新島村博物館「研究紀要」

海面変動下での新島単成火山群の形成について
新島村博物館館外研究協力委員磯部一洋

1．

はじめに

伊豆大島の南方で、伊豆・小笠原弧の火山フロント上にある大室ダシから南西へ伸びる

ぜにす

銭洲海嶺上には、高粘性で白っぽい流紋岩からなる新島・式根島・神津島がほぼ一列に並び、伊豆諸島の多くの島々が低粘性で黒っぽい玄武岩や安山岩からなるのとは対照的となっている。

その新島と神津島には1度限りの噴火で生まれた単成火山が集中し、各々独立単成火lll
じないじま
はんしま
群を成す（高橋、 2015)。前者では最大の新島が14個の火山、式根島・地内島．早島及び浅根も大小の火山からなり （図1）、新生代第四紀末に島棚上に出現した流紋岩質の17個の火山と一つの玄武岩火山で構成される（表l参照)。後者も多数の流紋岩火山や古いデ
イサイト溶岩からなり （一色、 1982)、両単成火山群の地質や地形には共通点が多い。
新島の地質は、福地（1902） ・津屋(1938) ･一色(1987)らの調査研究によって明らかにされてきた。筆者は一色（1987）による5万分の1地質図幅に基づき、西暦886年に発生した最新かつ最大の向山火山の噴火様式などを紹介した（磯部、 1996)。ところで、新
むかいやま

島地域にある古い火山は後期更新世の最終氷期の海面低下時に出現し、後氷期の高海面時に形成された向山などの新しい火山とは噴火様式の異なることが考えられる。

以下では、最終氷期以降の海面変動下での新島単成火山群の形成について定性的に検討した結果を述べる。ただし、本稿の大部分は2018年3月以前の現地調査や文献を参考にして作成されたものであり、首都大学東京火山災害研究センター［小林ほか(2018)などや

日本第四紀学会(2018)]による新島火山の噴火堆積物の層序構築と噴火履歴の解明に伴い見直しが今後必要になろう。

2．海面変動と陸地の変化
後期更新肚から完新世にかけた過去10万年間の海面変動の特徴は、図2に示すとおりである ，海面は約8万年前から最終氷期最盛期の2万年前頃へかけて大きく低下した後、後氷期には急速な卜.昇へ転じ、完新世半ばの約6,000年前から現在まで高水準な状態が続いている．

単成火lllの州現時の海面は、地盤変動を考慮しなければ1列2の変動曲線から推定IIJ能な28

新島村博物館「研究紀要」
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新島村の地形的特徴と単成火lllの分布｡この地図の作成に当たI) 、 lrl l地理院平成6年8月 l l‑l発ｲrの5ﾉj分の1地形￨叉｜ ｜新島｜に写真薪号.などを加兼した、 l7個の溶岩ドームの中央部分を.11'、My:I、 將郷火lllの火砕サーーシゞ脈をWgでそれぞれを派す

29

ため、本地域に存在する全ての単成火山の噴火年代を正確に把握することがより重要となる。なお、図2の略称付の矢印は、文献に基づくジナーカ山火山などの噴火年代を示す。
太平洋プレートの北西への移動に伴い伊豆・小笠原弧に雁行した銭洲海嶺上の烏棚は、第四紀の氷期における海面低下時に形成され、 2万年前の最終氷期最盛期には大室ダシから銭洲のさらに南西方にかけて、それらが露出したと推定される。すなわち、最浅部で‑28mの大室ダシを囲む等深線100m以浅の面積は46.3km2、新島(22.8km2) と式根島
(3.6km2)を含むそれは146.9km2に達する（磯部、 1996)。因みに、前者は伊豆諸島最大の
大島の半分、後者は大島と3番目に大きな三宅島を合わせた広さにそれぞれl正敵する。
ま

ましたうら

これまでに、間々下浦海岸南部の粘土山（図l参照）を造る向山火山の火砕物中から、約3.5万年前の針葉樹（ネズミサシ属） と約2.7万年前のスダジイの炭化木が異質器ﾊｰとして採取され[磯部(1996)、伊藤・磯部(2007)、磯部(2009)]、照葉樹に覆われた陸地が爺
終氷期に存在した。

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後期更新世→K‑完新世

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新島村博物館「研究紀要」

IxI2

砿l川紀ｲ<における海lili変肋の帷移本lxlは速藤(2()15)による過去15ﾉjｲ￨；￨H1の海水坪座勅と地形・地榊iﾉ）
形成過ｲ!I!の締鮠￨叉￨に雌づいて作成された変動llll線である
il :過上I()ﾉjｲド￨H1の海lhi変動の概略￨） ：過去l ノjｲ￨そ￨州の細かな変勤

3(）

皇

新島村博物館「研究紀要」

3．単成火山の概説
3.1火山名と岩質表lに示す18単成火山のうち、地内島を始めとする16火山の名称は一色(1987)による。
他の二つのうち、桧山火山は津屋(1938)による ヂナーカ山熔岩 からなる小型のドームに当たり、赤崎峰火山の溶岩（赤崎峰溶岩と呼び、他の火山についても同様に表現） と同じ料質のために一色は区別しなかったが、平成新島トンネル（図1．6参照）掘削時にその分布が磯部・伊藤（2003）によって確認され、新たに命名された。最小の浅根火山は堂丸崎の西南西約0.7kmにあり （図1参照)、新島村史関連の調査時に直ぐ東側のジナー
あかざき

みね

カ山とは岩質の異なるドームの発見により命名された（磯部、 1996)。

岩質は浅根火山を磯部(1996)、それ以外の火山を一色(1987)により、その詳細は表1の脚注にそれぞれ示される。①は玄武岩、②〜⑧は流紋岩である。②以下には玄武岩な
いし安lll岩包有物が少量認められ、 とくに阿土山溶岩には玄武岩包有物が多い。
3．2噴火年代

あっちやま

本地域において噴火年代の知られているのは、新しい三つの火山（若郷・阿土山・向山）である。その他では、四つの火山（ジナーカ山・赤崎峰・宮塚山・式根島）の噴火年代が吉田(1992)によって発表されている。ただし、後氷期の急激な海面上昇に伴い水没したと推定される早島と新島山の両ドームの年代について、吉田は高海面期に当たる7.000年
は入しまにいしまぺ，ま前と5,500年前にしているため、それらを表lには載せていない。

あい．j

ところで、約3万年前に鹿児島湾北部から飛来した細粒でガラス質の姶良Tn火山灰は、
地内烏と瀬ﾉ了山にそれぞれ載ることが吉田(1996) と斎藤(2008)によって報告されており、両火山はその降灰以前から存在した古い火山群に属する。表lに示す図番と形成順は机こ一色(1987)に従い、一部に変更が見られる。
3．3噴出物

浅海で噴火した向111火山では、初期の爆発的な噴火と巨大軽石を放出する穏やかな噴火を繰I)返し（稲111 ･谷1 1, 2007)、火砕サージ堆積物［横山・徳永(1978) ･徳永・横111 (1979)のベースサージ］からなる火砕サージ丘が形成された。陸上噴火に移行して降卜火砕物からなる火砕￨rに続いて溶料ドームが現われた［一色(1987)ほか]･阿上111噴火でも向山火

l l l lil様の3段階の噴出物（表lのSPL)および地形が認められる，以下では、溶瑞の大哉
洲'1に続く小最の火砕物の放出[稲111 ．谷1l (2007)による4段階llの噴州物など］については議論を簡潔に進めるために言及しない．

、lえ成新烏トンネルは新島I￨1央部で高地をなす赤崎峰火lllの1l1麓(標,高約40mから̲￨上li'lき）に伽られ、火1 1 llifli'1'￨ソは惟硫物（火砕物）が南側坑l lから750111まで観察された( l'XI6参照）

31

表1

新島村にある単成火山の特徴

若郷(wg)6(3)式根島(Sk)6(2)

早島(Ha)

6(1)

浅根(An)5(3)

新島山(Ni)5(2)宮塚山(Mt)l.4万年前5(1)

赤崎峰(Az)l.7万年前4(6)

旗城鼻(Hs)4(5）羽伏磯(Hb)4(4）桧山(Hy)4(3）

峰路山(Mi)

4(2)大磯(Oi)

4(1)

ジナーカ山(Ji) 4万年前

3(3）瀬戸山(St)3(2）丸島峰(Mj)3(1)

地内島(Jn)数万年前

岩質：①かんらん石玄武岩、

306

202

89

ー

109
90

0

231

一

432
422
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120
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200
150
160
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210

一

70

②紫蘇輝石カミングトン閃石普通角閃石流紋岩、③紫蘇輝ｲi普通角閃イi

カミングトン閃石流紋岩、④紫蘇輝石カミングトン閃石流紋岩、⑥黒雲母含有カミングトン閃石流紋岩、噴出物: S火砕サージ堆積物、

283

海水準

州皿一枢１一一ｍｎＷ両⑲鋤師旧詑

6(4)

陸上

ｗ
配一一一一一一一一一
１１

阿土山(At)

ドーム断面積(ha)

一一一一

7(1)

噴出物溶岩の鐘
高所(m)ＬＬＰ
ＰＳＬＬＬＬ皿ＨＬＬＬＬＬＬＬＬＬ
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＋｜

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7(2)

岩質

③③①⑧⑧⑧⑦⑦⑤⑥⑥⑤③⑤⑤⑤④②

図番￨火山名(略称） 噴火年代

鋤卸脾輸
暦暦卵万
西西２１

凸

新島村博物館「研究紀要」⑤カミングトン閃ｲi流紋岩、⑦カミングトン閃石含有黒雲母流紋岩、 r8黒雲母流紋岩

P火砕丘堆穣物、

L溶岩

その火砕物は火砕サージ堆積物を一部含む火砕丘堆積物と見られ、厚い溶砦が上方に存在することから、本火山の噴出物はPLと表現される（表l)。同じく高地をなす宮塚Ill火1l1の噴出物もPL、若郷火山のそれはS、その他の火山はLとされる。

3．4溶砦ドームの規模

済郷火山を除くl7個の溶岩ドームに関する最高所と断面積を表lに示す、溶料の最高所

はlXlt地理院平成27年7月1日発行の2万5千分の1の地形図から読み取り、火砕物に被覆されたドームについては被覆物の推定による厚さを差し引いたものである断面積は陸I上海水準（ドーム下端部が海面下の場合）に分けて、 2万5千分の1の地形Iml･.でそれぞれ計測した『32新島村博物館「研究紀要」

全ドームの断面において、明瞭な境界や容易に推定可能な境界は実線、厚い火砕物に被覆されるか、後の噴火で変形されたと推量される境界は長い破線、岩礁地帯の外側はこれまでに浸食されたドームの範囲と見なし短い破線で示してある。

4．単成火山の出現とその規模
4．1

初期の小型火山4.1.1地内島火山(Jn)

写真1に示す地内島火山は、磯部（2016）が第四紀前期更新世の変質火山岩類からなると推定した島棚上に、本地域で最初に出現した流紋岩の単成火山である［図3（1）]。その形成は10万年前以降とされ（一色、 1987)、表1には数万年前としてある。
以下では18火山の出現を5図に分けて示す。初めの図3では火山（1）から（3）の順に出現し、（1）の噴火時に（2）や（3）の火山はまだ存在しなかった。以下の図4．5．7．8でも図3同様に表現される。

本ドームは出現直後から海食を受け、その規模を徐々に減少させて現在に至る。火山
おおびらしま本体を取り囲む大平島などの岩礁地帯は浸食前のドームの範囲を示している。

地内島火山は図2に示す海面変動曲線から最終氷期最盛期へ移行中に、 50m以上も海面が低下した乾陸上で噴火したと推定される。その後、地内島溶岩は最終氷期の海面最大低下時の2万年前から後氷期へかけ、急速な海面上昇に伴い水没した。
本火山を始めとする古い火山においては、噴火の初期にマグマ水蒸気噴火などに伴って火砕物が放出されたと推定されるが､既存の火山上に載る火砕物以外は確認されていない。
4.1.2丸島峰火山(Mj)

地内島火山から南東へ約4km離れ、丸島峰火山が出現した[図3(2)]･丸島峰溶岩は地上に湧出した後に固結し、後氷期に沈水して現在もその一部が海に面する。本ドームの断面は溶岩を覆う向山火山の火砕丘堆積物を一部剥ぎ、図3（2）の実線のように推定される ,小さな本ドームにおいては溶岩の露出が比較的良く、その表層や基底部で塊状・軽石質、内側で黒曜岩質、中心部で結晶質の溶岩へ変化する様子が観察される。なお、下部の塊状溶岩は、

ドーム基底部の浅所伏在を暗示する。

4.1．3瀬戸ll l火lll (St)丸烏l峰火lllに次いでその北方に瀬戸lll火山が出現した［図3(3)]･瀬戸山溶岩は、最終氷期に現在より50m以上も海面が低下した当時の地上に湧出し、後氷期の沈水を経て現在も西端部が海に面する（写真l参照)。本火山の大部分は厚い結晶質溶料からなり、鹸
｜･､部は塊状． !樺イi質溶料をなす

33

新島村博物館「研究紀要」

一一

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一…ｴｰ遅令'瀞
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一

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一一

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再一

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一

とりんし童

写真1

瀬戸山火l1l西端で陸繋島の鳥ヶ島沖合にある地内島火111をイil l l (向lll)から望む(2010年8月26H搬影)。大引11と滴山間の瀬戸には火砕サージ丘が広がる。

千で

地内島火山(1)Ｍ〃〆Ｌｆｌ<全一瀬戸山火山(3)凡例

一溶岩ドームの境界‑‑‑‑‑‑浸食前の境界（初出のみ図示）

丸島峰火山(2)→

IxI3

0

1km

l

O

、

新ﾉ;ﾙ地域雌初のlil.成火l l lの川現状況ドームの￨､.端部が海lii 1,.の場合、 ￨Wlillは海水準で炎j:ll
ドームIの火砕物は炎現されていない凡例はIx1 'l ･ 5 ･ 7 ･ 8で共通し、その・巡川￨もある

3/I

＝

里

新島村博物館「研究紀要」

海岸付近で溶岩の分布の確かなものや向山火山の火砕サージ堆積物を剥いで推定した本ドームの断面を、図3（3）では実線で示す。瀬戸山火山西部の鵜ノ根（図1参照）などの岩礁地帯は短い破線で囲まれ、開析されたドームと見なされる。

以一ドでは、本ドームを覆う大三山火山砕屑性堆積物（一色、 1987）などの古い火砕物について記述しない。

4．2接近した六つの小型火山

4.2.l

ジナーカ山火山(Ji)

地内島火山から北東へ約6km離れ、ジナーカ山火山が4万年前（吉田、 1992)に出現した［図4(1)]。ジナーカ山溶岩および後述の大磯溶岩は、現海面を50m以上も下回る最
終氷期の海面低下時に地上に湧出し、その後に沈水して西側が海に面する。本ドーム（写真2）は表層部から中心部へ塊状・軽石質、黒曜岩質、結晶質溶岩の順に変化し、最下部の塊状溶岩は海面下に没して不明である。

現海面におけるジナーカ山火山のドームの断面を実線で示す。本火山の内陸側については後述の厚い富塚山溶岩を剥ぎ､阿土山噴火の初期に出現した久盤火口(図'参照)と若郷火山の噴火前の地形を長い破線のように推定した上で[図4(1)]、断面積を計測した。
4.2.2大磯火山(Oi)

大磯火山はジナーカ山火山から南西へ約lkm離れて出現し［図4(2)]、ジナーカ山〜
地内島火lllは銭洲海嶺の伸張方向に並ぶ。本火山は津屋(1938)の ヂナーカ山熔岩 の1打半分を、一色(1987)が別火山としたものに相当する。

現海面におけるドームの断面を実線で示す。本火山の内陸側については後述の厚い赤崎

峰溶岩を剥ぎ、 さらに宮塚山噴火による変形前の断面を長い破線のように推定し［図4（2）]、その断面積を求めた。なお、和田浜北端に露出する大磯溶岩の下部は塊状をなし、わあだはま

F端部の浅所伏在を暗示する。
4.2.3峰路lll火II I (Mi)本火lllは北にあるジナーカ山火lllと南にある丸烏峰火lllの中間で、瀬戸lll火lllから東北

東へ約3km離れてlll現した[￨叉14(3)]"姶良Tn火山灰はこの火lll上の火砕物'1!から報fif
されておらず、 3ﾉj年前以降のドームと推定される，
J4j』

、:f

峰路l ll溶Vlは、海lhiが‑l20m以￨､･まで低ﾄﾞした妓終氷期妓盛期に地l･.へ湧川し、唄部

がIjⅧIへ低￨､･するドームをなす水火lllはその後に沈水して小さな島をなし、赤llflll条火lllの塊状・ 【￨端イi蘭溶Ylに覆ｵ)れる北部を除けば、 9111紀後､卜の妓新ll肖火まで他の3ﾉJ. li1は海にliliしていたとgえられる （ 'Ijflu43)

35

新島村博物館「研究紀要」

現海水準における本ドーム断面の大部分を実線、北側の推定による境界を短い破線でそれぞれ示す[図4（3）]。

I

／ひ

Ⅱ

大磯火
凡例の追加
一一一仮定したドームの境界

山(5)
南側凹地

／
１１１
皿

↑

ん山火山( ）／

説／

← 峰路山火山(3)

／

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／

、
IXI4

0

1

2km

1

』

1 ． Ⅱダ11 1･̲に直線的に並ぶIIi<て低い火III,Jn･S1･Mjの北方に、 l1 )〜{6)の順にl11現したと推定される

36

新島村博物館「研究紀要」'jj21'(211i¥色,lifをなす蝿lli端蘭溶粁（太い矢印部分）のI1立つジナーカ山火IIIのドームとそれを覆う右奥の桝塚ll l火11 1の､ド頂なドーム（大磯沖の船上から2018年5月51 1に搬影）/jtl'L3

12. 'l1i'l l l l火1 1 1の火I 1"Iにある火lllf鵬梁台から、本村低地の北ﾉjにある1峰路l l l火1 1 1 (Mi)などのドーム脈（1叫陥f886年以前のll lj;6)を2()18(ド4 11291 1に搬影

l.1 1 1火I I I (IIv)lll条路l l l火l l lから̲￨上東ﾉyli'j/､lkm以l ･.離れ、小さな槍ll1火l11が出現した[IxI4(4)] 、槍￨￨ ￨溶!汁の,櫛l几i側は後述の赤IIIMil1l唯溶淵と接し、本ドームは火111粁尖状をなして火砕物を載せない

3. 1節で述べたとおI) 、磯部・〃I朧(20()3)は湘茶( 1938)のヂナーカll1熔壗とは別の櫓

37

隆一

新島村博物館「研究紀要」

山火山を提唱し、赤崎峰火山（一色、 1987） と区別した。

現海水準下での本ドームの断面を実線で図4（4）に示す。溶岩の下部は黒曜岩質をなし、塊状溶岩の基底部は海面下浅所に推定される。

4.2.5羽伏磯火山(Hb)
はぶしいそ桧山火山から北東へ約1km離れ、 より小さな羽伏磯火山が出現した［図4(5)]。津屋(1938)は本火山の範囲まで

宮塚山熔岩

に含めたが、別の火山とする佐藤(1954) ･宮地（1965）の指摘により、一色(1987)は羽伏磯火山とした。

羽伏磯火山のドームにおいて、その確かな断面を実線、西側にある宮塚山火山の火砕物との推定境界を長い破線、塊状・軽石質溶岩の岩礁群からなるミクツ根（図l参照） までを短い破線で図4（5）にそれぞれ示す。

１１■

4.2.6旗城鼻火山(Hs)
はたしるはな

羽伏磯火山から北東へ約lkm離れ、ごく小さな旗城鼻火山が出現した［図4(6)]｡"山・羽伏磯・旗城鼻の三つの火山は列上に並び、その形成順は推定によった。

津屋（1938）は本溶岩を アッチ山熔岩 に含めたが、その西側が阿土山火山の火砕丘
堆積物に覆われるとの佐藤(1957)の指摘に従い、一色(1987)は旗城鼻火山とした。

本項で述べた各火山は低海面時に噴火したために、広大な陸地（島棚）上に九つの高まりをなしていた可能性が高い。一方、高海面時に低所は多島海や内海へ変化する（図4参照)｡4．3凹地上の大型の火山および北端の火山

4.3.1赤崎峰火山(Az)

本火山は最終氷期の最盛期を過ぎたl.7万年前（吉田、 1992)に、現在より約100mも海面が低下して現れた峰路山・大磯・桧山火山間の南側凹地（新称で、図4参照）上に噴出し、大きな火山に成長した。連結によりこれら四つの火山の陸地面積（新島に先行するIII島）はさらに拡大した［図5(1)]｡

北西にある大磯火山を覆う赤崎峰溶岩は、一色(1987)による固結度が低く同質の礫からなる火lll角礫岩に当たり、塊（角礫）状溶岩をなす。一方、北西と南東を火砕丘で限られるために、溶器の大部分は火砕丘の低く不明瞭になる南西へ流動した後に停止した

この溶岩は水平距離約l,100mに対して280mも低下するが、全体的に平頂なドーム［'､j:ja(1978)のI叉l示した溶器円頂丘］をなし、最上部に丸味を帯びた小丘が発達する｡ ＝方溶岩の断面では、 k部の緩斜面が塊状・軽石質溶岩、柱状節理の発達する急斜面が結晶質
ないし黒曜砦質溶岩からそれぞれなる（磯部、 2007)。

38

新島村博物館「研究紀要」

I

凡例の追加

ぐ溶岩の流動方向(Azjー..､一火砕丘(Azl.Mtl)
Ⅱα･･ご−F『I
2）

／

／
赤崎

／
t

0

／

犀
IXI5

1

赤崎峰・宮塚lllの大型火lllと北端の新島ill火lllの出現

39

生

0

2km

新島村博物館「研究紀要」

本火山において、火砕丘の範囲(Az!)を二点鎖線、溶岩の範囲(Az2)を実線で図5（1）にそれぞれ示す。なお、磯部（2018）は本火山南西部（チョーシ山）の地質・地形の特徴と地震による落石について触れ、新島村博物館のある西向きの緩傾斜面（地）を本火山の火砕丘堆積物と砂丘砂からなるとした。図5〜7ではこの緩傾斜面近辺をAzIの分
布範囲に含めている。
4.3.2宮塚山火山(Mt)

本火山はl.4万年前（吉田、 1992)に四つの火山(Oi ･Mi ･Hy・Az)からなる旧烏とジナーカ山・羽伏磯の両火山に囲まれた北側凹地（新称で図4参照）上に噴出し、旧烏の面積はこの噴火に伴い倍増した［図5（2）]。すなわち、宮塚山噴火によって火砕丘堆積
物が最終氷期末で現海面より50m以上低い時期に陸地を覆い（図5参照)、続いて溶消が地上に流れ出してさらに高まった。その後の海面上昇に伴う海食によって火砕丘は後退した（図7参照)。なお、 この噴火による火山灰は千葉県中部まで到達したと報告されており（杉原ほか、 2005)、初期の噴火が激烈であったことが推測される。

宮塚山火lllのドームの形態に関し、本地域で最も頂部が平坦で（写真2参照) !￨!央部が周縁部より少し低くなったのは、上述した既存火山によって溶岩の拡大が制限されたことに加え、その一部が火道へ引き戻されたことが考えられる。磯部･伊藤（2003）によれば、
宮塚山溶岩の厚さは400mに達する （図6)。

ところで磯部(2011)は、本火lllの南東側にある羽伏浦灰砂層(津屋、 1938)を一色(1987)
による崖錐およびそれに関連した堆積物とせずに、Mt, (一色、 1987)に相当する火l lから放出された重くて粗大な火道開放角礫器と見なし、それが主に南東麓に、細かな本質I燦

ｲjがより南方にそれぞれ降1,.したと考えた．最近、双方の層相の特徴を併せ持つ堆積物が檜山の掘削断面（図l参照）において観察された（写真4)。

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新島村博物館「研究紀要」

7j冒典'1焼』ﾐll場進設現場に露出した宮塚111火111起源の乱雑な火砕丘堆積物。角礫の簸大径は0.7mで、黒雲母片人I)の成1吋した砂礫畷（矢印）を所々に挟む。標尺の長さは3m、 2017年8月17日に撮影。

本火1 1 1の火砕丘の範囲(Mt! )を二点鎖線、溶岩の分布範囲(Mt2)を実線と長い破線
でlxl5（2）にそれぞれ示す。本図では、出現直後のドーム北東側を長い破線で直線状に仮定したために、北東へ湾曲した現在の地形とは大きく異なる（図8のd参照)。
4．33新島11 1火I I I (Nj)

本火山は、ジナーカ山火山から北東へ約1km離れた1列（図4･5参照）上に更新世
末に川現した｢'1規模の火山である。

新島l l 1溶珊は、現在より海水準の低い時期に地上付近に湧出し、その後沈水したために海にl前する、本溶粁の下部は黒曜岩質をなし、塊状をなす溶岩基底部が海面下の浅所にあることを'jくす、なお、本火山のI呵側と南側は若郷火山および阿土山火山の火砕サージ堆積物で榎われる

水火l l lの溶¥l･ドームの分布範朋に関し、海に面する部分を実線、後述の若郷火山の噴火

1i叶動による変形（爆裂火I I)や火砕サージ堆積物を剥いで仮定した部分を長い破線、岩礁の外側を蝿ぃ破線によってIK15(3)にそれぞれ示す。縦拡大時の断面積は、現海面において,汁測された

WWlll』ﾉ<l l lの峨火年代に関しては、・色(1987)が赤ll'fII捻火l l lと宮塚ll1火l1 l間の更新￨H:

1く1ﾘ1 ， 1 1ilI I ( 1992)が光斬lll: ' ￨ !WI (3.2節参照）の形成とするなど、発表昔間で見解が大
きく礎なる

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新島村博物館「研究紀要」

4．4離れた大小の火山および唯一の黒い火山

4.4.1浅根火山(An)ジナーカ山の西約0.5kmに非常に小さな浅根火山が出現した[図7(1)]。今では干潮時に軽石質溶岩の一部のみが露出するに過ぎない。

磯部（1996）は本火山を岩質の違いからジナーカ山火山と区別したが、その形成年代や海面下の火山の規模は不明である。本火山を式根島火山の前後に噴火したと見なし、本項で述べる。なお、本地域における暗礁や漁礁の中には未知の溶岩ドームが存在するかも知れない。

4.4.2早島火山(Ha)

本火山は丸島峰火山から南東へ2km離れ、 Ⅲ列上に出現した[図7(2)]。この火山の形成は、吉田(1992)によれば7,000年前とされるが、一色(1987)に従い式根島火山より若干古く1万年以前とした。出現時の海面は現海面より大幅に低いと推定されるが、海水との接触によるマグマ水蒸気噴火に伴って火砕物が放出された可能性もある。

平頂をなすドームの中央部は少し窪み、マグマの一部が火道へ引き戻されたようにも見える。

44．3式根島火山(Sk)

本火山は、瀬戸山火山から南西へ約4km離れ、 1万年前（吉田、 1992)に出現した［図7（3）]・上述した早島溶岩および式根島溶岩は、 ‑50m前後まで海面の上昇した際に陸上に流れ出し、火山全体は後氷期に沈水して海に囲まれる。

式根島火山は、その最高所（図lの独標点109m)から東方向へ約2,500mで70m以上低

下し、南北方向に丸味を帯びた小丘と低まりを繰り返す著しく低平な溶岩からなる。面積は七つの火山からなる旧島の半分以上に達する。

その噴火時には大島(1999)の指摘したように南西部に火砕丘が存在し、火口縁の北東部を破壊して高粘性の溶岩が矢印方向[図7（3）］へ流れ出し、著しく拡大したのかも分からない．なお、式根島溶岩の先端は海中へ流入して二次噴火を発生させ、円弧状の入り江が多数形成されたとされる （伊藤・谷口、 1996)。
火砕丘の推定域を二点鎖線、式根島火山の溶岩ドームの範囲を実線と短い破線（最拡大時）で図7（3）にそれぞれ示す。本火山でも溶岩に先行噴出した火砕物は島内で確認されない｡

4.4.4將郷火lll (wg)
本火lllは新島地域で唯一の玄武岩質マグマの員人に伴う噴火として、 ￨"14 ．5･7のI

42▲

新島村博物館「研究紀要」

列上にあるジナーカ山・新島山両火山間の浅海に出現した。火砕サージ堆積物だけの放出で終了し、溶岩流出には至らなかった。

新島山西側の大きな湾曲（図7のa)とジナーカ山北東側の小さな湾曲（同b)は、若

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13

新島村博物館「研究紀要」

郷噴火の初期にそれぞれ形成されたと推定される。しかし、爆発の証拠になる噴石などは
これまでに見つかっておらず、今後の検討が必要である。

本噴火による最拡大時の火砕サージ丘（陸地境界）の推定域を一点鎖線で図7（4）にとぶれ示す。若郷火山の形成は、縄文後期の渡浮根遺跡を本火山の火砕サージ堆積物が覆うことから2,500年前と推定され、現海面下における陸地の連結に伴う旧島の面積はさらに増大した。

4．5平安時代の新火山

4.5.1

阿土山火山(At)

阿土山火山は本地域で2番目に新しい火山で、宮塚山火山の直ぐ北東の浅海底に噴出した。旗城鼻などの既存火山に阻止され、それらを埋めるように出現した。なお、宮塚lll北東側の大きな湾入部は、阿土山の噴火によって形成され、その際に火砕丘堆積物(Mt] )も一緒に飛散されたと推定した。

本火山の形成は一色・磯部(1976)によって、若郷火山の噴火から約l,600年前までのてんじょう学人期間とされていた。その後、阿土山火山の噴出物が西暦838年の神津島天上山火山（一色、1982) と向山火山の北へ緩傾斜する噴出物に挟まった状態で、 2006年10月に若郷前浜南部の護岸道路改修工事現場で見つかった。本火山は西暦838‑886年間の形成になり （斎藤、2008；新島村博物館、 2008)、津久井ほか（2006）は宮塚山ドーム上の火山灰層序と歴史史料から噴火年代を856‑857年？とした。

ジナーカ山南東側の楕円形の久田巻火口（図1と図8のc参照）や阿土山周辺の複数の爆裂火口は、本火山の初期のマグマ水蒸気噴火によって形成され、それらの火口から放出された玄武岩砂礫質の火砕物は若郷前浜沖の若郷火山の噴出物と混同されてきた（磯部、2015)。 さらに、淡井浦の海食崖に露出する火砕サージ堆積物は、新島lllへ向かって厚く高まることから、南東側浅海域における爆裂火口の存在も想定される。
推定による火砕サージ丘の最拡大域(At,)を一点鎖線、火砕丘の範囲(At2)を皇点
鎖線、火砕丘と高角で接する溶岩の範囲(At3)を実線で図8(1)にそれぞれ示す" IIIRは本火lllの出現l直後に最大となり、今の新島の半分以￨まで拡大した。

4.5.2

1filll l火1 11 (My)ii ↓ i ﾒﾀ

水火l l lのI1肖火は現海lmに､I1たる山暦886年に､ﾒL烏lll糸火ll lとI｢1.烏火lll間の浅海(端々付近、￨xl l参照）で始まI) 、報ｲぽで継続した 3.3節で述べたとおり3段階のll肖火i!叶動とそれらに対･応するl剛1物からなる初期の激烈な￨噴火によってI燦ｲi質の火砕サージ唯積物が人脚こ放IIIされ、本火1 l 1をII』心に陸地が篝し<拡人したのは碓実であろう

14』

新島村博物館「研究紀要」

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15

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新島村博物館「研究紀要」

磯部（1980）は、新島西部で本村前浜海岸における1757‑1965年の汀線の平均後退速度(1.05m/y)から886年の汀線を求めた結果、当時の汀線は波浪の浸食限界に当たる水深30m(図8の×印参照）に近いとした。新島南半分を囲むように発達する水深30m以浅の平滑な海底は、向山噴火によって最も拡大した陸地がその後に後退して生じた海食台と考えられる。

推定による火砕サージ丘の最拡大域(My,)を一点鎖線、火砕丘の範囲(My2)を二点鎖線、溶岩の分布範囲(My3)を実線で図8(2)にそれぞれ示す。Mylが上述したMy2の北西や西へ大きく広がるのは、端々以外に間々下浦海岸周辺にも開口し（伊藤、1999)、火砕サージ堆積物が地内島や漁礁のキリトアサラ（図8の十印参照）などの既存岩体の東（火口）側により多く堆積したためかも知れない。なお、羽伏浦.間々下浦.端々を中心にした火砕サージ丘は、いずれも既存のドームによって浸食から保護されている。

溶岩は火砕丘内から流れ出し、北側では火砕丘を乗り越えて扁平な台地をなす火砕サー

ジ丘に載り、西端では急(海食)崖をなし、南東側では火口内に留まる。なお、伊藤(1993)
は溶岩を三つ(A‑C)に分け、稲山・谷口(2007)は四つ(a‑d)に細分した。

本火山に係わる火砕物の総噴出量は、火砕サージ堆積物、火砕丘堆積物および近隣の火
山上や周辺海域に飛散した火山灰を合わせると、溶岩のそれをさらに上回ったものと考えられる。

5．単成火山列の検討
前章では、本地域における単成火山の出現とそれらの規模について述べた。以下では、将来の火山噴火に関係するマグマの上昇と火山列の検討結果について紹介する。
5．1

火山列

本地域に存在する18個の単成火山の配列には、北東一南西と北西一南東の2系統が認められる （図4．5．7)。前者の1列上には新島山・若郷・ジナーカ山・大磯．地内島の5火山、 Ⅱ列上には旗城鼻．羽伏磯・桧山・峰路山．瀬戸山．式根島の6火山が分布する。
前者にほぼ直交する後者のⅢ列上かその近傍には、地内島．瀬戸山・丸島峰・早島の4火山と向山火lllのドーム南部[伊藤(1993)の溶岩Cで図8参照］がそれぞれ出現している｡
とくに地内島は1列とⅢ列の交点、瀬戸lllはⅡ列とⅢ列の交点近傍にそれぞれ出現した
単成火lllである このようにドームが重ならずに離れて出現した（溶料の流動に伴う ・部被覆を除く）のは、マグマが厚い流紋岩からなるドームを避けて噴出しやすい場所を選んだ結果であろうI ･Ⅱダリは伊9: ･小禁原弧に雁行する銭洲海嶺kに唯じた断裂の伸張ﾉJ向に一致し、深部起源の玄武器質マグマにより加熱されて中部地殻などで発碓した流紋料質マグマが、弱線（開l l")に判たるll個所でそれぞれ湧出したものと推定される｢｡ﾉﾉ、 人剛の赤I崎46△

新島村博物館「研究紀要」

峰・宮塚山の両火山と阿士山火山はI ･Ⅱ列間に出現している。
う

どねじま

Ⅲの火lll列、伊豆大島火山（一色、 1984) ･鵜渡根島火山（一色、 1987)の伸張や岩脈
たこうどやまの貫入方向および神津島南部で3連結する松山鼻・大沢・高処山火山のドームの配列と形
成順（一色、 1982)は、いずれもフィリピン海プレートの移動方向に一致する。Ⅲ列上の火山は本地域の主応力軸方向に対応し（大島、 1998)、地殻が引き裂かれてマグマの上昇しやすい場所に出現したものと考えられる。すでに小野(1990)は、新島付近の単成火山の噴出口が北1吋−南東方向の三つの帯の上に配列しているように見えると述べている。
5．2マグマの上昇

NakajimaandArima(1998)は、マントルから上昇したより高温のマグマによって下部地殻の下底部が加熱され、融解した流紋岩質マグマが背弧域において新島を形成したとするモデルを発表した。その後、Tamuraααﾉ. (2009)は伊豆・小笠原弧の火山フロントにおいて玄武器質マグマが中部地殻下部へ注入され、部分融解した流紋岩質マグマが大室ダ

シなどの白っぽい海底火山を形成したとするモデルを明らかにした。ただし、後者は銭洲

海嶺上の白い火山島の形成には触れていないが、本節では中部地殻内で発生した流紋岩質マグマの上昇しについてTamura"αﾉ. (2009)を参考に若干述べる。

岩盤を押し広げて粘性の高い流紋岩質マグマを上昇させるためには、 より大きな浮力源になるマグマが一定量必要になり、それを溜めるのに時間が長く掛かる。本地域の単成火山に係わる大噴火は過去数万年間に20回前後しか知られておらず、その間隔は明らかに長い。 ところで小野(1990)は、新島地域にある流紋岩の一つの単成火山が形成されるときの噴出物量は10億トン台程度と推定し、伊豆大島とほぼ同様のマグマ噴出率に当たり、本地域では長期的にきわめて活動度が高いとした。

近隣の玄武料火ll｣としては、伊豆．小笠原弧北部の火山フロントの西側にはそれとほぼ平行して利島一鵜渡根島一若郷の3火山が約12km以内に存在する。北端の利島は面積4.2km2で最高所509mの複成火山、鵜渡根島は0.4km2で209mの小さな複成火山、若郷火山は高さ65m未満の火砕サージ丘からなる小さな単成火山で、玄武岩質マグマの総噴出量
は北から南へ極端に低I､行する《〕なお、南隣りでの阿土山噴火の初期にも玄武岩砂礫質の火砕物が放lllきれ、その後半に湧州した流紋岩には玄武岩包有物がとくに多い。
6．

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最終氷期以降の海値i変動卜・での新島単成火lll群の形成について定性的に検討した結果
は、以￨､.のとおI)である

l )新島地域の火ll lが北東−1柳同と北1吋一南東に並ぶのは､前者が銭洲海嶺の伸張方向に、後荷がフィリピン海プレートの移動力･向にそれぞれ一致し、地殻内で発堆した流紋淵

17新島村博物館「研究紀要」

質マグマが弱線（開口域）沿いに上昇して17個の単成火山を成した。深部起源の玄武
岩質マグマも本地域北部に噴出し、主に若郷火山を形成した。

2）多くのドームが現在海に面するのは、後氷期の急激な海面上昇により沈水したためである。それらの火山は最終氷期の海面低下時に拡大した陸上部に出現し、溶岩に先行噴出した火砕物は元々少なかったと考えられる。高海面時の浅海域におけるマグマ水

蒸気噴火などによる火砕物の噴出量は、溶岩のそれに比べ多い傾向にある。
3）大きな赤崎峰と宮塚山の両ドームが新島中央部で高地をなすのは、土台に当たる古くて低い複数の単成火山が北東一南西2列に並んで生じた二つの凹地上へ、溶岩が大量に湧出し、固結した結果である。

4）峰路山火山以北で複数の単成火山が連結してできた旧島は、阿土山火山の出現直後に現面積の半分以上をなし、 さらに向山噴火直後の陸地は火砕サージ堆積物の噴出によって地内島や式根島へ向かい拡大したと推定される。最新噴火から1,100年以上経過した現在でも、火砕物の海域への流出は活発である。

謝辞

本稿の作成に当たり、新島村役場・新島村博物館の職員と多くの方々に地質調査とその取りまとめへ協力を賜わった。記して謝意を表します。

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