富山県 立山カルデラ研究紀要第15号、pp.37-44（2018）

弥陀ヶ原の表層堆積物―氷河の置き土産・融氷土石流堆積物―
野崎 保 1 ）・菊川 茂 2 ）１．はじめにに伴う融氷によって繰り返し発生した土石流によっ

立山美女平天空ロードの弘法付近において，2015年に道路拡幅工事が行われた。私達は，弥陀ヶ原がてもたらされたものである。そこで，ここでは融氷土石流堆積物と呼ぶことにした。

巨礫を含む不淘汰な礫層で広く被われていることをなお，本調査の概要はすでに予報として報告した

以前から把握しており，工事に伴って切り土法面にが 5 ），その後の追加調査の結果から追加修正すべき現れた断面は，弥陀ヶ原の表層地質を代表するもの

点や露頭観察の誤り等もありここに改めて報告すると考えた。そこで，切り土面の詳細な露頭観察を行ことにした。

うと共にこの礫層から上の地表部までを特殊な接着剤を利用して剥ぎ取りを行った。さらに弥陀ヶ原一２．弥陀ヶ原および周辺域の表層地質概要

帯の地質踏査を行うと共に過去の関連資料に示され美女平から室堂平に至るなだらかな台地は，基本た室堂の露頭の一部を観察し，こうした地質が形成

的には図-1に示すように約12～13万年前とされる称された背景について調査した。剥ぎ取った地質標本

名滝火砕流堆積物によって作り上げられている。しは富山県 立山カルデラ砂防博物館に保管しており，かし，さらに 9 万年以降とされる溶岩類で被われていずれ館内に展示する予定である。

おり，この内で最も古い二ノ谷溶岩は弥陀ヶ原から

この不淘汰礫層はこれまで融氷水流堆積物として室堂の雷鳥台礫層

1）

美女平に至る緩斜面を成して称名滝火砕流堆積物をに対比されると解釈されていた被っている。次に噴出した松尾峠溶岩は松尾峠付近ようであるが ，一部を除いて大半が 6 万年～7.5万にあり，さらに東側へ美松平溶岩，天狗山溶岩，国2）3）と考えられる軽石

見溶岩そして最も新しく約 4 万年前とされる玉殿溶層とスコリア層がセットになった火山灰層で覆われ岩が浄土山西麓に分布し，カルデラ壁との間に高いていることが明らかになった。一方，室堂の通称「赤稜線を成している。このうち天狗山溶岩は玉殿溶岩壁」を作っている雷鳥台砂礫層の下半部には立山Eの次に新しく，黒い短冊状をなす角閃石が目立つが，テフラが何枚も挟まっている。したがって，この不やや色の淡いデイサイト（石英安山岩）からなって淘汰礫層の大半は雷鳥台砂礫層より古いものであっいる。その他の溶岩は黒灰色の安山岩からなっていて，室堂で観られる最も古い礫層である浄土沢礫層る。さらに図-1には室堂平から弥陀ヶ原頭部のガキに対比されることになる。その堆積時代は立山の氷田付近にかけて，これらの火山岩類を被う氷河堆積年前とされている立山Eテフラ

4）に相当す物および融氷水流堆積物の分布が示されている。しる。ところで，このように火山灰は短期間に広い範かし，今回の調査によってこの融氷水流堆積物に相囲に降り積もり，遠く離れた地層の対比をする際の当する不淘汰礫層は，下方斜面の弥陀ヶ原を越えて，良い手掛かりとなるので，地質学では「鍵層」（key

末端ははるか下方まで20～30mの厚さで広く分布しbed）と呼ばれている。また，既往の文献ではこれており，少なくとも上ノ小平付近にまで達している

らの礫層は，図-1に示すように氷河堆積物および融ことが明らかになった（図-2）。ただ，この不淘汰

氷水流堆積物として記されているが，弥陀ヶ原の礫礫層は河川堆積物のように砂や礫が水流によって個層は粘性土や巨礫を含む極めて不淘汰なものであっ別に運ばれたものではないので，ここでは融氷土石て，礫は大なり小なり角が取れて丸みを帯びている。

流堆積物と呼ぶことにした。この堆積物は立山Eテ

このような層相（面つき）は明らかに土石流堆積物

フラと呼ばれる 6 万年～7.5万年前（以下では約 7の特徴であり，おそらく一時的な温暖化や火山活動万年前と表記する）の軽石層とスコリアがセットに河が最も拡大した 7 ～ 8 万年前の氷河期

1 ）野崎技術士事務所， 2 ）富山県 立山カルデラ砂防博物館− 37 −

野崎

図-1

保，菊川茂

2）
室堂～弥陀ヶ原および周辺域の第四紀火山岩と氷河関連堆積物（原山ほか，2000 の一部を簡略化）なった火山灰層で被われていることも明らかになっ

順次上に向かってスコリア層（玄武岩などの塩基性た。なお，図-1に示されているようにこの堆積物はマグマを起源とする暗灰色の火山灰）と腐植土層が国見溶岩を被っているので，それより新しいものと被っている。不淘汰礫層は基質が泥質で構成礫の大いうことになる。しかし，天狗山溶岩を起源とする半が黒灰色の安山岩からなっているが，稀にデイサと考えられるデイサイト礫が立山Eテフラより下位イト礫や溶結凝灰岩片を含んでいる。これらの礫はにある融氷土石流堆積物Ⅰにもわずかに含まれ，上大なり小なり円摩されており，上部に大～巨礫が集位の融氷土石流堆積物Ⅱには沢山含まれていること

まって不鮮明ながら逆級化の堆積構造が見られる。

から（図-2参照），天狗山溶岩の活動はこの立山Eテ

河川の水流によって運ばれる砂礫層の場合は，大きフラとほぼ同時代かこれよりやや新しい時代と考えな礫が上部に集まることはなく，大きな物から先にられる。そして，さらに最表層は約7500年以降に堆落ち着くが，この場合は大きな礫が上の方に載って積した腐植土層で被われている。

いる。こうした堆積状況を逆級化と言うが，これは土石流堆積物の特徴を表している。その上位に載っ３．露頭スケッチと踏査結果ているスコリア層はほぼ 1 cm未満の角が尖った岩3.1片を含む砂状の堆積物である。不明瞭ながら筋状の弘法の露頭スケッチ

図-2は，現地踏査結果に加え空中写真および既往ほぼ水平な堆積面（これを葉理あるいはラミナと言の文献等を参考にして推定した融氷土石流堆積物のう）が観察でき，下半部にはやや粗粒な物が多い傾

分布範囲と主な観察露頭の位置を示したものであ向があって成層した堆積構造が見られる。さらに，る。ここでは最初に露頭の剥ぎ取りを行った弘法のこのスコリア層と下位の不淘汰礫層との境界面付近露頭（①地点）について説明する（写真-1）。このには局所的に数cm～10cm大のパミス（流紋岩やデ露頭は弥陀ヶ原の台地を構成する表層地質を代表すイサイトなどの酸性マグマを起源とする軽石）と考るものであり，ここを模式地とすることにした。図

えられる粘土化した白色礫が挟まっている（写真-3は弘法の道路脇（室堂方面への登り方向左側）切-1の中央白色部）。さらに上位の腐植土層はその基り土法面の一部をスケッチしたものである。最下部

底に近い位置にアカホヤ火山灰が挟まっている。こには大きさが不揃いな不淘汰礫層があって，これをの火山灰は約7,300年前に遠く南九州の鬼界カルデ− 38 −

弥陀ヶ原の表層堆積物

図-2

融氷土石流堆積物の分布と露頭観察位置（基図は国土地理院地図）

ラの大噴火に伴って飛来したものである。図-3にはて行くと，標高1640m付近のやや高まりとなった箇

K-Ahの記号で示す。

所では厚さ 2 m余りに達するスコリア層が不淘汰礫層を直接被っている。しかし，ヘアピンカーブの続

3.2

その他の露頭観察

く七曲りの標高1700m付近ではスコリア層と不淘汰

ここでは切り土法面の露頭スケッチを行った箇所

礫層との間に厚さ20cmほどのやや粘土化した灰白を含む弥陀ヶ原一帯の露頭観察結果について記述す

色の火山灰層が挟まっている（写真-3）。この灰白る。写真撮影箇所と主な観察地点は同一番号であり色火山灰にパミスは含まれていないが，その配置や図-2に丸数字で示す。

色合いなどからパミスと同じ噴出源のものと考えら露頭のスケッチ位置（①地点）から称名滝の下れる。ここから少し登ると灰白色火山灰は見られな流左岸側の八郎坂に向かって遊歩道沿いに少し下くなるが，スコリア層中に少量のパミスを含んでおると，路面上に風化してやや粘土化の進んだ不淘汰り，標高1780m付近ではスコリア層の下部に数cm礫層が直接露出している。礫のほとんどは黒灰色の大のパミス礫がまばらに含まれている（写真-4）。

安山岩だが，標高1570m付近では明らかに円摩されさらに登って勾配の緩くなった1810m付近の尾根部た直径10cm程度のデイサイト礫がみられた。さらでは表層にごろごろとした巨礫が直接露出しているに八郎坂の登山道を少し下った標高1550m付近ではが，隣接する道路脇の凹地部には腐植土層が堆積し直径30cm近い花崗閃緑岩の円礫もみられた（写真てガキ田が形成されている。平坦になった道路を進-2）。ここから高さ数m程度下った所には二ノ谷溶

んで追分の料金所を過ぎると左手に数10mにわたっ岩が露出している。こうした状況から，境界面は観て不淘汰礫層の連続露頭がある（写真-5）。ここで察できないものの，不淘汰礫層が約 9 万年前の噴火はその東端付近に，厚さ20cmほどでシルト質の火によるものと考えられている二ノ谷溶岩を被って分山灰層らしい層（肉眼での判定は困難）とその上に布していることは確実であり，その厚さは15～20m

黄灰色で数cm大のパミスの層（15cm程度の厚さ）程度と推定される。一方，①地点からバス道路を登っがレンズ状に挟まっている。このレンズ状の挟み層− 39 −

野崎

図-3

保，菊川茂

弘法の切り土断面スケッチ図より下位の礫層は，ここまで見てきたものと同じくんで一ノ谷に降りる直前で遊歩道と1880mの等高線安山岩礫が主体である。しかし，上位の層は黒灰色が交わる辺りでは一部層状の堆積構造を残した砂礫の安山岩礫だけでなくデイサイト礫もかなり多く含層をスコリア層が被っている（写真-7）。そこからまれている。これよりさらに登った標高1930m付近

下ると渓床に達する直前でかなり締まりの良い状態の切り割りではほとんどデイサイト礫のみからなるの不淘汰礫層が，硬く固結した称名滝火砕流堆積物礫層が露出している（写真-6）。これより先は詳しを被っているのを観察することができる（写真-8）。

くは観察していないが，関西学院大ヒュッテの南側⑦地点と⑧地点の標高差は約30mなので，その数字にあるヘアピンカーブの辺り（標高2020m付近）でがこの付近での不淘汰礫層の厚さを表している。今もスコリア層に被われた砂礫層の観られるところが回一ノ谷の右岸側までは詳しく観察していないが，ある。したがって，現在では一ノ谷の上流部は谷の右岸斜面にはかなり高い位置にまで硬く固結した称開析が進んでいるものの，この土石流堆積物は図-2

名滝火砕流堆積物が露出しており，獅子ヶ鼻岩のよに示した範囲より東側にも広がっていたものと考えうな岸壁を形成している。右岸側に分布する砂礫層られる。

は左岸側とは異なってその厚さは数m程度と谷を挟今度は弥陀ヶ原を横断して標高1860 ～ 1880m付

んで急に薄くなっている。この遊歩道をさらに登っ

近を北東方向に登って行く遊歩道沿いを行くと二ノて行くと標高2050～2100m余りの間はかなりな急坂

谷を横断する。その渓床やその両岸には角の取れたとなっており，これは国見溶岩が造った崖と考えら

大きな礫がたくさん転がっており，そこを越えるとれる。ここを越えるとまたなだらかな台地となり，再びなだらかな台地になる。遊歩道の周辺は浅い溝

ここでも遊歩道沿いに流水で現れた溝ができてい状になって，表層の腐植土層が剥がれ落ちている。

る。そのところを観察すると礫に混じって沢山の数

そのようなところではスコリア層を観ることができcm大のパミスが入っているのがわかる（写真-9）。

る。風化して粘土化しているが，さほど粘つくようその産状からすると直接降下して堆積したものではなものではなくボソボソした感じがある。さらに進なく，一度水流で洗い流されたものと思われる。し− 40 −

弥陀ヶ原の表層堆積物

かし，パミス礫には角張ったものもあり，そう遠くから運ばれてきたものでないことは確かで，その下位にある礫層や国見溶岩よりは新しいものであるということになる。

写真-4

写真-1

地質スケッチ箇所の地層断面

写真-5

写真-2

融氷土石流堆積物ⅠとⅡの境界（中央淡色横筋）

花崗閃緑岩の円礫

写真-6

写真-3

スコリア層内に点在するパミス（白色斑）

スコリア層（上部）と灰白色の火山灰層

デイサイト礫からなる融氷土石流堆積物Ⅱ

写真-7 融氷土石流堆積物を被うスコリア層（酸化帯より上部）− 41 −

野崎保，菊川茂が，左岸側では30m程の厚さがあり，八郎坂付近でも少なくとも15m以上の厚さがある。また，二ノ谷やハンノキ谷の渓床は下位にあるはずの二ノ谷溶岩まで深くは浸食されていない。こうしたことから，その厚さは平均的に20～30m程度と推定できる。ただ，ガキ田付近から上方の緩斜面上には谷筋の方向やこれを横断する方向にも畝状の高まりが認められる。こうした高まりは過去の氷河が運んできた不淘汰な礫層によって構成される地形とされており，氷堆石あるいはモレーン（moraine）と呼ばれている。

写真-8 融氷土石流堆積物Ⅰの基底部スケールとストック位置が基底面

この氷堆石を構成する礫層が土石流堆積物と異なるところは，一般に角礫が主体であり，粘性土もほとんど含んでいない。小林 7 ）によれば氷堆石と認識できる地形がガキ田上方の標高2000m付近まで追跡されており，最盛期の氷河の先端は最大この付近まで達していたと考えられている（図-2参照）。いずれにしてもガキ田付近から下方の弥陀ヶ原一帯に広がる台地は，氷河の先端を越えて流出した融氷土石流堆積物によって広く被われている。
4.2

写真-9

立山Eテフラから推定される発生時代

この弥陀ヶ原のほぼ全域を被う不淘汰な礫層であパミス礫を多く含む砂礫層

る融氷土石流堆積物は，上述のように，多くの箇所で数cm～10cm大のパミスからなる軽石層と砂～細４．融氷土石流堆積物
4.1

礫大のスコリア層がセットになった火山灰で被わ性状・成因・分布れていることがわかってきた。そして，立山火山の6）は上

最終活動期（第4期活動期）に4層の火山灰が確認さ

記の不淘汰礫層に似て巨礫から泥質物までの雑多なれているものの 7 ），これ以外に立山火山に関係する堆積物である。しかし，これらは岩盤の巨大深層崩スコリア層も軽石層の報告もない。したがって，こ壊によって発生したものであり，水を含んだ礫の集の軽石層は立山Eテフラ（Tt-Eという記号で表され合体として流下したものではない。このために堆積ることもある）と呼ばれおよそ 7 万年前に降下堆積物は角礫が主体であって成層せず構成粒子が級化すしたものであると考えてよさそうである。その噴出ることもない。こうした堆積物は，一般に岩屑流堆源は過去の立山火山ではあることに間違いはないも積物と呼ばれている。また，巨大な岩塊や岩塊群がのの，未だはっきりとは突き止められていない 8 ），立山カルデラ内に分布する鳶泥や国見泥「流れ山」と呼ばれるような小丘群を形成する場合

9）。ところで，別所の料金所付近の露頭ではこの立もある。しかし，弥陀ヶ原ではその上方斜面に崩壊山Eテフラと考えられる軽石層が不淘汰砂礫層の中跡と見なせるような凹地形はなく，流れ山のようなに挟まれている。したがって，少なくともこれより地形も認められない。また，弥陀ヶ原の不淘汰礫層上位にある不淘汰な砂礫層はこれより新しい時代のは大なり小なり構成礫が円摩されているが，基質にものであることになる。その正確な分布は把握でき

は泥質物を含んでおり水流によって礫がそれぞれ個ていないが，およそ図-2に示すⅡの範囲と考えられ別に運ばれたようなものではない。したがって，こる。この火山灰層付近から下位の不淘汰礫層にはわれが古い土石流堆積物であることは確かである。そずかにデイサイト礫が含まれるもののほとんどが優の層厚は一ノ谷の付近で大きく変わっているようだ

黒色の安山岩礫であるのに対して，上位層は全体と− 42 −

弥陀ヶ原の表層堆積物

しては色が淡く黒い角閃石の斑晶が目立つデイサイ
ト礫が多くなる。そして，立山荘付近では構成礫がほとんどデイサイトだけになっている。その理由は必ずしも明らかではないが，この周辺の地形を観ると立山荘付近を頂部として緩やかな扇状の地形が下方に広がっている。一方，この時代はまだその東側にあるカルデラは形成されておらず，カルデラの東部に火口を持った高さ2800～3000mに達する火山体があったのはほぼ間違いない 2 ），7 ）。こうしたことか
ら推理すると，デイサイト礫からなる天狗山溶岩を起源とする土石流が，現在の弥陀ヶ原展望台付近の鞍部から国見岳の北側ルートとは別に，それよりやや新しい時代に南側ルートで流れ下ったのではないかと考えられる。すなわち，当時火山の山頂付近を図-42）
室堂赤壁の断面図（原山ほか；2000）

砂礫層Ⅰが浄土沢礫層，砂礫層Ⅱが雷鳥台砂礫層，砂礫層Ⅲが室堂礫層に対比される．

被っていた氷河が火山活動によって溶け出したのがたものであり，弥陀ヶ原の立山荘付近に観られるデ原因と考えるとうまく説明がつきそうである。さらイサイト礫を含んだ融氷土石流堆積物Ⅱ（図-2）とに，こうした状況から推察すると，立山Eテフラははほぼ同じ時代のものであると推定されるが，弥天狗山溶岩の流出時期とほぼ同時代であり，その噴陀ヶ原を広く被っている融氷土石流堆積物Ⅰ（図出源は天狗山溶岩と同じかもしれない。このように-2）はこれよりさらに古い時代のものになる。分布立山Eテフラとの関係から，融氷土石流堆積物の多は限られるが，雷鳥沢の上流には雷鳥台砂礫層よりくは約 7 万年以前のものであって気温のやや上昇し古い浄土沢礫層 1 ）（砂礫層Ⅰ）2 ） があり，弘法の剥た時期や火山活動に伴って発生したものと考えられぎ取り標本を採取した箇所の不淘汰礫層（融氷土石る。

流堆積物Ⅰ）はこれとほぼ同じ時代のものであって，立山の氷河がもっとも広く発達していた時代（ 7 ～4.3

室堂雷鳥沢の砂礫層との対比8 万年前）4 ）の産物ということになる。

室堂の雷鳥沢上流左岸には通称「赤壁」と呼ばれ弥陀ヶ原の緩斜面は大まかに10km2程度の面積がる大きな崖があり，全体としては高さ70m余りに達あり，この一帯を被う融氷土石流堆積物は，厚さがしている。この崖は主にほぼ水平な層理の見える何20～30m程度であると推定されることからその体積層もの砂礫層からなり，称名滝火砕流堆積物を被っは数億m3という膨大な量となる。さらに山頂に向ている 2 ）。これらの砂礫層は立山の山頂部を構成す

かって室堂までの斜面に堆積している砂礫層を合わる花崗閃緑岩および安山岩溶岩の角礫や亜角礫からせれば10億m3にも達する量になり，立山氷河の大変なっている。図-4に示すように，その多くの部分がな置き土産ということになる。

1）

2）

雷鳥台砂礫層 （砂礫層Ⅱ） と呼ばれており，下部30m程には何層もの軽石やスコリアの層が含まれ５．おわりにている。この軽石層は立山Eテフラに対比されてい美女平天空ロード弘法付近の切り土面は，弥陀ヶるが，砂礫層の層理が明瞭であることなどから，降原の表層地質を代表する模式断面といえる。今回の下堆積した後に水流で洗い出され，二次堆積したも調査によってその最下位にある不淘汰礫層は，立山のと考えられる。しかし，沢山のパミス（軽石）や火山第 3 期活動期に降下堆積した軽石層とスコリアスコリアが含まれていることやその産状からこの砂層がセットになった火山灰層に被われており，立山礫層の成因は熱い状態の火山灰が降下したことにの氷河が最も広く発達した時代の融氷土石流堆積物よって氷河が溶け出したことによるものであり，同であることが明らかになった。この融氷土石流堆積2）時代のものであると考えられている 。すなわち，物は，主に最終氷期初期の段階に堆積したものだが，この雷鳥台砂礫層は立山Eテフラと同時代に堆積し火山活動による影響が大きいと考えられる。その分− 43 −

野崎保，菊川布は弥陀ヶ原を広く被っており，末端は従来考えられていた位置よりもはるかに低く，上ノ小平付近にまで達していることは確実である。また，これらの茂万分の1地質図幅）．地質調査所，218p.
3 ）町田洋・新井房夫（2003）：新編火山灰アトラス．
東京大学出版会，336p.

地層は弥陀ヶ原の風物ともなっているガキ田を形成4 ）福井幸太郎・飯田肇（2010）：立山の地形，氷河した腐植土層によって被われており，その堆積の始時代の立山．立山カルデラ砂防博物館編，31p．

まりは最終氷期後に海進がほぼ終了した約7500年前

5 ）野崎保・菊川茂・丹保俊哉・白石俊明・増淵佳子（2017）：弥陀ヶ原を被う融氷土石流堆積物（予に一致している。

報）．ラムサール条約登録湿地総合学術調査団，本稿をまとめるにあたり，日本工営株式会社の末武晋一氏には現地調査のご協力を頂いた。立山カル2014-2016立山弥陀ヶ原・大日平学術調査報告書，
pp.33-39.

デラ砂防博物館の丹保俊哉氏，白石俊明氏および富6 ）野崎保・菊川茂（2012）：鳶泥と国見泥－立山カ

山市科学博物館の増淵佳子氏には現地でのスケッチ

ルデラの形成に関わる深層崩壊とそのメカニズム作業や試料採取・分析等にご協力頂いた。ここに記－．立山カルデラ研究紀要第13号，pp.1-16．
7 ）小林武彦（1990）：立山火山とその周辺の第四して感謝の意を表すしだいです。

系．日本地質学会第97年学術大会見学旅行案内書，
引用文献

pp.113-142.7）

1 ）深井三郎（1974）：立山付近の氷河地形とその8 ）中野俊（2008）：立山火山の成り立ち.

再発見立形成期．富山大学教育学部紀要，No.22，pp.119-

山火山－アプローチ最前線－．立山カルデラ砂防

133.

博物館編，p.5-36.

2 ）原山智・高橋浩・中野俊・苅谷愛彦・駒澤正夫（2000）：「立山地域の地質」地域地質研究報告（5【要9 ）中野俊（2010）：立山火山．地質学雑誌，Vol.116，補遺，pp.37-48.

旨】

立山黒部アルペンルート沿いに広がる弥陀ヶ原・大日平一帯の湿原は，2012年 7 月にラムサール条約に基づく特別保護地域として登録された。標高約1,600m～2,100mのなだらかな台地に広がる湿原には，餓鬼田（ガち とうキ田）と呼ばれる大小の池塘（主に楕円形でわずかな高まりを成す土堤に囲まれた池）をたくさん見ることができ，荒々しい北アルプスの峰々とは対照的に緩く穏やかで風光明媚な景観を呈している。この弥陀ヶ原の台地は，基本的には称名滝火砕流堆積物と称される約12～13万年前の火山噴出物によって作り上げられているが，約 9 万年前に流れ出した二ノ谷溶岩がその一部を被っている。さらに，これらの火山噴出物を被い隠すように巨礫を含む不淘汰な礫層が広がっている。この礫層は，一時的な気温の上昇や火山活動によって氷河が融かされ，土砂を押し流したことによって形成されたものであると考えられる。これまでは，その時代や分布範囲の詳細は必ずしも明らかではなかった。しかし，今回私達はこの礫層が立山Eテフラと称される約 7 万年前の軽石層とスコリアを含む火山灰によって被われていることを確認した。そして，弥陀ヶ原一帯を20～30mにも達する厚さで広く被っていることも分かってきた。さらに，この礫層で形成される平坦地や凹地を覆って腐植土層が広く分布し，それがガキ田のような特異な景観を生み出している。この腐植土層の堆積は最終氷期後の海進（大陸氷河の融解による海水面の上昇）がほぼ終了し，海水面が現在とほぼ同じレベルに達した7500年程前に始まったことも明らかになった。
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