火山 第 60 巻 ( 2015)
第 4 号 461-475 頁

論 説

安達太良火山西麓，酸川流域に分布するラハール堆積物：
過去 14000 年間の層序・年代と堆積過程
片 岡 香 子＊・神 野 成 美＊＊・長 橋 良 隆＊＊・木 村 勝 彦＊＊（2015 年 7 月 8 日受付，2015 年 10 月 12 日受理）

Stratigraphy, Chronology and Depositional Processes of Lahar Deposits
in the Sukawa River System, Adatara Volcano, Northeast Japan
Kyoko S. KATAOKA＊, Narumi KAMINO＊＊, Yoshitaka NAGAHASHI＊＊ and Katsuhiko KIMURA＊＊
Previously known lahar deposits along the Sukawa River, western slope of Adatara volcano, consist of at least 7
muddy (cohesive) units and were formed during the last 2500 years. This paper reports stratigraphy, chronology and14
depositional processes of the newly found lahar units that were deposited older than 2500 years ago. C dating for wood
fragments within lahar deposits and intercalated paleosol layers indicates that at least 18 lahar events occurred in the area
during the last 14000 years. The newly found lahar units comprise 10 muddy matrix-rich units and one bouldery gravel
unit. The muddy matrix-rich units are very poorly sorted with pebble to cobble sized andesite clasts and hydrothermallyaltered clasts. Bouldery gravel unit is filled with sandy matrix and composed of clasts with oxidized rind locally. Bulk
chemistry of these lahar units indicates that high sulfur content in the muddy units whereas Fe2O3 content is higher in thebouldery gravel units. The muddy units are derived from syn- or post-eruptive lahars in relations with phreatic eruptions
or degradation of hydrothermally altered source rocks nearby the Numanotaira crater at the summit. The bouldery unit
distributed farther downstream may have resulted from a non-cohesive debris flow or an outburst flood from the crateror a volcanically dammed upstream area. The presence of oxidized clasts indicates that during traveling, the watery flow
entrained clasts which were exposed on a gravelly riverbed in an inter-eruptive period. The two types of lahar deposits
show flows with different characteristics (cohesive and non-cohesive) that originated from Adatara volcano. Proximal
eruptive units in the summit area sometimes can be degraded easily and overprinted by other eruptive units that result ina paucity and difficulty in understanding the precise eruption history of a volcano. Therefore, approaching from analysis
of distally deposited lahar units will give a hint to assess not only a lahar trigger but also the types, frequency andvolume of volcanic eruptions.
Key words : Adatara volcano, cohesive debris flow, lahar, phreatic eruption, Sukawa River

1．は じ め に

たびたび発生した降雨型ラハール，1953 年ニュージーラ

噴火時あるいは噴火後に発生する火山性土砂の集合的

ンド Ruapehu 火山の火口湖決壊洪水など，甚大な被害が流動現象で水を伴うものは，土石流や泥流などの形態を起 き て い る（Manville, 2004 ; Newhall and Punongbayan,

とる．水を介したこのような流動現象はラハール（火山泥1996 ; Pierson et al., 1990 ; 多田・津屋，1927）．特に火山周流）とも呼ばれ（定義の詳細については後述する），1926

辺で起こる水と土砂の流動現象は，噴火による大量の砕

年十勝岳・1985 年コロンビア Nevado del Ruiz 火山の融屑物が斜面や谷に新たに堆積することや山体に熱水変質

雪型ラハールや，1991 年フィリピン Pinatubo 噴火後にを受けた脆弱な岩石が存在することで，不安定土砂が非＊〒950-2181 新潟市西区五十嵐 2 の町 8050 番地
新潟大学災害・復興科学研究所
Research Institute for Natural Hazards and Disaster Recovery, Niigata University, Ikarashi 2-cho 8050, Nishiku, Niigata 950-2181, Japan.
＊＊〒960-1296 福島市金谷川 1 番地

福島大学共生システム理工学類
Faculty of Symbiotic Systems Science, Fukushima University, Kanayagawa 1, Fukushima 960-1296, Japan.
Corresponding author : Kyoko S. Kataoka
e-mail : kataoka@gs.niigata-u.ac.jp

462

片岡香子・神野成美・長橋良隆・木村勝彦

火山性のものに比べより多く存在することから，非火山

2．調査地域の地形・地質の概要

性の土石流などに比べると規模が大きくなる．

2-1

あ

だ

た

ら

す かわ

本研究対象地域である安達太良火山西麓の酸川沿いでは，山元 (1998) により，過去 2500 年間に堆積した 7 層

安達太良火山の噴火層序および酸川周辺の地質概要

安達太良火山は，東北日本の火山フロントに位置するのラハール堆積物が記載されている．著者らは，酸川沿

活火山であり，東西 12 km，南北 15 km の複合火山であいの露頭を調査し，山元 (1998) が報告したラハール堆

る．沼ノ平火口（火口底の標高 1452 m）は，鉄山（標高

積物よりも下位に，11 層のラハール堆積物を発見した．

1709 m）と安達太良山（標高 1699 m）の間にあり，径約また，ラハール堆積物中に含まれる木片やラハール堆積

1 km の火口の西側は開けており，硫黄川となる．硫黄川

物間に発達する古土壌層の放射性炭素年代測定を行っは高森川と合流した後に，酸川と合流する (Fig. 1)．安た．その結果，過去約 14000 年の間に少なくとも 18 回

達太良火山では，地質と岩石に関する研究（藤縄，1980 ;のラハールが発生し酸川流域に至ったことが明らかと

阪口，1995），形成史に関する研究（藤縄・他，2001），

なった．また，ラハール堆積物は泥質マトリクス支持のテフラに関する研究（藤縄・鎌田，2005 ; 山元・阪口，

土石流堆積物だけでなく，巨礫を含む砂礫質のものも 1

2000）などが既に行われている．このうち，本論で対象層見いだされた．このことは，流体の特性だけでなく，とする酸川流域のラハール堆積物の年代と重なるのは，発生過程の異なるラハールが流域に起きたことを示唆す

山元・阪口 (2000) により報告された過去 1 万年間程度る．本研究対象の安達太良火山は，冬期に冠雪する活火の爆発的噴火によるテフラ層であり，主にブルカノ式噴山の一つであり，過去にも火口である沼ノ平に火口湖水

火による安達太良-沼ノ平テフラ群 (Ad-NT1〜6) と水蒸が存在した記録がある（井上，1900）．そのため，噴火そ気噴火による堆積物 (Ad-p1〜5) の 11 層がある．これらのものだけでなく，噴火時あるいは噴火後における融雪はいずれも沼ノ平火口からの噴出とされる．約 1 万年前

型や降雨型ラハールの発生や，今後，火口湖が発達するとされる Ad-NT1 とその下位の約 3 万年前に堆積した姶

ようなことがあればその決壊洪水による災害も懸念され

良-Tn 火山灰（AT : 町田・新井，1976 ; Smith et al., 2013）

ることから，過去における流域のラハール発生記録に基との間には，安達太良火山起源の噴出物はないとされづき，履歴や頻度，規模を検討し，その発生要因を明らる．14 C 年代値としては，Ad-NT2 から 7850±60 yrs BP

かにすることは，火山防災上も重要である．

と 7640±80 yrs BP が，Ad-NT3 から 7270±90 yrs BP が，

なお，本研究では，火山周辺で起こる水と火山性土砂

Ad-NT5 から 3990±60 yrs BP が，Ad-NT6 から 2410±60の混合流の発生・流下・堆積の一連の現象（イベント）

yrs BP が，Ad-p4 から 1070±50 yrs BP が，Ad-p5 からについてラハール (lahar) という語を用いる．これは特210±60 yrs BP（1900 年噴火）が得られている．

定の流れの状態を示す用語ではなく，火山性の土石流・調査地域は酸川流域に広がる盆地内にあり，田茂沢付

hyperconcentrated flow（土砂流や高密度洪水流，掃流状集

近の狭窄部まで平坦面を成す．この平坦面（低地）の東・洪水流（flood flow : つまり
合流動，粒子濃集流を指す）

端（上流端）は安達太良火山沼ノ平火口から約 7 km 西方

hyperconcentrated flow よりも流体中の粒子量が少ない洪に位置し，そこから東西幅約 4 km，南北幅最大 1 km と水流）・河川流 (streamflow) などの状態を含む総称であ

東西方向に伸びる (Fig. 1)．上流端は標高 700 m，西方のり（片岡・長橋，2014 ; Smith and Lowe, 1991 ; Vallance and

下流端は標高 600 m であり，東半分の平均傾斜は約 2°，

Iverson, 2015），噴火に直接的に関わるものや，噴火直後

西半分の平均傾斜は約 1°となる．低地の南縁部を穿っまたは休止期に発生する．その起因（トリガー）は降雨て，現在の酸川が西に流れている (Fig. 1)．低地を囲むや融雪，火口湖・せき止め湖決壊などさまざまである

北と南の山地は，約 10 Ma の年代とされる木地小屋層（山(Vallance and Iverson, 2015)．また，ラハールイベントの元，1994）のカルデラ充填火砕流堆積物および岩屑なだ

上流から下流にかけて，あるいは時間的に流体の特性がれ堆積物からなる．酸川上流の達沢川は，酸川から南方

例えば土石流から hyperconcentrated flow へと変化するこに伸び，その上流部には白亜紀後期の花崗閃緑岩が露出とがある（Pierson and Scott, 1985 ; Smith and Lowe, 1991

する．また，調査地域の東端から安達太良火山にかけてなど）．本論文では，流れの状態を区別せずにイベントの山麓部には，沼尻火砕流堆積物（藤縄，1980）が分布を指す用語としてラハールを用い，その堆積物に対してする．沼尻火砕流堆積物は，その全てが約 12 万年前のはラハール堆積物と呼ぶ．ある特定の流れ状態や流体の安達太良-岳テフラ (Ad-DK) の火砕流相とする考え（山性質を示す場合は，粘着性土石流（Scott et al., 1995 など）

元・阪口，2000）とその上部が安達太良-岳テフラの火砕のように用いる．

たつさわがわ

流相（元山火砕流 : 藤縄，1980）とする考え（藤縄・他，
2001）がある．

安達太良火山西麓，酸川流域に分布するラハール堆積物：過去 14000 年間の層序・年代と堆積過程

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Fig. 1. Index maps showing (A) location of the study area in the western flank of Adatara volcano and the Sukawa River
catchment and (B) outcrop localities and distribution of the lahar deposits and related geomorphic surfaces. The data of
DEM (10-m-mesh) and topographical map (part of 1: 25, 000 quadrangle sheet “Nakanosawa”) are published by
Geospatial Information Authority of Japan.

2-2

地形面区分

km で広く分布する．Ⅲ面は，低地北部の縁辺に 3 km に酸川流域の 1976 年に国土地理院により撮影された 2

わたり，他の地形面と比べ狭小に分布する．Ⅱ面とⅢ面

万分の 1 の空中写真を用いて地形判読を行った．酸川沿の境界付近は開析谷が樹枝状に発達する．現在の酸川はいの低地（盆地）を構成する地形面は，地形的に高位の

主にⅠ面の中を流れており，流路沿いに部分的に見られものから順に，Ⅰ面・Ⅱ面・Ⅲ面・Ⅳ面に区分した (Fig.

る段丘状の微高地をⅣ面とした．研究対象とした露頭は

1 B)．Ⅰ面は低地南部の酸川沿い約 4 km にわたり分布

すべて酸川沿いに位置し，Loc. 11 を除いてⅠ面を構成する．この地形面は酸川・高森川合流部よりもやや上流する．Loc. 11 については，露頭の位置がほぼ現河床に域にまで連続する．Ⅱ面は，Ⅰ面が河川により削剥されあり，観察したラハール堆積物は III 面を構成する層のてわずかに低くなり形成された地形面と判断でき，この下位に位置する．

面は低地中央部から現在の酸川右岸側に，東西幅約 4.5

464

片岡香子・神野成美・長橋良隆・木村勝彦

3．ラハール堆積物の区分と記載
後述するように，本調査地域では約 14000 年前以降のラハール堆積物や河川性堆積物が分布する．それぞれの堆積物は，岩相および古土壌層の挟在により区別できる(Figs. 2, 3, and 4 A)．とくに古土壌層の発達は，堆積後の離水と植生が発達する程度の堆積の間隙を示す．なかでも調査地域において鍵層となるのは，厚層で特徴的な
L1 ラハール堆積物（山元，1998）である．本研究ではこれを基準として，L1 層準より下位の堆積物，L1 層準，
L1 層準より上位の堆積物と，下位から順に堆積物の地質学的特徴を記載する．
3-1

L1 ラハール堆積物（山元，1998）より下位の堆積物

L1 ラハール堆積物（山元，1998）より下位の堆積物は，堆積物のマトリクスが泥質のものについて M のコードを，マトリクスが砂質または全体が砂礫質のものは GSのコードを付して，下位より順に (M9，GS2，M8，M7，
M6，M5，M4，M3，M2，GS1，M1) 記述する．
M9 層 (Loc. 6，Loc. 11)
M9 層は淘汰が悪く，未固結・塊状・マトリクス支持の堆積物で，層厚は約 0.5〜1.5 m 以上である．マトリクス
は青灰色，オレンジ色，黄褐色，灰白色で，粘着質なシルトから粘土が卓越し，中粒〜極粗粒砂を含む．含まれる礫は，径 4〜15 cm，最大径 80 cm の亜角〜亜円礫の安山岩および花崗岩で，まれに白色に変質した安山岩片が見られる．Loc．6 では下部が青灰色，中部が黄灰色，上部がオレンジ色に変色した層が認められる．M9 層の上位には厚さ 3〜5 cm 程度の古土壌層が部分的に発達す
る．
GS2 層 (Loc. 3，6，7，8，10，11)
GS2 層は淘汰が悪く，塊状で全体的に赤褐色を呈す
る．他の層とは違い固結度が高いことが特徴で，現在の酸川河床に棚状に特徴的に産する (Fig. 4 B)．層厚は約2〜3 m 以上である．GS2 層はクラスト支持に近いマト
リクス支持であり（見かけの礫含有率 40〜50 % 程度），
マトリクスは中粒〜極粗粒砂からなる．礫は亜角，亜円，円礫などが混在するが，円磨度の高い礫が多く含まれる．
礫のサイズは中礫から大礫であるが，径 30〜80 cm，最大径 1.5 m の巨礫も含む．含まれる礫の多くは安山岩でFig. 2. Stratigraphy and chronology (based on 14C dating)of the lahar and fluvial deposits in the Sukawa Riversystem (explanation of symbols as for Fig. 3).

あり，花崗岩や火砕岩，泥岩礫も見られる．一部の礫には厚さ数 mm 程度の酸化した赤褐色皮膜層が認められる．明瞭なインブリケーションはないが，まれに長軸がりに由来するものと考えられる．

流向に平行で上流側に傾斜するオリエンテーションが見M8 層・M7 層・M6 層 (Loc. 11)

られることがある．また，堆積物のマトリクス部には厚M8 層は，下位の GS2 層の上位に位置する．M8 層はさ 50 cm 程度のレンズ状・ブロック状に変質した粘土質

淘汰が悪く，未固結・塊状・マトリクス支持の堆積物での部分がまれに認められ，M9 層などの下位層のはぎ取あり，層厚は 30 cm 以上である．マトリクスは灰色の粘Fig. 3.

Stratigraphic sections of the lahar and fluvial deposits in the study area.

安達太良火山西麓，酸川流域に分布するラハール堆積物：過去 14000 年間の層序・年代と堆積過程
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片岡香子・神野成美・長橋良隆・木村勝彦

Fig. 4. Field photographs showing (A) stratigraphy of M8, M7, and M6 lahar units at Loc. 11. Scale division is 20 cm; (B)bouldery deposits with sandy matrix of GS2 lahar unit at Loc. 7; (C) stratigraphy of M3, M2, M1, and L1 lahar units at
Loc. 5; (D) close-up of muddy matrix of M3L lahar unit at Loc. 5; and (E) gravelly GS1 unit overlain by the L1 lahar
unit at Loc. 4. Scale is 1 m long.

土が卓越し，中粒〜極粗粒砂を含む．平均粒径約 1〜2呈し，粘土が卓越し中粒〜極粗粒砂を含む．平均粒径約cm，最大径 15 cm の亜角〜円礫の安山岩を含む．堆積物

1〜3 cm，最大径 8 cm の亜角〜亜円礫の安山岩を含むが，には直径 50 cm 程度の立ち木が含まれる．M8 層の上位

上部約 20 cm には礫があまり含まれていない．径が 1.5には厚さ約 3 cm の古土壌層が発達する．

cm の枝や径が 15 cm 程度の樹幹がまれに認められる．

M7 層は，下位の古土壌層の上に重なり，淘汰が悪く，

M7 層の上位には厚さ約 2 cm の古土壌層が発達する．

未固結・塊状・マトリクス支持の堆積物である (Fig. 4 A)．

M6 層は，下位の古土壌層を直接覆う．M6 層は淘汰

層厚は 1 m 程度である．マトリクスは灰白色〜青灰色をが悪く，未固結・塊状で，マトリクス支持の堆積物であ安達太良火山西麓，酸川流域に分布するラハール堆積物：過去 14000 年間の層序・年代と堆積過程

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る．層厚は 90 cm 以上である．マトリクスは紫がかった

cm の巨礫の集中する部分へと変化することがある．M3L

灰白色を呈し，粘土が卓越し，細粒〜極粗粒砂を含む．

層の基底部には，灰色の細粒〜極粗粒砂層がレンズ状に，下部は平均粒径 2〜3 cm，最大径 6 cm までの角礫〜亜円

最大層厚 16 cm 程度で挟在する．この砂層は，下部約 4

礫の安山岩を含む．上部約 30〜40 cm は平均粒径 5〜10cm は塊状で細粒〜極粗粒砂からなり，中部約 5 cm は平cm，最大径 15 cm 程度の亜角〜亜円礫の安山岩が見られ

行葉理が発達する淘汰の良い極細粒〜細粒砂，上部 7 cm

る．上部は下部に比べて若干マトリクス（粘土質）の紫は塊状で，淘汰が比較的良い中粒〜極粗粒砂からなる．

色が濃くなり，含まれる礫の大きさも大きくなる傾向が

M3 U 層は，層厚約 40 cm で，灰白色を呈し，平均粒径ある．M6 層は木片や径が 8 cm 程度の樹幹を含む (Fig. 4

が 0.5〜1 cm，最大径 2 cm 程度の亜角〜亜円礫の安山岩

A)．

を含む．M3 U 層に含まれる礫の割合は，M3 L 層と比較

M5 層 (Loc. 5)

すると少ない．M3 L 層と M3 U 層との境界部は，M3 L

M5 層は下位となる M6 層との直接的な関係は不明で層（青灰色部）の上面に発達した細いリル状の割れ目に，ある．しかし，後述の14 C 年代値から M5 層は M6 層よM3 U 層のマトリクスが浸透し埋めるような構造を示りも優位に新しいことからも，M5 層は M6 層準よりもす．このことは，M3 L 層の堆積後に表面の収縮などが上位に位置すると判断できる．

起きて割れ目を形成した可能性を示唆し，M3 U 層とのM5 層は，淘汰が悪く，未固結・塊状・マトリクス支持

ある程度の時間間隙を示す．Loc. 7 では，下部の青灰色の堆積物であり，層厚は 60 cm 以上である．マトリクス部は層厚 1 m，上部の灰白〜黄灰色部は層厚 1.5 m であは紫灰白〜青灰色で，粘土が卓越しており，中粒〜極粗る．

粒砂を含む．下部の青灰色部は平均粒径が約 7 cm で，M3 層は木片を含み，直径 20 cm 程度の樹幹も認めら

最大径 20 cm の安山岩の亜角〜亜円礫を含む．上部の紫れる．Loc. 5 では，M3 層の上位に層厚約 8 cm の古土壌がかった灰白色部は平均粒径約 2〜3 cm で，最大径 5 cm層がある．その上部には，白色，シルトサイズの火山灰の安山岩の亜角〜亜円礫を含み，白色の岩片も見られる．

層が最大層厚 0.4 cm のレンズ状に挟在する．実体顕微

堆積物は全体的にやや上方細粒化を示す．また，堆積物

鏡下では，おもに白色の変質した岩片からなり，その他

中には，直径 50 cm 程度の樹幹や木片を含む．さらに，に斜長石，斜方輝石，単斜輝石などを含む．

M5 層の上位には層厚 30 cm 程度の木片や植物片に富み，立ち木が含まれる泥炭層が発達する．また，この泥炭層は，部分的に侵食されている．

M2 層 (Loc. 5，Loc. 7)
M2 層は，淘汰が悪く，未固結・塊状・マトリクス支持の堆積物であり，層厚は約 30〜40 cm である．下位の古M4 層 (Loc. 5)

土壌層を一部侵食して産する．マトリクスは紫灰色の粘M4 層はレンズ状に産し，連続性が悪い．堆積物は淘土が卓越し，中粒〜極粗粒砂を含む．平均粒径 1〜3 cm

汰が悪く，未固結・塊状・マトリクス支持で，層厚は程度の角礫〜亜円礫を含み，まれに径 10 cm 程度の礫も30〜40 cm 程度である．マトリクスは青灰色の粘土が卓含む．Loc. 5 では，粒径の大きな礫の含有は，M3 L 層や越し，中粒〜極粗粒砂を含む．平均粒径約 4〜5 cm，最M1 層に比べると少ない．礫は，安山岩が多く，白色に大径 30 cm の亜角〜亜円礫の安山岩および白色岩片を含変質した岩片も含まれる．また，M2 層は木片を含む．

む．また，木片も含まれる．M4 層の上位には層厚 2 cm

Loc. 7 では M2 層の基底に層厚 20 cm までの淘汰の良い程度の古土壌層が発達するが，上位の M3 層によって部

細粒から粗粒砂層が挟まる．上部は侵食されており，部

分的に削剥されている．

分的にリップル葉理が認められる．Loc. 5 では，M2 層

M3 層 (Loc. 4，Loc. 5，Loc. 7)の上位には層厚約 3〜5 cm の古土壌層が発達し，上位のM3 層は淘汰が悪く，未固結で塊状，マトリクス支持

堆積物との間に一部侵食が見られる．古土壌層の上部にの堆積物である (Figs. 4 C and 4 D)．Loc. 5 での層厚は約は，層厚 1 cm 程度の淘汰が良い，シルト〜極細粒砂サイ

1.1 m で，Loc. 7 では約 2.5 m である．マトリクスは粘土

ズの白色火山灰層が挟在する．実体顕微鏡下では，おもが卓越し，中粒〜極粗粒砂を含む (Fig. 4 D)．岩相によっに白色の変質した岩片からなり，その他に斜長石，斜方て下部 (M3 L) と上部 (M3 U) とに分けられる．

輝石，単斜輝石などを含む．

Loc. 5 での M3 L 層は，層厚約 70 cm で，青灰色〜濃青

GS1 層 (Loc. 4，Loc. 7)

灰色を呈し，平均粒径約 5〜7 cm，最大径 30 cm の亜角

GS1 層は，M3 層や M2 層を部分的に侵食し，その上〜亜円礫の安山岩を含む．また，礫には径 15 cm 程度ま

位に直接重なる．層厚は 20〜70 cm 程度である．堆積物

での，赤色や緑色，白色に変質した岩片が含まれる．ごは赤褐色〜黄褐色を呈し，未固結で，全般には塊状，淘くまれに，花崗岩礫が見られる．側方に，径約 40〜80

汰の悪いマトリクス支持の礫層である (Fig. 4 E)．マト468

片岡香子・神野成美・長橋良隆・木村勝彦

リクスは中粒〜極粗粒砂からなる．Loc. 4 での平均粒径ある．含まれる礫は径が数 cm 程度のものから 60 cm 程は 8〜15 cm，最大径 50 cm，Loc. 7 では，平均粒径 4〜9度のものまで様々で，最大径は 1〜3 m のものが上流部

cm，最大径 15 cm の亜角〜円礫の安山岩を含む．明瞭なから Loc. 8 までは認められる．より下流の Loc. 9 では，インブリケーションなどは認められない．Loc.4 では，巨礫が含まれず，最大径が 13 cm である．礫は，亜角礫

部分的に，礫の濃集や礫が著しく欠如し，砂層へと変化〜亜円礫の安山岩が多く，白色・赤色・緑色に変質したすることがあり，弱い平行葉理が認められる．Loc. 4 に岩片も含まれる．

おいて GS1 層は，L1 層に直接覆われる．Loc. 7 では，上L1 層には木片が含まれる．Loc. 2 には直径 50 cm 程

位に層厚 2 cm 程度の古土壌層が発達するが，不連続で度の，Loc. 5 には，直径 40 cm 程度の樹幹や木片を含む．

ある．

L1 層準に含まれるこれら木材は，マツ属，ブナ属，クリM1 層 (Loc. 5，Loc. 7)属，コナラ亜属，カエデ属，トチノキ属，トネリコ属とM1 層は，下位の古土壌層を覆い，淘汰が悪く，未固同定されている（木村・今井，2013 ; 今井・他，2014）．

結・塊状，マトリクス支持の堆積物である．層厚は Loc.

調査地点においては，L1 層の上位に古土壌層の発達は5 で約 0.3〜1.4 m，Loc. 7 では 0.4〜0.6 m 程度である．マ

確認されず，直接上位層が重なる．

トリクスは灰白〜紫灰白色を呈し，粘土が卓越するが，3-3

中粒〜極粗粒砂も含む．Loc. 5 では平均粒径約 15 cm，

L1 ラハール堆積物より上位の堆積物は，岩相に基づ

最大径 25 cm の角礫〜亜円礫の安山岩を含む．Loc. 7 でき礫質・砂質堆積物（G のコード）と，泥質堆積物（M のは，含まれる礫の大きさが 1〜3 cm 程度となる．上方へ

コード）に大別できる．観察できた地点では，複数の層

L1 ラハール堆積物より上位の堆積物と礫の含有率が減り，礫径が小さくなる傾向がある．まからなることが多いが，年代値や岩相上の特徴を欠くた

た Loc. 7 ではマトリクスの下部が灰白〜黄灰色で亜角

め，地点間でのそれぞれの対比は行っていない．そのた

礫〜亜円礫を含み，上部ほどより紫灰色が強く，角礫〜

め Fig. 3 では，記載的にコード名の後に下位より順に a,

亜角礫を含む．M1 層には木片が含まれる．M1 層の上

b, c のユニット名を付し，さらにその後に露頭番号を付

位には層厚数 cm から 20 cm の古土壌層が発達する．

している．

3-2

L1 ラハール堆積物（山元，1998）

礫質・砂質堆積物 (Loc. 1，2，4，5，8)

L1 ラハール堆積物（山元，1998 : 以下，L1 層）は調査

合流部より上流の酸川沿いの Loc. 1 では，下位の L1

地域において広域に追跡できる (Loc. 1〜5，Loc. 7〜9)．

層を直接覆って暗灰〜灰色の砂礫質堆積物が認められ

Loc. 5 の上流側，Loc. 7 の下流側では M1 層上位に発達

る．Ga-1 層の下部 10〜20 cm は細粒〜極粗粒砂の砂層する古土壌層を一部侵食し，その上にのる．一方で，Loc.

からなり，部分的に産する．上部 1 m は，淘汰が悪く，

4 では GS1 層を，Loc. 3，Loc. 7 の上流側さらに Loc. 8 で

未固結・塊状のクラスト支持に近いマトリクス支持の堆は GS2 層を直接覆う．高森川・酸川合流部より上流に積物で，マトリクスは中粒〜極粗粒砂からなる．平均粒おける層厚は，高森川沿いの Loc. 1 で 4 m 以上，酸川沿

径約 3〜15 cm，最大径 30 cm の角礫〜亜円礫の安山岩及いの Loc. 2 では 5 m 以上である．合流部より下流におけび花崗岩を含む．Gb-1 層は層厚 2 m で，淘汰が悪く，未る層厚は，Loc. 3 で 3 m 以上，Loc. 5 では 7 m，Loc. 7 で 5

固結・塊状・マトリクス支持の堆積物である．マトリク

m，Loc. 9 では 5 m 以上である．また，Loc. 4 では上部がスは中粒〜極粗粒砂からなる．平均粒径約 15〜30 cm，

侵食されているため 0.5〜2 m 程度である．このように，最大径 60 cm の角礫〜亜円礫の安山岩及び花崗岩を含露頭では堆積物の厚さが 1 m 程度から数メートル程度にむ．部分的に，礫の長軸が上流に向かって傾斜するオリ変化する．このようなことからも，L1 層は堆積以前のエンテーションが認められる．

起伏に富んだ地形を広く・厚く埋積しており，I 面の主たる構成層であると判断できる．

合流部より上流の高森川沿いの Loc. 2 では，Ga-2 層は全体的に赤褐色をおびた，淘汰の悪い，未固結・塊状・L1 層の最下部 20 cm は中粒〜極粗粒砂層であり，Loc.

マトリクス支持の礫層であり，層厚は約 0.5〜1.3 m であ

3 と Loc. 7 にのみ観察され，この砂層は一部侵食されてる．マトリクスは中粒〜極粗粒砂からなり，泥をわずかいる．淘汰はやや良く，不明瞭な平行層理または低角度に含む．平均粒径約 20〜30 cm，最大径 30 cm の亜角礫の斜交層理が発達する．それを覆う L1 層本体は極めて〜亜円礫の安山岩を含む．Loc. 4，5 でも層厚や粒径に若淘汰が悪く，未固結・塊状・マトリクス支持の堆積物で干の変化はあるものの，堆積物の特徴は共通する．Loc．

(Fig. 4 C)，マトリクスは灰白〜青灰色粘土が卓越し，中8 では，層厚は約 5 cm で，淘汰がやや良い，未固結・塊

粒〜極粗粒砂を含む．Loc. 1 と Loc. 8 では粘土質マトリ状の細粒〜極細粒砂層が認められ，径 2〜10 mm の礫をクスの色が，オレンジ色，黄灰色や赤褐色を呈す部分がまばらに含む．

安達太良火山西麓，酸川流域に分布するラハール堆積物：過去 14000 年間の層序・年代と堆積過程

469

泥質堆積物 (Loc. 5，7，8，9)（全鉄を Fe2O3 に換算）量は他の試料と比較して多い (14〜Loc. 7，8 では 2〜3 層，Loc. 5，9 では 1 層の泥質堆積物

34 wt.%)．GS1 と GS2 の Fe2O3 量が高いことは，露頭全が認められる．Loc. 7 では，淘汰が悪い，未固結・塊状・体が赤褐色を呈し，固結度が高いことからも示唆される．

マトリクス支持の堆積物が 3 層 (Ma-7, Mb-7, Mc-7) あ

泥質マトリクスの堆積物のほとんどは SiO2 量が 64 wt.%

り，いずれもマトリクスは，粘土が卓越し，中粒〜極粗以上と高い．これは安達太良山に産する火山岩の SiO2

粒砂を含む．マトリクスの色調は，灰白色〜黄灰色，青量（藤縄，1980 ; 藤縄・鎌田，2005 ; 阪口，1995）よりも灰色，オレンジ色など，層により様々である．それぞれ多い．硫黄含有量は，GS1 と GS2 や砂質・礫質堆積物にの層厚は 15〜60 cm 程度である．礫は亜角〜亜円礫の安少なく（約 3 wt.% 以下），泥質マトリクスの堆積物に多山岩で，径が 1〜3 cm の中礫サイズが多く，数 10 cm〜60

く含まれ，5 wt.% を超えるような高い値を示す堆積物

cm 大の巨礫もまれに含まれる．Mc-7 層は直径 20 cm 程(L1，M3 L，M5，M6，M7，M8) があることが特徴であ度の樹幹を含む．他の地点では，層厚が 5 cm から 1.2 m

る．今回分析した試料の各微量元素の平均値は，As が以上と変化があるものの，下位の L1 層と比べると明ら

69 ppm，Ba が 460 ppm，Ce が 56 ppm，Co が 9 ppm，Cr がかに層厚が薄い．また，いずれも泥質マトリクス支持で，

32 ppm，Cu が 63 ppm，Ga が 16 ppm，Nb が 6 ppm，Ni が数 cm から数 10 cm 大の安山岩礫を含む同様の特徴を示

6 ppm，Pb が 41 ppm，Rb が 49 ppm，Sr が 139 ppm，Th がす．

15 ppm，V が 262 ppm，Y が 16 ppm，Zn が 27 ppm，Zr が3-4堆積物の化学組成分析

168 ppm である．これらの値を日本の河川成堆積物の平記載をした堆積物のうち，礫を含む堆積物はそのマト

均値（今井・他，2004）と比較すると，As が 7.4 倍，Ba

リクス部を，砂層の場合は砂部分を採取し，化学組成分が 1.1 倍，Ce が 1.7 倍，Co が 0.6 倍，Cr が 0.5 倍，Cu が析を行った．分析は，福島大学の蛍光 X 線分析装置

2.1 倍，Ga が 1.0 倍，Nb が 0.8 倍，Ni が 0.2 倍，Pb が 1.8（XRF : 株リガク製 RIX1000）を用いて，粉末プレス法に

倍，Rb が 0.7 倍，Sr が 0.9 倍，Th が 2.5 倍，V が 2.0 倍，より加圧整形したペレットを測定した．検量線や分析条

Y が 0.9 倍，Zn が 0.2 倍，Zr が 3.0 倍となり，明らかに件等は，高瀬・長橋 (2007) に詳しく記述されている．まAs 含有量が多い．SiO2 量と硫黄および As 含有量が多た，FP (Fundamental Parameter) 法（西埜，2005）による

いことは，堆積物の起源が酸川上流の硫黄川に存在する

オーダー分析（株リガクの SQX 法）から，硫黄 (S) を含

熱水変質帯や噴気変質帯と関連することを示唆する．

む主要 11 元素の化学組成も求めた．FP 法の分析条件
は，管電圧 50 kV，管電流 50 mA，ステップスキャン（ス4．14C 年代および年輪酸素同位体比による年代

テップ 0.05°，測定時間 0.4 秒）で定性分析を行い，同定

Loc. 5，6，7，11 において樹幹・木片や古土壌層を採取されたピークについてオーダー分析による定量値を得し，14C 年代測定を行った．測定は株式会社パレオ・ラ

た．
検量線法による主要 10 元素と微量 17 元素およびオーボに依頼した．測定試料は，酸（塩酸 1.2 N），アルカリ（水酸化ナトリウム 1.0 N），酸（塩酸 1.2 N）洗浄の後，加ダー分析による硫黄を含む主要 11 元素の分析結果を

速器質量分析計（NEC 製 1.5 SDH）を用いて測定した．

Table 1 に示す．オーダー分析による分析結果は，Table 1

得られた14C 濃度について，同位体分別効果の補正を行に示した元素以外に同定した元素も含めて 100 % に規格

い，14 C 年代と歴年代を算出した．14 C 年代の算出は，化した値である．主要 10 元素を検量線法とオーダー分

14

析とで比較すると，オーダー分析の MgO 量がやや少な

較正には OxCal4.1 (Bronk Ramsey, 2009) を用い，較正曲

C の半減期として 5568 年を使用した．14C 年代の暦年

く，K2O 量と P2O5量がやや多いが，他の元素のオーダー

線 デ ー タ と し て，PDL-22983 と PDL-22984 は IntCal09

分析の値は検量線法による値に近い．標準物質によらな(Reimer et al., 2009) を，その他の試料は IntCal13 (Reimer

い硫黄の定量の正確度は不明であるが，硫黄の特性 X 線

et al., 2013) を用いた．なお，今回の年代測定値の範囲で強度（約 1〜39 kcps）とオーダー分析による硫黄含有量は，較 正 曲 線 デ ー タ に よ る 差 は 無 視 で き る．結 果 を（約 1〜15 wt.%）との相関は当然のことながら大変良く

Table 2 に示す．同一の堆積物中からやや異なる複数の（相関係数 R2=0.999），硫黄含有量の多寡を検討するに年代値が出ているのは，M5 層の泥質マトリクスに含まは十分な精度がある．ただし，XRF によるバルク分析でれる木片 2 点 (2895±20 yrs BP，3045±20 yrs BP) である．

あるため，硫黄の存在形態別の含有量は分からない．

調査地域の堆積物はどの層準にも，木片や場合によってSiO2量は 61〜78 wt.% の範囲にある．砂質マトリクス

は大型の樹幹などが普遍的に含まれる．そのため，よりの GS1 と GS2 は，泥質マトリクスのものよりも SiO2 量

古 い 年 代 値 の 混 在 は 再 堆 積 に よ る も の と 判 断 す る．

が相対的に少なく (61〜67 wt.%)，逆にこれらの Fe2 O3

M7/M8 間，M6/M7 間と M6 の14C 年代値が逆転している470

片岡香子・神野成美・長橋良隆・木村勝彦
Table 1.

Results of XRF (bulk chemistry) of lahar and fluvial deposits in the Sukawa River system.

が，較正年代の 2σの年代範囲でみると層位関係と矛盾
14ている（今井・他，2014）．今井・他 (2014) によれば，7しない (Table 2)．よって，得られた C 年代値は，個別

個体中のうち樹皮がある（あるいは表層年輪が全周に存の露頭で確認できる M9 層から M1 層の上下関係とは整在する）4 個体は，すべて 498 BC に枯死している．また，合的な結果といえる．また，山元 (1998) で報告された

樹皮直下の最外年輪が晩材まで完成していることから，

L1 層の年代値 (2430±60 yrs BP，2460±80 yrs BP) とも，枯死が 498 BC 秋から 497 BC 春の期間と限定できる．

本研究で新たに記載した堆積物との層序的関係や年代値においても矛盾しない．
L1 層が示す 2450 yrs BP 前後の14 C 年代値は，広い歴

5．議
5-1

論
L1 層下位の堆積物の年代と運搬・堆積過程

年代範囲を与える (Table 2)．これは，較正曲線の傾きが山元 (1998) では，L1 層とその上位の L2〜L7 層の，7緩く，得られた14C 年代値に対して一義的に歴年代が得層のラハール堆積物のいずれもが，粗粒火山灰の混じるられないからである．しかし，L1 層の暦年については，

粘土質の基質に安山岩岩塊がまばらに含まれる岩相であ

年輪幅計測と年輪酸素同位体比分析（中塚・他，2012）

ることを報告している．L2〜L7 層は，L1 層に比べて層に基づき，含まれる木材 7 個体の暦年代が明らかとなっ厚が薄く（1 m 以下）含まれる粒径が 6 cm を超えない．

安達太良火山西麓，酸川流域に分布するラハール堆積物：過去 14000 年間の層序・年代と堆積過程
Table 2.

471

Results of 14C dating of lahar deposits and intercalated palaeosols.

本研究では，L1 層よりも上位に，泥質堆積物を少なくとれの層の上方あるいは上流から下流にかけて，岩相の特も 3 層認定した．それらは L2〜L7 層のいずれかに相当徴が変化しない（例えば hyperconcentrated flow 堆積相がすると考えられるが，山元 (1998) で示したような年代随伴しない）ことは，流下中に流れの転換現象 (flow

データが得られておらず，個々の対比は行えない．

transformation) を起こしにくい，粘着性土石流の特徴とL1 層準よりも下位の堆積物で，泥質堆積物である
M9〜M1 層（M3 は L と U に区分）の 10 層については，も言える (Scott et al., 1995 ; Sohn et al., 1999 ; Vallance andScott, 1997)．

マトリクス支持，泥質マトリクス，淘汰が悪い，一部巨

一方，GS2 層は，マトリクスが砂質で，径が 1 m を超礫の含有などがあり，安山岩や白色に変質した岩片が含える巨礫を含む堆積物であり，塊状で不淘汰な特徴を持まれるなどの，従来報告されている L1〜L7 層と共通しつ．これらは，高エネルギーの流れによる運搬が起き，た特徴を持つ．M9〜M1 層に見られる泥質マトリクス

堆積物が流下中に十分な選別を受けずに急速に堆積した支持で塊状・不淘汰の特徴は，粘着性土石流堆積物（山ことを示し，粘着性のない土石流や流量の多い洪水流に元，1998 では粘着性ラハール堆積物）の解釈を支持しよるものと解釈できる（Manville and White, 2003 ; Sohn et（Capra and Macías, 2000 ; Nemec and Steel, 1984 など），こal., 1999 など）．GS1 層は，粒径も小さく，部分的に礫ののような現象が繰り返し起きたことを示す．またそれぞ

濃集や平行葉理の発達など，粒子の選別をうけた痕跡が472

片岡香子・神野成美・長橋良隆・木村勝彦

あることから，通常の河川性堆積物と判断できる (Allen,

Osceola 泥流のように山体崩壊に由来することがあるが1985 ; Smith and Lowe, 1991)．M3 L 層と M2 層の基底に(Vallance and Scott, 1997)，本調査地域では，そのようなは部分的に層厚 20 cm までの砂層が挟まる．泥質堆積物

大規模な崩壊地形や流れ山が認められない．一方で，泥との随伴関係からは粘着性土石流が到達するまでの先行

質ラハール堆積物の形成そのものすべてが水蒸気噴火と流あるいは，それとは異なる洪水に由来する可能性があ

直接関わるものでないものの，同様の堆積物は，ニューる．このような砂層は上位の L1 層にも部分的に認めら

ジーランド Ruapehu 火山の 2007 年 9 月の水蒸気噴火時

れる．

の火口湖水と積雪の取り込みを伴ったラハール流下後に以上のことから，L1 層より下位（約 2400 年前）には，も確認されており，かつ硫黄やパイライトが含まれるこ

10 回の粘着性土石流および 1 回の非粘着性土石流ないとが報告されている (Graettinger et al., 2010 ; Kilgour et

し大規模な洪水流が起きたことを示す．L1 層より上位

al., 2010)．また鳥海山での象潟岩屑なだれ発生以降のラも含めると，過去 14000 年間に酸川流域では，少なくとハール堆積物について，泥質のものは上流域の熱水変質

も 18 回のラハールイベントが発生していたこととなる．

帯を起源とすることが指摘されている（南・他，2015）．

5-2

ラハールの発生要因

きさかた

酸川流域では，最も規模の大きいと考えられる L1 層

それぞれのラハール堆積物の上位には古土壌層が発達は，本調査の結果，山元 (1998) が示した分布よりもよりする (Figs. 2 and 3)．また，低地を構成するいくつかの平上流域と下流域に分布する．また，硫黄川から高森川へ

坦面には開析谷が発達する (Fig. 1 B)．このことから，ラと流下したと考えられる L1 ラハールはさらに酸川に合ハール堆積物の堆積後には，離水し湿地や河畔林が発達

流し流下するが，合流点よりも上流（酸川側）にまで流する期間があり，場合によっては堆積物上に発達する小

れ込んだことが (Figs. 1 B and 3 : Loc. 1) 堆積物の分布か

規模な流路が存在していたことが考えられる．本研究やら支持される．木村・今井 (2013) や今井・他 (2014) に山元 (1998) で観察されたラハール堆積物は，このようよる L1 層に含まれる樹種の同定からも，これらの樹木な堆積環境下あるいは堆積物の保存環境下で形成されが沢筋だけでなく広域の植生を反映するため，L1 ラハー

た．古土壌層の上にラハール堆積物が重なることは，先ルの規模の大きさと広域性は明らかである．この L1 ラのラハール堆積物の形成後ある程度の時間間隙があり，ハールは安達太良山頂に位置する沼ノ平火口湖決壊によ後のラハールが当時の流路に収まらず溢れだす程度の，る可能性が指摘されているが（山元，1998），L1 層中の比較的規模の大きなイベントを抽出していることにな

埋没材の枯死の時期から，ラハールが秋から冬の終わり

る．山元 (1998) が指摘するように，このような規模の頃にかけて発生したと考えられるため，噴火と同時に起

大きなイベントは，先に形成されたラハール堆積物の侵きた融雪型ラハールの可能性がある．一方で，砂礫質ラ

食や再堆積の繰り返しの過程で起きたとは考えにくい．

ハール堆積物である GS2 層は調査地域において広域につまり本研究で見いだされた，個々のラハールイベント

分布し，層厚が 3 m 以上で，L1 層に次いで規模の大きなは火山の噴火による地表への瞬間的な物質供給，とりわ

イベントに由来すると考えられる．このような，巨礫をけ上流域の火山砕屑物などの不安定土砂の供給と植生破含む礫質の堆積物は，通常の土石流に由来する場合，谷壊，水系の攪乱（Pierson and Major, 2014 など）に関わるの出口で流路幅が広がり，斜度が小さくなることで急速と考えられる．
L1 層下位の泥質ラハール堆積物（M9〜M1 層）は，安に堆積し，小規模な扇状地を形成することが多い（Hungr
et al., 2005 ; 諏訪，1988）．しかしながら，GS2 層は，調査

山岩や白色に変質した岩片を含むことや，堆積物中の硫地域の下流域 (Loc. 11) でも確認でき，酸川堆積盆の遠黄分が多いこと，堆積物のマトリクスが粘土質であるこ方にまで達している．このような，含巨礫の厚層の堆積とを特徴とする．酸川上流にある安達太良火山の沼ノ平物を形成するには，流量の大きな流れが必要であり，通火口周辺や硫黄川上流域は，地熱変質帯（阪口，1995）

常の降雨に由来する土砂流出イベントよりはむしろ，火となっている．ここでは，白色，灰色，橙色を呈する脆山性の湖（火口湖・カルデラ湖・せき止め湖）の決壊に弱な岩石（様々に変質した安山岩）からなり，崖錐斜面

由 来 し う る (Kataoka et al., 2008 ; Manville and White,を形成する．また，水蒸気噴火起源の粘土質の降下堆積

2003)．先のニュージーランド Ruapehu 火山では，噴火物も山頂周辺で報告されている（山元・阪口，2000）この休止期であった 2007 年 3 月に火口湖の決壊による洪とからも，水蒸気噴火時あるいは水蒸気噴火後に，粘土水が起きており（片岡・マンヴィル，2007 ; Manville andを含む変質した火山噴出物を母材として，ラハール堆積

Cronin, 2007），下流域にも巨礫を含む砂礫質堆積物を残物が形成された可能性が高い．

している (Graettinger et al., 2010 ; Procter et al., 2010)．ま泥 質 ラ ハ ー ル 堆 積 物 は，ア メ リ カ Rainier 火 山 のた，あまりにも規模が大きいが，十和田カルデラの八戸安達太良火山西麓，酸川流域に分布するラハール堆積物：過去 14000 年間の層序・年代と堆積過程

473

噴 火（約 15000 年 前 : Hayakawa, 1985 ; Horiuchi et al.,

ハール堆積物が堆積していることから，山頂の地層では2007）以降に発生したと考えられるカルデラ湖決壊洪水

保存されていない噴火が存在する可能性がある．

3では，推定される洪水ピーク流量が数万から数十万 m /s

小規模なラハール堆積物の産出は保存ポテンシャルにの流れであった (Kataoka, 2011)．このとき，奥入瀬川上

よるところが大きいため，酸川流域のような河川環境下

流域では基盤岩を侵食し，カルデラ湖流出口から 30 km

では存在しないものの，より下流域に浮流土砂が輸送さ離れた奥入瀬川下流においても，径が 3 m 以上の基盤岩

れ，猪苗代湖底まで運搬・堆積している可能性がある．

由来の巨礫を含む砂礫質堆積物によって，堆積勾配が 1°

実際，猪苗代湖底で掘削されたコア堆積物からは，浅間-に 満 た な い 緩 傾 斜扇 状地 を 形 成 し て い る．砂 礫 質 の草津テフラ層（17 k cal BP : 町田・新井，1992 ; Okuno et

GS2 層は，酸化皮膜の発達した礫を取り込んでおり，

al., 2011）の降灰以降に，湖の沖で堆積したと考えられる

M9〜M1 や L1 層など他の泥質ラハール堆積物とは異な粘土質のイベント堆積層が何層も挟在する（長橋・他，

り円礫を多く含む．酸化皮膜のある礫は，噴火と噴火の2014）．このことからも，安達太良火山を起源とするラ間（inter-eruptive 期）に河川が比較的安定した河床におハール堆積物の一部はより下流域に流下した可能性があいて，酸化的状況下で生成されたと考えられる．安達太

る．

良山では過去において沼ノ平火口に湖水が存在し，それ給源近傍での噴火堆積物の層序は，噴火履歴や規模をが決壊して流出したという記録がある（井上，1900 ; 村

評価する際に重要である．しかし，給源のごく近傍は，山，1978）．巨礫を含み砂礫質の GS2 層の存在は，噴火

類似する噴出物の存在と累重，および物理的・化学的なとは無関係に，火口湖（あるいは火山周辺のせき止め湖）

風化・侵食に，よりさらされるためデータの欠如が起この決壊による突発的な流れが発生し，上流から下流にかり，層序がより複雑になる．また，植生や土壌の発達がけて流路の底や側方での侵食を伴いながら当時の河床礫

悪く，14C 年代値を得にくい場合もある．このような失が流れに取り込まれ，より遠方へと運搬・堆積した可能

われやすい給源火山近傍での噴火の情報を，本研究で示性を示す．

したように遠方堆積したラハール堆積物から評価するこ

5-3 噴火との対応関係とが可能である．

L1 層については，安達太良山頂で確認されている AdNT6 の噴火と関わると考えられている（山元，1998 ; 山

6．ま

元・阪口，2000）．先に述べたように，泥質ラハール堆積

本研究では，酸川流域に分布するラハール堆積物の特とめ物の形成が，安達太良山の噴火と関わるのであれば，本徴と層序，堆積年代を明らかにした．安達太良火山では，研究での M1 層は山頂での Ad-p2 に，M2 層は Ad-p1 に，

過去約 14000 年間に少なくとも 18 回のラハールが発生

M3〜5 層は Ad-NT5 と年代が近接する．一方で，山頂でした．その多くは，硫黄と変質岩片を多く含む泥質ラ報告されている Ad-NT5 よりも下位にあるブルカノ式噴

ハール堆積物（粘着性土石流に由来）であり，安達太良

火による噴出物（Ad-NT4 から Ad-NT1）に対応するよう

火山の水蒸気噴火による噴出物や熱水変質帯の岩石を母なラハール堆積物は，M5 層（約 3800 年前）と M 6 層（約材とし流下した，噴火と同時 (syn-eruptive) または噴火

11900 年前）間に堆積間隙があるため，本調査地域では

後 (post-eruptive) のラハールによると考えられる．ま確認できていない．このことは，噴火時または噴火後のた，巨礫を含む砂礫質のラハール堆積物も 1 層認められラハールは発生していた可能性があるが，当時の堆積場

た．堆積物は酸化皮膜のある円礫を含むことから，当時（主たる流路）が調査地域とは反対の北に集中していたの河床礫を取り込みながら，流量の多い非粘着性の流れことに起因するのかもしれない．また，ブルカノ式噴火が流下したことが考えられ，休止期 (inter-eruptive) におに由来するのであれば，泥分の少ないラハール堆積物とける沼ノ平火口湖あるいは火山周辺のせき止め湖の決壊

して，異なる岩相で産する可能性がある．酸川低地にお洪水による可能性がある．酸川で見られる 2 種類のラ

けるいくつかの地形面の形成年代は不明であるが，そのハール堆積物は，流体の性質や規模も異なるラハールが，分布からは流路の側方への移動と堆積場の変化が繰り返異なるトリガー（起因）により発生することを示す．まし起きていたことがわかる (Fig. 1 B)．また，山頂では，た，安達太良火山を起源とするラハール堆積物の一部はAd-NT1（約 1 万年前）とその下位の AT（約 3 万年前）とより下流域の猪苗代湖まで到達した可能性もあることかの間には，安達太良火山起源の噴出物はないとされ，そら，今後同様のイベントが起これば，広範にラハールがの理由の一つとして最終氷期における侵食の可能性が挙及ぶという，火山防災上の示唆も含む．本研究のように，げられている（山元・阪口，2000）．しかし，酸川では給源近傍では保存されにくい水蒸気噴火を含めた噴火の12000 年以前にも M9 層から M6 層までの 4 層の泥質ラ履歴や特徴を，遠方のラハール堆積物から類推・復元す474

片岡香子・神野成美・長橋良隆・木村勝彦

ることは重要である．
謝

辞

本論文は福島大学共生システム理工学類における神野成美の 2013 年度卒業論文を基に，その後の追加調査・分析を行い作成した．福島大学の中馬教允名誉教授には，
調査地域の地形観察や地形発達史について，助言と議論をいただいた．山形大学の伴雅雄教授と匿名の査読者からの重要な指摘をうけ，また長谷川健編集委員からの助言により，本稿は改善された．記してお礼申し上げます．
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（編集担当

長谷川

健）