60

相模原市立博物館研究報告，（25）：60 〜 73，Mar．31．2017

富士相模川泥流の堆積学的特徴とその流下機構に関する考察
武原 未佳＊1・白井 正明＊1・宇津川 喬子＊1・河尻 清和＊2
＊1

首都大学東京＊2相模原市立博物館

Sedimentological characteristic of Fuji-Sagamigawa Mudﬂow andstudy about its ﬂow down mechanism.
Mika Takehara＊1，Masaaki Shirai＊1，Takako Utsugawa＊1 and Kiyokazu Kawajiri＊2＊1

図１

Tokyo Metropolitan University・＊2 Sagamihara City Museum

相模川位置図。10mDEM を用いて作成。

１ はじめに

澤，2008）．このように，ラハールはひとたび起こると甚ラハール（いわゆる火山泥流）とは，火山周辺で発生

大な災害につながる恐れがあるため，過去のラハール堆

する火山砕屑物と水の混合物の急速な流動現象の総称で積物を詳細に調査することは，火山防災を考える上で極あり（例えば，Smith and Fritz，1989），火山の斜面上めて重要である．

の未固結堆積物が雨で崩壊したり，火口湖や谷からあふ研究対象である富士相模川泥流（大量の礫や砂を含みれ出した水の流れに取り込まれたりすることにより発生

ラハールという語を用いるべきであるが，本論文では従すると考えられている（鹿野，2005）．また，ラハールは，

来の火山の噴火によっても引き起こされることがあり，1985

は桂川）を流下した火山泥流であり，その年代は，14C 年

泥流という語を用いる）は，相模川（山梨県で

年に南米のコロンビアのネバド・デル・ルイス（Nevado

代測定およびテフラとの層位関係より，約 2.2 万年前とdel Ruiz）火山（標高 5,389 m）が噴火した際には，山頂されている（町田，2009）．富士相模川泥流については，付近にあった大量の積雪が一気に融け出してラハールが相模原市地形・地質調査会（1990）によって詳細な調査発生したため，山麓付近の Armero の町が壊滅し，死者がなされており，分布範囲や年代などが明らかになった．

およそ 25,000 人という被害を発生させた（例えば，八木

しかし，最近公表されている研究はなく，また富士相模

下，2001）．日本でも，1926 年に十勝岳が噴火した際に川泥流の堆積物の性質に焦点をあてた研究は少ない．そラハールが発生し，死者 144 人という被害が出ている（上こで本研究では，富士相模川泥流の堆積物の特徴を明ら富士相模川泥流の堆積学的特徴とその流下機構に関する考察

61

図２ 富士山起源の火山泥流堆積物の分布。相模原市総務局総務課市史編さん室（2009）。

かにし，富士相模川泥流の流下に関する新たな知見の取

相模原市緑区城山付近より上流の山間部にある段丘を古得を試みる．

い順にⅠ面，Ⅱ面，Ⅲ面，Ⅳ面に区分し，さらにⅢ面を，

２

Ⅲ T 面（田名原段丘に相当），Ⅲ M 面（陽原段丘に相当）

Ⅲ S 面（相模原段丘に相当），Ⅲ N 面（中津原段丘に相当），
地域概要
相模川（山梨県での名称は桂川）は，流路延長 109km，に細分した．研究対象である富士相模川泥流は，陽原面

流域面積 1,680km の一級河川である（国土交通省，2016）．

の礫層中やその直上に見られることから，陽原面が河床

水源は富士山麓の山中湖であり，大月市で笹子峠より流で あ っ た と き に 流 下 し た（ 相 模 原 地 形・ 地 質 調 査 会，れる笹子川と合流して関東山地と丹沢山地の間を東に流1990）．

2

れ，相模原市緑区城山で相模平野に出たのち，流れを南に転じて相模湾に注いでいる（図 1）（久保，2009）．

３

富士相模川泥流に関する先行研究

相模川流域の地形の特徴として，河成段丘が発達して

富士相模川泥流の研究は，花井（1927）が，上野原よいることが挙げられる．相模原市地形・地質調査会（1984）

り上流に玄武岩の角礫やスコリアに富む固結した地層をは，地形とテフラより相模平野の段丘を座間丘陵，高座

記載し，「集塊質泥流堆積物」と呼んだことに始まる．こ台地（高座丘陵ともいう），相模原段丘（古いものから新の堆積物は，津屋（1940）によって古富士火山が提唱さ

淵面 S1，吉岡面 S2，横山面 S3，職訓大面 S4 の 4 面に細れたことにより，「古富士泥流」と呼ばれるようになった．

分される），中津原段丘，田名原段丘（古いものから上溝

当時は相模原市緑区名倉より上流の地域でしか確認され面 Tk，原当麻面 Th，四ツ谷面 Ty，清水面 Ts の 4 面にていなかったが，貝塚・森山（1969）によって，少なく細分される），陽原段丘（四辻面 My，望地面 Mm，常盤

とも相模原市南区磯部まで流下したことが明らかとなっ

面 Mt，磯部面 Mi，塩田面 Ms の 5 面に細分される）にた．富士山起源の泥流は多数発生しており（図 2），「古区分した．また相模原市地形・地質調査会（1986）では，

富士泥流堆積物」とは富士山南西麓や東麓に分布し時代

62

武 原 未 佳 ・ 白 井 正 明 ・ 宇 津 川 喬 子 ・ 河 尻 清 和

図３

各地の露頭の地形面および富士相模川泥流堆積物を含む段丘堆積物の層位。相模原地形地質調査会（1990）。

を異にする数層を包括したものであるため，相模原市地

積物を，下位から FSk‑1，FSk‑2，FSk‑3 とした．また，

形・地質調査会（1986）は，相模川下流域まで流下した

相模原地域においては，まずローム層の厚さを基に段丘ものを特に「富士相模川泥流（堆積物）」と定義した．その新旧関係を推定し，それをもとに泥流堆積物を 3 つのの後，相模原市地形・地質調査会（1990）により詳細な

グ ル ー プ に ま と め た． こ れ ら を 古 い も の か ら FSs‑1，

調査がなされ，分布範囲や年代などが明らかとなった．

FSs‑2，FSs‑3 とした（図 3）．

植木・山縣（2005）では，富士相模川泥流堆積物に含ま

FSk‑2 は直下に降下スコリアが見られることが特徴でれる礫の自然残留磁化方位を測定し，富士相模川泥流があり，FSs‑2 のうち相模原市緑区名倉の泥流堆積物の直高温で流下，堆積したと推定している．これは泥流の発下にもスコリア層が見られることなどから，FSk‑2 と生に富士山の噴火が関係している可能性を示唆している．

FSs‑2 を 対 比 す る 考 え が 示 さ れ た． 従 っ て FSk‑1 と相模原市地形・地質調査会（1990）では，富士相模川泥

FSs‑1，FSk‑3 と FSs‑3 はそれぞれ対比される可能性が流の流下回数について検討している．以下にその概要をあるが，決定的な証拠はない．

示す．なお， 桂川地域
地域を指し， 相模原地域

は相模原市緑区城山より上流のは旧相模原市を指す．

４

研究手法

上流の桂川地域で見られる泥流堆積物のうち，大月市

相模川流域において野外調査を行い，各露頭で富士相遠山と上野原市四方津の露頭では，間に降下スコリア層

模川泥流の層相の観察とスケッチを行い，層相からユニや土壌がはさまれた 3 枚の泥流堆積物を同じ露頭で確認

ット分けを行った．なお，今回新たに区分したユニットは，することができる．そのため，桂川地域では泥流は少な

先行研究における FSk，FSs の区分とは一致しない．

くとも 3 回流下したと考えられている．これらの泥流堆

また，富士相模川泥流堆積物の特徴を明らかにするた富士相模川泥流の堆積学的特徴とその流下機構に関する考察

図４

63

調査地点位置図。地理院地図（http://maps.gsi.go.jp/#11/35.573007/139.095840）に加筆。

めに，調査時に採取した試料について，粒度組成と岩種が 4 〜 2mm の細礫サイズの試料について，目視または組成の測定を行った．Loc.2 〜 Loc.4，Loc.6 の各ユニッ双眼立体顕微鏡を用いて 200 粒以上を目安に「玄武岩」，

トから 1 つずつ試料を採取，Loc.5 の富士相模川泥流につ「スコリアと発泡の良い玄武岩」，「その他」の 3 種類に分

いては，ユニットには分かれないが 3 試料を採取し便宜類し，組成を算出した．その他には，凝灰岩，頁岩など

的に 3 つのユニットとして扱う．露頭位置は図 4 と図 5 に，が含まれている．

露頭写真は図 6 に示す．
固結している試料は手や乳鉢を用いて注意深くほぐし，試料を水洗いした．植物片が多く含まれているものは，

５

結果

５−１

野外調査

10％の過酸化水素水（H2O2）を用いて有機物を分解した．

１）Loc.1 太郎・次郎滝（都留市夏狩）

水洗いした試料は乾燥後に 1 φごとにふるい分けした後都留市の富士急行東桂駅近くの太郎・次郎滝は，富士に乾燥重量を測定し，重量比から粒度組成を求めた．φ

相模川泥流堆積物上から桂川の支流である柄杓流川に流スケールと粒径 d（mm）との関係は，Krumbein（1936）

れ込む滝である（図 5a，図 6a）．滝の壁面で泥流堆積物

によって次のように定義されている．

を観察でき，現在，最も上流側で富士相模川泥流を見ら

φ＝ -log2dれる地点となっている（小山，2013）．黒っぽい泥流堆積

また，粒度組成の特徴を検討するために，山元・川辺

物が，確認できるだけで層厚 20 〜 30m，幅 100m ほどに（2014）などを参考に，縦軸にユニットごとの粒度の標準

わたって見られる．泥流堆積物には水平なくぼみのよう

偏差（σ I），横軸に平均粒径（Me φ）をとった散布図なものが見られ，一見すると，いくつかのユニットに分を作製した．標準偏差と平均粒径は，ともに Folk and

けられそうであるが，露頭の下部 3m ほどのところを川Ward（1957）により定義されている，に沿って水平方向に観察したところ，礫径が最大 60 〜

σ I ＝（φ 84 −φ 16）/4 ＋（φ 95 −φ 5）/6.6

70cm の巨礫が集まっている部分や，巨礫が見られないMe φ =（φ 16 ＋φ 50 ＋φ 84）/3

部分があるなど，層相にばらつきがあることが分かる．

を用いて計算した．ここでφ 5，φ 16，φ 50，φ 84，

また，10 〜 20cm ほどの亜円礫がところどころに見られφ 95 はそれぞれ，粒度積算曲線における 5％，16％，50

る基質支持になっている部分も見られる．Loc.1 でも試料％，84％，95％の値（φ）を表す．

を採取したが，径 15cm 以上の極端に大きい礫を含むた

岩種組成は，全ての試料に共通して含まれている粒径

め，粒度分析は行わなかった．

64

武 原 未 佳 ・ 白 井 正 明 ・ 宇 津 川 喬 子 ・ 河 尻 清 和

ａ

ｂ

ｃ

ｄ

e

ｆ

図５ 露頭位置図。地理院地図に加筆。a: Loc.1（http://maps.gsi.go.jp/#15/35.538128/138.872681）、b Loc.2（http://maps.gsi.
go.jp/#16/35.614325/138.980570）、c: Loc.3（http://maps.gsi.go.jp/#15/35.604766/139.016275）、d: Loc.4（http://maps.gsi.go.
jp/#15/35.566863/139.320717）、e: Loc.5（http://maps.gsi.go.jp/#15/35.551607/139.323378）、f Loc.6（http://maps.gsi.go.
jp/#15/35.526044/139.364018）。

富士相模川泥流の堆積学的特徴とその流下機構に関する考察

ａ

ｂ

ｃ

ｄ

e

ｆ

図６

65

富士相模川泥流堆積物の露頭写真。a: Loc.1、b Loc.2、c: Loc.3、d: Loc.4、e: Loc.5、f: Loc.6。

２）Loc.2 猿橋小学校（大月市猿橋町，Ⅲ M 面）が少なく，含まれている礫も，最大で径 3cm ほどである．

大月市立猿橋小学校の西にある坂道沿いに，泥流堆積

礫の含まれていない部分がレンズ状に入っているところ

物を見ることができる（図 5b，図 6b）．上部の黄土色のが見られるほか，下部には，礫が集まっている部分が層ユニットと，下部の黒っぽいユニットに分かれている．

状に見られる．試料はこれらの部分を避け，平均的に見全体的に角礫を多く含み，10 cm 以上の大きな礫は見らられる部分から採取した．下部のユニット（2‑2）には，れない．

上部の層に比べて礫が多く含まれており，含まれている

上部のユニット（2‑1）は，下部のユニットに比べて礫礫の大きさも，最大 5cm ほどであり，上部のユニットよ66

武 原 未 佳 ・ 白 井 正 明 ・ 宇 津 川 喬 子 ・ 河 尻 清 和

図７

Loc.3 の露頭スケッチ。
図９

Loc.6 の露頭スケッチ。

ユニットと比べて礫の少ない下部のユニット（3‑3）の 2
つに分かれているが，このユニット境界は，南側（左側）では不明瞭になる．
４）Loc.4

やつぼ（相模原市緑区大島，Mt 面）

相模原市緑区の「大島水場のやつぼ」と呼ばれる湧水の付近にある露頭（図 5d，図 6d）では，層厚 50cm 以上

礫の礫層の下位に泥流堆積物が見られる．柱状図は図 8 に示す．礫層の直下には，層厚 30cm ほどの，弱いラミナが見られる黄土色のユニット（4‑1）がある．Locs.2，3

砂のような目立つ角礫は含まれておらず，淘汰は良いが，まれに最大 5cm ほどの円礫が含まれる．このユニットの直下にはこげ茶色の無層理のユニット（4‑2）が見られる．

図８

Loc.4 の柱状図。

ユニット 4‑1 とユニット 4‑2 の境界は明瞭である．ユニット 4‑2 の下限は地中に埋没しており，層厚は不明であり大きくなっている．
３）Loc.3

遠山（大月市富浜町鳥沢，Ⅲ M 面）

る．このユニットにも，Locs.2，3 に見られるような目立
つ角礫は含まれていないが，まれに最大 5cm ほどの円礫

大月市の国道 20 号線から相模川へ向かう坂道沿いにが見られる．現在では確認することはできないが，相模

50m ほどにわたって富士相模川泥流が見られる露頭があ

原市地形・地質調査会（1990）によると，泥流堆積物のる（図 5c，図 6c）．ただし 2016 年の時点でこの露頭は観下位にも礫層が見られ，「やつぼ」で見られる泥流堆積物

察できなくなっている．スケッチを図 7 に示す．この露は，礫層中に挟まれているかたちになる．

頭でも，泥流堆積物には Loc.2 と同じく全体として角礫

５）Loc.5

山王坂（相模原市中央区田名）を多く含む．

相模原市中央区の宗祐寺の西の山王坂沿いにある露頭

この露頭の南側（左側）の端の上部には，層厚 1 〜 2である（図 5e，図 6e）．Loc.5 は Mt 面が相模川の沖積地

cm ほどの泥層と，層厚 5 〜 10cm，礫径が最大で 2cm ほに岬状に突き出ている坂の途中にあり，貝塚・森山（1969）

どの角礫からなる層との，傾斜した互層が見られる．泥は，「Mt 面より 7m 低い段丘」とみなしている．礫層の層は，上位の層ほど細粒になっており，少なくとも 4 層

上位に層厚 1 〜 1.5m の無層理の泥流堆積物が見られ，こある．この互層の上部には，最大 3cm ほどの角礫を含むこで見られる泥流堆積物の礫は，細礫から中礫へと逆級

ロームのような固結していない層が見られる．北側（右側）化を呈している．最上部には，径最大 60 〜 70cm ほどのへ進むと，右上から左下にかけて斜めの境界が見られる．

円磨された巨礫が見られる．この巨礫の礫種は，玄武岩

境界およびその左側（上位）には，トラフ状の小規模なが多く，凝灰岩と思われるものも見られる．巨礫が見ら

侵食面が複数見られる．礫質であるためトラフ内の層理れる上限の部分はほぼ水平である．この堆積物の上位には認められなかったが，トラフ型斜交層理の累重と思わは礫層は確認されない．Loc.5 では，基底から 70 〜 80

れる．露頭左端の互層とこの境界の間にあるユニットをcm（ユニット 5‑1）
，50 〜 60cm（ユニット 5‑2），30 〜

3‑1 とする．ユニット 3‑1 の右側は，ほぼ水平な境界に40cm（ユニット 5‑3）の部分にある 3 試料を採取した．

よって比較的礫の多い上部のユニット（3‑2）と，上部の６）Loc.6

無量光寺（相模原市南区当麻，Ms 面）

富士相模川泥流の堆積学的特徴とその流下機構に関する考察

図10

67

粒度分布のヒストグラム（Loc.2）。

相模原市南区の無量光寺に続く参道で，礫層にはさまれた泥流堆積物を見ることができる（図 5f，図 6f）．ス
ケッチは図 9 に示す．層厚 1.5 〜 2m の主に円磨された大礫からなる礫層の下位に，2 つのユニットに分かれる泥流堆積物があり，上部のユニット 6‑1 が下部のユニット
6‑2 を斜めに切るように堆積している．泥流堆積物の下位にも主に円磨された大礫により構成される礫層がある
が，上の礫層と比べて礫径が小さい．ユニット 6‑1 の層
厚は 40 〜 50cm，黄土色の弱いラミナが見られ，主に粗図11

粒度分布のヒストグラム（Loc.3）。

粒砂と中粒砂からなり，淘汰が良い．ユニット 6‑2 の層
厚は 30 〜 40cm，こげ茶色で無層理の外見を呈し，主にぐ東側に露出する田名原礫層中にレンズ状に挟まれる，

細礫〜中粒砂からなる．

ラミナがある砂層の粒度分析も行った（図 15，表 1）．
Loc.2 の試料は，どちらも径 4 〜 2mm の成分に最も富５−２ 粒度分析

むが，上位のユニット 2‑1 の方が下位のユニット 2‑2 にLoc.2 〜 Loc.6 にて採取した試料の粒度分析結果を示す．

比べて正規分布に近い形をしている．また，最大粒径はLocs.2，3 の試料は，粒径の大きな成分が多いため，径ユニット 2‑1 が 16 〜 8mm であるのに対し，ユニット

16 〜 0.063mm では 1 φごとに重量を計測し，径 16mm

2‑2 は 16mm 以上であった（図 10）．

以上の中礫，径 0.063mm 以下の泥の重量はそれぞれまと

Loc.3 の試料は，3 つの試料全てで径 16mm 以上の中礫めて示す．Loc.4 〜 Loc.6 の試料は，径 8 〜 0.063mm はを含むが，ピークの位置がユニット 3‑1 で径 16 〜 8mm，

1 φごとに重量を計測し，径 8mm 以上の中礫，径 0.063

ユ ニ ッ ト 3‑2 で 径 4 〜 2mm， ユ ニ ッ ト 3‑3 で 径 8 〜 4

mm 以下の泥の重量はそれぞれまとめて示す（図 10 〜

mm と，全て異なっている．ユニット 3‑1 とユニット

14，表 1）．また比較対象として，Loc.6 の無量光寺のす3‑3 では，ヒストグラムが比較的正規分布に近い形をし68

武 原 未 佳 ・ 白 井 正 明 ・ 宇 津 川 喬 子 ・ 河 尻 清 和

図12

粒度分布のヒストグラム（Loc.4）。

ているが，ユニット 3‑2 では粒度のばらつきが大きい（図11）．
Loc.4 の試料は，ユニット 4‑1 ではピークが径 1 〜 0.5
mm に位置し，正規分布を示すのに対し，ユニット 4-2
では，ピークがはっきりしないばらつきの大きいグラフとなった．最大粒径は，ユニット 4‑1 では 8 〜 4mm であったのに対し，ユニット 4‑2 では径 8mm 以上の中礫であった（図 12）．
Loc.5 の試料は，全ての試料で径 8mm 以上の中礫を含むが，ユニット 5‑1 とユニット 5‑2 では径 8 〜 4mm，ユ

図13

粒度分布のヒストグラム（Loc.5）。

ニット 5‑3 では径 4 〜 2mm の成分に最も富むことや，ヒストグラムの形からも，逆級化していることが分かる（図3‑2・3‑3）・Loc.4（4‑2）
・Loc.5（5‑1・5‑2・5‑3） の グ

13）．

ループ，標準偏差，平均粒径がともに小さい Loc.4（4‑1）
・Loc.6 の試料は，どちらも径 1 〜 0.5mm が最も富むとLoc.6（6‑1・6‑2）のグループの 2 つに分けることができ

共に，最大粒径は 4 〜 2mm であり，他の試料と比べてた．2 つ目のグループは，全て相模原地域の試料であり，細かくなっている．また Loc.6 の試料はユニット 6‑1，ユ

比較的細粒かつ淘汰が良いという特徴がある．

ニット 6‑2 共に他の試料に比べてきわめて淘汰が良いことが特徴であり，特にユニット 6‑1 は，大部分（80％弱）
が径 1 〜 0.25mm の範囲におさまっている（図 14）．
標準偏差・平均粒径の散布図を作成したところ（図16），比較対象とした田名原層の砂試料を基準に，標準偏差，平均粒径がともに大きい Loc.2（2‑1・2‑2）
・Loc.3（3‑1・

５−３

岩種組成

Loc.2 〜 Loc.6 にて採取した試料の岩種組成を測定した．
測定結果を表 2 に，それを基に算出した岩種組成を図 18に示す。
Loc.2 の試料は，ほとんどが玄武岩，スコリア・発泡の富士相模川泥流の堆積学的特徴とその流下機構に関する考察

図15

６

69

粒度分布のヒストグラム（田名原砂層）。

考

６−１

察
Loc.3 で見られる泥流堆積物の再検討

相模原市地形・地質調査会（1990）では，Loc.3 にあたる大月市遠山では FSk‑1 〜 3 まで観察できるとされており，現在の露頭左端上部の互層の右側を FSk‑1，互層の上部より上を FSk‑2 とし，FSk‑2 の上に 5 cm ほどの厚さのローム層をはさんで FSk‑3 が見られるとしている．
今回の調査では，露頭中央にあるトラフ状の境界とその図14

粒度分布のヒストグラム（Loc.6）。

右側にあるほぼ水平な境界を新たに見出した．トラフ状の境界の左側にあたるユニット（3‑1）は，斜めのトラフ

良い玄武岩で構成されているが，玄武岩の割合がユニッ状の境界が侵食を示唆すること，同じ露頭のほかの 2 ユ

ト 2‑1 では 30％弱，ユニット 2‑2 では 60％弱と，その組ニット（3‑2，3‑3）と比較して粒度組成が大きい方に偏成は大きく異なっている．

っていること，岩種としてスコリア・発泡の良い玄武岩

Loc.3 の試料のうち，ユニット 3‑2 とユニット 3‑3 もほが含まれていないことから，ユニット 3‑2，ユニット 3‑3

とんどが玄武岩，スコリア・発泡の良い玄武岩で構成さとは異なる流れによって形成されたと考えられる．ユニ

れているが，その組成に大きな違いは見られない．一方ット 3‑2 とユニット 3‑3 については，粒度組成は異なる

ユニット 3‑1 の試料は，全てが玄武岩で構成されており，ものの，岩種組成に大きな違いが見られず，また，ユニ

スコリア・発泡の良い玄武岩を含まない．

ット 3‑2 とユニット 3‑3 の境界に時間間隙を示すような

Loc.4 の試料では，玄武岩，スコリア・発泡の良い玄武堆積物が見られないことから，異なるイベントによって岩の占める割合がユニット 4‑1 では 70％強，ユニット形成されたとする積極的な理由は見当たらない．一方ユ

4‑2 では約 60％と，ユニット 4‑1 の方が多くなっている．

ニット 3‑1 は，基底に河川堆積物でよく見られるような

Loc.5 の試料では，ユニットごとに岩種組成に大きな違いは見られなかった．

トラフ状の侵食面ができていることから，ユニット 3‑2，
ユニット 3‑3 と比べて河川の水流の影響が強い流れによLoc.6 の試料では，玄武岩，スコリア・発泡の良い玄武って形成されたと考えられる．また，相模原市地形・地岩の占める割合が，ユニット 6‑1 では 50％強，ユニット

質調査会（1990）が本露頭で FSk‑2 としている堆積物は，6‑2 では 60％弱と，ユニット 6‑2 の方が若干多くなっ角礫が含まれているものの，基質がロームのような細粒ている．

で固結していない堆積物からなるため，泥流堆積物ではなく，崖錐と解釈した．以上より，Loc.3 では，富士相模川泥流がパルス状に流下したため，まずユニット 3‑2 とユニット 3‑3 が形成され（FSk‑1 に相当），ユニット 3‑2，
ユニット 3‑3 が侵食された後，河川の水流に近い強い流れによってユニット 3‑1 が堆積し，その後，ローム層と

70

武 原 未 佳 ・ 白 井 正 明 ・ 宇 津 川 喬 子 ・ 河 尻 清 和

表１

粒度組成（g）。

3
2.5

Loc.3䠄3-1䠅

Loc.3䠄3-2䠅
Loc.2䠄2-2䠅

ᶆ‽೫ᕪ

2
1.5

Loc.5䠄5-1䠅

1：泥流堆積物

Loc.3䠄3-3䠅
Loc.4䠄4-2䠅
Loc.5䠄5-2䠅

Loc.2䠄2-1䠅
Loc.5䠄5-3䠅
⏣ྡཎ◁ᒙ
Loc.4䠄4-1䠅
Loc.6䠄6-2䠅
Loc.6䠄6-1䠅

：河川堆積物：田名原砂層

0.5

：不明
0
-2.5

-2

-1.5

-1

-0.5

0

0.5

1

1.5

ᖹᆒ⢏ᚄ䠄φ䠅
図16

採集した堆積物の標準偏差と平均粒径の散布図。

崖錐（FSk‑2 に相当）が堆積できる時間間隙をおいて

ニット 3-1 にスコリアは含まれていない．以上よりユニッFSk‑3 が堆積したと考えられる．

ト 3-1 は，FSk-2 には相当しない可能性が高い．したが次に，ユニット 3‑1 が FSk‑1 と FSk‑2 のどちらに対比ってユニット 3-1 は，ユニット 3-2，ユニット 3-3 の二次されるか検討した．ユニット 3‑1 は，ユニット 3‑2，ユニ堆積物または全く別のイベントによるものと考えられる．

ット 3‑3 とは異なる流れ（より水流による影響が強い状態）で流下したと考えられる．相模原市地形・地質調査会（1990）

６−２ Loc.4 と Loc.6 の上位ユニット（4‑1 および 6‑1）

は，桂川地域における FSk‑2 の特徴として，FSk‑1 に比の再検討

べるとやや砂質で直下に降下スコリアを伴うとしている

Loc.4 と Loc.6 で見られる泥流堆積物は，どちらも黄土が，ユニット 3‑1 は，ユニット 3‑2，ユニット 3‑3 より色を呈し弱いラミナが見られる上部のユニットと，こげも 8mm 以上の粒径の礫の割合が多く，ユニット 3‑1 の茶色を呈し無層理の下部のユニットに分かれ，泥流堆積

方がやや砂質とは言えない．ユニット 3‑1 の基底にはス

物の上位に礫層が見られるという点で共通している．粒コリアが挟まれず，FSk‑2 の記載と合致しない．仮に降度組成を見ると，どちらも上部のユニットのピークが 1

下スコリア上に形成されたのであれば，堆積物の構成粒〜 0.5mm であり，下部のユニットより淘汰が良くなって子としてスコリアが含まれていてもおかしくないが，ユいる．以上より，Loc.4 と Loc.6 では，泥流堆積物の上部

富士相模川泥流の堆積学的特徴とその流下機構に関する考察

ａ

71

ｂ

ｃ

図17 Loc.3 と Loc.6 に含まれる細礫（径 2 〜 4mm）
。a：Loc.3のユニット 3‑1 に含まれる細礫、b：Loc.3 のユニット 3‑3 に含まれる細礫、c：Loc.6 のユニット 6‑1 に含まれる細礫。

のユニットと下部のユニットは異なる流れによって形成が流れるにつれもともと河床にあった礫を巻き込んだたされたと考えられる．共に上位に礫層が見られ泥流堆積

め，河川由来の礫の割合が多くなったと考えられる．

後も河床であること，上部のユニットにはラミナが見られ水流の作用によって形成されたと考えられること，田名7

まとめ

原層の砂試料より標準偏差も平均粒径も小さく（図 16）他

今回の調査で，富士相模川泥流について従来の研究との泥流堆積物と粒度組成の特徴が異なること，Loc.6 ではは異なる，新たな知見をいくつか得ることができた．まず，上部のユニットが下部のユニットを切るように堆積して桂川地域の大月市遠山（Loc.3）では，従来 FSk-1 と一括いること，以上より上位のユニット 4‑1 とユニット 6‑1 は，されていた堆積物が，ユニット 3-1，3-2，3-3 の 3 つのユ

下位の泥流堆積物が河川環境下で再移動・再堆積したもニットに分かれ，特にユニット 3-1 は，河川の影響の強のと考えられる．なおユニット 6‑2 の粒度組成の特徴はい流れによってユニット 3-2，3-3 が侵食されてから，や

河川堆積物に近いが（図 16），水流の影響によって形成

はり河川の影響下で堆積したと考えられる．また，従来されるラミナが見られないため，今回は判断を保留する．

FSk-2 とされていた堆積物は，基質がロームのような細粒で固結していない堆積物からなっているため，泥流堆

６−３ 桂川地域から旧相模原地域にかけての岩種組成の積物ではなく崖錐であると判断した．相模原地域のやつ変化

ぼ（Loc.4）と無量光寺（Loc.6）でそれぞれ上位に見ら細礫の岩種組成分析の結果を，富士山由来である玄武岩・スコリアと，その他（河床礫由来とする）の 2 つにれるユニットは，岩相と粒度組成と岩種組成から，河川堆積物であると判断した．

分けて考える．桂川地域の試料には，河川由来の礫はほ泥流堆積物の粒度組成や岩種組成の特徴についても検

とんど見られないが，下流の相模原地域（Locs.4 〜 6）討を行った．粒度組成を測定した結果，粒度組成はユニ

では，河川由来の礫の割合が増えている．これは，泥流ットごとに異なることが分かった．岩種組成について，

72

武 原 未 佳 ・ 白 井 正 明 ・ 宇 津 川 喬 子 ・ 河 尻 清 和

表２

岩種組成（個数）。

図18

細礫（径 4 〜 2mm）の岩種組成。

下流では上流と比べて富士山由来の玄武岩礫やスコリア

川地域の陽原段丘は細分されていないが，相模原地域のの占める割合が低くなり，河川由来の礫の占める割合が陽原段丘は何段にも細分されており，複数の段丘で富士

高くなることが分かった．以上より，ラハール堆積物の相模川泥流堆積物を見ることができる．富士相模川泥流傾向について論じる場合は，ラハール堆積物本体と，その流下回数の再検討を行うことは，相模川流域におけるの後河川の水流により再移動・再堆積した堆積物とを区

河成段丘の形成史の再評価につながると考えられる．ま別して考える必要がある．

たラハールは，ひとたび発生すれば大きな災害につなが今回，桂川地域の遠山で泥流堆積物の境界の再検討をる可能性が高いため，ラハールについてさらに堆積学的行ったが，桂川地域から相模原地域にかけての富士相模な調査を継続し，知見を増やすことは，防災上重要である．

川泥流の区分を確定することはできなかった．本研究では詳細な調査を行わなかったが，相模湖南岸（相模原市謝辞

緑区名倉）で観察される富士相模川泥流は，3 つないし本研究を進めるにあたり，首都大学東京都市環境学部

4 つのユニットに分かれているように見える．上流の桂

地理環境コース地形・地質学研究室の山崎晴雄名誉教授，

富士相模川泥流の堆積学的特徴とその流下機構に関する考察

73

鈴木毅彦教授には，多岐にわたりご指導・ご助言を頂き

務局総務課市史編さん室編，相模原市史自然編，相ました．林崎涼氏，平成 27 年度卒論生の秋葉佳一氏，小模原市：90-91．

野瀬雄也氏，加藤裕真氏，塩谷純佳氏をはじめ，地形・

町田洋，2009．第 6 章

富士・箱根火山の活動と相模原，地質学研究室の諸氏には多くのご助言とご指導を頂きま第1節した．同大学院地理情報学研究室の石川和樹氏には，作総務局総務課市史編さん室編，相模原市史自然編，

図を助けて頂きました．また，相模原市立博物館の皆様には，本稿の執筆の機会を与えて頂きました．研究をするにあたりかかわって頂いた全ての人に，心より感謝申

富士火山の泥流流下とその影響．相模原市

相模原市：159-165．
相模原市地形・地質調査会，1984．相模原の地形・地質調査報告書．相模原市教育委員会：57p．

し上げます．本当にありがとうございました．

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