火山 第 60 巻 ( 2015)
第 2 号 187-209 頁

論 説

十和田火山平安噴火（噴火エピソード A）の噴出物層序
及び噴火推移の再検討
広 井 良 美＊・宮 本毅＊＊・田 中 倫 久＊＊＊（2014 年 9 月 25 日受付，2015 年 4 月 16 日受理）

Re-examination of Ejecta Stratigraphy and Eruptive Sequence of the Heian
Eruption (Eruptive episode A) in Towada Volcano, Northeast Japan
Yoshimi HIROI＊, Tsuyoshi MIYAMOTO＊＊ and Michihisa TANAKA＊＊＊The Heian eruption (Eruptive episode A) is the latest activity of Towada Volcano, Northeast Japan that occurred inth
the 10 century A. D. The activity comprised both magmatic and phreatomagmatic eruptions, that produced deposits ofcorresponding faces. It is proved that the Heian eruption started with a magmatic eruption and was followed by aphreatomagmatic eruption, then the magmatic-phreatomagmatic cycle repeated once, and finalized by effusion of a large
pyroclastic flow. This eruption sequence is constructed on the basis of our new recognition of the second
phreatomagmatic deposits in the proximal area (OYU-4), and correlation of the proximal base surge deposits (OYU-S)
with the distal phreatomagmatic deposits (OYU-2). The Towada caldera including the vent of the Heian eruption(Nakanoumi caldera) is known to be abundant water in the Heian Period. The Heian eruption indicates that the magmatic
eruption does occur in the existence of abundant water in the early stage of eruption and it migrates into thephreatomagmatic explosion as time passes. This eruption sequence provides evidence that the silicic magma does notnecessarily cause phreatomagmatic eruption even in the presence of enough water.
Key words : Towada volcano, Heian eruption, eruptive sequence, magmatic eruption, phreatomagmatic eruption
1．は じ め に

デラ内で唯一明瞭な火口地形を示し，十和田火山最新の十和田火山は青森県と秋田県の県境に位置する第四紀噴火活動である平安噴火の噴出火口であると推定されてカルデラ火山である (Fig. 1a)．山頂部には約 55,000 年前いる（工藤，2010a ; 町田・他，1981）．十和田火山ではカ以降の 3 回の大規模噴火によって形成された十和田カルルデラ形成期から幾度もマグマ水蒸気噴火を生じているデラが存在し，直径約 9 km，水深 100 m 前後の平たい盆とされ（早川，1983 ; Hayakawa, 1985），今後の活動にお型の十和田湖を成している．十和田カルデラ内の南側にいてもマグマ水蒸気噴火の発生が懸念される．

は直径約 3 km，最大水深 327 m の鋭い頂角をもつ楕円錐

マグマ水蒸気噴火は通常のマグマ噴火に比べ，地表付

なかのうみ

台型の 中湖 カルデラが存在し，十和田火山は 2 重式の近での激しい爆発現象を伴うため，噴火の強度が飛躍的

カルデラ火山となっている (Fig. 1b)．中湖カルデラの北に増大する．またマグマ水蒸気噴火の噴出物として代表

縁は深い湖底谷で十和田湖と繋がっており，ここを通じ的なベースサージは，噴出源から全方位に高速で拡散すて十和田湖の湖水が中湖カルデラ内に流入したとされてるため，タール火山の 1965 年噴火 (Moore et al., 1966) ないる（及川・他，2014 ; 大池，1976）．中湖は十和田カルどに見られるような大被害をもたらすことがある．従っ＊〒980-8578 宮城県仙台市青葉区字青葉 6 番 3 号
東北大学大学院理学研究科地学専攻
Department of Earth Sciences, Tohoku University, 6-3
Aza-Aoba, Aoba-ku, Sendai, Miyagi 980-8578, Japan.
＊＊〒980-8576 宮城県仙台市青葉区川内 41 番地
東北大学東北アジア研究センター
Center for Northeast Asian Studies, Tohoku University,
41 Kawauchi, Aoba-ku, Sendai, Miyagi 980-8576, Japan.

＊＊＊〒980-0811 宮城県仙台市青葉区一番町 1-4-28
アジア航測株式会社
Asia Air Survey Co., Ltd., 1-4-28 Ichiban-cho, Aobaku, Sendai, Miyagi 980-0811, Japan.
Corresponding author : Yoshimi Hiroie-mail : hiroxi27@cneas.tohoku.ac.jp

188

広井良美・宮本毅・田中倫久Fig. 1. (a) Location map of Towada Volcano and isopach map for To-a (Machida and Arai, 1992).
(b) Topographical map of Towada caldera and Nakanoumi caldera.

て，マグマ水蒸気噴火の発生のタイミングをそれぞれの2．十和田火山の地質と平安噴火の研究史及び概略

噴火の推移から読み取ることは，防災の観点においても

2-1

非常に重要である．

十和田火山の活動史

十和田火山の噴火活動史は Hayakawa (1985) によって今回対象とする十和田火山平安噴火は，有史日本におまとめられ，それぞれの噴火イベントは最新のものからける最大級の噴火で（早川，1984 ; 早川・小山，1998），

アルファベット順に A，B，C... と区分されている．55,000

プリニー式降下軽石の発生から大規模な火砕流の流出にBP の奥瀬火砕流（噴火エピソード Q），25,000 BP の大不至る一般的なカルデラ噴火と同様の推移を辿ったとされ

動火砕流（同 N），13,000 BP の八戸火砕流（同 L）によっる (Hayakawa, 1985)．一方で，平安噴火においても過去て直径 11 km に達する十和田カルデラの現在の外形が形の噴火活動と同様にマグマ水蒸気噴火を生じていたこと成されたとされている．八戸火砕流に先行する降下軽石は，多くの研究により明らかにされている（町田・白尾，層はマグマ水蒸気噴火噴出物と互層しており（早川，1998 ; 松浦・他，2007 等）．また，平安噴火ではマグマ噴

1983），このときすでにカルデラ内に湖水が存在したと

火とマグマ水蒸気噴火の両方が起きていることは間違い推定されている．これらカルデラを形成した活動では主ないが，マグマ水蒸気噴火による噴出物の層位が先行研にデイサイト〜流紋岩質のマグマが噴出した (Hunter and

究の間で一致しないなど，平安噴火の噴火推移は必ずしBlake, 1995)．十和田カルデラ形成直後からカルデラ内も明らかになっていない．その原因としてはマグマ水蒸

南部において，中湖カルデラの母体となった五色岩成層

気噴火による噴出物は側方変化が著しいことが挙げられ火山の形成（噴火エピソード K〜H）が開始し (Hayakawa,る．また十和田カルデラの外輪山の比高が湖面から約1985)，約 3,800 年かけて主に玄武岩質安山岩質マグマに300 m 以上あり，カルデラ壁を越えて山麓にまで噴出物

よるスコリアの噴出及び溶岩流の流出を繰り返した．

が達するには地形的な制約が大きく，給源近傍と遠方に（Hayakawa, 1985 ; 工藤，2008 ; 久利・栗田，1999）．

分布する噴出物の対比が困難なことも，層序の不一致の

五色岩成層火山でのマグマ組成は，形成期の玄武岩質一因と考えられる．本論では，給源火口である中湖カルから，デイサイト質（約 9,200 年前の噴火エピソード E）

デラの近傍から遠方まで詳細な地質調査を行い，平安噴を経て，流紋岩質（約 1,100 年前の噴火エピソード A : 平

火の噴出物を解析した．特にマグマ水蒸気噴火による噴安噴火）まで噴火毎に徐々に珪長質に変化する傾向を示

出物の対比に焦点を当て，噴出物の分布・規模，及び層す（久利・栗田，1999 ; 柴・他，2001）．五色岩成層火山序関係を明らかにすることで噴火層序の再検討を行い，の中央火口を給源とする噴火エピソード E〜A は，いず

平安噴火の推移を明らかにすることを目的とする．

れもマグマ噴火から活動を開始し，その後マグマ水蒸気噴火へ移行するというよく似た推移を辿る (Hayakawa,1985)．このように噴火エピソード E 以降の活動におい十和田火山平安噴火（噴火エピソード A）の噴出物層序及び噴火推移の再検討

189

Fig. 2. Correlative stratigraphic columns of the Heian eruption deposits proposed by previous studies andthis study. Thick-frame unit is phreatomagmatic eruption, and shaded unit is OYU-S in this paper.

て積極的な水の関与が生じるようになったことから，五サージ堆積物の存在を報告し，マグマ水蒸気噴火の発生

色岩成層火山のカルデラ湖である中湖の形成が論じられを示唆した．町田・白尾 (1998) でもマグマ水蒸気噴火てきたが（Hayakawa, 1985 ; 大池，1976 等），その時期にの発生が論じられたが，その層位は示されていない．工関して共通の見解は得られていない．

藤・佐々木 (2007) は Oyu-2 に 3 枚のユニットを認め，そ

五色岩成層火山における一連の活動のうち，中湖カルのうち一部が降下火砕物ではなく火砕サージに由来する

デラを給源としない活動として約 7,500 年前の噴火エピとした．松浦・他 (2007) はこのサージ堆積物を，火山ガ

ソード Dがある．この噴火は五色岩成層火山北東縁にラス組成の対比によってその遠方層に相当する Oyu-2

おいてマグマ水蒸気噴火から活動を開始し，その後溶岩と Oyu-3 の同時異相の噴出物であると結論づけた．な

ドーム（御倉山）を形成している（工藤，2010a）．また，

お，Hayakawa (1985) はこのサージ堆積物を KPf の一部

十和田カルデラ中央部北東寄りの位置には噴出年代の明である veneer 堆積物 (Walker et al., 1981) と判断していらかになっていない活動（11.7-2.7 cal kyrBP と推定）とる．

して御門石溶岩ドームがある（工藤，2010b）．
2-2

平安噴火の研究史

おお ゆ

先行研究では，平安噴火が降下軽石から開始し，火砕流の流出によってクライマックスを迎えるという点で見先行研究において，平安噴火噴出物は大湯浮石層（藤解が一致している (Fig. 2)．本論では Hayakawa (1985) ら

岡・佐藤，1952 等）と，毛馬内浮石流凝灰岩（中馬・他，の区分にならい，大湯降下火砕堆積物に分類される平安

け

ま ない

1969 ; 中川・他，1972 等），御倉山溶岩ドーム（Hayakawa,

噴火最初の軽石層を大湯火砕堆積物-1 (OYU-1)，その上

1985 ; 大池，1976 等）の 3 ユニットから成るとされてき位に堆積する火山灰層を大湯火砕堆積物-2 (OYU-2)，軽た．詳細な層序の研究は 1980 年代から，主に南西山麓

石層を大湯火砕堆積物-3 (OYU-3)，火砕流堆積物を毛馬での調査結果に基づいて行われてきた．Fig. 2 にまとめ

内火砕流堆積物 (KPf) とし，これに町田・他 (1981) のたように，町田・他 (1981) は大湯浮石層を 3 つの降下火

ベースサージ堆積物及び松浦・他 (2007) のサージ堆積

砕物ユニットに区別し，Hayakawa (1985) はそれぞれ下物を大湯火砕堆積物-S (OYU-S) と表記する．大湯火砕

位より Oyu-1, Oyu-2, Oyu-3 と命名した．それ以降，平安

堆積物は高橋 (1999) によって大湯降下火砕堆積物の名

噴火噴出物は下位の 3 つのサブユニットからなる大湯降称が与えられているが，本論では流れ堆積物も含むこと

下火砕堆積物 (OY) と上位の毛馬内火砕流堆積物 (KPf :から，大湯火砕堆積物に改称することとする．これまで

Kemanai Pyroclastic flow) の 2 つのユニットから成るとさの研究では OYU-S がベースサージか否か，それがマグれてきた（高橋，1999）．Hayakawa (1985) は Oyu-2 が毛マ水蒸気噴火の発生に起因しているか，発生のタイミン

馬内火砕流の co-ignimbrite ash (Sparks and Walker, 1977)

グがいつであるか，といった見解の相違が噴火層序の不に相当すると考え，プリニー式噴煙柱を形成した Oyu-1

一致の要因となっていることがわかる (Fig. 2)．

に次いで毛馬内火砕流が噴出する，一般的なカルデラ噴多くの研究において，御倉山溶岩ドームは平安噴火の火と同様の層序を示した．一方，町田・他 (1981) は，火口を閉塞した最後の噴出物であると考えられてきたOY と KPf の間に分布が給源付近のみに限られるベース（Hayakawa, 1985 ; 大池，1976 ; 高橋，1999 等）．しかし工190

広井良美・宮本毅・田中倫久藤 (2010a) により御倉山溶岩ドームの形成時期が平安噴

3-3

火以前であることが明らかにされると同時に，平安噴火

軽石を除去した平安噴火噴出物 29 試料について，粒の給源が中湖カルデラであることが示された．
また広域テフラである十和田 a 降下火山灰（To-a : 町

石質岩片の種類別構成比

径 -1 ϕ の粒子の礫種を実体顕微鏡下で分類し，その個数を測定した．

田・他，1981）は平安噴火噴出物由来とされているが，

3-4

その起源は大湯火砕堆積物か毛馬内火砕流堆積物かで見

平安噴火噴出物の各ユニットについて，Oxford 社製エ

火山ガラスの組成分析

解が分かれている（例えば，松浦・他，2007 ; 山田・井上，

ネルギー分散型 X 線検出器を装着した FE-SEM（日本電1990）．

子製 JSM-7001F）を用いて火山ガラスの化学組成分析を

これまで平安噴火は十和田 a 噴火，噴火エピソード A，行った．試料は軽石を鉄鉢で軽く砕き，粒径 90-125 µm

915 年噴火など，いくつかの名称が与えられてきた（早のガラスのみを取り出して樹脂に包埋し研磨片を作製し川，1984 ; Hayakawa, 1985 ; 高橋，1999）．一方で，広域テた．分析条件は加速電圧 15 kV，電流値 1.41 nA，作動距

フラ To-a は東北地方における 10 世紀前葉の重要な年代

離 10 mm，測定時間 50 s とした．なお分析に伴う軽元素指標として，考古学をはじめ多くの分野において重宝さの揮散を考慮し，倍率 10,000 倍の面分析（約 40 µm2）でれてきた．その噴火年代は古文書記録の解釈から西暦測定した．また，分析データの確度を評価するため，予915 年であるとされてきたが（町田・他，1981 等），直接め同様の手法で姶良-丹沢火山灰（AT テフラ）を分析し，的な自然科学的根拠が示されていないなど，年代解釈に

町田・新井 (1992) のデータと相違ないことを確認した．

検討の余地がある（例えば，小口，2012 ; 奥野・他，2010）．

3-5

本論では，この噴火イベントが考古や歴史事象との関連

後述の黒曜石片の起源を明らかにするため，黒曜石片が深いことを考慮し，時代観が明らかである名称として，

2 試料，黒曜石〜軽石漸移途中の岩片 1 試料，白色軽石 3

松浦・他 (2007) が使用した「平安噴火」を用いる．

試料について全岩化学組成分析を行った．分析には東北

全岩化学組成分析

大 学 地 学 専 攻 所 有 の 蛍 光 X 線 分 析 装 置 (Rigaku RIX3．研 究 手 法2100) を使用し，1 : 5 希釈のガラスビードを用いた．分

十和田カルデラ周辺及び十和田火山南麓〜西麓のおよ析条件は Erdenesaihan et al. (2013) と同様に行った．

そ東西 60 km，南北 55 km の地域において地質調査を行った．特に給源近傍にのみ堆積する噴出物と遠方にの4．調 査 結 果み観察される噴出物の対比を行うため，各噴出物の分布

主要な調査地点を Fig. 3，各地点において得られた平と層相変化を追うことに主眼を置いた．また調査結果を

安噴火噴出物の柱状図を Fig. 4 に示す．以後，露頭番号

補助するために以下の室内分析を行った．

は Fig. 3 に準ずる．代表的な露頭の写真を Fig. 5a, c-i，

3-1

粒度分析

平安噴火噴出物 68 試料について粒度分析を行った．

各ユニットの等層厚線図ないし分布図を Fig. 6a, c-f，
OYU-1 の軽石の等粒度線図を Fig. 6b に示す．従来認識多量に採取した試料は四分割法（宮本・他，1983）によされてきた OYU-1，OYU-2，OYU-3，KPf の層序に加えり 300 g 以下まで縮分を行った．使用した標準ふるいのて，給源近傍の十和田カルデラ壁上から山腹にかけて目の開きは-5ϕ〜4ϕ まで 0.5ϕ きざみの 18 段階で，振とOYU-S，また，今回，OYU-3 と KPf の間に挟在する火山

う 機 で ふ る い 分 け，各 粒 径 の 乾 燥 重 量 を 測 定 し た．

灰層（大湯火砕堆積物-4 : OYU-4 と称する）が新たに確

OYU-2 等の火山灰層では振とう機でふるい分けた後も認された．また，南側山麓の OYU-2 と給源近傍の OYU-

礫に細粒粒子がまとわりついていたり，粒子の凝集がみ

S については，構成物の粒度や単層の層厚の違いによりられたが，指で軽く押すと崩れる程度の弱い固結であっ2 層のサブユニット（それぞれ下位より，OYU-2a とたため，可能な限りほぐして分析を行った．
3-2 軽石 / 石質岩片質量比

OYU-2b，OYU-SL と OYU-SU）に細分した．To-a はいずれのユニットとも共在せず，層位関係は不明であった．

平安噴火噴出物 43 試料について，実体顕微鏡下にお今回の調査では，十和田カルデラ内の平安噴火噴出物

いて組織の違いから軽石（本質物質）と石質岩片（類質はカルデラ北西部に KPf のみ認められ，これ以外には分〜異質物質）との分離を行い，それぞれの乾燥重量を測

布を確認することができなかった．これは十和田カルデ

定した．試料には 0.5 ϕ (710 µm) 以上の粒子のみを用い

ラ壁が非常に急峻でかつ湖まで直結しており，平坦な安た．なお平安噴火噴出物中に 0.5 ϕ 以上の粒径を持つ遊定面が得られないために噴出物が保存されにくい環境で離結晶は多くないため，石質岩片と遊離結晶は区別しなある可能性が考えられる．また南東部には平地がある

い．

が，こちらも噴火エピソード B までの噴出物がごく限ら十和田火山平安噴火（噴火エピソード A）の噴出物層序及び噴火推移の再検討

Fig. 3.

Topographical map of the studied region with the numbered localities of important outcrops.

Fig. 4. Correlative stratigraphic columns of the Heian eruption deposits in important outcrops.
The outcrop numbers correspond to those in Fig. 3.

191

192

広井良美・宮本毅・田中倫久Fig. 5. Outcrop photographs : (a) OYU-1 and OYU-2b, 0.7 km SSE from Loc. 7. These ash layers from intra-plinian
flow are intercalated in OYU-1 pumice fall. (b) Cauliflower pumices within OYU-1. (c) OYU-1 and OYU-2b, 0.4
km SSE from Loc. 7. There is an outsize pumice (white arrow) at border of OYU-1 and OYU-2b. (d) All units but
OYU-S and OYU-4 at Loc. 10. OYU-2a and OYU-2b are separated clearly. (e) OYU-2b, OYU-3, OYU-4, andKPf, 0.5 km East from Loc. 12. OYU-4 shows faintly bedding.

れた地点に残されているのみで，いずれも保存状態は良色土壌の起伏に沿ってマントルベッディングし，主に山くなかった．平野部においても平安噴火噴出物が保存さ

頂部から山腹にかけては OYU-S に，山麓では OYU-2 にれていない要因については不明であるが，現状カルデラ

直接覆われる．火山灰基質はほとんど含まれず，淘汰の内で平安噴火噴出物を観察することは困難である．

良い礫支持層である．石質岩片を多く含み，ゴマシオ状

以上の観察された層序関係を，近傍と遠方に分けての層相を示す．層を構成する軽石は亜角礫で給源からのFig. 7 に示す．その層位関係については後述するが，以距離に応じて細粒火山岩塊〜粗粒火山灰までの粒度をと下に個々のユニットを下位より記載する．本論中の噴出

り，黄褐色を呈し，よく発泡している．また OYU-1 中に物粒径区分は Fisher (1961 ; 1966) に基づく．
4-1

大湯火砕堆積物-1（OYU-1 : 改称）

含まれる軽石火山礫は層位に関係なく 1〜3 割程度がカ
リフラワー状軽石 (Fig. 5b ; Heiken, 2006) である．

OYU-1 は従来認識されてきた通り，噴火開始時の地表給源近傍では複数枚の火山灰層を挟在する (Fig. 5a)．

面である黒色土壌を直接覆う軽石層である (Fig. 5a)．黒模式露頭の地点 1 (N 40° 2411.8 ，E 140° 4828.8 ) では

Fig. 5. Continued from the previous page. (f) OYU-S at Loc. 11. Coarser OYU-SL is covered by finer OYU-SU. Under the OYU-S, there are soil and To-B (Sobe ash). (g) KPf, 26
km SSW from vent. There is close to Yoneshiro river, and KPf is very thick. (h) KPf, 8.8 km NNE from vent over the Towada caldera rim. This deposits are very thin, and it ispoor to lapilli. (i) The lithoface change to OYU-2b from OYU-SL in SW foot of mountain. The numbers in the each up left-hand corner give the distance from vent. i-1 : OYU-SL
at Loc. 5. The bedding of grain supported layer and matrix supported layer is clear. i-2 : OYU-SL, 1 km SE from Loc. 5. Each grain/matrix supported layers are very thin. i-3 :OYU-SL at Loc. 7. It shows bedding, but grain supported layers are almost diminished. i-4 : OYU-2b at Loc. 3. Bedding is very faintly.

十和田火山平安噴火（噴火エピソード A）の噴出物層序及び噴火推移の再検討
193広井良美・宮本Fig. 6. Isopach (a, e), isopleth (b), and distribution (c, d, f) maps for all units of the Heian eruption deposits. Numerals show the thickness of tephra incentimeter. A part of thickness data for OYU-1 and OYU-3 is quoted from Hayakawa (1985) for reference. (a) OYU-1. Double circle points are outcropsthat intra-plinian flow ash layers within OYU-1 are observed. (b) isopleth map of OYU-1. (c) OYU-2a, 4, and S. (d) OYU-2b. (e) OYU-3. (f) KPf.

194
毅・田中倫久十和田火山平安噴火（噴火エピソード A）の噴出物層序及び噴火推移の再検討

Fig. 6.

195

Continued.

最下面から 2 cm 程度の位置に層厚 1 cm 程度の 1 枚の茶せず，明瞭な境界をもって整合的に堆積している．火山

白色火山灰層，上部に厚さ 0.5 cm 程度の最大 5 枚の灰色

灰層を除いた軽石礫主体の部分は層内を通じて構成粒子

火山灰薄層を挟在し，本体の軽石と互層を成している．

の粒度変化は認められず，均質な層相を示す．いずれの

これらの火山灰層はまれに軽石火山礫を含み，淘汰が悪火山灰層も局所的な分布を示し，給源から離れるに従いい．いずれの火山灰層も OYU-1 本体の軽石層とは混合

ゆるやかに層厚を減じる．おおむね給源から南西方向に

196

広井良美・宮本Fig. 6.

分布し，確認できる最も遠い露頭は給源から 12.5 km で毅・田中倫久

Continued.

を示す．

ある．遠方地域の OYU-1 は火山灰層を挟在せず，軽石OYU-1 は上位層との境界部に中央粒径の数倍の大き

火山礫の級化等の層内の粒度変化も伴わない均質な層相さ（最大 10 cm）に達する火山礫〜細粒火山岩塊の軽石

十和田火山平安噴火（噴火エピソード A）の噴出物層序及び噴火推移の再検討

197

灰層であり，下位層 OYU-1 の上面を乱すことなく堆積し，観察された全ての地点において OYU-2b に覆われている．塊状無層理で固く締まっており，細粒火山灰が主体であるが最大 1 cm の大小様々な軽石火山礫を含み，淘汰はよくない．軽石火山礫は白色に近い薄茶色で，表面に極細粒粒子が固着した armored lapilli (Waters andFisher, 1971) が多い．OYU-2 の模式露頭とした地点 10(N 40° 2049.9 ，E 140° 5533.4 ) では最大層厚 10 cm である．
OYU-2a はいずれの露頭でも一様な層相を示し，給源からの距離による変化は小さいが，観察されたうち給源に近い地点 9 及びその周辺では多量の炭化木片を含む．
OYU-2a は明瞭な分布主軸をもたないが，南東方向に露出が偏る．分布は 7.5 km 以遠 15 km 圏内に限られる(Fig. 6c)．観察された露頭が少なく正確な噴出量を求めることはできないが，各地点の層厚及び分布面積から，おおよそ 1.2×107 m3 と見積もられる．
4-2-2

大湯火砕堆積物-2b（OYU-2b : 新称）OYU-2b も 2a 同様に火山灰層であるが，下位層を削剥
し て い る こ と か ら 流 れ 堆 積 物 で あ る と 判 断 で き る．
Fig. 7. Schematic stratigraphic column showing correlation between the proximal and distal faces of the Heian
eruption deposits.

OYU-2a と比較すると，淘汰が良く粗粒な灰白色火山灰層で，armored lapilli はやや少ない．OYU-2a と同様に固く締まった火山灰層で，大小様々な軽石火山礫を含む．
火山灰で構成される基質部分には滑らかな孔壁をもつ直が点在する場合が多く (Fig. 5c)，この軽石は給源から 20

径 3 mm 以下の卵形〜伸長ないし屈曲した気孔を多数含

km 以上離れた地点や湖を挟んだ十和田カルデラ北縁にみ，vesiculated tuff (Lorentz, 1974) を形成していることがおいても観察される．

最大の特徴である．わずかな粒度の違いによる弱い層構

OYU-1 は距離に応じた層厚の減少が明瞭であり，南西造を示し，層構造の粗粒部ほど気孔が顕著である．模式

方向に分布主軸をもつ (Fig. 6a)．給源より 80 km 遠方ま露頭とした地点 10 では下位の OYU-2a を大きく削剥し，で堆積物を確認できる．給源近傍の OYU-1 は層厚のば上面が平坦になるように最大層厚 10 cm で堆積する．

らつきが顕著であり，上位層による削剥を受けた結果で地点 10 より給源に近い地点 9 では他地点と層相が大あると考えられる．噴出量は等層厚線図 (Fig. 6a) より，

きく異なり，vesiculated tuff を形成していないほか，層内Pyle (1989) の手法を用いて約 2.1×108 m3 と求められる．

に粗粒火山灰〜火山礫の薄い軽石層を複数枚挟在する．

OYU-1 の軽石を大きい物から 5 つ測定した平均値の

OYU-2b も OYU-2a と同様に明瞭な分布主軸はもたず，最大粒径線図を Fig. 6b に示す．等層厚線図と同様南西

ほとんどが南麓の 7.5 km 以遠に広く分布する (Fig. 6d)．

方向の分布傾向を示すが，分布主軸と直交方向にやや広その分布は地形的高所が続く南東方向よりも低平な南西がりをもつ．

方向に顕著である．OYU-2a と比較して分布範囲が広4-2

大湯火砕堆積物-2（OYU-2 : Hayakawa, 1985 をく，給源から 15 km 以遠では OYU-2b のみが堆積する．

再定義）

噴出量は各地点の層厚及び分布面積から，おおよそ 4.1

OYU-2 は主に南麓の遠方域において，OYU-1 を直接覆い OYU-3 に覆われる火山灰層である (Fig. 5d)．先行

×107 m3 と算出される．
4-3

大湯火砕堆積物-3（OYU-3 : 改称）

研究では単層と認識されることが多いが，層中央部に薄OYU-3 は従来認識されて来た通り，OYU-1 とよく似い軽石層を挟み，その上下で特徴が異なるため，本論でた軽石層で，よく発泡した黄褐色の軽石からなる淘汰のは下位層を OYU-2a，上位層を OYU-2b として区別する．

良い礫支持層である．下位層の上面に沿ってマントル

4-2-1

大湯火砕堆積物-2a（OYU-2a : 新称）

ベッディングし，給源からの距離に応じて火山礫〜粗粒

OYU-2a は平安噴火噴出物中で最も細粒な灰白色火山

火山灰までの粒度をとる．山腹において OYU-S を，山198

広井良美・宮本毅・田中倫久

麓では OYU-2b を直接覆い，山頂部から山腹において点であり，十和田湖唯一の流出河川である奥入瀬川を除OYU-4 に，山麓において KPf に直接覆われる．層相はいて十和田カルデラリムが最も低くなる南西縁上（標高OYU-1 と類似するが，両ユニットが観察される模式露頭

670 m）に位置する．ここでの総層厚は約 250 cm で，Fig.

地点 4 (N 40° 2010.1 ，E 140° 4854.1 ) では OYU-1 よ5i-1 に示すように明瞭な層理を示す軽石火山礫を主体とりも明らかに粒度が細かく，かつ層厚が薄い．また石質する礫支持層と軽石質の火山灰を主体とする基質支持層

岩片に乏しく，OYU-1 のようなゴマシオ状の様相を示さとが累重した互層を成す．各単層は下位の単層に対してないなど，OYU-1 とは明瞭に区別される．

おおむね一定の層厚を保ち平行に堆積しているが，一部

給源近傍及び谷部では OYU-3 を確認することはでき

では斜交層理を示し，下位層を削剥する流れ堆積物であないが，南南西方向に分布軸を持つことがわかる (Fig.

ることがわかる．単層の平均層厚は 10 cm 程度，最大で6e)．明瞭な層として確認できるのは 25 km 圏内に留ま

50 cm であるが，KPf との境界付近の上部 30 cm は，単層り，OYU-1 と 比 し て 分 布 範 囲 は 狭 い．多 く の 地 点 での厚さが 2 cm 以下の薄層が累重する．OYU-S の上部に

OYU-2b を直接覆うが，今回，給源から約 7.5 km の地点

薄層が累重する特徴は，カルデラ壁上の近傍域でのみ見7 において OYU-SL を直接覆い，OYU-4 に直接覆われてることができる．このように OYU-S の上部と下部においるのを確認できた (Fig. 5i-3)．Pyle (1989) の手法によいて，構成する単層の厚さが明瞭に異なり (Fig. 5f)，まり見積もられた噴出量は約 6.0×106 m3 である．

た OYU-S 下部の層理を切って上部が堆積しているのが4-4

大湯火砕堆積物-4（OYU-4 : 新称）

観察される地点もあることから，本論では OYU-S を下

今回新たに認識された OYU-4 は，OYU-3 を直接覆い部 (OYU-SL) と 上 部 (OYU-SU) の 2 つ に 区 分 す る．

KPf に直接覆われる火山灰層である (Fig. 5e)．層位は町OYU-SL と OYU-SU の各地点における層厚の比は，カル田・他 (1981) が示したサージ堆積物に相当するが，詳細

デラ南西部の地点 5 では 7 : 1（総層厚 250 cm），南東部

な堆積物記載がないため，詳しい対比は行えない．灰白の地点 11 では 7 : 3（総層厚 60 cm）と，カルデラ南東側

色の火山灰基質を主とし，1 cm 未満の軽石火山礫をごくにおいて OYU-SU の占める割合が大きい．

微量含むなど，全体として淘汰は悪く，まれに下位層をOYU-SL の礫支持層は白色軽石火山礫を主とし，石質削剥している．模式露頭とした地点 12 (N 40° 2455.6 ，岩片をまばらに含むが火山灰に乏しく，淘汰が良い．まE 140° 5723.1 ) では層厚 5 cm で，層の下部に石質岩片

れに直径 20 cm 程度の軽石も含む．一方で基質支持層はの濃集が見られる場合もある．OYU-2a 同様に細粒火山

灰色の火山灰層で，直径 2 cm 程度の白色軽石火山礫を灰に富み，OYU-2b と酷似した弱い層構造を示すが，まばらに含む場合もあるが，礫支持層と同様に淘汰は良OYU-2 とは間に OYU-3 を挟んで上位に観察されること

い．OYU-SL は底部で OYU-1 を削剥している様子も確から区別される (Fig. 5e)．また OYU-2 と比較して層厚認できる．OYU-1 の軽石は黄褐色で発泡が良いのに対は薄く，最大で 10 cm 程度である．確認された全ての露

し，OYU-SL 中の軽石は白色で発泡が悪い．

頭において KPf に直接覆われ，火砕流堆積物の basal

OYU-SL 中には多量の炭化木片が含まれ，最大で直径

layer (Sparks et al., 1973) と似た層相を示すが，KPf に特20 cm に及ぶ炭化樹幹もある．地点 5 における大部分の徴的に含まれる黒曜石片をほとんど含まないことから炭化木は，層理に沿ってほぼ水平で，おおむね樹幹の伸KPf とは区別される．

びの方向が N 40° W に配向しており，これは給源である

OYU-4 は給源より南東方向の十和田カルデラリムか

中湖の方向に対して直交する向きに対応する．また配向ら伸びる尾根部 6〜7 km 圏内，及び給源より南南西方向

した太い炭化樹幹の周囲では，樹幹の給源側に粗粒粒子の 7.5 km 地点，北側の十和田カルデラリム上でのみ堆積が密集し，樹幹の存在しない部分に比べ細粒粒子に乏しが確認され (Fig. 6c)，平安噴火噴出物中で最も分布範囲

い．

が狭い．噴出量は各地点の層厚及び分布面積からおおよ地点 5 より約 1.5 km 南方に位置する地点 6 では OYU-

そ 1.6×107 m3 と見積もられ，OYU-2a と同程度である．

SU が存在せず，また OYU-SL の層相も大きく変化する．

4-5

大湯火砕堆積物-S（OYU-S : 新称）

礫支持層と基質支持層とが互層を成す点は地点 5 と同様

OYU-S は，町田・他 (1981) のベースサージ堆積物，であるが，各層厚が 1 cm 前後と薄く，かつ基質支持層のHayakawa (1985) の KPf の veneer 堆積物の一部，及び松割合が増加し，礫支持層が尖滅している様子も観察でき

浦・植木 (2008) の火砕サージ堆積物に相当する．OYU-

る．また礫支持層・基質支持層ともに細粒になり，OYU-

2 と共在せず，多くの地点において OYU-1 を直接覆い，SU の層相にやや類似する (Fig. 5i-2)．同様の層相変化はKPf に覆われる．OYU-S の模式露頭とした地点 5 (N 40°

地点 5-6 のほかにさらに給源から離れた地点 8 周辺など

2423.4 ，E 140° 5112.1 ) は給源より南西約 6 km の地においても観察される．

十和田火山平安噴火（噴火エピソード A）の噴出物層序及び噴火推移の再検討

199

Fig. 5f に示すように，OYU-SU も同様に礫支持層と基性がある．米代川沿いの KPf は最大層厚 500 cm に達す質支持層に分かれるが，OYU-SL と比べて明らかに粒度る．ここでは現在の河床よりも 10 m 以上高い段丘面上が細かく，かつ基質支持層の比率が高い．そのため層構でも観察され，その上面は現在の川面から 12-21 m の高造をもつ 1 枚の火山灰層のように見える場合がある．

さに達する．現在の KPf が堆積している段丘面及び河OYU-S は給源から 7.5 km 圏内のみで観察されるが床面は平安噴火以前に形成されていたと推定されている(Fig. 6c)，主な分布は十和田カルデラリムが低くなる南ことから（平山・市川，1966 ; 内藤，1970），KPf は流下

西縁，南縁，南東縁とそこから始まる谷地形中に限られ，当時にこの高さまで米代川を埋め立てたと判断される．

赤岩山や広森山といったカルデラリム上の高地やその背堆積後の浸食による上面の欠損を考慮しても，KPf 流下域（南側斜面）では分布が確認できない．また OYU-SL

当時は最大層厚 1,000 cm 以上の厚さで河床を埋めたとはこれらのカルデラリム低所に満遍なく分布している推定される．

が，OYU-SU は南西縁及び南東縁方向の 6.5 km 圏内にのKPf は基本的に十和田火山周辺の河川沿いに堆積してみ分布する．噴出量は各地点の層厚及び分布面積からおいるが，一部十和田火山に水源をもたない河川沿い（大およそ 2.4×108 m3 と見積もられる．

清水川とその支流）にも堆積しており，そこではいずれ

4-6

毛馬内火砕流堆積物 (KPf : Hayakawa, 1985)

も上流に向かって KPf の層厚が薄くなることが確認さ

KPf は従来認識されてきた通り，平安噴火噴出物の最れる (Fig. 6f)．また地点 10 周辺では石質岩片に富む下上位層をなす軽石流堆積物である．主に十和田カルデラ位層と軽石に富む上位層の 2 つのフローユニット，及びかづの壁上から南西の鹿角盆地に至る約 20 km の沢沿いと，鹿円磨された軽石を主体とする二次堆積物が確認される．

角盆地から西方の米代川下流域に分布する (Fig. 6f)．塊

最下部には黒曜石岩片を伴った火山灰層がみられ，これ状無層理で多くの地点において下位層を削剥しており，は火砕流の basal layer (Sparks et al., 1973) に対応する．

観察されたいずれの地点においても溶結はしていない

カルデラリム上の微高地及び河川周囲の地形的高所やよねしろ(Fig. 5g)．

十和田カルデラの北部（地点 1, 4 等，Fig. 6f におけるKPf は流走距離や地形に応じて多様な層相を示す．給

presumed flow path に含まれない地点）には，きわめて軽

源火口に最も近く，カルデラ壁上の鞍部に相当する地点

石火山礫に乏しく火山灰を主体とする層厚 2-40 cm の火

5 では，OYU-S を覆って層厚 100 cm 以上で堆積する．

砕物層が，OYU-4 上の KPf の層位に堆積している (Fig.

ここでは基質の灰白色火山灰に富み，無層理で淘汰の悪5h)．この薄層は黒曜石片を含み，KPf 本体よりもやや淘い層相を示す．含まれる軽石及び石質岩片の最大粒径は汰がよく，弱い層理が認められる場合もあることから，

5 cm で，石質岩片も含め級化構造は認められない．軽石

KPf の灰雲サージに由来すると考えられる．

火山礫は白色で発泡が良い．また，armored lapilli も多く

KPf は鹿角盆地以西の米代川に沿った流域において最含まれる．地点 5 をはじめとした近傍地域では火山礫石

終的に泥流へと漸移する（平山・市川，1966）．今回火砕質岩片に富み，特に黒曜石片が目立つ．黒曜石片は軽石

流としてどこまで達したかを決定することはできなかっと漸移している岩片も多く含まれ，顕微鏡下では流理構

た が，火 砕 流 堆 積 物 と し て 認 め ら れ る Fig. 6f の pre-造も観察される．後述の全岩化学組成分析結果からも，

sumed flow path 領域内の KPf について，カルデラ内から

火砕性黒曜石（中村，2009）であることがわかる．

山腹，山麓，河川流域まで地域毎に平均層厚及び分布面

十和田火山の南側山麓，大湯川の下流域においては炭積を求め，噴出量を算出すると約 2.5×109 m3 と見積も化木を含む．山麓での KPf の層相はカルデラリム上にられる．なお，Fig. 6f の範囲外及び灰雲サージ由来と判分布するものと類似するが，近傍と比較して軽石火山礫

断した KPf の量は含まれていないため，この噴出量は最を多く含む．また南東から東南東方向の一部地点（地点

小値である．

13，他）においては OYU-2b 同様の vesiculated tuff を形成している場合がある．

4-7 十和田 a 火山灰（To-a : 町田・他，1981）
To-a は広域テフラとして東北地方全域に分布する火さらに下流にあたる鹿角盆地では，大湯川から米代川

山灰層を指す場合と，平安噴火噴出物全てを指す場合とに沿って分布し，給源から 20 km 以上離れているがいずがあるが，本論では前者の用途で用いる．To-a は距離にれも塊状無層理な特徴を示す．上流部と比較して最大

応じてやや層相が変化する．給源から約 18 km 北北東の20 cm に達する粗粒な軽石に富み，石質岩片が減少し，

青森県蔦沼では 2 層構造を示す薄茶色の火山灰層で，下火山灰にやや乏しい．このことは大湯の狭い谷部を抜け部は層厚 0.5 cm で細粒火山灰を主体とし，上部は層厚 3

つたぬまて鹿角盆地で流れが急速に広がる過程において，表面積cm で同様に細粒火山灰が主体であるが下部との境界付の増大に伴いサーマルによる火山灰の分離が進んだ可能近に 1 mm 以下の石質岩片を多く含み，これが正級化構

200

広井良美・宮本毅・田中倫久造を示している．上部には微量の黒曜石片と，低発泡の暗褐色ガラスが含まれる．約 60 km 北東の青森県内沼では層構造をもたない層厚 1 cm の茶白色の火山灰層で，細粒火山灰が主体であるが黒曜石片等の 1 mm 以下の石質岩片を多く含む（広井，2014）．約 200 km 南方の宮城
県内では層厚 2-10 cm の白色無層理のガラス質火山灰層
で，低発泡の暗褐色ガラスと，ごくまれに黒曜石片を含む．
To-a は主に南向きの分布主軸をもち，東北地方を縦断して宮城県南部まで広域に分布する（町田・新井，1992 ;町田・他，1981）．これに加え東北東側にやや張り出した分布を示しており (Fig. 1a)，この方位にも選択的に拡散したことが分かる．噴出量は Fig. 1a の等層厚線図より，
Pyle (1989) の手法を用いて約 2.2×109 m3 と求められる．
5．各ユニット構成物の分析結果
5-1

粒度分析結果中央粒径 : 淘汰度のグラフを Fig. 8a に示す．火山礫を主体とする OYU-1, 3 と火山灰を主体とする OYU-2, 4,
KPf とでは粒度分布の特徴が明瞭に異なり，それぞれWalker (1983) が示す降下堆積物と火砕流堆積物の領域にプロットされる．OYU-S は両者の中間的な特徴を示
すが，これはサージ堆積物の特徴と一致する．
複数の地点において OYU-1 を鉛直方向に等分し，それぞれの粒度分析を行ったが，露頭での観察結果と同様に，中央粒径の鉛直方向の変化はほとんど見られなかった．同様に地点 5 における OYU-SL 基質支持層も，下部から上部まで中央粒径の変化がほとんどみられなかった．地点 5 よりも遠方の地点 6 での基質支持層では，地点 5 と比較して中央粒径が減少しかつ淘汰がやや悪くな
り，OYU-2 の粒度分布と類似した領域にプロットされる（Fig. 8a : 矢印の変化）．KPf はいずれも淘汰が悪いが，産状から灰雲サージと判断されるものはいずれも塊状無層理な本体と比較して淘汰が良い．

Fig. 8. (a) Median grain size versus sorting plot (Mdø/σø)for the all of Heian eruptive units. The solid line indicates the field that pyroclastic flow deposits seems tobe plotted, and the dotted line indicates the field that
pyroclastic fall deposits seems to be plotted by Walker(1983). Shaded areas show the field that OYU-2a andOYU-2b are plotted. White arrows indicate the variations against the distance away from the vent in thesame unit. (b) Fines depletion diagram F1 (=wt% finer
than 1/16 mm) versus F2 (=wt% finer than 1 mm) plot
for the all of Heian eruptive units. Shaded areas show
the field that OYU-2a and OYU-2b are plotted. White
arrows indicate as same as Fig. 8a.

F1（粒径 1 mm 以下の粒子重量 %）: F2（粒径 1/16 mm
以下の粒子重量 %）のグラフを Fig. 8b に示す．火山礫を主体とする噴出物（OYU-1, 3, SL 礫支持層）はほとん

5-2

軽石 / 石質岩片質量比

どが F2 < 10 wt% と細粒火山灰に乏しい．一方で，基質各ユニットの軽石と石質岩片の質量比のうち，代表的支持の堆積物（OYU-2, 4, SL 基質支持層，KPf）は，火山な地点の結果を Fig. 9a に示す．OYU-1 は同一地点にお礫を多く含む KPf を除き F1 > 70 % と細粒粒子に富み，いて下部から上部まで一定の質量比である．また，給源

特に OYU-2 は F2 > 20 % と細粒火山灰に富む．OYU-4

からの距離変化では緩やかに石質岩片が減少する（軽石と OYU-SL 基質支持層は距離に応じた F2 量の変化が顕量約 50-40 %）．OYU-2 はいずれの地点でも分析範囲に著であり，遠方ほど F2 量が増加する（Fig. 8b : 矢印の変含まれない 0.5ϕ 未満の細粒粒子が 50 % 以上を占めるた化）．そのため，Fig. 8a と同様に OYU-SL 基質支持層はめ分析精度が劣るが，OYU-2a は軽石量が約 40 %，OYU-

給源からの距離に応じて OYU-2 と類似していく傾向が

2b は約 40-70 % で，給源に近いほど石質岩片量が多い．

ある．

OYU-3 はいずれの地点でも OYU-1 と対照的に軽石量が十和田火山平安噴火（噴火エピソード A）の噴出物層序及び噴火推移の再検討

201

Fig. 10. Na2 O-SiO2 and K2 O-SiO2 variation diagrams
showing glass shards compositions among the Heian
eruptive units.

Fig. 9. (a) Percentage of pumice and lithic components
observed among the Heian eruptive units. (b) Average
percentage of types of lithic components observed
among the Heian eruptive units.

Table 1. Whole-rock major element compositions for
eruptive rocks from the KPf.

多い（約 80 %）．OYU-4 は平安噴火噴出物中で最も軽石量が少ない（約 20 %）．OYU-S は礫支持層に対して基質支持層の方がより石質岩片に富む．KPf は石質岩片に富5-4むが，遠方ほど軽石に富む傾向が認められる．

分析結果を Fig. 10 に示す．平安噴火噴出物はいずれ

5-3

石質岩片の種類別構成比

火山ガラスの組成分析の層位においても均一な化学組成を示し，有意な差は認

石質岩片種の分類結果を Fig. 9b に示す．値は各ユめられない．松浦・他 (2007) は OYU-2 と OYU-3 を境

ニットの全分析地点の平均値である．分類には噴出物が界としてその上下の噴出物の Na2O 含有量が異なり，そ噴出から定置までの間に噴火に関与していない岩片を新れにより噴出物の対比が可能であるとした．しかしながたに獲得していないことが前提条件となるが，今回用いら，今回の分析結果からはそのような差異は認められなた試料は降下火砕物と，その直上に堆積した流れ堆積物

かった．

のみであることから，この条件は満たされていると判断

5-5

できる．平安噴火噴出物のいずれのユニットも五色岩成

KPf 中に含まれる黒曜石片，黒曜石〜軽石漸移途中の層火山や，先カルデラ期の苦鉄質溶岩に由来した斑晶に岩片，白色軽石片の主要全岩化学組成の分析結果を，代富む玄武岩と安山岩が半数以上を占めており，火口付近

表的な試料について Table 1 に示す．全ての岩片が酷似を構成する岩片を多く含むことがわかる．OYU-1, 2, 3，した組成を示すことから，黒曜石片は平安噴火における及び OYU-S は類似した岩石種構成を示すが，OYU-4 は本質〜類質物質であることがわかる．

凝灰岩が卓越し，KPf にのみ黒曜石片が顕著に含まれる．

全岩化学組成分析202
6．考広井良美・宮本

類される細粒火山灰はマグマ水蒸気爆発による破砕作用

察6-1

によって多量に生産されるとされる (Zimanowski et al.,

各ユニットの噴火形態及び噴火様式の推定

6-1-1

毅・田中倫久1997)．よって，本論においても OYU-2 はマグマ水蒸気

OYU-1

OYU-1 は降下軽石堆積物の特徴をよく示しており，
Walker (1973) の分類からもプリニー式降下軽石堆積物

噴火による堆積物であると結論づける．
マグマ水蒸気噴火における噴出物には主にベースサー
ジと降下火山灰が挙げられるが (Cas and Wright, 1987)，であると判断できる．
OYU-1 は遠方の露頭において一様な層相を示し，上位

OYU-2b は流れ堆積物の特徴を示し，vesiculated tuff を形層との境界部に見られる非調和な粒径の軽石を除いて，成することから低温湿潤なベースサージ堆積物と考えら

噴火の進行に伴う鉛直方向での粒径の変化は認められなれる．一方の OYU-2a は明瞭なベースサージ堆積物の特い．粒径は噴煙柱の高度，すなわち噴出率に依存するこ徴をもたず，淘汰の悪い塊状の堆積物である．水蒸気プとから (Carey and Sparks, 1986)，分布範囲全域において

リニー式噴火における降下火山灰は，湿潤な噴煙柱内で粒径の変化を伴わない OYU-1 は，一定の噴出率を保ち細粒粒子が凝集物を作ることが考えられるなど淘汰が悪ながら噴出を続けたと判断される．

く な る こ と が 知 ら れ て お り (Cas and Wright, 1987 ;一方で，OYU-1 は地点 1 周辺で複数枚の火山灰薄層を挟在する．この火山灰層が確認できる地域は OYU-1 のHayakawa, 1985)，armoured lapilli などで示唆されるように OYU-2a はこれに当てはまる可能性がある．

分布主軸方向に卓越し，かつ給源から 12 km 以内に限ら4-1 で述べたように，下位層の OYU-1 との境界部でれる．この火山灰薄層は OYU-1 本体の軽石層と明瞭なは，その地点における OYU-1 の軽石のサイズとは非調境界を持ち，また上下を挟む軽石層に粒度変化が認めら和に大きい火山礫〜細粒火山岩塊の軽石が点在する

れないことから，プリニー式噴煙柱の形成中に極めて短(Fig. 5c)．この軽石は明瞭な層を形成していないことか

時間の間にそれぞれが堆積したことがわかる．

ら，瞬時の放出によってもたらされたことが示唆され，プリニー式降下軽石層中に狭在する火山灰層の成因はマグマ水蒸気噴火である OYU-2a への噴火形態の移行時

いくつか考えられるが (Walker, 1981)，OYU-1 の噴煙柱に弾道放出物として放出された可能性がある．この非調は一定の噴出率で維持されており，また火山灰層の分布

和なサイズの軽石の存在は，OYU-2 の活動が顕著な爆発はきわめて局所的で急速に堆積した噴出物であることを現象を伴っていたことを示唆する．
OYU-3

示す．加えて，この火山灰層は淘汰が悪く (Fig. 8a) 流れ

6-1-3

堆積物の特徴と一致することから，プリニー式噴煙柱のOYU-3 は OYU-1 と堆積物の特徴がよく類似する．ま

一部が崩壊することによって発生した intra-plinian flow

た Walker (1973) の分類からも，OYU-3 は OYU-1 同様プ（福 島・小 林，2000）で あ る と 判 断 で き る．分 布 域 がリニー式噴火による降下火砕堆積物であることを支持す

OYU-1 の分布主軸上であることは，噴煙柱内での固体粒る．

子の偏りによる部分崩壊モデル (Carey et al., 1988) に

6-1-4

OYU-4

OYU-4 は分布範囲が給源から 6 km 以遠 7.5 km 以内によって説明可能である．
軽石の最大粒径の等粒径線図 (Fig. 6b) から，Carey and

限られ，確認できた露頭も少なく，今回得られた露頭情Sparks (1986) の方法を用い，噴煙柱高度約 20.5 km，風速

報から直接噴火形態を決定することは難しい．しかしな

22 m/s が得られる．この噴煙柱高度に Sparks (1986) のがら，その細粒火山灰に富む粒度の特徴や弱い層構造を

3

4

3

モデルを当てはめると，噴出率は 6.0×10 -1.5×10 m /s示す点は OYU-2b と酷似する．よって，OYU-4 は OYU-と求められる．総噴出量は前述の通り約 2.1×108 m3 で2b と同様のマグマ水蒸気噴火による低温湿潤なベース

あることから，噴煙柱の最低継続時間はおおよそ 3.8-9.5

サージ堆積物としてもたらされた噴出物であると考えら

h となり，セントヘレンズ火山の 1980 年噴火において発れる．

生したプリニー式噴煙柱 (Carey and Sigurdsson, 1985) と6-1-5

ほぼ同規模の噴煙柱であったことがわかる．

OYU-S は先行研究において KPf の veneer 堆積物 (Walker

6-1-2

OYU-2

OYU-S

et al., 1981) と判断されることがあった (Hayakawa, 1985)．

OYU-2 はマグマ水蒸気噴火である可能性が指摘されしかし OYU-S は KPf に直接覆われ，KPf に特徴的な黒ている（町田・白尾，1998）．armoured lapilli を含み，vesic-

曜石片をほとんど含まない．黒曜石を含まない KPf はulated tuff の層相を示していること，火山灰を主体とす

確認されないことから，OYU-S は KPf とは独立したユること等，OYU-2 の特徴はマグマ水蒸気噴火噴出物の特ニットであると判断される．

徴とよく一致する (Cas and Wright, 1987)．特に，F2 に分OYU-S は町田・他 (1981) ではベースサージであると

十和田火山平安噴火（噴火エピソード A）の噴出物層序及び噴火推移の再検討

203考えられており，観察された層構造や斜交層理はベース

源から数 km の範囲においても地形障壁を越え得る営力

サージ堆積物を代表する特徴である．ベースサージ堆積を保持していなかったことがわかる．宝田・村岡 (2004)

物は一般的に 100℃以下の低温湿潤な堆積物であるがは十和田カルデラ北側には KPf が広く普遍的に分布す(Cas and Wright, 1987)，OYU-SL は多量の炭化木を含み，ると推定したが，ここでの KPf は最大層厚 20 cm 程度で定置温度が常温〜600℃と見積もられているほか（松浦・

多くがパッチ状に存在し，薄く地表面を覆うのみであっ

植木，2008），基質は凝集性を示さないなど低温湿潤の特た．この産状は十和田カルデラ南側に分布する明瞭な谷徴を備えていない．マグマ水蒸気噴火ではマグマに対す

埋め火砕流の様相を示す KPf と大きく異なっており，火る外来水の量が少量である際に乾燥した高温ベースサー

砕流本体の特徴を示していない．また 4-6 で述べた通り

ジ が 発 生 す る と さ れ る こ と か ら (Wohletz and Heiken,

これらの薄層はきわめて軽石火山礫に乏しく，かつ 5-1

1992)，OYU-SL はマグマ水蒸気噴火による高温ベース

で述べた通り塊状無層理な KPf よりもやや淘汰が良くサージであると考えられる．

(Fig. 8a)，火砕流の本体ではなく灰雲サージ起源である

また，6-1-2 で述べたようにマグマ水蒸気噴火噴出物と判断される．よって，KPf は高高度での噴煙柱崩壊には F2 の細粒火山灰に富むという特徴がある．しかしよって発生したものではなく，カルデラ壁を越えない程OYU-SL はマグマ水蒸気噴火の産物とした OYU-2 と比度の低高度の噴煙柱崩壊，あるいは火口から直接生じ，

較 し て F2 に 乏 し く，特 に 近 傍 に お け る 礫 支 持 層 はカルデラリムの低所から溢流し流下したと考えられる．

OYU-1, 3 と同程度しか火山灰を含まない．しかし野外

これは，KPf 発生直前の噴火形態が従来考えられていたでの観察結果において，OYU-SL 中に取り込まれた炭化高い噴煙柱を形成するプリニー式噴火の OYU-3 ではな

樹幹によって軽石火山礫が塞き止められた箇所は火山灰

く，マグマ水蒸気噴火の OYU-4 であったこととも整合に乏しく，細粒で運搬されやすい火山灰のみが運び去ら的である．

れたことを示している．よって，OYU-SL は非常に急速

Hayakawa (1985) は，KPf を谷埋め火砕流と，veneer 堆

な流れであったといえ，層全体としても火山灰の多くが積物の 2 つの特徴をもつ火砕流であるとしたが，カルデより遠方へと運び去られた結果，火山灰に乏しい堆積物

ラ南部でみられる veneer 堆積物としたものの多くは高となった可能性が示唆される．

温ベースサージの OYU-S である．一方でカルデラ北部

OYU-SU は OYU-SL と比較して細粒である点以外はでは北八甲田地域の高所においても KPf を確認できるOYU-SL ときわめて酷似した層相を示すことから，OYU-ことから，宝田・村岡 (2004) は KPf を流動性の高い低ア

SL 同様のベースサージ堆積物であると推察される．

スペクト比の火砕流であると判断した．しかし，前述の

6-1-6

KPf

ように北側に分布する KPf は灰雲サージであり，北縁よ

KPf は OYU-S と同様に，十和田カルデラリム高所（西りも高度の低い北西縁でもカルデラ外への流出が認めら方及び北方，南方の赤岩山）とその背後では確認できず，れないことから，火砕流本体は地形的高所に達していな

地形的高所には灰雲サージ由来の薄層のみが分布する．

いと判断され，流動性の高い火砕流であったとは考えに

特に赤岩山は給源からわずか南に 3 km の十和田カルデ

くい．

ラリム上に位置し (Fig. 3)，標高も最高点で 785 m しかな

地点 10 周辺の十和田湖に水系を求めない大清水川とく，KPf が厚く堆積している地点 5，11 と大きな標高差

その支流において，KPf は約 4 km にわたって上流に行はないにも関わらず KPf が堆積していない．一方で唯くほど層厚が薄くなる傾向を示しており，河川を遡上し一のカルデラ内からの流出河川である東方の奥入瀬川沿たことを示唆している (Fig. 6f)．カルデラリムから南方

いで分布が確認され (Hayakawa, 1985)，明らかに地形的向へ溢流した KPf は複数のルートを経由して山麓へと低所に選択的に分布する．このような給源近傍での KPf

流下するが，最終的にはすべて大湯川に集結する．大湯の分布に基づき，カルデラリムからの流下経路を推測す

川は狭い谷沿いを流れており，特に青岩山の東側は狭隘

ると，十和田カルデラリム外への KPf の流出は奥入瀬川

で，カルデラリムを直接流下した火砕流（地点 8-9 を経と，カルデラリムの低所にあたる南西縁，及び南縁の谷由）と田代川を流下した火砕流（地点 11-12-13 を経由）と南東縁に限られる (Fig. 6f)．カルデラリム外での KPfが合流した際に滞留すると考えられる．滞留によって火は河川（主に大湯川〜米代川，奥入瀬川）に沿って最大

砕流は厚さを増し，滞留した火砕流が上流側から合流し層厚 500 cm で堆積するなど，その分布は谷埋めの火砕

た火砕流よりも高くなった際に支流へと逆流して遡上を流の特徴に一致する (Fig. 6f)．特に十和田カルデラ北側

開始した可能性が高い．地点 10 とその周辺の 2 つのフではカルデラ内部には数百 cm で厚く堆積しているのに

ローユニットは下位層が石質岩片に富み，上位層が軽石

対し，カルデラ縁上には数 cm の薄層しか分布せず，給に富むことから，下位層は田代川を経由し直接この地点

204

広井良美・宮本毅・田中倫久に到達したフローユニットであるのに対し，上位層はカるとされ，松浦・他 (2007) では OYU-2, 3 の同時異相にルデラリムを直接流下したフローユニットが滞留する間あたる近傍層であるとされた (Fig. 2)．今回，地点 7 にに重い石質岩片を落とし，軽石に卓越した軽いフローユ

おいて OYU-SL の直上に OYU-3, 4 が観察されたことか

ニットとなって逆流してきたものであると考えられる．

ら (Fig. 5i-3)，OYU-SL は OYU-3 の 上 位 層 あ る い は

KPf の噴出量は Hayakawa (1985) により約 5.0×109 m3

OYU-3 の同時異相ではないと言える．一方で，OYU-Sと見積もられ，かつ米代川流域には KPf 起源のシラス洪が給源近傍にのみ分布するのに対し，OYU-2 がそれより

8

3

水堆積物が約 5.0×10 m 分布するとされたが（平山・市

遠方に分布する点は，松浦・他 (2007) が指摘したように

川，1966），本研究では半量の約 2.5×109 m3 と求められ

OYU-S と OYU-2 が同時異相であるとする考えと整合的た．この相違は，Hayakawa (1985) では尾根部も埋めてである．

堆積したと仮定したことによる可能性が高い．
6-1-7

To-a

これを踏まえ，まず OYU-SL と OYU-2 の関係を検討する．OYU-SL と OYU-2b はベースサージ堆積物である

平安噴火噴出物の大部分は南方向の分布主軸を持つが，OYU-2a は降下火山灰堆積物であり，噴出形態が異が，To-a は一部東北東方向への伸長が見られる (Fig. 1a)．

なることから，OYU-SL と OYU-2a が同時異相ではあっ

平安噴火噴出物で同様に東北東方向に分布を持つものにても同一層であるとは考えにくい．一方，OYU-SL とは，奥入瀬川に沿って流下した KPf が挙げられる．

OYU-2b はどちらもベースサージであり，層構造を示す

給源から約 50 km 南方の岩手山山麓（土井，2000）をなど，共通点が多い．また，より遠方の OYU-SL（地点

はじめとした遠方地域の To-a にはいずれも黒曜石片が6）は礫支持層が尖滅し基質支持層が卓越するのに対し，含まれる．平安噴火噴出物中で黒曜石を含むユニットはより近傍の OYU-2b（地点 9）は層構造が顕著になり礫支

ほぼ KPf に限られ，非常に限定的な特徴である．

持の薄い軽石層を複数枚狭在する等，両者の分布の境界

このように，To-a は分布及び構成物質の観点においてとなる給源から 7.5 km 付近においては両者の層相が酷

KPf とよく似た特徴を有することから，遠方まで到達し似する．加えて，中央粒径，淘汰度，細粒粒子比のいずた To-a の主体は KPf の co-ignimbrite ash であると判断す

れも OYU-SL から OYU-2 へと連続的に変化しているよる．KPf は山麓から鹿角盆地へ至る過程で火山灰に乏し

うに捉えられる (Fig. 8)．以上の点から，給源近傍に堆

くなり，細粒粒子の分離が生じているとみられることか積する OYU-SL と，遠方に堆積する OYU-2b は同一ユ

らも，分離した火山灰が To-a として拡散したとするとニットであり，給源から流下するに従い異なる層相へ変整合的である．また KPf は十和田湖全体を高温の火砕化したと考えられる (Fig. 5i)．OYU-SL と OYU-2b はそ流堆積物で覆ったことから，大量の蒸気を生産し火山灰

れぞれ高温ベースサージと低温ベースサージとで異なるを巻き上げた可能性も考えられる．

が，ベースサージは給源からの距離に応じて高温ベース

一方で，青森県蔦沼における To-a は 2 層構造を示し，サージから低温ベースサージへ遷移することが言われて下位層には黒曜石片が認められないなど，KPf 以外のユいる (Wohletz and Heiken, 1992)．加えて，OYU-2b が観ニットを起源とする火山灰も含まれていると判断でき察された最も給源に近い地点 9 では明瞭な vesiculated

る．これには，KPf の次に分布範囲が広く To-a と分布方

tuff を形成しておらず，水分の凝集が起こるほど低温で向が一致する OYU-1 が候補として挙げられる．このよはなかったことが示唆され，高温と低温の中間的な特徴

うな 2 層構造は他地点において確認できていないが，蔦を示している．以上のことから，OYU-SL と OYU-2b は沼は湖沼であり，陸上と比べて細粒火山灰が保存されや同一のユニットであると判断できる．

すい環境であることから，他地域では失われてしまう微細な堆積構造が残されたものと考えられる．
6-2

噴火層序の再検討

今回の調査においても，先行研究と同様に平安噴火が松浦・他 (2007) は地点 5 において，OYU-S 最上部（本論の OYU-SU）を OYU-3 噴出中に継続して近傍にのみ堆積したサージであるとした．しかし今回 OYU-3 の上
位にベースサージである OYU-4 が発見されたことから，

OYU-1 から開始し，OYU-2, 3, S を噴出し，KPf で終止すOYU-SU と OYU-4 との対比が考えられる．地点 5 からるこ と を 野 外 調 査に よ っ て確 認で き た．ま た 新 た に

南 1.5 km の範囲での OYU-SU は，遠方ほど単層の層厚

OYU-3 と KPf の間に OYU-4 の存在を認識することがでが薄くなり，基質支持層が卓越するため，層構造をもつ

きた．しかし，給源近傍にのみ分布する OYU-SL と遠方

単一の火山灰層のような層相を示す．一方，OYU-4 はにのみ分布する OYU-2 との関係，同様に OYU-SU とOYU-2b と酷似した弱い層構造をもつベースサージ堆積OYU-2, 3, 4 との関係を直接観察することはできなかっ物で，地点 12 周辺の南北 1.5 km の範囲での OYU-4 は，た．OYU-S は町田・他 (1981) では OYU-3 の上位層であ給源に近いほど OYU-SU と類似した粒度分布を示す．

十和田火山平安噴火（噴火エピソード A）の噴出物層序及び噴火推移の再検討

205

このように，先に論じた OYU-SL から OYU-2b への漸移と同様の変化が OYU-SU から OYU-4 についても認められる．また OYU-SU と OYU-4 は主な分布範囲がともにカルデラリムの南西縁と南東縁に限られ，構成物質もOYU-SU と OYU-4 はともに石質岩片比率が突出して高く (Fig. 9a)，よく似た特徴を示す．以上の点から，OYUSU は OYU-4 に対比されると判断される．
以上をまとめると，OYU-S はその粒度の違いと層位から OYU-SL が OYU-2b に，OYU-SU が OYU-4 に対比され，OYU-S は OYU-2b の近傍層と OYU-4 の近傍層の複合層であると判断される．噴火の規模を考慮しても，
OYU-SL と OYU-SU の規模の違いは OYU-2b と OYU-4の関係と調和的である．
以上より，
十和田火山平安噴火の噴火層序は下位より，
プリニー式降下軽石 OYU-1，マグマ水蒸気噴火による降下火山灰 OYU-2a，ベースサージ OYU-2b (OYU-SL)，プ
リニー式降下軽石 OYU-3，ベースサージ OYU-4 (OYUSU)，そして溢流型火砕流 KPf（及び広域テフラ To-a）の
6 つのユニットから成る (Fig. 11)．従来の研究に対して，本研究では新ユニット OYU-4 を区別することがで
き，ま た 給 源 近 傍 に の み 分 布 す る OYU-S を 遠 方 層
OYU-2b 及び OYU-4 に対比させることができた．今回Fig. 11. Synthetic stratigraphic columns by this studies to
Heian eruption.

得られた噴火層序は，マグマ水蒸気噴火噴出物の対比の困難さから生じていた従来の研究における層序の不一致を矛盾なく説明し得るものである．
6-3

噴火推移の再検討

猶予がないと考えられることから，続く OYU-4 のマグ
マ水蒸気噴火を生じるだけの十分な水量が残されている

平安噴火噴出物の降下堆積物（OYU-1, 3，及び KPf の必要がある．海洋火山島の活動においてはマグマ水蒸気

co-ignimbrite ash である To-a）はいずれも南西〜南南西

噴火からマグマ噴火への推移が生じるが，これは多くのに分布主軸を持つ．日本のような中緯度地域においては

場合火口周囲にタフコーンが形成され，外来水の浸入が偏西風の影響により噴出物は東向きに分布することが多遮断されることによる（例えば，青木・小坂，1974）．平いことから，平安噴火噴出物の分布は特異的である（早安噴火においても OYU-2b のベースサージによってタフ

川・小山，1998）．そのため，このような分布は台風や低コーンが形成され，一時的に外来水が遮断されたことで気圧の通過など，1 日単位で影響を及ぼす事象に由来しOYU-3 のマグマ噴火が発生した可能性が考えられる．

た可能性がある．従って，OYU-1 から To-a まで分布軸

従来の層序学的研究において平安噴火はマグマ噴火がが一貫し，かつ各噴出物の間に時間間隙を示す証拠は認主であり，1 度のマグマ水蒸気噴火を生じたとする考え

められない点と，得られた OYU-1 の噴煙柱継続時間をもあった（町田・白尾，1998 ; 松浦・他，2007 等）．しか考慮すると，平安噴火は風向きの変化を伴わない 1 日程

し今回 OYU-3 を挟んでベースサージ堆積物が上下に存

度の短時間のうちに終止したと判断できる．

在することが判明したことから，平安噴火はマグマ噴火

OYU-2 から OYU-3 への推移は規模の大きなマグマ水とマグマ水蒸気噴火を交互に繰り返す，より複雑な噴火

蒸気噴火から規模の小さなマグマ噴火への推移である．

であったことが明らかになった．また，噴煙柱崩壊によ

このとき，一般に噴火形態の変化はマグマと水の量比に依り発生したと考えられていた KPf は，その分布から溢流存すると考えられていることから (Wohletz and McQueen,型火砕流であったと判断される．以上を踏まえ，平安噴

1984)，マグマに関与する外来水の量が大幅に減る要因

火の噴火推移を復元する (Fig. 12)．

が生じていると考えられる．噴火によって外来水が枯渇

平安噴火は中湖カルデラにおいてプリニー式噴煙柱をした可能性も考えられるが，平安噴火は短時間で終止し形成するマグマ噴火から開始した．噴煙柱は給源から南たと判断され，新たに外来水が供給されるだけの時間的

西方向に降下軽石堆積物 OYU-1 を堆積させ (Fig. 12i)，

206

広井良美・宮本毅・田中倫久

一定の噴出率を保ちながら数時間〜半日程度継続し，複数回の部分崩壊を生じた後，噴火形態がマグマ水蒸気噴
火へと推移した．最初のマグマ水蒸気爆発によって弾道放出物として軽石を飛散させたのち，灰雲が発生し，火山灰堆積物 OYU-2a が堆積した．その後もマグマ水蒸気
爆発を繰り返して高温のベースサージが発生し，給源近
傍 7.5 km 圏内に高温ベースサージ堆積物 OYU-SL，それ以遠には温度の低下により低温ベースサージ堆積物
OYU-2b が形成された (Fig. 12ii)．その後噴火は再びマ
グマ噴火へと推移し，OYU-1 と比して小規模なプリニー式噴煙柱の形成に伴い給源から南南西方向に降下軽石堆
積物 OYU-3 を堆積させた (Fig. 12iii)．噴煙柱の形成は長くは続かず，噴火形態は再びマグマ水蒸気噴火へと推移した．これにより OYU-2b と比して小規模なベースサー
ジが発生し，OYU-SU と OYU-4 が堆積した (Fig. 12iv)．
噴火のクライマックスは十和田カルデラリムから溢流した火砕流の噴出に至り，多量の火砕物が谷を埋め KPf を堆積させた (Fig. 12v)．このときの co-ignimbrite ash は南
南西方向へ流れ，東北地方のほぼ全域を覆う広域テフラ
To-a となった．毛馬内火砕流の発生後，噴火活動は終息
し，総噴出量は 5.3 km3 に及んだ．
平安噴火の火口位置は，OYU-1 から OYU-4 にかけて
は石質岩片の種類が不変であることから大きく変動していないと推定される．KPf では黒曜石片を含むなど変化が認められることから，火道の拡大を伴う火口位置の変化があった可能性がある．
6-4

外来水の存在と噴火形態の関係

日本のような地下水が豊富な地域では，雲仙普賢岳
1990 年噴火 (Kagiyama et al., 1999) や有珠山 1944 年噴火(Minakami et al., 1951) のように，噴火の最初期に外来水がマグマの熱によって急熱される水蒸気噴火を生じ，その後マグマと外来水が直接接触するマグマ水蒸気噴火へと転じ，最終的にマグマ噴火へと至ることが多い．それに対し，平安噴火はカルデラ湖という豊富な外来水が存在するにも関わらず，マグマ噴火から開始している．マ
グマが外来水と接触しても必ずしもマグマ水蒸気爆発を生じるわけではないことが指摘されていることから(Wohletz and McQueen, 1984)，平安噴火においてマグマ
噴火から噴火が開始した意義について考察する．
給源火口である中湖が噴火開始時にどのような状態にあったかは重要な問題であるが，中湖カルデラの形成時
期は現在まで明らかになっていない．平安噴火の給源火Fig. 12. Schematic cartoons showing the eruptive sequenceof the Heian eruption. (i) Initiation of plinian magmatic eruption in the abundant water and sedimentation of
OYU-1. (ii) Initial phreatomagmatic eruption of OYU2a, and OYU-2b (proximal part is OYU-SL). (iii) The
second magmatic eruption of OYU-3. (iv) The second
phreatomagmatic eruption and sedimentation of OYU4 (proximal part is OYU-SU). (v) The climax of theeruption with effusion of a voluminous pyroclastic
flow (KPf).

口が中湖であることを示した工藤 (2010a) は，平安噴火
がマグマ噴火から開始していることから，中湖カルデラ

た．一方で平安噴火以前の 4 回の活動でも同様にマグマがもともと陸域（あるいはごく浅い水域）であり，平安

噴火から開始しマグマ水蒸気噴火へ推移していることか

噴火によって中湖カルデラが形成された可能性を示し

ら，そのうち比較的規模の大きい噴火エピソード E ない

十和田火山平安噴火（噴火エピソード A）の噴出物層序及び噴火推移の再検討
し C で中湖カルデラが形成されたとする見解がある（Hayakawa, 1985 ; 松山・大池，1986 等）．

207

従来，噴火形態の変化はマグマと水の量比に依存すると考えられており (Wohletz and McQueen, 1984)，噴火形

噴火エピソード E 以降の中湖カルデラを給源とする態の推移に際してマグマに作用する外来水の量の増減を活動はいずれもマグマ水蒸気噴火による爆発的な噴火で説明するために，しばしば火口の拡大等による外来水の終息しており (Hayakawa, 1985)，明瞭な火口地形を形成

流入量の変化が提起される（例えば，Bond and Sparks,

した状態で活動を停止したと考えられる．さらに，平安1976 ; 早川，1983 等）．しかし OYU-1 は噴火初期から豊噴火噴出物中には噴火エピソード E〜B に相当するデイ

富な外来水と接触していたと考えられ，かつ継続中に噴サイト〜流紋岩質の溶岩片はほとんど含まれていない

出率の変化がなく，石質岩片の増加や種類の変化も見ら(Fig. 9b)．すなわち，噴火エピソード E 以降のマグマにれず，OYU-2 への推移に際して火口の拡大やそれに伴う相当する溶岩は火口内にほとんど存在しておらず，これ

外来水流入量の増加は示唆されない．よって OYU-1 のらの爆発的な噴火の後に中湖カルデラ内を溶岩等によっ開始時には既に OYU-2 のマグマ水蒸気噴火が起こり得て埋め立てるといった活動はなかったと考えられる．以るだけの十分量の外来水が存在した可能性が高く，マグ上の点から，平安噴火開始時の中湖カルデラには火口地

マと水の量比の変化以外の要因の関与によって噴火の推形が存在していたと判断できる．

移が生じていると推察される．この要因については外来

明瞭な外来水との接触の証拠とされるカリフラワー状

水と接触する直前のマグマの状態の違いなどが考えられ

軽石 (Heiken, 2006) が，平安噴火では最初のプリニー式

るが，重要な問題であることから，詳細は別稿にて報告

噴火噴出物である OYU-1 中の下部から上部まで 1〜3 割

する．

程度と普遍的に含まれている．このことから，OYU-1 が平安噴火における噴火形態の推移の要因については現噴出する際には，給源において噴出物と外来水との接触状で様々な可能性が考えられるが，平安噴火の開始時にが生じる状態にあったと判断される．一方，同様に中湖

は潤沢な外来水が存在するなかをマグマが通過して噴出を給源とし，OYU-1 と同様のプリニー式噴火噴出物であした可能性が高く，またそこではマグマ水蒸気噴火を発る噴火エピソード C の中掫降下軽石層 (Hayakawa, 1985)

生しなかった．これまで有史以前の噴火について，水とでは，層内を通じてカリフラワー状軽石は認められない．

の相互作用の有無の指標として噴火形態が利用され，外中湖は十和田カルデラ内に形成された五色岩火山の山頂

来水の存在とマグマ水蒸気噴火への移行を直結させて噴火口に相当し，十和田カルデラでは前述の通りカルデラ

火前の山体復元等の議論がなされる事が多くあった（例

形成期の噴火エピソード L の当時からマグマ水蒸気噴

えば，Druitt, 2014）．しかし，平安噴火の例のように，特火を生じるだけの十分な量の外来水が存在していたと推に発泡破砕したマグマが水と接触するような場合には，定される．また，噴火エピソード C の開始時は十和田湖

マグマ水蒸気噴火を生じないことが必ずしも外来水の存の湖水面が現在よりも 60-80 m 上昇していたと推定され在を否定するものではないことを示している．

ており（大池，1976），平安噴火当時以上に周囲に外来水が豊富にある状態にあったことを考慮すると，噴火エピ

7．まソード C においても充分にカリフラワー状軽石が生成

本研究により以下の結論が得られた．

とめされる環境が整っていたと考えられる．しかしながら同

1．十和田火山平安噴火の噴出物層序は下位よりプリじ給源を有する噴火においてカリフラワー状軽石の有無

ニー式降下軽石堆積物 OYU-1，マグマ水蒸気噴火によるが異なることから，これは噴火時の給源における外来水

堆積物 OYU-2（降下火山灰堆積物 OYU-2a，ベースサーの存在量の違いを反映していると判断される．加えて，ジ堆積物 OYU-2b），プリニー式降下軽石堆積物 OYU-3，

十和田湖から中湖へ延びる湖底の浸食谷は平安噴火以前

ベースサージ堆積物 OYU-4，毛馬内火砕流堆積物 KPfに形成されていたとされ（及川・他，2014 ; 大池，1976），の 6 つの ユニ ット から成り，本研究によって新たに

十和田カルデラ内の外来水は中湖へ集水される状態に

OYU-4 の存在を確認することができた．

あったと考えられることから，平安噴火開始時の中湖は

2．給源近傍にのみ分布する高温ベースサージ堆積物

外来水が存在しやすい場所であったと言え，カリフラ(OYU-S) は，下部の粗粒層 OYU-SL が低温ベースサージ

ワー状軽石が存在することとも整合的である．
以上のことから，平安噴火開始時の中湖には豊富な外堆 積 物 OYU-2b の 近 傍 層，上 部 の 細 粒 層 OYU-SU がOYU-4 の近傍層として対比される．

来水を有する火口地形が既に存在しており，平安噴火は

3．平安噴火は潤沢な外来水の存在する中湖カルデラ

この豊富な外来水との接触を伴うなかでマグマ噴火からにおいて，噴出物と外来水との接触を伴うなかでマグマ開始した可能性が高いと判断される．

噴火から開始し，マグマ噴火とマグマ水蒸気噴火のサイ208

広井良美・宮本クルを 2 度繰り返した後，火砕流を噴出して終息した．
これら一連の活動は時間間隙を伴わない 1 日程度の短時間のうちに終始したと判断される．
4．平安噴火がマグマ噴火から始まったことは，発泡破砕した珪長質マグマが十分量の水と接触しても必ずしもマグマ水蒸気噴火を発生しないことを示し，マグマ噴火の発生は外来水の存在を否定するものではないことを
示唆する．
謝

辞

本稿の執筆にあたり，東北大学東北アジア研究セン
ターの石渡明教授，後藤章夫博士に貴重なご意見をいた
だいた．本研究の一部には，公益財団法人深田地質研究
所の平成 25 年度深田地質研究助成金を使用させていた
だいた．編集担当の長谷川健准教授，査読者の工藤崇博
士，及川輝樹博士には本論文の改善に際し有益な助言を多数いただいた．この場を借りて深く感謝の意を表する．
引用文献
青木 斌・小坂丈予 (1974) 海底火山の謎．東海大学出版会，250 p.
Bond, A. and Sparks, R. S. J. (1976) The Minoan eruption of
Santorini, Greece. J. Geol. Soc. London, 132, 1-16.
Carey, S. N. and Sigurdsson, H. (1985) The May 18 eruptionof Mount St. Helens 2. Modelling of dynamics of the plinianphase. J. Geophys. Res., 90, 2948-2958.
Carey, S. N. and Sparks, R. S. J. (1986) Quantitative models of
the fallout and dispersal of tephra from volcanic eruption
columns. Bull. Volcanol., 48, 109-125.
Carey, S. N., Sigurdsson, H. and Sparks, R. S. J. (1988)
Experimental studies of particle-laden plumes. J. Geophys.
Res., 93, 15314-15328.
Cas, R. A. F. and Wright, J. V. (1987) Volcanic Successions.
Chapman & Hall, 528 p.
中馬教允・高橋 一・中川久夫・大池昭二・石田琢二 (1969)秋田県米代川沿いの火山灰と段丘に関する 2・3 の問
題点．第四紀研究，8，65-66.
土井宣夫 (2000) 岩手山の地質─火山灰が語る噴火史─．
滝沢村文化財調査報告書，32，234 p.
Druitt, T. H. (2014) New insights into the initiation andventing of the Bronze-Age eruption of Santorini (Greece),from component analisys. Bull. Volcanol., 76 : 794 DOI 10.
1007/S00445-014-0794-4.
Erdenesaihan, G., Ishiwatari, A., Orolmaa, D., Arai, S. andTamura, A. (2013) Middle Paleozoic greenstones of the
Hangay region, central Mongolia : Remnants of an accreted
oceanic plateau and forearc magmatism. J. Mineral. Petrol.
Sci., 108, 303-325.
Fisher, R. V. (1961) Proposed classification of volcanic sediments and rocks. Geol. Soc. Amer. Bull., 72, 1409-1414.
Fisher, R. V. (1966) Rocks composed of volcanic fragments

毅・田中倫久and their classification. Earth-Sci. Rev., 1, 287-298.
藤岡一男・佐藤 久 (1952) 地学より見たる大湯環状列
石．埋蔵文化財発掘報告，2，23-40.
福島大輔・小林哲夫 (2000) 大隅降下軽石に伴う垂水火砕流の発生・堆積様式．火山，45，225-240.
早川由起夫 (1983) 火山豆石として降下堆積した十和田火山八戸火山灰．火山，28，25-40．
早川由起夫 (1984) 平安時代に起こった十和田火山最新の噴火．日本地質学会学術大会講演要旨，91，341．
Hayakawa, Y. (1985) Pyroclastic Geology of Towada
Volcano. Bull. Earthq. Res. Inst., 60, 507-592.
早川由紀夫・小山真人 (1998) 日本海をはさんで 10 世紀に相次いで起こった二つの大噴火の年月日―十和田湖と白頭山―．火山，43，403-407.
Heiken, G. (2006) Tuffs : their properties, use, hydrology,
and resources. Geological Society of America, Special
Publication, 408 p.
平山次郎・市川賢一 (1966) 1,000 年前のシラス洪水（発掘された十和田湖）．地質ニュース，140，10-28.
広井良美 (2014) 津波堆積物を用いた年縞編年法による十和田 a テフラの噴出年代測定，平成 25 年度深田地質研究助成報告，55-66．
Hunter. A. G., and Blake. S. (1995) Petrogenetic evolution ofa transitional tholeiitic-calk-alkaline series : Towada volcano,Japan. J. Prtrol., 36, 1579-1605.
Kagiyama. T., Utada. H., and Yamamoto. T. (1999) Magma
ascent beneath Unzen Volcano, SW Japan, deduced fromthe electrical resistivity structure. J. Volcanol. Geotherm.
Res., 89, 35-42.
工藤 崇 (2008) 十和田火山，噴火エピソード E 及び G
噴出物の放射性炭素年代．火山，53，193-199.
工藤 崇 (2010a) 十和田火山，御倉山溶岩ドームの形成
時期と噴火推移．火山，55，89-107.
工藤 崇 (2010b) 十和田火山，御門石溶岩ドームの形成時期に関する考察．地質調査研究報告，61，477-484.
工藤 崇・佐々木 寿 (2007) 十和田火山後カルデラ期
噴出物の高精度噴火史編年．地学雑誌，116，653-663.
久利美和・栗田 敬 (1999) 十和田火山後カルデラ期の降下火砕物の推移．地質調査所月報，50，699-710．
Lorentz, V. (1974) Vesiculated tuffs and associated features.
Sedimentology, 21, 273-291.
町田 洋・新井房夫 (1992) 火山灰アトラス．東京大学
出版会，276 p.
町田 洋・白尾元理 (1998) 写真でみる火山の自然史．
東京大学出版会，204 p.
町田 洋・新井房夫・森脇 広 (1981) 日本海を渡ってきたテフラ．科学，51，562-569.
松浦旅人・植木岳雪 (2008) 十和田平安噴火で生じた火砕流の定置温度および冷却過程．地学雑誌，117，889893.
松浦旅人・古澤 明・澤井祐紀・宮城磯治 (2007) 十和田a テフラの噴出過程と広域対比．日本地球惑星科学連合 2007 年大会発表要旨集，V157-P024.
松山 力・大池昭二 (1986) 十和田火山噴出物と火山活動．十和田科学博物館，4，1-62.
Minakami, T., Ishikawa, T., and Yagi, K. (1951) The 1944 Eruption of Volcano Usu in Hokkaido. Japan. Bull. Volcanol.,十和田火山平安噴火（噴火エピソード A）の噴出物層序及び噴火推移の再検討
11, 45-157.
宮本隆実・鈴木一久・志岐常正 (1983) 粒度組成，堆積物の研究法─礫岩・砂岩・泥岩─（砕屑性堆積物研究会編）．164-211，地学団体研究会．
Moore, J. G., Nakamura, K., and Alcaraz, A. (1966) The 1965
Eruption of Taal Volcano. Science, 151, 955-960.
内藤博夫 (1970) 秋田県花輪盆地および大館盆地の地形
発達史．地理学評論，43，594-606．
中川久夫・中馬教允・石田琢二・松山 力・七崎 修・
生出慶司・大池昭二・高橋 一 (1972) 十和田火山発達
史概要．東北大地質古生物研邦報，73，7-18.
中村美千彦 (2009) マグマからの脱ガス．火山爆発に迫る（井田善明・谷口宏充 編），77-87，東京大学出版会．
小口雅史 (2012) 火山灰と古代東北史─十和田 a と白頭山を中心に─．北から生まれた中世日本（安斎正人・
入間田宣夫 監修）
，7-26，高志書院．
及川輝樹・工藤 崇・石塚 治・杉本祐介・松本義徳・
勝田俊輔・吉岡勇哉 (2014) 十和田湖の湖底地形判読
─高解像度湖底地形データを基に─．日本火山学会講演予稿集，P 1-20．
大池昭二 (1976) 十和田湖の湖底谷．十和田科学博物館，
2，65-73.
奥野 充・八塚槙也・中村俊夫・木村勝彦・山田和芳・
齋藤めぐみ・谷口宏充 (2010) 白頭山の 10 世紀噴火についての最近の年代研究（レビュー）．東北アジア研究センター叢書，41，103-111．
Pyle, D. M. (1989) The thickness, volume and grainsize oftephra fall deposits. Bull. Volcanol., 51, 1-15.
柴 正敏・中道 哲・佐々木 実 (2001) 十和田火山，降下軽石の化学組成変化 : 宇樽部の一露頭を例として．
弘前大学理工学部研究報告，4，11-17.
Sparks, R. S. J. (1986) The dimensions and dynamics of
volcanic eruption columns. Bull. Volcanol., 48, 3-15.
Sparks, R. S. J. and Walker, G. P. L. (1977) The significanceof vitric-enriched air-fall ashes associated with crystal-

209

enriched ignimbrite. J. Volcanol. Geotherm. Res., 2, 329341.
Sparks, R. S. J., Self, S. and Walker, G. P. L. (1973) Productsof ignimbrite eruptions. Geology, 1, 115-118.
高橋正樹 (1999) 十和田火山．東北の火山（高橋正樹・小林哲夫編），7-22，築地書館．
宝田晋治・村岡洋文 (2004) 八甲田地域の地質．地域地
質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），産総研地質調査総合センター，66 p．
Walker, G. P. L. (1973) Explosive volcanic eruptions ‒ a newclassification scheme. Geol. Rundsch., 62, 431-446.
Walker, G. P. L. (1981) Plinian eruptions and their products.
Bull. Volcanol., 44, 223-240.
Walker, G. P. L. (1983) Ignimbrite types and ignimbrite
problem. J. Volcanol. Geotherm. Res., 17, 65-88.
Walker, G. P. L., Wilson, C. J. N. and Frogatt, P. C. (1981) An
ignimbrite veneer deposit. J. Volcanol. Geotherm. Res., 9,409-421.
Waters, A. C. and Fisher, R. V. (1971) Base surges and theirdeposits : Capelinhos and Taal Volcanoes. J. Geol. Res., 76,
5596-5614.
Wohletz, K. H. and Heiken, G. (1992) Volcanology andGeothermal energy. University of California Press, 432 p.
Wohletz, K. H. and McQueen, R. G. (1984) Experimental
studies of hydromagmatic volcanism. In Explosive volcanism : inception, evolution, and hazards (Geophysics
Committee ed). 158-169, Studies in Geophysics, National
Academy Press, Washington.
山田一郎・井上克弘 (1990) 東北地方を覆う古代の珪長質テフラ “十和田―大湯浮石” の同定．第四紀研究，
29，121-130.
Zimanowski, B., Buttner, R., Lorenz, V. and Hafele, H. G.
(1997) Fragmentation of basaltic melt in the course of
explosive volcanism. J. Geophys. Res., 102, 803-814.
（編集担当

長谷川健）