観測井のボーリングコア試料についてご教示いされたことを示す．軽石層の多くの降下単位はサブプリ

ただいた．下司信夫氏，及川輝樹氏には建設的な査読コ

ニー式噴火に区分される．大規模噴火の堆積物には石質メントをいただいた．以上の方々に深く感謝申し上げま

岩片の層も特徴的に含まれることから，マグマの著しいす．

発泡を伴う火砕噴火のみではない．20 世紀の活動記録
および堆積物の性質からの類推では，これらの石質岩片の層はブルカノ式噴火に由来するとみられる．しかし層厚・粒径の大きい降下単位が多く，20 世紀の活動に比べ規模が大きかったと考えられる．
(2) 堆積物の層序と古記録から詳しく噴火推移を復元できるのは天明噴火のみで，それ以前の噴火事例では，
降下火砕堆積物と他の噴出形態の堆積物の層位関係に不明な点が多く，古記録もほとんどない．しかし地質学的な予察では，天明，大治，天仁の各噴火はそれぞれ異なる推移をたどったとみられる．12 世紀の大治および天仁噴火では，火砕流流出があった点が天明噴火と共通す

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（編集担当

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