旧石器時代の八ヶ岳山麓《図 A の出典》 ①須藤隆司（1991）●
中村由克＝野尻湖博物館学芸員②大竹幸恵（1989）③堤隆ほか（1987）④保坂康夫（1989）⑤⑥戸沢充則・安蒜政雄編（1991）⑦戸沢充則（1964）⑧⑨八ヶ岳旧石器研究グループ（1991）⑩八千穂村池の平遺跡発掘調査団（1986）⑪長野県埋蔵文化財センター（1992）

旧石器の遺跡群と黒曜石原産地

部地方の広い範囲に持ち運ばれる(図Ａ)．これは，小さな細石刃を組み合わせて八ヶ岳の山麓は，旧石器時代の遺跡が多いこと，ていたことが知られている．旧石器時代の段階で，使用したと考えられている．

それらが標高の高いところにも立地することなど， 物々交換のような流通機構が成立していたかどう

その後，旧石器時代から縄文時代への移行期にはかは問題があるが，八ヶ岳周辺を中心とした黒曜

神 子 芝 文化に属する尖頭器があらわれる．佐久市

日本の他の地方にはない特徴がみられる．諏訪湖

み

こ しば

しも も うち石のネットワークが日本列島の中に存在していたの下 茂 内 遺跡では，大型の槍先形尖頭器が大量には山麓各地で旧石器時代の遺跡が確認されるなど， ことは疑いない．この観点から最近では，原産地出土している（図A）．さらに諏訪湖底の曽根遺跡

早くから研究者の注目するところとなった．

に立地する八ヶ岳周辺の遺跡と，消費地にあたる

や北相木村の栃原岩陰遺跡などに，約1.2〜1.0万

旧石器時代の遺跡がおおくあるところは，八ヶ岳各地の遺跡との関連性が追求され始めている．

年前頃の縄文時代草創期の土器を持つ文化があらわの東麓と西南麓から諏訪湖にかけてである．おも遺跡の変遷と立地れる．

な遺跡の分布域は，①千曲川最上流の南牧村から今のところ八ヶ岳周辺での最も古い遺跡は，西南旧石器時代を通して遺跡は，高原や丘陵，ある畔の茶臼山遺跡は1952年に発掘が行われ，翌年に

や

で かわ

ゆみ ふり ひ なた

川上村にひろがる野辺山原（矢 出 川 遺跡群），②八麓の原村の弓振日向遺跡，北麓の立科Ｆ遺跡，霧ヶいは河川流域の段丘に立地しているが，縄文時代

千穂村の大石川上流（池の平遺跡群），③高根町の峰南麓の池のくるみ及びジャコッパラなどの遺跡

前・中期になると，八ヶ岳西南麓の火山麓扇状地

念 場 原 遺跡群，④茅野市の渋川上流（渋川遺跡群），

ねん ば はらである．これらからは，ナイフ形石器文化初期をの一帯にたいへん多くの遺跡が集中するようにな⑤西南麓の扇状地（原村周辺遺跡群），⑥白樺湖

代表する台形状のナイフ形石器（台形様石器ともる．さらに縄文時代の後・晩期をかわきりに，弥の周辺（白樺湖遺跡群，池ノ平遺跡群ともいう），

いわれる）や局部磨製石斧が出土している（図生時代以降になると，遺跡は低湿地にも立地する⑦霧ヶ峰の八島ヶ原遺跡群，⑧霧ヶ峰南麓の池のＡ）．これらは，およそ3.0万年前から2.6万年前頃ようになる．このような遺跡立地の変遷は，後氷

くるみ遺跡群，⑨長門町の鷹山遺跡群，⑩諏訪湖と推定されている．

期の段丘形成にともなう環境変化によるものもあ

それに引き続く約2.0万年前頃からのナイフ形石器ると思われるが，それ以上に，狩猟対象の変化，群，⑫和田村の男 女 倉 遺跡群などである（図B）．

文化の後半になると，諏訪市の茶臼山遺跡，茅野

採集から生産経済への変化という経済上の要因にこれらの中で，池の平遺跡群（標高1300〜1750

市の渋川遺跡，南牧村の三沢遺跡．高根町の丘のよるものと考えられている．

ｍ），渋川遺跡群（1600ｍ），池のくるみ遺跡群（1550

公園第2遺跡など，おおくの遺跡が知られている．

八ヶ岳東麓を源流とする千曲川−信濃川水系にはｍ），八島ヶ原遺跡群（1640ｍ）などの高冷地に遺図Ａには，三沢遺跡および丘の公園第２遺跡から旧石器時代の遺跡群が多く連なるが，この水系に跡が多く分布することが注目される．このような出土したナイフ形石器を示した．

近い野尻湖も含めてこの地域は，ナウマンゾウな標高の高い遺跡は，すべて近くに石器の材料とな

およそ1.5万年前頃からは，槍先形の尖頭器(両面どの動物化石が多く発見されていることでも注目った黒曜石が採集される石材原産地に立地するこを加工した槍先)が多く使われる尖頭期文化がひされる．現状では，ナウマンゾウ化石の年代と多とが共通している．今よりも気温の低かった最終ろがった．特にこの文化は黒曜石と結びついて発

くの旧石器遺跡の年代とは少し離れているが，古氷期のきわめて厳しい気候条件のもと，しかも高達しているが，全国的にみても八ヶ岳周辺では最くからあった千曲川沿いのゾウの道は，旧石器人

冷地で人類が生活し続けたことはまことに驚異的も古くから尖頭器が製作されており，かつこの地が獲物を追った移動ルートでもあったのではないであるが，この事実は，石器の原材料がいかに重域の多くの遺跡がこの時期に属している．図Ａにだろうか．そう考えると，日本海側から太平洋側要であったかを物語っている．

は，鷹山Ⅰ遺跡出土のものを示した．

へむすぶ道筋として，八ヶ岳山麓は古くから人類

約３万年前以降の後期旧石器時代になると，八ヶ約1.4〜1.3万年前には，南牧村の矢出川遺跡や中の生活領域の一部分であったことが理解される．

岳周辺で産出する黒曜石が，和田峠から関東〜中ッ原5B遺跡をはじめとする細石器文化があらわれて ながおか

東岸の手 長 丘 丘陵遺跡群，⑪和田峠の和田峠遺跡
おめ くら

図Ａ−八ヶ岳山麓とその周辺域における主要な石器の変遷

アーバンクボタ

NO.33

JULY

1994

株式会社クボタ●目次
特集＝八ヶ岳１

八ヶ岳火山−火山活動史と湖盆の変遷−①八ヶ岳火山の概要

田中俊廣……………………………

2②前期更新世の火山活動と湖盆の変遷

奥田述夫………

8③中期更新世の火山活動と湖盆の変遷

熊井久雄………

14④後期更新世の火山活動と段丘群の形成⑤八ヶ岳火山の年代

高……

29

近藤洋一……………………………

32⑥八ヶ岳地域の鮮新世末〜更新世の植物

内山

伊藤徳治……

35⑦日本各地の鮮新・更新統との対比

熊井久雄…………

37⑧復元図で見る八ヶ岳火山の一生

熊井久雄……………

38

熊井久雄……………………………

40

２

八ヶ岳山麓の地下水

３

八ヶ岳東部地域の土壌

４

八ヶ岳の植生梅村

弘…………………………

48

治……………………………………

54

図B−八ヶ岳周辺の黒曜石原産地と旧石器時代の遺跡分布
柴田

付図＝八ヶ岳山麓の地質図（1：150,000）

発行所＝株式会社クボタ
大阪市浪速区敷津1丁目2番47号
発行日＝1994年7月

編集製作＝㈲アーバンクボタ編集室
図版作成＝スタジオ・ツノ
印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場
URBAN KUBOTA NO.33｜1

八ヶ岳火山-火山活動史と湖盆の変遷-

熊井久雄＝大阪市立大学理学部教授①八ヶ岳火山の概要

元の人たちの話しを聞きますと，八つというのは「たくさんの峰」という意味で昔から使田中俊廣＝長野県下諏訪向陽高等学校教諭
奥田述夫＝㈱グラフイックセンター

はじめにわれているようで，特定の八つの峰を指すも内山

編集

今回は八ヶ岳の特集ですが，これが火のではありません．

近藤洋一＝野尻湖博物館学芸員

山であることを初めて知る人もおられるかと

八ヶ岳の火山の位置

伊藤徳治＝同志社香理中・高等学校教諭

思いますので，まずその辺のところから始め

図1・1は，本州中央部の第四紀火山および第●てください．

四紀の内陸盆地の分布図です．図中の糸魚川①八ヶ岳火山の概要

田中−静岡構造線というのは，第四紀に入っても高＝大阪市立大学理学部大学院生②前期更新世の火山活動と湖盆の変遷③中期更新世の火山活動と湖盆の変遷

八ヶ岳というのは，長野県の南東部にあか

あって，赤 岳を主峰に南北にいくつもの峰をたて連ねる山塊をいいます．ここには，北端の蓼
しな

あみ がさ

活動している日本でも第一級の構造線で，本州を東西に分ける大断裂帯，フォッサ・マグ④後期更新世の火山活動と段丘群の形成

科 山から南端の編 笠 山まで，標高2,000ｍ以上

ナの西縁にあたります．八ヶ岳火山は，フォ⑤八ヶ岳火山の年代の峰が10以上，約21ｋｍにわたって連なってッサ・マグナのほぼ中央部，糸魚川−静岡構⑥八ヶ岳地域の鮮新世末〜更新世の植物

おり，その周辺には広大な山麓地帯がひろが造線と秩父山地との間で噴出しました．

⑦日本各地の鮮新・更新統との対比っています．

ご存じのように日本列島の火山帯には，東日⑧復元図で見る八ヶ岳火山の一生

歴史時代に入ってからは噴火の記録がなく，

本火山帯と西日本火山帯があります．このう

また山頂部がいくつにも分かれていながら噴

ち東日本火山帯は，北は千島から北海道，東火口らしい地形もないので，これらの山々が北地方をへて本州中央部まで緩やかな弧を描火山であることに気づかれていない方もおら

いて連なり，本州中央部からは南に向きを変れるかとも思います．しかし，これらはすべ

え，富士・箱根・伊豆をへてマリアナの方へて第四紀に形成された火山群で，八ヶ岳ではと再び緩やかな弧を描いて連なっているわけ

約200万年前から約1万年前までの間に盛衰をですが，八ヶ岳は，ちょうどこの２つの弧が繰り返した幾多の火山が複合してみられます．

交わるあたりに位置しております．

火山の多い日本でも，これだけの規模と長い図中の松本盆地や甲府盆地は，第四紀の中期

活動期間をもつ火山は珍しく，その意味では，

以降に形成された山間の凹みです．図の隣に火山の誕生から消滅まで，きわめて長期間には本州中央部の衛星写真を示しますので，こおよぶ火山の一生を研究するには恰好の火山

れらを比べて見て頂けば，周辺の山地やそれ群です．

らの間にある火山や盆地の分布状況，あるい

八ヶ岳のなかでも南のいわゆる八ヶ岳連峰には１つ１つの火山体や山間盆地の大きさがよ

ついては，そのアルプス的山岳景観のためにく分かるかと思います．八ヶ岳は，ほかの火以前から登山愛好者にたいへん親しまれてき山と比べてそのボリュウムが非常に大きく，たてました．また八ヶ岳の広大な山麓地帯は，立
しな

や

ち

ほ

あし たか

すぐ南にある富士山と愛 鷹 山をあわせたくら

科 高原（北麓），八 千 穂 高原，野辺山高原，清いの規模をもっています．

里高原，富士見高原，蓼科高原（西麓）などと八ヶ岳の地形的特徴

よばれ，以前から高原野菜の農地や牧場とし

図1・2は八ヶ岳周辺の地形分類図および接峰て開発されてきましたが，最近では各種のリ面図です．接峰面図というのは，細かい谷をゾート施設がたくさんつくられるようになりカバーして浸食される前の地形を復元したもましたので，そうした面からも多くの方々にので，地形の大勢を知ることができます．地

よくなじまれるようになってきたのではない

形分類図は，空中写真を詳しく検討して作製かと思います．

しました．この図と左ページの立体写真や表

ちなみに八ヶ岳という名前の由来ですが，解紙写真などを見ていただきながら，八ヶ岳の説書などには特定の八つの峰を指して八ヶ岳地形の特徴をおおざっぱにみてみます．

としているものをときたま見かけますが，地

八ヶ岳火山群は，ほぼ南北方向に，全体としURBAN KUBOTA NO.33｜2

なつ ざわては緩やかに東に凸になるような弧を描いて南には夏 沢 峠がありますが，麦草峠から夏沢ことが分かります．この斜面は，地形分類で連なり，火山群の噴出物が分布する地域は，峠までの範囲が中八ヶ岳です．中八ヶ岳といは主として「火山麓扇状地」あるいは「流下

南北は約55ｋｍ，東西は最大約30ｋｍ，面積はう呼び方は一般には使われておりませんが，堆積物堆積面」になります．火山麓扇状地は

約1,150ｋｍ 2 に達します．

八ヶ岳火山の噴出物の特徴から私どもがつけ

火山地形に使われる一般的な用語で，山体か

八ヶ岳火山群は，地形・地質の特徴から，大たものです．山容は，北八ヶ岳と南八ヶ岳のら崩れ流されてきた岩屑が放射状に広がってきくは３つの地域に分けられます．北部には，中間の様相を示します．

堆積した堆積面です．現在では段丘化してい

たて しな

よこ

しま かれ

蓼 科 山（2,530.3ｍ），横 岳（2,472.5ｍ），縞 枯
ちゃうす

山（2,403ｍ），茶 臼 山（2,384ｍ）などの,標高2,500ｍ前後の山々が北西−南東方向に連なり
むぎ くさ

ます．茶臼山の少し南に麦 草 峠がありますが，
これより北側，蓼科山までが北八ヶ岳になり

い おう

よこ

一番南には，硫黄岳（2,760ｍ），横岳（2,829ｍ），
あみだ

阿 弥 陀 岳（2,805ｍ），八ヶ岳の主峰である赤岳
ごんげん

ます．流下堆積物堆積面は，泥流堆積物や軽石流堆積物の堆積面で，いわゆる「流れ山」（2,899.2ｍ），権現岳（2,715ｍ）などの，標高なども見られます．

2,700ｍ以上の高峰がほぼ南北に連なり，山稜

同じ火山の裾野でも，富士山のように非常にみね

まつはきわめて急峻です．その西側には，峰 の松め

み の と なかやま

新しい活火山では，その表面が溶岩流で被わます．これらの山々の山頂部にはいずれも，

目（2,587.3ｍ），美濃戸中山（2,387ｍ），編笠山

れているものもあり，これは「溶岩流原面」

後期更新世に形成された小規模な溶岩円頂丘（2,523.7m）などがやはり南北に連なります．

とよばれます．将来，富士山の火山体頂部ががのっています．このうち横岳のものが一番西側の山頂部は，いずれも更新世後期の溶岩崩壊して，その岩屑が溶岩流原面の上に堆積

新しく，山頂の一部にごつごつした溶岩がみ円頂丘からなりますが，これらは，主稜線をして裾野をつくれば，火山麓扇状地になるわ

られますが，北八ヶ岳の山々は全体になだらつくる火山体の西側山腹あるいは南西側山腹

けです．ただ，南八ヶ岳の平坦な山麓緩斜面

かで山頂まで木が生えています．

に噴出したものとみなせます．この範囲が南を実際に見ますと，谷の発達がまだ悪く，こ八ヶ岳になります．

の斜面の形成がそう古い時期のものではない

天狗 岳(2,645.8ｍ)，根石 岳(2,603ｍ)などが北

南八ヶ岳および中八ヶ岳の山麓を接峰面図でことが窺えます．

北西−南南東方向に連なっており，これらのみますと，等高線がほぼ同心円状にひろがっ

なお「扇状地・崖錐性緩斜面」としたものは

標高もやはり2,500ｍ前後です．根石岳の少しており，この斜面がスムーズな形をしている

主として東側の秩父山地の谷筋にみられる扇

まる

なか

その南には，丸山（2,329.6ｍ），中山（2,496ｍ），
てん ぐ

ね いし

図1・1−本州中央部における第四紀火山と内陸盆地の分布

写真1・1−八ヶ岳とその周辺地域の衛星写真

URBAN KUBOTA NO.33｜3

写真1・2−東方上空からみた南八ヶ岳と野辺山原

写真1・3−南方上空から見た八ヶ岳連峰の立体写真

URBAN KUBOTA NO.33｜4

図1・2−八ヶ岳の地形分類図と接峰面図

URBAN KUBOTA NO.33｜5

状地や崖錐性扇状地などで，一部では河岸段いる地域です．
「火山麓緩斜面」は，屋根の部

なお北八ヶ岳の西側，霧ヶ峰から美ヶ原には丘に移り変わっています．

分だけにもとの火山山麓の平坦な斜面がよく標高約2,000mのところに「霧ヶ峰火山等の高また，山体部分は「開析された火山山体急斜

残されている地域を示します．また「開析の原状地形」が分布します．霧ヶ峰火山は，八面」となっていますが，硫黄岳周辺など一部

すすんだ火山麓急斜面」は，もとの平坦な斜ヶ岳火山の活動が始まる直前の時期に活動しに火山体の原形を残すものの，大部分は開析

面が屋根の部分でも失われてしまっているが，たもので，基盤の上を何枚もの厚い溶岩流との進んだ急峻な山岳地帯です．山麓緩斜面とその地形からもとの火山山麓の斜面が復元で凝灰角礫岩層がこれを覆って平坦な地形をつの間には傾斜変換点がはっきりと認められ，きるものを示し，開析がさらにすすんだ地域

くっています．北八ヶ岳の北東側は，千曲川接峰面図でも等高線の間隔が急に密になってです．こうした地域の特徴から，北八ヶ岳のをはさんで烏 帽 子 岳，浅 間 山の火山山麓とな

います．

火山群の形成が非常に古い時期のものである

ります．また，南八ヶ岳の南東側の一部には，

これに対して，北八ヶ岳の北側から東側の山ことが推定できます．

黒 富 士・茅 ヶ岳火山の火山山麓がみられます．

麓では，接峰面図の等高線は非常に入り組ん

一方，北八ヶ岳の山体上部と西側山麓の一部

八ヶ岳の地形の特徴はだいたい以上のようででいます．これは，この地域では谷が深く刻には，さきほど述べた「溶岩流原面」が広がす．こうした地形の特徴からだけでも，北八まれていて山麓部の開析が非常に進んでいるっています．これは，山頂部の溶岩円頂丘とヶ岳では非常に古い時期に大きな火山活動がことを示しています，実際に現地に行ってみ同じく，更新世後期に噴出したものです．

あったこと，しかも，その開析された火山体

ますと，山体から放射状にのびた長くて深い

溶岩円頂丘は，溶岩からなる半球状ないし台の上には一番新しい時期の溶岩流と溶岩ドー谷が非常に良く発達しています．地形分類で地状の高まりで，山稜部や山腹に分布します．

ム（溶岩円頂丘）がこれを覆っていることがは，この地域は主として，「火山麓平坦面」「火図に見るように，北八ヶ岳に集まっています

分かります．この点は，ほかの火山にはみら

山麓緩斜面」および「開析のすすんだ火山麓が，南八ヶ岳の主稜線の西側にも点々と連なれない八ヶ岳の大きな特徴の一つで，これに急斜面」などになります．

っています．これらの溶岩円頂丘はすべて更より，非常に古い時期の火山体の開析が一時「火山麓平坦面」は，周囲は急な河谷壁で囲新世後期のもので，開析はほとんど進んでいカバーされ，それが保持されているのです．

まれていますが，山麓平坦面がよく残されてません．

その意味で八ヶ岳は，古い時期の火山活動を

図1・3−八ヶ岳周辺地域の地質概要図

え

くろ ふ

じ

ぼ

し

あさ ま

かや

調べるには恵まれた条件を備えているわけです．
また中八ヶ岳および南八ヶ岳に発生した大規模な火山活動は，北八ヶ岳のそれよりも新しい時期のものであること．溶岩ドームをつく
った一番新しい火山活動は，八ヶ岳の北から南まで及んでいることも分かります．
以上，八ヶ岳火山のおおまかなイメージをつかんでいただくために，まず火山地形を中心に 述 べ ま し た ．約 200万 年 と い う き わ め て 長
期 間 に わ た る 八 ヶ 岳 の 複 雑な 火 山 活 動 史を ，その周辺における環境の変遷まで含めて明らかにするためには，それぞれの火山地形を構成している地層・岩石を詳細に調査・研究することで初めて可能になります．その八ヶ岳の 地 質 図 は ， 今 回 は ， 15万 分 の 1の ス ケ ー ルのものが付図として本誌にはさみこまれることになりました．これについては，すぐ後で熊井さんにお話していただきます．
八ヶ岳火山の基盤
なお，八ヶ岳火山をのせている基盤の地質の

URBAN KUBOTA NO.33｜6

大略は図1・3のようになっております．

質図」となっています．

布の境目は航空写真で，いまの航空写真は非さきに述べた糸魚川−静岡構造線は，諏訪湖

じつは私どもが，亡くなられた郷原保真先生

常に精度が高いので境目はほぼ正確に読み取のあたりから小 淵 沢 の方向に向かって走り，の呼び掛けに応じて八ヶ岳を調べ始めたのはれますから，これを判読してつくります．溶

そこから甲斐駒ヶ岳のある花崗岩と新第三系

今から30年近くも前になります．そのときに岩に覆われた下の方の地層は簡単には調べるとの境を南に下がっていきます．八ヶ岳の南々山麓部での地層の重なりぐあいを徹底して調ことができませんから，私どもが調査してき西側は，この糸魚川−静岡構造線をはさんでべることから始めたわけです．山麓部の地層たような泥岩，砂岩，角礫凝灰岩などという

赤石山脈（南アルプス）になりますが，ここにというのは，砂やシルトや礫の中に火山噴のは，すべて一緒くたにして砕屑岩類としては，八ヶ岳の基盤をなしている古い岩石類が出物がごちゃごちゃと大量に混ざっているの一色で表現されてしまいます．ですから，そ露出しています．

で，最初はえらく戸惑います．しかし，火山

れらの砕屑岩類の堆積環境やその時代，またそれらは，図にみるように，北北東−南南西が発生する直前の環境や，やがて火山が発生

火山活動との関係などは分かりません．その方向に帯状にきれいに並んでいます．北から・成長し，さらにはそれが崩壊していくとき

代わり，上部の溶岩の方はきちんと色分けさの状態，また火山活動にともなって移り変われ，溶岩の種類や年代，その分布などから火

万 十 帯で，このうち三波川帯と御荷鉾帯は変っていく周辺の環境などは，この地層の中だ山活動の推移が明らかにされるわけです．

成岩，秩父帯は中・古生代の地層，四万十帯

けにしか記録されていないわけです．とくにもちろん私どもでも，その後も引き続き，こは中生代の地層です．

八ヶ岳のように非常に古い時期の火山があるの地質図で白く残されている地域の調査・研さらに八ヶ岳の東側をみますと，秩父帯は臼場合には，山頂部のものは開析されてしまっ

究を進めているのですが，それを地質図とし

田，八千穂，小 海 のあたりで，四万十帯は小ているので，山麓の地層の中にしか手がかりてしっかりとまとめるのは，あと少しの時間

海の少し南のあたりで姿をみせますが，じつが残されていないのです．

が必要です．

はこれより西方に向かっては，これらの地層

ただ，広大な山麓地帯をこうした方法で調べ

さて八ヶ岳山麓には，鮮新世末期から完新世

は南西方向に延びていくのです．つまりこうる ， つ ま り 山 麓 の 1つ 1つ の 沢 に 入 っ て ， そまでの地層が分布しますが，このうち鮮新世した古い地層・岩石は，ちょうど八ヶ岳の下の露頭を下流から上流までずうっと調べてい末から前期更新世に堆積した地層は八 千 穂 層

では，東から南西方向に折れ曲がる恰好で分くというのは，とうてい個人でできることで群，中期更新世に堆積した地層は 南 佐 久 層群布している．これが八ヶ岳の基盤の大きな特はありません．それで私どもは『八ヶ岳団体とよばれます．

徴の一つです．そしてその上には，主として研究グループ』をつくって，多くの人数で手八千穂層群は，主として北八ヶ岳山麓に分布

新第三紀の火山岩盤類がのっており，これらを分けしながらこの調査を始めました．こうししますが，これらは，最下部・下部・中部・基盤として，八ヶ岳火山が噴出したわけです．

て 調 べ て も ，最 初 の 1つ の 沢 ，そ れ は 南 八 ヶ上部・最上部の5つの累層に区分されます．

こ ぶち さわさん ば がわ

み

か

ぶ

し

いいますと三 波 川 帯，御 荷 鉾 帯，秩父帯，四
まん と

こ うみ

そま ぞえ

や

ち

みなみ さ

く

ほ

その新第三紀の地層は，八ヶ岳の北方に広く岳の横岳に源をもつ杣 添 川という沢ですが，一方，南佐久層群は，主として中八ヶ岳およ分布しています．

その沢の調査に約10年ほどもかかりました．

び南八ヶ岳の山麓に分布しますが，これらも八ヶ岳山麓の地質図

幸いなことに，この沢には南八ヶ岳の火山活最下部・下部・中部・上部・最上部の５つの熊井

い ま の お 話 に あ り ま し た 15万 分 の 1ス

動を明らかにするための地層がよく揃ってお累層に区分されます．

ケールの地質図を見ていただきます．本日のりました．また1つの沢を丹念に調べあげま

地質図は，こうしたそれぞれの地層の分布を話は，この地質図をお手元において頂きながすと，鍵層となる火山灰の層序がたてられて示しているのですが，地質図の凡例で両層群らの話になるわけですが，この図には，八ヶ地層の重なりぐあいがよく分かり，その後のの左側の列に示したものの大部分は湖成層，

岳の火山活動や周辺環境の変遷についての，調査はぐんとはかどります．こうして，八ヶ湖の底に堆積した地層で，そのなかに多くの私どもの長年にわたる調査・研究の成果が集岳山麓に分布する大部分の地層が調べられ，

火山噴出物をはさんでいるのです．いいかえ

約されています．それで最初に，この地質図

きわめて長期にわたる八ヶ岳の火山活動史とると，北八ヶ岳における前期更新世の火山活について簡単に触れておくのが分かりやすい

周辺環境の変遷の状況が明らかになってきま

動も，中・南八ヶ岳における中期更新世の火

かと思います．

した．それでこの時点で，八ヶ岳団研として山活動も，それらの火山活動の場は，湖の生ご覧いただけばすぐに分かるように，この地「八ヶ岳山麓の地質図」をまとめたわけで，成するような凹地で発生し，火山活動の盛衰

質図では，八ヶ岳の山頂部および北西部は空

それは1988年のことです．

にともなって湖域は移り変わり消長している

白になっておりまして，そのタイトルも八ヶ普通，火山の地質図というのは，要所，要所のです．その辺のことが，次の話になります．

岳火山の地質図ではなくて，「 八ヶ岳山麓の地の溶岩をサンプリングして調べ，それらの分

URBAN KUBOTA NO.33｜7

②前期更新世の火山活動と湖盆の変遷

表 2・ 1− 八 ヶ 岳 山 麓 の 鮮 新 世 〜 前 期 更 新 世 の 地 史 総 括 表

鮮新世〜前期更新世の地史総括表
奥田

いまお話がありましたように，北八ヶ岳山麓には，鮮新世末期から前期更新世にかけて堆積した八千穂層群とよばれる地層が広く分布しております．
八千穂層群は，不整合あるいは非整合により最下部・下部・中部・上部・最上部の５つの累層に区分されます．それらの分布状況をごく大ざっぱにみますと，北八ヶ岳北麓の北部
から東麓にかけての扇形に開いた山麓地域をほぼ３等分する形で，各累層が分布します．
一番北西側の地域には最下部・下部の地層，真ん中の地域には下部・中部・上部・最上部の地層，一番南東側の地域には最上部の地層が分布するという格好になっているのですが，ただ下部と最上部の地層の分布域は，千曲川の東側まで広がっています．
これらのうち，最上部累層だけは下位層を不整合に覆って山麓全域に広がっており，山体に近づくに従って，より下位の地層を削剥して堆積しています．なお，一番北西側の地域
では，最下部・下部の上に中期更新世の地層（南佐久層群最下部に相当する地層）がのっているのでちょっと見づらいかもしれませんが，
これをはぎ取った状態を想像していただけばよく分かるかと思います．
これらの地層の大部分は，シルト・砂・礫などからなる湖成（一部は河成）の地層で，その中に，火山活動に伴って流下してきた溶岩や空中から降下してきた火山礫・火山灰，あるいは火山体の崩壊にともなう泥流堆積物などを大量にはさんでいます．このように，鮮新世末から前期更新世にかけての八ヶ岳周辺域
では，湖の生成とその移動，火山の発生・成長・崩壊という大きな変化が互いに関連しながらおこったのですが，これらの地層を詳し
く調査・研究した結果にもとづいて，その変化の様相を時間的・空間的に配列してみますと ， 表 2・ 1の よ う に な り ま す ．
こ の 表 の 左 方 ，「 湖 盆 の 発 達 地 域 と そ の 性 質 」

URBAN KUBOTA NO.33｜8･9

まる こ

や

え はら

たて しな

もち

なお，空中から降下する火砕物のうち広域のす．なお，この時代の動植物の変遷や年代の屑岩がはさまれますが，これらは八ヶ岳火山流堆積物で，丸子〜望月地域一帯に広く厚く

図2・7は，これらのスコリア層の分布域を調月 などの地域名が記してあります．これらのものは，陸域にも水域にも同時に堆積します

問題については，後ほど，上部更新統までをのものではなく，噴出源は霧ヶ峰周辺および分布します．この堆積物中には，火山体の崩べたものですが，図のようにいずれのスコリ

場所は，北西から南東に向けて順に並べてあから，同一層準のローム層は水中にも堆積す

一括して伊東さんや近藤さんにお話していた

その北方にあります．最下部累層には，下位壊によって生じた巨大なブロックが大量にとア層も，その噴出源が現在の蓼科山近くにあるので，湖盆がどの時代にどの地域にあったることになります．いわゆる鍵層は，こうしだきますので，ここでは触れません．

より丸子溶結凝灰岩，軽石流堆積物（鍵層のりこまれていますが，その供給源ははっきりります．またスコリア層の層厚も，分布の軸とした欄には左から丸 子 ，八 重 原 ，立 科 ，望づき

はちちょう じ かわ

かを知ることができます．例えば，最下部をたローム層にはさまれる火山灰から選定され八千穂層群最下部の時代

キヌバミ），八 丁 地 川 溶岩などがはさまれましません．

に向かって厚くなります．それで，この火山堆積した時代には丸子から立科にかけての一ます．水中でつもった火山灰と陸上でつもっ−湖の誕生と霧ヶ峰火山の活動−

す．丸子溶結凝灰岩は白っぽいデイサイト質

B層は，B 1 ，B 2 ，B 3 に細分されます．B 1 は珪藻を古蓼科火山と呼びます．

番北西の地域が湖となり，下部の時代になるた火山灰とは，露頭の観察でも容易に見分け北八ヶ岳地域に起きた大きな変動は，北西部の安山岩で，八ヶ岳火山のものとは明らかに質シルト層主体，B2は砂・礫の互層が主体，

B 2 層の堆積期に入ると，今度は新たな構造運と湖は南東に移動して立科から湯 原 にかけてられます．水成のものは固くパシッと出てきにおける湖の誕生から始まります．丸子，八違います．おそらく北方の古い火山が噴出しB 3 は シ ル ト 主 体 の 地 層 で す ． C層 は ， 砂 泥 互動が発生します．図2・6の地質構造図にみらの地域が湖となる．さらに中部A層の時代にはますが，風成のものは“ローム層”になって

重原，立科地域に分布する八千穂層群最下部たものでしょう．軽石流堆積物（キヌバミ）は層・礫層で上方へ粗粒化します．

れる箱 畳 撓曲がこの時期に形成され，北・西

湖は最も拡大するが，中部B層の時代には湖がいて，腐ったような感じで出てくるからです．

累層は，下部は礫・砂主体，中部が砂・シル

依田川の流域沿いに，八丁地川溶岩は八丁地

さて，珪藻質のシルト主体のB 1 層は，その分側の地塊が相対的に隆起します．その結果，２つに分かれてしまう．その後，縮小した湖風成相から水成相へと水平方向に連なる様子

ト主体，上部は礫主体の地層で，すべて湖に川沿いに分布します．いずれも南方に向かっ布域を丸子から望月南方まで南東方向にぐん丸子・八重原地域が離水して湖城は南東に移

は消長を繰り返し，最上部の末期になると湖も，また上下方向（地層の重なり方）で水成相堆積したものです．

て層厚を増すことから，噴出源は霧ヶ峰火山と拡大しています．当時，この地域には珪藻り，湖は砂・礫などの粗粒な堆積物で埋積さは消滅してしまう．そういった湖盆の変遷をから風成相に移り変わっていく状態も，露頭

最下部累層は，その分布西縁の依 田 川 流域でと考えられます．

土を堆積するような穏やかな湖が広がっていれて浅くなっていったと思われます．

読みとることができます．

を調べていけば分かります．

は，基盤の新第三紀層にアバットしているこ

図2・1は，八千穂層群最下部が堆積した時代たわけですが，そうした中で北八ヶ岳の最初

さらにB 3 層の堆積期になると，浅 科・貞 祥 寺

一方，表の右側のスペースには火山活動の状

八千穂層群中のローム層は八千穂ローム層ととから，以前は浸食域であった丸子〜立科地の中頃，三 彩 タフ降灰期の古地理図です．当の火山活動が発生します．そのことは，湯原地域に始まったと考えられる沈降遅動によっ況を示してあり，この欄の左端はローム層層よばれますが，これらは，鍵層によって八千域が相対的に沈降し，そこに湖が誕生して礫時，丸子〜立科地域は湖となり，その南方でローム層が堆積し始めるのが，ちょうどB 1 層て，湖は南の方に拡大します．湖の堆積物は序となっています．ここでローム層というの

穂層群の各累層と対比され，それぞれが各累や砂が堆積し始めたものと考えられます．なは霧ヶ峰火山が盛んに活動していて，軽石流の時期にあたることで分かります．湯原ロー

シルト主体の細粒堆積物に変わり，前の時期

は，火山灰起源の土壌という意味でなく，風層の一部となります．すなわち表２・１に示

お表2・1の地層層序の欄では，八千穂層群最や溶岩流が湖に堆積しました．八千穂層群最ム層が顕著に分布するのは湯原地域ですが，よりも深くなります．古蓼科火山は，引きつ成の降下火砕堆積物，すなわちスコリア・火

すように，八千穂層群下部にはさまれるロー下部累層は鮮新世の布引層を不整合で覆うこ

下 部 が 堆 積 し 始 め る の は 約 170万 年 前 頃 と 考

湯原ローム層下部は，玄武岩質安山岩の黒っづき玄武岩質安山岩〜安山岩質の降下火砕堆とを示しています．布 引 層は，御 牧 原 台地でえられています．

ぽいスコリア層が主体で，全体に火山礫を含積物を噴出し，山体を形成し始めます．図2・は中部更新統に被われて島状に高まりをつく

八千穂層群下部〜上部の時代

みます．同様のスコリア層は，八千穂層群中2がこの時期の古地理図です．

ゆ はら

山礫・軽石・火山灰など，空中から降下して陸域に堆積した火山噴出物の総称として使っゆ はら

ム層は湯 原 ローム層，中部にはさまれるのはかつ み ざわうえ の勝 見 沢 ローム層，上部にはさまれるのは上 野
おお いし がわ

よ

ぬの びき

だ がわ

み まき はらさん さい

こ たて しな

はこだだみ

あさ しな

ていしょう じています．ですから，ローム層層序というのローム層，最上部にはさまれるのは大 石 川 ロっている地層ですが，最近では，布引層が最−古 蓼 科 火山の発生・成長と湖盆の変遷−

部にはさまれる勝見沢ローム層でもローム層

C層の堆積期になると，湖域はさらに南東方向

は，陸域での降下火砕堆積物の重なり方を示

ーム層です．こうして湖盆の変遷と火山活動

下部累層に含まれる可能性も考えられており，《八千穂層群下部の時代》の主体をなし，しかもその量が激増します．

へ広がったと思われますが，この時期の湖のし，これを基本として，火山活動の時間的推との対応が明らかにされてきたわけです．

この点については今後の課題になっているこ

八千穂層群下部累層は，層相の違いから，下また，八千穂層群上部にはさまれる上野ロー堆積物中には火山噴出物が含まれず，陸上域

移・規模・性質などが明らかにされていくわ

以下，地質図と表２・１をもとに，北八ヶ岳周とを一言付け加えておきます．

位よりＡ層・Ｂ層・Ｃ層の３部層に分けられまム層でも，同様のスコリア層が主体をなしてでもこの層準のローム層が欠如しております．

けです．

辺におけるこれらの変動のあらましを述べま

最下部累層の礫や砂の中にも，大量の火山砕

す．Ａ層は観音寺泥流とよばれる大規模な泥います．

それでこの時期には，古蓼科火山は活動を休

図2・1−最下部八千穂累層堆積期の古地理（三彩タフ降灰期）

図2・2−下部八千穂累層B 3 層堆積期の古地理（旭ヶ丘タフ降灰期）

図2・3−中部八千穂累層A層堆積期の古地理（最大湖水域形成期）

図2･4−中部八千穂累層B層堆積期の古地理（上野タフ降灰期）

図2･5−上部八千穂累層堆積期の古地理（ザラメ降灰期）

図2･6−八ヶ岳北麓の地質構造図

URBAN KUBOTA NO.33｜10･11

止していたと考えられます．

すように，火山体から湖に供給された砕屑物

れます．

《八千穂層群中部の時代》の量も尋常なものではありません．この時期，一方，湖盆の方をみますと，この時期になる

八千穂層群中部累層は，層相の違いから，下湖の山体寄りの望月地域の春日では，多量のと布施撓曲の形成による望月地域の隆起とも

位よりＡ層･Ｂ層の２部層に分けられます．Ａ

溶岩・火砕流堆積物をはさむ凝灰角礫岩層があいまって，Ａ層末期の縮小した湖域は，北層は凝灰角礫岩および火山角礫岩を主体とす堆積していますが，その層厚は270ｍ以上にも部の立科地域と北東部の浅科・貞祥寺地域にる地層，Ｂ層は砂礫主体の地層です．またこの達しています．さらにこの時期には，望月・２分されてしまいます．図2・4がこの時期の

おし だし

立科地域の一部でも層厚３〜10ｍの押 出 溶岩古地理図です．その後，湖は成層火山がもた

軸をもつ布 施 撓曲，布施向斜，協 和 背斜が形が流下しており，古蓼科火山が，大きな成層

らす砕屑物のため埋積が進んで小さくなり，成され始めます(図2・6)．

火山へと急速に成長していった様子がうかがＢ層堆積期の末期には，望月地域と湯原地域のA層の堆積期に入ると，休止していた古蓼科火えます．

尾根部の隆起に伴って湖は３つに分かれてし山が再び活動し始めます．湯原付近の勝見沢

その後，火山活動は次第に衰退して火山体のまいます．

ローム層の最下位は，層厚20ｍ以上のスコリア崩壊が始まり，大量の土砂が流出して湖域は《八千穂層群上部の時代》層からなり，再活動が非常に大規模なスケー

山体側から埋積が進み，Ａ層の末期には湖域は八千穂層群上部累層の時代になると，前の時ルで始まったことを語っています．

だいぶ縮小してしまいます．

期の傾向が一段と進み，砂・礫主体の地層がＢ層堆積期の初期には，古蓼科火山を噴出源と小さな地域ごとに分かれて分布するようになする勝見沢スコリア流が流下します．このス

ります．この時期には，北部の立科地域にあ頃から望月地域では，北北東−南南西方向の
ふ

せ

きょう わ

こうした活動に伴うかのように，古蓼科火山
ち

よ さとの周辺地域は急激に沈降し，立科から千 代 里

おお たけ がわ

いし どう かわにいたる広大な地域が湖となり，湖域の広がコリア流は，大 岳 川 (石 堂 川 の上流)沿いに流った湖はすでに消滅しており，湖は北東部のりは八千穂層群の全期間を通じて最大になり下した後，八千穂から北に向きを変え，北部

浅科・貞祥寺地域と南部の八千穂地域だけにます．図2・3がこの時期の古地理図で，このの貞祥寺・浅科地域まで達しています．勝見

なってしまいます．

図をご覧いただけば，この湖の広さが実感で

沢ローム層上部の火山活動は，細粒の火山礫

一方，湯原地域の西(標高900ｍ以上)では，層きるかと思います．

・火山灰の噴出が主体となりますが中断はな

厚20ｍの扇状地礫層が堆積しています．これ

また広さが最大であっただけでなく，図が示

く，火山体の成長はなお続いていたと考えら

は，火山体の崩壊にともなって生じたもので，

図2･7−湯原・勝見沢・上野ローム層中の降下
スコリア層の分布

図2･8−大石川ローム層中の降下スコリア層の分布

図 2･9− 最 上 部 八 千 穂 累 層 中 の 主 要 な 流 下 堆
積物の分布

URBAN KUBOTA NO.33｜12この時期，古蓼科火山では火山活動と並行し上部累層については，下位より順に話してい岩安山岩質の大石川溶岩Ⅰが大石川沿いに流て，すでに山体の崩壊が進み始めていたよう

きますと煩雑になりますので，ここでは火山下します．その後スコリアや火山灰を噴出しです．

体ごとに述べます．

ますが，Ⅰの時期の末には同質の大石川溶岩火山活動の方をみますと，この時期の降下火《古蓼科火山の崩壊》

Ⅱが流下します．

砕堆積物である上野ローム層は，鍵層ザラメ

古蓼科火山の活動は前の時期にほぼ終わりま

大石川ローム層Ⅱの時期になると，火山活動の層準で様相が一変するので，この層準を境す．この時期以降は山体の崩壊期になるわけ

は最盛期に入ります．この時期，八千穂地域に下部と上部に区分されます．上野ローム層ですが，まず最上部累層Ⅰの時期初頭には，には湖盆が生じ，礫主体の湖成層が堆積しま

下部はスコリア層が主体で八千穂地域に分布

湯原地域に泥流堆積物が流下します．

すが，そこに古蓼科火山からは，さきに述べしますが，上野ローム層上部になると火山灰

最上部累層Ⅱの時期になると，北東部では，たように土岩泥流が流下してきます．

層が主体となり，分布域も異なって八千穂か

望月・浅科・貞祥寺・湯原地域に山体の崩壊

それとほとんど同じ時期に，古麦草火山の活ら望月東部まで広域になります．

にともなう大規模な扇状地性堆積物が堆積し動が活発になり，まず玄武岩安山岩質の千代湖の堆積物も，上野ローム層上部の時期に入ます．また北部の立科地域にも，山体の崩壊

里溶岩が小海付近にまで流出し，次いで本間ると層相がガラッと変わります．北東部の湖による礫層が堆積しますが，これはいくぶん川泥流が流下します．この泥流堆積物は，本では，砂層から細粒の降下火砕堆積物へと変水つきです．地質図で，上記の地域に分布す

間川流域から千曲川を越え，相木川流域まで化し，さらに上限付近では風成相に移り変わる最上部累層がこれらの地層で，地形的にはの広い地域に流下しており，面積20ｋｍ2，体積ってしまいます．また南部の八千穂地域の湖

火山麓平坦面や火山麓緩斜面をつくります．

0.8ｋｍ3に達する大規模なものです．その後，も，上野ローム層上部の時期に入るとまもな

一方，南東部では，本 間 〜小 海 から千曲川東

火山活動の性質は変化し，安山岩の本間川溶

く消滅してしまいます．このように，上野ロ側の相木川流域にいたる広い地域に，土岩泥岩が本間川上流部に流出し，また同質のスコーム層上部の時期になると，山体側から砕屑流が堆積します(図２・９)．土岩泥流は面積

リアや火山灰が噴出します．このように古麦

ほん ま

2

こ うみ

3

物が湖に供給されることがなく，湖盆をつく10ｋｍ ，体積0.4ｋｍ の大規模なもので，泥流

草火山は，この時期に最も激しく活動し，山る沈降運動はみられず，この時期の末期には堆積物中には中部累層Ａ層に由来する巨大な体の成長と崩壊を繰り返しました．

すべての地域が干上がり，浸食域に変わりまブロックを多量に含んでいるので，この時の大石川ローム層Ⅲの時期になると溶岩の流下

す．図2・5は，この時期のザラメ降灰期の古崩壊は，山体を吹き飛ばすような馬蹄型カルはなく，玄武岩安山岩質のスコリアの噴出が地理図です．

デラの形成を伴う爆発的な噴火によるもので主になります．その後火山活動は休止し，松

なおこの時代の初期には，大石川流域にデイ山体の一部は消滅したと考えられています．

井くされ礫層の堆積期になると，スコリアな

こ むぎ くさ

サイト質の大石川火砕流が流下しています．

《古 麦 草 火山》

どを噴出しますが，この時期の活動は穏やか

この火砕流の噴出源は麦草峠付近にあります

大石川ローム層Ⅰ，Ⅱ，Ⅲは，いずれもスコで，すでに崩壊期に入っております．

が，これについてはすぐ後で触れます．

リア層と火山礫を主体としますが，各スコリ《古 八 柱 火山》

八千穂層群最上部の時代

ア層の分布を調べると図2・8のようになりま

大石川ローム層Ⅳの時期には，大石川上流の−古 麦 草 火山と古 八 柱 火山の活動−

す．この分布城は，古蓼科火山のそれよりも地域(標高1,350ｍ以上)に，玄武岩安山岩質の八千穂層群最上部累層は，上部累層を不整合

ずっと南側に移っており，噴出源は麦草峠付

岩 株 溶岩，茅 野 線 溶岩，八 柱 山 溶岩類，デイで覆い，北は立科から南は千曲川東側の相木近と推定されます．また同じ時期に発生したサイト質の湯沢溶岩などが流下します．この川流域まで，八千穂層群各累層のなかで最も流下堆積物について，その流下方向から噴出

うち，湯沢溶岩と八柱山溶岩類の分布は図2・

広い分布域を示します．地層も，最下部〜上源を推定すると，土岩泥流を除くいずれの流

９に示しました．これらの噴出源は，溶岩の部累層が水成層が主体であったのに対して，下堆積物も麦草峠付近になります．この火山

分布や溶岩のつくる地形から八柱山付近に求最上部累層は，降下スコリア層，火山灰層，を古麦草火山とよびます．なお，最上部累層

められます．それで，これを古八柱火山とよ溶岩，泥流堆積物，凝灰角礫岩，礫層などのの時代の主要な流下物の分布を図2・9に示しびますが，古八柱火山の活動は，この時期に

山体構成層からなり，なかでも溶岩流の多いておきます．

限られています．

のが特徴です．

古麦草火山の活動は，さきに触れたデイサイ

ですからこの時期の後は，北八ヶ岳の３つの最上部累層は，非整合により下位よりⅠ，Ⅱ，ト質の大石川火砕流から始まります．その後

火山，古蓼科火山，古麦草火山，古八柱火山

Ⅲ，Ⅳの４部層に区分され，それぞれ大石川

休止期になりますが，大石川ローム層Ⅰの時はすべて山体崩壊期に入ることになります．

ローム層Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ，Ⅳに対比されます．最期になると火山活動が再び始まり，まず玄武

八千穂層群は，北西部に一番古い地層があっ

こ むぎ くさ

こ

や ばしら

こ

いわ かぶ

や ばしら

ち

の せん

や ばしらやまURBAN KUBOTA NO.33｜13

て，南東側に向かって順に新しい地層が分布に幸運だったわけです．中期更新世以降の火していると冒頭に述べましたが，これまでの山になると，これは，だいたい火山として復話でお分かりのように，これは，湖盆が火山元できます．

中部更新統層序の対比と火山活動活動と共に，その活動にともなって北西部か編集《山麓各地の中部更新統の層序とその対比》

ら南東の方へ移り変わってきたからです．そ頃はまだ阿蘇のカルデラもないし，富士山や熊井して，最上部累層の分布が南東部だけでなく箱根といった火山もないですね．それなのに約30万年ぐらいもの長い間，八ヶ岳は静穏に

広く北側の地域にもみられるのは，南東部で山陰や北陸などには前期更新世の火山がある

過ぎています．それが，中期更新世に入っておきた最後の火山活動と古蓼科火山の崩壊期でしょう．ちょっと様子が違うのかなと感じ

約40万年前ぐらいになると激しい火山活動がとが時期的に重なったことによります．

をもったりするんですが．

発生し，八ヶ岳は大きく変貌していきます．

松井くされ礫層の堆積

熊井

たしかに山陰地方などには，花崗岩地

中期更新世に八ヶ岳山麓一帯に堆積した地層

八干穂地域の松井周辺および千代里地域の溝帯の上に前期の火山岩がぴょんぴょんと残っは，南 佐 久 層群と野 辺 山 原 泥流に区分されまノ原周辺には，標高1,050〜1,250ｍにかけてているんですね．またおっしゃるように，当す．これらの地層も，八千穂層群と同じよう北東方向に緩く傾斜した平坦面がみられます．

時，九州には阿蘇火山はありませんが，そのに，火山噴出物をはさむ湖成層や扇状地堆積

この平坦面をつくる礫層は，主として風化しすぐ北側の耶馬渓では前期の溶岩が数10ｋｍ2に物，火山体からの流下物などからなっている

た゛くさり礫" からなっており，松井くされ

わたって広がっていますし，阿蘇のすぐ南側のですが，ただ分布は非常に広域にわたって礫層とよばれます．この礫層は扇状地性の堆には安山岩の岩体があります．富士・箱根ないて，八ヶ岳の東麓・南麓・西麓の一帯，そ積物で，八千穂層群最上部累層を不整合に被どの火山も前期にはありませんが，その代われに北麓にも一部分布します．

います．

り伊豆に前期の火山がたくさんあるんです．

南佐久層群は，非整合や層相の違いによってさきに述べましたように，古麦草火山の降下

それで，火山のないところを探しますと，四最下部，下部，中部，上部，最上部の５つの物がこの礫層中にはさまれますが，これが，国とか紀伊半島の南部などにはなくて，これ累層に区分されます．また南佐久層群にはさ

前期更新世における北八ヶ岳の火山活動の最は今とあまり変わらないんです．ですから非まれるローム層は広瀬ローム層とよばれ，南後の噴出物となります．これ以降，中期更新

常に大ざっぱにみると，少し地域がずれるだ

佐久層群の累層区分に対応して，最下部，下世の火山活動が始まるまで，八ヶ岳の火山活けで前期更新世の火山の分布というのはそれ部，中部，上部，最上部に細分されます．た動は長い休止期に入ることになります．

ほど変わっていないんです．ただし，誤解のだし最上部ローム層は，野辺山原泥流として

前期更新世の火山をめぐってないように一言つけ加えますと，丘陵や平野一括される堆積物群の中の降下火砕堆積物な

編集

日本の前期更新世の火山は，八ヶ岳のの様相となると，これはまるで違います．日

どを含みます．

ほかにもたくさんあると思いますが，その分本列島の主要な平野と丘陵あるいは内陸盆地

表3・1は，八ヶ岳山麓に分布する各地域の中

布はどんな具合になっているんですか．またが形成され始めるのは，だいたい鮮新世の末部更新統の層序を対比し，あわせて火山活動

それらの火山活動史はどのようになっている期以降からです．ですから当時は，広大な関の推移を示したものです．この表では，左端んですか．

東平野が海の底であったり，また山脈もいまから東麓，川 東 地域(千曲川東側)，南麓，西熊井

前期更新世の火山というのは，火山体ほど高くはなっておりません．つまり日本列麓の順に並べ，各地域の層序と共に，それらがすっかり壊れてしまっているので，火山岩島の骨格はこの時期にすでに出来上がっていの地層が鍵層によってどう対比されるかを示が分布しているだけなんです．だから，火山るにしても，その肉付きはだいぶ異なっていしてあります．またこの表では，溶岩や泥流という格好では復元できない．以前，そういるということです．火山の分布域が少しづつ堆積物など火山体からの流下物は，右側の火う図を作ってみたことがあるんですが，それずれているのも，そうした違いを構成する要山活動の欄に記した流下物と同色で示しましは火山の分布図にはならなくて，前期更新世

因になっているわけです．

たので，その凡例を見ていただきます．流下

ただ前期更新世の火山といえば，その③中期更新世の火山活動と湖盆の変遷

北八ヶ岳の古い火山活動が終息した後，

みなみ さ

く

の

べ やま はらかわひがしに噴出した火山岩の分布という，ただ火山岩物の場合には，湖成層に挟まれていれば湖域の広がりだけを示す図になってしまいました．

に，風成層や河成層・扇状地性礫層などに挟ですから北八ヶ岳のように，前期更新世火山

まれていれば陸域に堆積したということになの活動史が明らかにされたのは非常に稀な例

ります．

なんです．八ヶ岳の場合には，後期更新世の南麓および西麓には，地層の下方に？印と点火山が上にのっているので保存がよく，非常線が記されています．これは，この部分は地URBAN KUBOTA NO.33｜14

こ

あ

み

だ だけ

表付近での地層の露出がなく，どのような地累層Ⅱ堆積期までの噴出源を古 阿 弥 陀 岳 と呼の湖ができて間もなく中八ヶ岳で火山が噴火層が分布しているのか現時点では不明という

ぶことにしています．これは，阿弥陀岳付近し，次いで南八ヶ岳で激しい火山活動が始まことです，ただボーリング資料からは中部累に噴出源があったという意味ではなく，前述ったのです．

層ぐらいまでが分布すると考えられます．

の時期まで南八ヶ岳に存在した成層火山を呼《八ヶ岳南部の沈降と湖盆の形成》ですから，ごく大ざっぱにいうと，南佐久層

ぶ時に使用する名称です．

一方，川東地域の最下部累層は，抜 井 川・相群は，東麓には最下部から最上部までの地層

以上のように，この表には中期更新世に八ヶ木 川の上流部では砂礫層が主体となり，しばが厚く堆積し，川東地域では下部・中部の地

岳地域におきた大きな変化の様相とその推移

しば巨礫をともなう崖錐性の堆積物になりま層の一部が欠けている．南麓と西麓では，上が記されています．これからの話もこの表をす．図3・3は川東地域の地質断面図です．北部・最上部の地層が厚く堆積し，中部の地層中心に進めていくわけですが，ただここでは東麓の千曲川東側には，さきに奥田さんの話までは分布するが，最下部・下部の地層は欠

この様相を細部にわたって１つ１つ述べる時にありましたように，八千穂層群最上部累層けている．このようになります．

間もありませんので，八ヶ岳火山の基本的なが堆積しており，南佐久層群の最下部累層は《中 八ヶ岳の火山と 南 八ヶ岳の火山》

問題に焦点をあわせながら，この変遷のあらその上に堆積しています．

一方，火山活動についてみると，大きくは中ましに触れてみたいと思います．

その堆積状況を断面図で見ますと，八千穂層

八ヶ岳の火山と南八ヶ岳の火山によるものと

南佐久層群最下部の時代

群最上部累層の堆積面は，千曲川西側の本間に分けられます．

《湖の誕生と中・南八ヶ岳火山の噴火》

川流域と東側の秩父山地側では標高が明らか

この時期の八ヶ岳の火山活動の噴出源を知る

南佐久層群最下部累層は，地質図では北麓のに違い，後者が約90ｍも高くなっています．そために，広瀬ローム層中の降下火砕堆積物の一部と千曲川東側の川東地域にしか分布が見れに対して，南佐久層群最下部累層の堆積面

等層厚線図をつくり詳しく調べてみますと，られませんが，最下部累層の代表的な岩相はは，千曲川の両側地域でほぼ同じ標高にあり

なか

みなみ

ぬく い

そま ぞえ がわ

あいき

特定の２地域が噴出源として浮かび上がって東麓にみられます．図3・2は，東麓の杣 添 川

ます．つまり，八千穂層群最上部累層が堆積

きます．図3・1は，代表的な鍵層の等層厚線

地城の地質図です．さきにも触れましたようした後，南佐久層群の最下部累層が堆積する

図ですが，これに見るように１つの噴出源はに，私どものグループが一番最初に調査した前までに，八ヶ岳地域側は秩父山地に対して地城で，ここには，南佐久層群の最下部から相対的に沈降したということです．

出源は権 現 岳 を中心とする南八ヶ岳です．ち

最上部までの地層が揃っており，南佐久層群

南佐久層群の最下部累層は，分布の北側縁辺

ょっと専門的になりますが，だいたい八ヶ岳の模式地となっています．

では，八千穂層群最上部累層を削剥した礫がの火山噴出物は，かんらん石を含む両輝石安杣添川の地質図にみるように，最下部累層は山岩質からデイサイト質のものです．このう

広瀬から川平までの千曲川の西方にある崖に

図3･1−広瀬ローム層中の主要な降下火砕堆積物の等層厚線図 <単 位 cm>

ち，中八ヶ岳を噴出源とするものはデイサイ

露出しています．最下部累層の層厚は約20ｍ

ト質が多く，南八ヶ岳を噴出源とするものは以上，ごく一部に風成のローム層が分布しま

角閃石とかんらん石の結晶を共伴するものがすが，他はすべて湖に堆積した地層です．下多い．岩質と鉱物組成の上では，そういう違部はシルト質風化火山灰層が主体，中部は軽いが明瞭に認められます．

石層および軽石を含むスコリア質砂層が主体，

また溶岩や火砕流堆積物など流下物の噴出源

上部はスコリア層とスコリア質砂礫層の互層も，表３・１に見るように，中八ヶ岳と南八が主体で，こうした水成の降下火砕堆積物のヶ岳とに分かれます．ただし南八ヶ岳の場合間にシルト層や細粒の砂層が挟まれています．

は，上部累層Ⅰの堆積期まではほぼ現在の赤では，これらの降下火砕堆積物を噴出した火岳の南西側付近に噴出源がありますが，上部

山はどこかということになりますが，降下物

累層Ⅱの堆積期以後になると，噴出源は分散の岩質と鉱物組成を調べますと，下部から中します．すなわち，現在の横岳および硫黄岳

部の火山灰層や軽石層を噴出したのは中八ヶ付近，権現岳付近，西岳付近，編笠山付近な岳の火山，中部から上部にかけての膨大な量

どの噴出源です．それで，これらを横岳火山，のスコリア層を噴出したのは南八ヶ岳の火山

権現岳火山，西岳火山，編笠火山と呼んでいであることが分かります．このように南佐久

ます．そしてこれらと区別する意味で，上部層群の場合にも，まず最初に湖が誕生し，そてん ぐ だけ天 狗 岳 を中心とする中八ヶ岳，もう１つの噴
ごん げん だけURBAN KUBOTA NO.33｜15

表3･1−八ヶ岳山麓各地の中部更新統層序対比表

URBAN KUBOTA NO.33｜16･17

図3･2−杣添川地質図・断面図

図3･3−川東地域地質断面図

URBAN KUBOTA NO.33｜18

主体となり，下位層とはアバット不整合で接以上，下部累層Ⅰの大部分を占めています．

積物は粗粒になります．湖は次第に埋積されしています．また北東縁の抜井川・相木川上写真3・1がＡ沢泥流の露頭です．一見して異ていき，この時期の末期には，湖は消滅して流部では，いま述べたように崖錐性の礫層が様な感じをもたれたかと思いますが，これがしまいます．一方，古 芦 平 尾根の北側地域に分布します．ですからこの沈降は，最下部累泥流堆積物の特徴で，ここに見られる礫ようは鎰 掛 礫層とよばれる河成の礫層が厚く堆積層の堆積直前に急激な沈降運動によって形成のブロックは，本来の礫ではなく“偽 礫 ”としますが，これは当時，古芦平尾根を迂回しされ，湖が誕生したものと思われます．

いわれるものです．

て千曲川に合流する河谷があり，そこにこの

図3・10-Ａは，最下部累層堆積期の八ヶ岳南非常に大規模な泥流が物凄い勢いで湖に流れ礫層が堆積したものと思われます．

部の古地理図です．上述の沈降運動によって込んでくると，湖の底や側面のものをひっか

またこの時期には，湯川付近には軽石を多量誕生した湖域は，北は本 間 川から南は川 上 地

き回して，そこにあったシルト質の風化火山に含むニセトリ肌凝灰角礫岩，高石川上流付域にいたる広大なものです．湖域の西側がど灰層やスコリア質の砂礫層などを巻き上げ，

近には安山岩質の唐 沢 溶岩が噴出します．さの辺まで広がっていたかは不明ですが，このその勢いでそれらをまた礫状に固めてしまう．

らに高 人 付近からは玄武岩質安山岩の大月川

地層は杣添川沿いにずうっと八ヶ岳山体側へ

それが偽礫です．ですから，この中にはシル溶岩Ⅰが噴出し，中八ヶ岳の天狗岳付近から入り込んでいるので，湖域は山体の奥深くまト層などがグニャーッと曲がったまま入っては安山岩質の湯川本沢溶岩Ⅰと玄武岩質の湯で広がっていたのだろうと思われます．

いるし，またどの形も，非常に不規則です．

川本沢溶岩Ⅱが噴出しています，図3・10-Ｂ

また，この地層の上にのるＡ沢泥流(後述)の

Ａ沢泥流は，こうした偽礫ブロックを大量にが下部累層Ⅰ・Ⅱ堆積期の古地理図です．

中には大きな泥炭質のブロックが入っていま取り込んでいて，大きいものでは径が10ｍ以下部累層Ⅲ堆積期になると，中八ヶ岳で再びす．ですから，杣添川上流地域には泥炭を堆上にもなります．そして，杣添川の地質図・

爆発的な火山活動が始まり，湯川流域などで積するような湿地ないし沼が広がっていたと

断面図に示されているように，こうした露頭

凝灰角礫岩や降下スコリア層が厚く堆積して考えられます．そしてさきに述べたように，がどこまでもずうっーと続いています．

います．

この湖の西側で間もなく火山活動が発生する

また，この泥流は湖底の堆積物をさらってい下部累層Ⅳ層は，後述の杣添川泥流によってことになります．

きますから，下位の地層は削剥されてしまい

著しく削剥されているので，この時期の様子《八ヶ岳北麓の小火山の活動》ます．表3・1で，杣添川地域のＡ沢泥流の下はよく分かりません．ただ高石川の中・上流

南佐久層群の最下部累層は，地質図にみるよ

位が浸食間隙となっているのは，地層が堆積域にスコリア質の砂礫層が分布し，また杣添

ほん ま

や

え はら

かわ かみ

み まき はらぎ れき

こ あしだいら

かぎ かけ

から さわ

たこ うど

うに，北麓の八 重 原 台地から御 牧 原 台地にかしなかったのではなく，この泥流によって削

川泥流堆積物の中には，この層準の砂礫層をけても分布します．このうち八重原を中心に剥され，その中に取り込まれてしまったから取り込んだ巨大なブロックが多量に含まれて溶岩の分布がみられますが，これは凝灰角礫です．

いるので，高石川・湯川地域には湖が広がっ

岩，溶岩，礫層からなる火山岩類で，北御牧

このように，Ａ沢泥流の規模は非常に大きくていたものと思われます．なお下部累層の堆火山岩類とよばれます．八ヶ岳火山とは独立て，復元してみますと，例えば富士山の上半

積期には，南八ヶ岳の火山からの降灰物はみした小火山の噴出物です．北御牧火山岩類の分ぐらいの山体が大崩壊したと考えてもおか

とめられません．

とも の周辺には，これを覆って伴 野 層とよばれる湖

しくない規模のものです．ですから，Ａ沢泥成の最下部累層が分布します．伴野層の上部

流の発生前には，南八ヶ岳北部にはすでに成は沼沢性の堆積物になり，それを最後に堆積長した火山体が形成されていて，それが，下が終了します．

部累層堆積期の初期に一度崩壊した．こう考

南佐久層群下部の時代

えないと辻褄があいません．

《A沢泥流》

Ａ沢泥流が水中堆積した後，湖は再び広がっ

南佐久層群下部の時代は，Ａ沢泥流とよばれて，泥炭層をはさむ細粒〜粗粒堆積物からなる大規模な泥流堆積物の発生によって始まり

る下部累層Ⅰが堆積します．下部累層Ⅰは，ます．Ａ沢泥流は，前時期の末期には縮小し杣添川の北側の高 石 川・湯 川 地域で最も厚くつつあった湖域に流下したもので，流出源は堆積し，層厚は36ｍに達します．

南八ヶ岳北部に求められます．杣添川の地質《中八ヶ岳の火山活動と湖盆の消長》図・断面図には，Ａ沢泥流の規模や堆積状況

下部累層Ⅱの時期になると，山体側から盛んがよく現れていますが，ここでの層厚は22ｍに砕屑物が運びこまれるようになり，湖の堆

たか いし

写真3・1−Ａ沢泥流堆積物の露頭

わ かわ

URBAN KUBOTA NO.33｜19

《下部累層堆積後の東麓の沈降運動》

南佐久層群中部の時代《東麓における湖盆の拡大》

下部累層が堆積した後，中部累層の堆積が始《杣添川泥流》中部累層Ⅱの堆積期に入ると，東麓南部の湖まるまでには，暫くのあいだ時間的な空白が中部累層Ⅰの堆積期は，最初は風成層の堆積

盆は再び拡大します．それだけでなく東麓北あります．それで，中部累層の基底面等高線から始まりますが，その後すぐにきわめて大部では，抜井川流域と相木川流域にそれぞれを調べて下部累層の堆積直後の古地形を描い

規模な泥流が発生します．

新しい湖盆が発生します．

てみますと，図3・4のようになります．この杣添川の地質図には，杣添川の左岸一帯に中これらの湖には，山体側から河川が流入して図は，その後の構造運動の影響を受けた状態

部累層が分布しますが，これが杣添川泥流堆いたようで，北部の馬 流 付近には，大月川溶で描かれているので，その点に注目しながら積物です．これもA沢泥流と同じように，下部岩Ⅱの礫を含む礫層が堆積しています．また図をみてみます．

累層Ⅲや下部累層Ⅳのスコリア層やスコリア

東麓南部の湖盆に流入した河川は，湯川流域

そうしますと，当時，湯川・大月間および鎰質砂礫層を偽礫ブロックとして多量に取り込に稲子軽石流の礫を含む“デイサイト礫層”

掛の西から本間川にかけての地域には，山体

んでおり，一番大きい偽礫ブロックでは長径と愛称される礫層が堆積します．この礫層に側から東へのびる河谷のあったこと，また相が50ｍ以上もあります．層厚は，杣添川下流

は黒曜岩片も含まれます．

木川流域では基盤山地から西へのびる河谷の域で最も厚く20ｍ以上にもなり，その分布状況

この時期の火山活動についてみますと，中八あったことが分かりますが，これらの地形はや規模から判断すると，山体だけでなく山麓ヶ岳の火山活動は依然として旺盛で，この時その後に多少の変位があるとしても，ほぼ当をも巻き込むような大崩壊があったものと考期には大量の降下火砕堆積物を相次いで噴出

なつ ざわ

ま ながし

時の地形を示していると考えられます．

えられます．発生源は，夏 沢 峠から硫黄岳のしています．一方，それまで余り活発でなか

一方，湯川下流域の標高1,150ｍのあたりは低

少し南あたりと思われますが，はっきりした

った南八ヶ岳の火山活動が，この時期に入る地になっており,また杣添川下流域の標高1,110

ことは分かりません．

と降下スコリア層を噴出し始め，杣添川流域

ｍのあたりには比較的大きな凹地がみられま

この杣添川泥流堆積物と同一層準で，湯川・には“むじな平凝灰角礫岩”が堆積します．

な

ら

い

す．これらの地域は，次に述べるように，中高石川地域には奈 良 井 泥流が流下します．こ

これ以降，南八ヶ岳の火山活動は次第に激し

部累相の堆積期以降から湖盆の発達する地域の泥流堆積物は湯川右岸に分布し，層厚は２いものになっていきます．図3・10-Dが中部累とほぼ重なるのです．したがってその後の沈〜４ｍで，杣添川泥流堆積物にくらべてぐん

層Ⅱ堆積期の古地理図です．

降運動の中心は，これらの低地や凹地に移りと薄くなります．なお奈良井泥流堆積物を覆《C沢泥流》

変わっていったものと考えられます．このよう砂礫層中には，軽石流堆積物“トリ肌”が中 部 累 層 Ⅲ 堆積 期 は ，う ぐ いす 凝 灰 角 礫 岩とうに，中期更新世の八ヶ岳の火山活動では，

はさまれます．

C沢泥流の流下から始まります．うぐいす凝灰

少しづつ沈降中心を移動させながら，常に東《中八ヶ岳の旺盛な火山活動と湖盆の再生》

角礫は，中八ヶ岳北部方面から流下した火砕

麓に湖盆をともなったことが大きな特徴です．

これらの泥流堆積物が流下した後，東麓では流堆積物で大月川以北に分布します．

そのために，東麓には最下部から上部までの前述の沈降運動によると考えられる湖盆が再C沢泥流は，南八ヶ岳方面から流下し，広瀬か湖成層が厚く堆積することになったわけです．

び出現し，杣添川から板橋川にかけての地域ら杣添川下流域を経て，海 尻 東方の基盤山地と，湯川下流域が湖域に変わります．

を乗り越えて相木川流域に達し，さらにその一方，中八ヶ岳を中心とする安山岩質〜デイ

一部は，千曲川沿いに北流して抜井川との合サイト質の火山活動は，この頃から最盛期に流点にまで及んでいます．C沢泥流の層厚は，入り，上部累層Ⅰの時期まで活発な火山活動

相木川で最大70ｍ，抜井川では最大8ｍに達を続けることになります．この時期の火山活します．そのため，堰止められて湖ができま動の特徴は，溶岩や軽石流を次々に噴出したすが，その湖に堆積した砂やシルトの層厚はことです．すなわち，大月川上流域には大月

千曲川上流部で20ｍ，相木川で10ｍにもなっ

図3・4−南佐久層群中部累層基底面等高線図

しん かい

川溶岩Ⅱ，新 開 周辺には安山岩質軽石流堆積
いな ご

うみ じり

ています．このようにC沢泥流は，A沢泥流

物の新開軽石流、稲 子 小屋から稲子にかけてや杣添川泥流をさらに上回る大規模なもので，は黒曜岩片を含むデイサイト質軽石流堆積物

この時期にも山体が大きく崩壊したことが分の稲子軽石流などで，これらの全層厚は150ｍ

かります．なお，C沢泥流の発生源は古阿弥にも達します．図3・10―Cが中部累層Ⅰ堆積

陀岳周辺と推定されますが，確かなことは分期の古地理図です．

かりません．図3・10-Eが中部累層Ⅲ堆積期

URBAN KUBOTA NO.33｜20

ひ

の はる

の古地理図です．

南麓では，この時期の地層は露出していない

南佐久層群上部の時代のですが，次に述べる 濁 川 泥流は，その中に穴山にかけての韮崎台地上には，巨大な溶岩《古阿弥陀岳の大噴火と山体の急成長》

よく淘汰された未固結状態のシルトを取り込

片のブロックからなる“流れ山”が数多くみ

上部累層Ⅰの時期になると，南八ヶ岳の火山

んだ大きなブロックを多量に含んでいます．

ら れ ま す ． 図 3・ 10-Gに ， こ の 岩 屑 流 の 流 下活動が最盛期に入り，激しい大噴火が次々にですから，上部累層Ⅰ堆積期には，小淵沢付状況を示しましたので，その規模の一端をご発生して，膨大な量の溶岩・火山礫・火山灰

近には広く安定した湖盆があったと推定され想像いただけるかと思います．

などが周辺に堆積します．冒頭で述べたようます．1971年に関東農政局計画部が地下水調

写真3・2は韮崎町の北西方にある七 里 岩 台地に，上部累層Ⅰの時期の南八ヶ岳の火山は古査のために，この地域のボーリング調査を行の露頭で，崖の高さは30ｍ，全体が岩屑流で阿弥陀岳とよばれますが，この火山が，旺盛っていますが，その資料からも湖盆の存在とつくられています．崖に近づいて観察すると，な噴出活動によって急速に山体を成長させてそ の 広 さ が 裏 付 け ら れ て い ま す ． 図 3・ 10-F

角ばった溶岩片や砂・泥が混じり合って大きいきます．それらの火山噴出物のうち，降下が上部累層Ⅰ堆積期の古地理図です．

なブロックをつくっており，なかには径3ｍと火砕物は東麓一帯に厚く堆積していますが，《大崩壊の前触れ》いう大きな溶岩片もみられます．これらの溶注目されるのは，西麓に流下した広 河 原 沢 溶

上部累層Ⅰと上部累層Ⅱの期間は，東麓や西岩片のほとんどは，南八ヶ岳の山体をつくっ岩や阿弥陀岳溶岩類です．

麓は浸食期にあたりますが，この時期に古阿ていた安山岩質のものです．

広河原沢溶岩は，立場川支流の広河原沢に局

弥陀岳では，火山発達史の上で画期をつくる

このように，既成の大きな溶岩が物凄い勢い

所的に露出する細粒の安山岩溶岩で，層厚は大崩壊が発生します．その大崩壊の先駆としで流下し，その勢いで砂や泥を巻き込みながにごりがわ

ひろ が わら ざわ

だい もん がわ

20ｍ以上に達し，下限は不明です．

て，まず濁川泥流，大 門 川 泥流が堆積します．
かま なし

じん ぐう

の塩川沿いでもみられます．また日 野 春 から

しち り いわら大きなブロックをつくって，なだれのよう濁川泥流は，釜 無 川とその支流の神 宮 川とのに流下したのがこの岩屑流の特徴です．一番

整合に覆い，広河原沢の標高1,900ｍ以上，柳合流点付近を模式地とする泥流堆積物です．

大きい溶岩は，じつに長径200ｍという巨大な川沿いの標高2,200ｍ以上に分布し，現在の阿上部累層Ⅰを削剥して赤石山地沿いに堆積しものさえあります．

弥陀岳の山体をつくっています．安山岩質のますが，ボーリング資料では，長坂町付近のそれで以前は，こんな巨大な溶岩が流下する

凝灰角礫岩と火山角礫岩が主体で，それらの地表下213ｍに伏在します．大きなシルトのブのは考えられないというので，これは，高温間に，溶岩や火砕流堆積物がはさまれます．

ロックを多量に含みます．

の火砕流が流下したときに，砕屑物の中に小広河原沢本沢に代表的な岩相ががみられ，層厚

この濁川泥流堆積物によって，当時，赤石山

さいマグマだまりのようなものができて，そは最大680m，岩相によりⅠ〜Ⅴに細分されま

地から基盤岩類の礫を搬出していた河川は一す．

時的に堰止められ，間もなく氾濫します．そ

図3・5が，阿弥陀岳溶岩類の模式柱状図です．

こに堆積したのが 教 来 石 礫層です．

この図から，古阿弥陀岳が次から次に溶岩，大門川泥流は，東側の基盤山地沿いに流下し火山礫，火山灰などを相次いで噴出し，このた泥流堆積物で，念 場 原 南部から若 神 子 付近

時期に山体を急速に成長させていったことがにかけての，大門川下流から須 玉 川流域に分分かります．なお，図中のⅠにみられる火砕

布します．層厚は50ｍ以上で，この上を韮 崎

阿弥陀岳溶岩類は，下位の広河原沢溶岩を非やな

たつ ば がわ

図3・5−阿弥陀岳溶岩類模式柱状図

きょうらい いしねん ばが はら

わか み

こ

す だま

にら さき

流堆積物は立場川火砕流で，立 場 川 沿いの標岩屑流が整合に被います．

高1,270ｍから1,750ｍまでに露出します．こ《韮崎岩屑流》のように，この時期に古阿弥陀岳の火山活動

韮崎岩屑流は，その流下経路は大門川泥流やはきわめて激しく，山体は急速に成長して周濁川泥流とほぼ同じですが，その規模は桁違

辺の山々からは一段と高くそびえたっていた

いに大きく，下流では韮崎台地をつくり，末ものと思われます．

端は甲府盆地の南部の曽根丘陵にまで達しま《南西麓における広い湖盆の発生》

す．流下距離は50ｋｍ以上に及びます．

一方，この時期には杣添川以南には湖盆がみ

現在，富士見町から韮崎市街地にいたる釜無られ，堆積の中心であった広瀬付近では，古川左岸沿いには，高さ30〜120ｍの断崖が延々阿弥陀岳の降下火砕物を主体とした厚層50ｍと続くのが見られますが，これらはみな韮崎

以上のシルト層が堆積しています．

岩屑流の露頭です．同様の断崖は，若神子南URBAN KUBOTA NO.33｜21

れがもう一度噴き上がって小山や流れ山をつ

常識的に考えられるように，噴火によって崩ると指摘し，こうした火山が成層して急峻なくったといわれたりして，岩屑流の成因がい壊がおこったのではなく，初めに崩壊があっ

地形をつくると，多くの場合，馬蹄形カルデ

ろいろと議論されておりました．ところが溶て，その後で大噴火がおきているのです．

ラの形成を伴う大崩壊を生じるとされていま岩の古地磁気を測ると，どの溶岩もそれぞれ

このとき以来，火山体の大崩壊と岩屑流につす．そして山頂付近に馬蹄形カルデラのみら

ばらばらな方向を向いていることが分かり，

いての研究が盛んに行われるようになり，多れる火山としては，鳥海・妙高・那須・北海

既成の溶岩が砕けて流下したものであること

くの成層火山にみられる大崩壊の主因は，火道駒ヶ岳・浅間などがあること，馬蹄形カルが立証されました．その場でつくられた溶岩山体上部の急傾斜した不安定な地形にあり，

デラはその後の噴火で埋没したり，浸食でそであれば，古地磁気はある一定の方向を向く

小さな噴火や水蒸気爆発あるいは熱水の噴出の形を消失しているが，山麓の流れ山の存在からです．

や地震などが引き金となって，大崩壊が発生

から大崩壊のあったことを示す火山として，《火山体の大崩壊と馬蹄形カルデラの形成》

し，大規模な岩屑流が流下することなどが明赤城・榛名・八ヶ岳・木曾御岳・尻別・有 珠 ・一方，1980年にはアメリカ北西部のカスケー

らかにされてきました．

岩木・岩手などの火山をあげています．

ド山脈西側のセントヘレンズ火山が噴火し，日本では，こうした火山体の崩壊や岩屑流にこうした研究成果は，韮崎岩屑流をもたらし

大 崩 壊 が お こ り ま し た ． こ の 時 に は 1万 8000

ついて早くから研究されていたのは，金沢大た大崩壊を考える上で非常に参考になりまし

ｍの上空まで噴煙が上がって異常気象の一因

学の守屋以智雄先生です．先生は，磐梯火山

た．すなわち，古阿弥陀岳はその前の時期にとなり，また富士山のような美しい火山体がの明治21年（1888）の水蒸気爆発による大崩壊

急速に成長して山頂部に急峻な地形をつくっ大崩壊し，大量の崩壊物が流下し大惨事を招と馬蹄形カルデラの形成を研究して，水蒸気ており，しかも成長した火山体上部をつくるいたので，ご存知の方も多いと思います．

爆発は，従来からいわれているほど大規模で阿弥陀岳溶岩類は，南八ヶ岳山体ちは非整合

じつは，この時に流下したのが岩屑流で，そはなく，現在桜島でみられる程度の中小規模関係で接しています．その上，大崩壊の兆しの流下距離は20ｋｍ以上，末端では多くの流のものであったが，磐梯火山の地形が不安定

は濁川泥流や大門川泥流の発生にあらわれてれ山をつくり，その一部はスピリット湖に流であったためにそれが引き金となって大規模

おり，火山体上部の地形は著しく不安定になれ込んでいます．また，崩壊した山頂付近にな崩壊が生じ，馬蹄形カルデラを形成したとっていたものと思われます．こうして，普段は大きな馬蹄形の凹地，いわゆる馬蹄形カルされました．この研究発表は1980年のことで，なら余り目立たない何らかの火山活動が引き

デラがつくられました．

セントヘレンズ火山の大崩壊のおこる少し前

金となって，この大崩壊が発生し，山体上部

このときの噴火と崩壊の様相は，アメリカののことです．

には大きな馬蹄形カルデラが形成されたもの

地質調査所が中心となって，詳しく調査・研また先生は，日本の多くの成層火山では，初と考えられます．

究されています．それによると，山頂部の下めは玄武岩質安山岩の溶岩やスコリアなどに韮崎岩屑流の発生は，約20万年も前のことでへ溶岩円頂丘溶岩が貫入したのがきっかけとよってかなりルーズな状態で山体の大部分がすから，今では馬蹄形のカルデラ地形は埋もなって，最初に山体上部のブロックが大崩壊つくられるが，その後マグマの性質が変わっれていますが，岩屑流の流下経路から推定しし，その10分後に，その崩壊して開いた火口て，粘性の高い安山岩質の緻密な溶岩がこのますと，現在の権現岳の山腹から編笠山の山から軽石が上空高くへ噴出したとされます．

上を被うので火山体の内部構造が不安定であ腹までの範囲に馬蹄形カルデラが形成された

写真3・2−韮崎岩屑流堆積物の露頭

うす

図3・6−推定される古阿弥陀岳と馬蹄形カルデラ

URBAN KUBOTA NO.33｜22たこ うどものと思われます．その後，この凹地は，後を通る地形断面を描き，前述の斜面をもとに湯川の北側地域に安山岩溶岩の高 人 溶岩類がで述べるように権現岳や編笠山火山などの噴して，傾斜変換点を標高2,000ｍと2,400ｍに流出しますが，これはその流下経路から，横出物で覆われてしまいます．

設 定 す る と ， 古 阿 弥 陀 岳 の 高 さ は 約 3,400ｍ

岳火山のものと推定されます．

写真3・3は，南八ヶ岳南麓を小淵沢付近から前後に復元できます．つまり，現在の富士山

一方，中八ヶ岳の火山山麓では，この時期に撮影したものです．この写真で権現岳や編笠よりはいくぶん低い程度ですから，古阿弥陀なると芦 平 から八 那 池 にかけて芦平泥流が発山の山体と山麓の傾斜をよく見ますと，これ岳が周辺に抜きんでた大成層火山であったこ

生します．その後，中八ヶ岳の北部，中山のらは一連のものではなく，山麓部が別の山体とが容易に想像できます．

東方からは大月溶岩Ⅲ・Ⅳが流出しますが，によって，つまり古阿弥陀岳によってつくら

またそれと同時に，古阿弥陀岳の山頂部を高それを最後に，この火山の噴出物がみられなれたものであることが分かります．この写真

さ約1,500ｍにわたって吹き飛ばしてしまった

くまります．ですから，中八ヶ岳火山はこのに 即 し て い え ば ， お そ ら く 図 3・ 6に 示 し た

この時の大崩壊が，いかに凄まじく想像を絶時期に山体崩壊期に入り，上部累層Ⅲ堆積期

範囲に，馬蹄形カルデラが形成されたようにするものであったかが分かります．韮崎岩屑

以降は浸食期になったものと思われます．図考えられます．

流が，中期更新世以降の火山体の崩壊の中で

３・10-Ｈ が 上 部 累 層 Ⅱ 堆 積 期 の 古 地 理 図 で《古阿弥陀岳成層火山の復元》は，日本で最大規模のものであったといわれす．

現在，古阿弥陀岳のつくったスロープが比較る所以です．

《権現岳火山》

的よく残されているのは南西麓の斜面です．

《上部累層Ⅱ堆積期》

上部累層Ⅲの堆積期に入ると，古阿弥陀岳のその斜面の形態を，浸食によって削剥された

韮崎岩屑流の流下後には，上部累層Ⅱの堆積

大崩壊によって生じた馬蹄形カルデラの際あ谷によるゆがみを避けるために，接峰図面をが始まります．この時期には，南東麓の念場

たり，現在の権現岳付近を噴出源として非常もとにして描いてみますと図3・8のようにな

原地域に新しく湖盆が発生し，韮崎台地の凹に激しい火山活動が発生します．権現岳火山

ります．図には，八ヶ岳山麓の代表的な斜面

地にも湖成層が堆積します．ただいずれも層と呼んでいるのがこれですが，この火山の活も示してありますが，このうちＳが南西麓の厚は薄く，火山砕屑物もあまり含まれていま動はこの時期に集中していて，多量の溶岩類

斜面です．

せん．また南西麓の立場川下流から小淵沢付や火砕物を周辺に噴出して，南八ヶ岳の山容

図 3・ 9は ， 各 斜 面 の 山 頂 か ら の 距 離 と 標 高

近にかけても，薄い湖成層が堆積します．

を新しく創り直していきます．

との相関近似式を求めた図で，この図には比他方，東麓の湖盆は，北は湯川流域から南はまず南側の川 俣 川 流域には，川俣川溶岩が噴較のために富士山の斜面関数も入れてありま

千曲川上流域にまで拡大し，こちらの湖成層出します．これは，柱状節理の発達する安山

す．そうしますと，古阿弥陀岳の勾配とほぼ

は砂・礫が主体で厚く，多量の火山砕屑物を岩溶岩で層厚は40ｍ以上です．

同じと考えられる斜面Sが，富士山のものと非はさんでいます．

一方，西側には，穴 山 溶岩類，御 小 屋 山 スコ

常に似ていることが分かります．

火山活動についてみますと，南八ヶ岳の火山

リア層，御小屋山溶岩類が噴出します．

一方，阿弥陀岳溶岩類の走行傾斜から古阿弥

活動は，古阿弥陀岳の大崩壊の後も衰えを見穴山溶岩類は，広河原沢の標高1,900〜2,150

陀岳の噴出源を推定すると，現在の阿弥陀岳

せず活発に続きますが，ただ噴出源はいくつｍ付近に分布します．溶岩と火山角礫岩からの少し東南東になります．それでこの噴出源かに分かれてきます．この時期の末期には，なりますが，溶岩には少なくとも６枚のフロ写真3・3−南麓の小淵沢付近から見た南八ヶ岳の山容

あし だいらやな いけ

かわ また がわ

あな やま

お

こ

や やま

撮 影 /渡 辺 ま な ぶ

URBAN KUBOTA NO.33｜23

ー・ユニットが認められます．

なお，この時期の山麓の湖盆は，前時期からうして南麓・東麓一帯には，野辺山原面や念御小屋山スコリア層は，穴山溶岩類の堆積面のものを引き継いでいますが，すでに縮小傾

場原面などと呼ばれる広大な山麓緩斜面が形

上に斜面堆積し，降下スコリア層と火山礫凝向にあり，そこに権現岳火山から多量のスコ成されることになります．その後，この地域

灰岩からなります．層厚は7ｍです．

リアが降下したので，この時期の末期には完では，最上部累層のつくった堆積面が浸食さ

御小屋山溶岩類は，御小屋山スコリア層を非全に消滅してしまいます．図3・10-Ⅰがこのれていく時期に入ります．

整合に被い，凝灰角礫岩，溶岩，火砕流堆積時期の古地理図です．

《横岳火山》物からなります．この溶岩類の層厚は350ｍ以

南佐久層群最上部の時代

このように最上部累層の時期には，南八ヶ岳

こう ぼう さか上，御小屋山，阿弥陀岳の南山稜，立場岳の《弘 法 坂 礫層》の火山は山体崩壊期に入りますが，ただそう

山体をつくっています．また柳川沿いの標高

最上部累層堆積期は，最初は全域的に風成層した崩壊と並行して，溶岩や火砕物の噴出も

1,900〜2,150ｍには，この溶岩類の下半部にあが堆積しますが，間もなく南・東麓に水域が盛んで山頂部の姿も変容していきます．

たる柳川火砕流が分布しますが，その層厚は広がります．このうち典型的な湖成層は，千この時期には，横岳・硫黄岳付近を噴出源と40ｍ以上に達します．

曲川・須玉川・釜無川水系の基盤山地寄りのする横岳火山は，現在の横岳東側に厚い降下

南麓の緩斜面上にも，この時期の溶岩がみら

地域にみられますが，この時期の後半には，

火砕物を堆積させますが，また多量の溶岩をれます．富士見町池袋付近の小丘に露出する

他の地域と同様に礫層が堆積し，埋めたてら

噴出しています．杣添川の標高1.350ｍ付近か池 袋 溶岩，小淵町大 滝 社 付近に露出する大れて消滅します．

ら下流にかけては千ヶ滝溶岩を噴出し，一方滝社溶岩などです．

この時期の礫層は，弘法坂礫層といわれ，南では，横岳や硫黄岳などの火山体をつくる溶

このように権現岳火山の噴出物は，権現岳を麓・東麓一帯を中心に西麓にも広く分布しま

岩もこの時期に噴出しています．それらは下中心に，南麓から西麓にわたって放射状に流す．この礫層は，火山体からの距離や標高に位から高 石 河溶岩，牛 首 川溶岩，硫 黄 沢 溶岩

下しており，その旺盛な活動がうかがわれる

よって層相が著しく違います．山体側の上流で最大層厚は200ｍ以上になります．この火山のですが，この時期の末期になると，川俣川

域では，亜角礫が主体の崩壊性の礫層で，泥の噴出物は，次に述べる野辺山原泥流堆積物

西沢を中心に西沢泥流が発生し，それ以降は流堆積物や凝灰角礫岩をはさんでいますが，中にも挟まれますが，それ以降になると噴出

火山噴出物がみられなくなります．

現河川の下流域では円磨された河成礫層に変物はみとめられません．

いずれにしても，この時期の権現岳火山の噴わります．したがってこの時期には，火山体《西岳火山・編笠山火山》

出物によって，南八ヶ岳頂部にあったカルデの崩壊が激しく進み，それに伴って前述の湖

一方，西麓では，西岳付近を噴出源とする西

ラ地形は埋められてしまい，その上に新しい盆も急速に埋積されて消滅し，下流域から河岳火山が，立場川左岸の広 原 地域から西岳の山体が姿をあらわしてきます．

川が形成されていったものと思われます．こ西方にかけて広原溶岩類を噴出します．またいけのふくろおお たき しゃ

図3・7−八ヶ岳周辺の接峰面図

図3・8−八ヶ岳の地形断面図

たか いし

うし くび

い おう ざわ

ひろ はら

南麓では，編笠山付近を噴出源とする編笠山
くず くぼ

火山が，富士見町葛 窪 付近に露出する葛窪溶岩を噴出します．この時期以降の両火山の噴出物は，野辺山原泥流堆積物の中に挟まれるだけです．図3・10-Ｊが最上部累層堆積期の古地理図です．
以上，南佐久層群の時代は，最上部累層の堆積をもって終わります．
図3・9−八ヶ岳山麓の斜面関数

野辺山原泥流とその相当層の堆積期
南佐久層群最上部累層の堆積が終わると，その堆積面の浸食が始まりますが，この浸食の初期に南麓・東麓一帯は，泥流堆積物，扇状
地性礫層，河成礫層によって覆われます．こ
れらの地層は，東麓では野辺山原泥流，南麓
では西原扇状地礫層と呼ばれます．後期更新世の佐久ローム層に覆われますが，堆積は中URBAN KUBOTA NO.33｜24

期更新世から後期更新世初頭まで連続的に生最初に火山活動が発生して，その後で湖盆が火山活動に伴う湖盆の移動

じています．それで地質図では，野辺山原泥生じるのか，あるいは湖盆がさきにできて，火山活動というのは，当然，その下の岩石類

流堆積物とその相当層は，低位Ⅰ段丘に含め

その後で火山活動が発生するのか，それを明を噴出するわけですが，マグマは地表近くでて示してあります．

ら か に す る こ と が 大 き な 課 題 の 1つ だ っ た のは必ずしも垂直に上がってくるとは限りませ

この地層は，一般に山体側で厚く，また基盤です．この課題に対して八ヶ岳団研としてはんで，斜めに上がってくる場合の方が多いの

山地の谷を埋積して平坦な地形をつくってい「まず湖盆ありき」という明確な答えを出すです．それで地表の噴火源からは少し離れたるのですが，山麓緩斜面では大きな河川沿いことができたわけです．

周辺の地域が凹むのですが，その場所は，火を除くと非常に薄いのが特徴です．こうした

つまり，八千穂層群に関連する北八ヶ岳火山

山活動に伴ってブロック内を移動します．

点から，野辺山原泥流とその相当層は，山麓

塊（ブロック）の活動や，南佐久層群に多量の

例えば，北八ヶ岳の火山ブロックの活動に伴

緩斜面の浸食初期に，未発達の谷筋に堆積し噴出物を供給した中・南八ヶ岳火山塊（ブロって八千穂層群をためこんでいった湖盆は，たものがそのまま取り残されたものと考えらック）の活動の初期には，必ず広い湖盆が発

北麓から時計まわりに東へ移動しています．

れます．この地層の堆積をもって中期更新世達していたということです．これらの火山ブ

また中・南八ヶ岳の火山ブロックの活動に伴の時代は終了し，以後は，後期更新世の段丘

ロックの活動は，それぞれ約40〜50万年間とって南佐久層群を形成した湖盆は，千曲川沿

形成期に入ります．

いう長期にわたって続きますから，それに対いに北から南へと移動しています．この場合応するくらいの大きさの凹みが，まず最初にには，噴火の中心も中八ヶ岳から南八ヶ岳へを伴った流紋岩質〜デイサイト質の糸 萱 火砕

用意されたというように考えられます．

と移動していますから，火山活動の中心の移流が流下しています．そして火山活動は，こ火山ブロックの活動と火山体の沈降

動と湖盆の移動はほぼ平行にシフトしているの火砕流の流下を契機として北上を始めるこ

そしてこの初期の凹みは，火山ブロック内のわけです．こうして，火山ブロックは全体ととになります．なおこの時期の古地理図は，個々の火山が噴出物を出すたびに局所的にさして沈降していくことになります．

後期更新世初期までを含めて描いていますのらに凹んでいき，最終的には初期の凹みより

成層火山の一生と湖盆の移動で，図4・3（p.30）を見ていただきます．

もさらに深い凹みがつくられることになりま

さらに，火山活動の中心の移動に伴って湖盆

湖盆の誕生と火山塊（ブロック）

す．例えば富士山にしても，周りの富士五湖が動くときの様子をよくみますと，これはブところで八ヶ岳の火山では，これまでの話にというのは，一つ一つを見れば確かに堰き止

ロック内の個々の成層火山の成長・崩壊と，あったように，八千穂層群の場合でも，南佐められて湖になっているんですが，もっと大つまり成層火山の一生と密接に関連している

久層群の場合でも，いずれも最初に湖ができ

きく，富士山の周りを囲んでいる基盤の山かことが分かります．

て，その後で火山活動がおきています．

ら見ると，その基盤の凹みの中に富士山があ中・南八ヶ岳の火山ブロックを例にとります

だいたい火山の周りというのは，例えば富士って，その凹みの中途のところに湖が点々とと，この火山ブロックの活動期間は約40万年

山の周りには富士五湖があるというように湖存在している．ですから，富士山の噴出物をにわたりますが，このうちおよそ10万年ぐらがあります．ただそうした湖については，多

全部はぎ取ってしまうと，そこは相当の深さいの単位でひとつの成層火山が生成・崩壊しくの地形学者によって以前から，溶岩などでで凹みができているはずです．これは，もとています．ひとつの成層火山は，その前の時堰き止められてできた湖であるとされてきたもとの凹みのうえに，さらに火山活動によっ期の火山体が崩壊した近くにでき，最初はスわけです．しかし，実際に地質を調べてみまて下の岩石類を噴出物としてどんどん外に放コリアや火山礫などを盛んに放出します．山すと，多くの火山では火山岩の下に厚い湖成り出してしまうわけですから，下の方ががら

体が高くなるにつれて角礫凝灰岩などを噴出層があります．例えば，八ヶ岳のすぐ北にあんどうになって，それで凹みが一層深くなる

しますが，同時にこれが崩れ落ちて流下物をる四阿山とか西方の御岳山がそうで，こうしのです．

出すようになり，最後には溶岩を主とする活た火山は非常に多く，もちろん八ヶ岳もその八ヶ岳の場合には，この凹みの程度を具体的動となり，山体は最も高く成長します．そし

例にもれません．

に知ることができます．さきに示した図３・て，この山体が大崩壊をおこして，成層火山

こうした湖成層が存在する以上，火山の周り３で，南佐久層群各累層中の湖成層のレベルの一生が終わります．

にある湖は，堰き止め湖という局所的なものをみますと，秩父山地に対して八ヶ岳側が約

湖盆の移動は，多くの場合この大崩壊をきっだけでなく，火山活動そのものに関連して湖

90ｍも下がっています．これは，中期更新世

かけとしておきており，大量の岩屑流堆積物が存在するのではないか，という疑問がでての中・南八ヶ岳の火山活動の結果として，この上に新しい湖盆の堆積物がのっているのできます．それで八ヶ岳の調査を始めるときにの凹みが生じているのです．

す．このように，火山ブロック内での成層火

なお，この時期の初期に，西麓地域では泥流
いと がや

URBAN KUBOTA NO.33｜25

図3･10−南佐久層群堆積期の八ヶ岳山麓の古地図
Ａ：最下部南佐久累層堆積期（北麓を除く）

Ｇ：上部南佐久累層Ⅰ/Ⅱ間不整合期

Ｂ：下部南佐久累層Ⅰ･Ⅱ堆積期

Ｃ：中部南佐久累層Ⅰ堆積期

Ｈ：上部南佐久累層Ⅱ堆積期

Ｄ：中部南佐久累層Ⅱ堆積期

Ｉ：上部南佐久累層Ⅲ堆積期

Ｅ：中部南佐久累層Ⅲ堆積期

Ｆ：上部南佐久累層Ⅰ堆積期

Ｊ：最上部南佐久累層堆積期

URBAN KUBOTA NO.33｜26･27

山の成長・崩壊と湖盆の移動とは深く関わっ

ちど湖に堆積した過程をへて，つまり砂やシ

体の真下に向かって沈み込んでいます．このていることが分かります．

ルトの層を間に挟んだ地層となって，水平な原因については，噴出源に近いほど噴出する

なお現在の火山学は，火山の噴火について詳

構造をつくりあげています．

岩石類の量が多くなるので，中心に向かってしく研究しているわけですが，火山活動の予杣添川地域には特に湖成層が多いんですが，測には，現在の火山活動と，いま述べたよう④後期更新世の火山活動と段丘群の形成

まつ ば だいら部および上部層は，層相によってさらに細分

低位Ⅱ段丘がみられ，低位Ⅲ段丘は，馬 場 平

されます．ローム層には，全部で10層の鍵層

礫層のつくる上位面と小 川 口 礫層のつくる下八ヶ岳山麓の上部更新統層序の対比表が挟まれますが，このうちオレンジパミス，

位面の２段に分かれて分布します．それらの沈み込んでいくという考えもあるのですが，《八ヶ岳山麓の上部更新統層序》

青スコ，デカパミが八ヶ岳起源の降下火砕堆

段丘面の高さは，低位Ⅰ段丘の大原面は70

他の地域ではいろいろな層準にこうした湖成

私は，八ヶ岳火山の基底は，西側にある糸魚

内山

まず最初に，表4・1の八ヶ岳山麓の上積物層です．これらの鍵層やローム層によっ〜100ｍ，低位Ⅱ段丘の秋山面は40〜65ｍ，低な長期の火山活動史とをつなぐ，もう１ない層が挟まれてますから，火山体内部の構造と川−静岡構造線に向かって傾き沈み込んでい部更新統層序対比表を見て頂きます．この表て，段丘面の形成時期や火山噴出物の堆積時

位Ⅲ段丘上位の馬場平面は20〜40ｍ，下位のし２段階短いスパンでの火山活動史の法則性

いうのは，水平構造を主体としながらもそうるのだろうと考えています．糸魚川−静岡構の左側は，火山灰層序・鍵層の次は，段丘区期が識別され，対比されるわけです．

小川口面は10〜20ｍの高さにあります．日本を探ることも必要なように思います．

単純なものでもないのです．まして溶岩や火造線は，中期更新世に入っても活動を続けて分という欄になっています．中期更新世の末《河岸段丘》

列島の内陸部では，一般に川が下刻している

火山体内部の水平構造

山砕屑物だけの地層が，一様に外側に傾斜しいますから，この大きな地塊運動が影響しな期から山体崩壊期に入っている八ヶ岳山麓で表4・1に見るように，北麓・北東麓・東麓の編集火山体は，周辺に湖盆を伴いながら成ているというものでは決してありません．どい筈はないと思っているわけです．

は，後期更新世においても西麓以外の地域は

きょう わ

段丘群のうち低位Ⅰ段丘は，それぞれ 協 和 礫
ほ づみ

おお はら

お がわ ぐちので新しい段丘ほど低くなるわけです．
北東麓の段丘群は，千曲川支流の大石川沿い

長していくということであれば，その内部構

ちらかといえば，杣添川の断面図に示されていずれにしても火山体というのは，ふつうの浸食域となり，そこから運ばれてきた砂礫が層，穂 積 礫層，大 原 礫層からなりますが，そから千曲川に沿い，抜井川合流点にかけて分造はどんな具合になっているわけですか．

いるように，基底から中ほどまで水平な構造

山体とは違って，基底部にほぼ水平な湖成層

河川沿いに堆積して河岸段丘をつくっていき

れらの段丘面の高さ（現河床との比高）が右方布します．低位Ⅰ段丘の穂積面の高さは50〜70

熊井をつくっているのが火山体の特徴です．

があり，山麓の内部はその大部分が水平構造

ます．それで，この時代の層序は段丘区分をの欄に示されていて，それらは，大原面，穂ｍ．低位Ⅱ段丘は，大石川沿いに分布する八 郡て高まりの部分に目を奪われがちなので，火八ヶ岳火山基底の湖成層は西側に傾動するになっている．これらの特徴は，水の問題と基準にして示され，表に見るように，山麓各積面，協和面の順に低くなっています．

面 と 千 曲 川 沿 い に 分 布 す る 畑 八 面 の 2段 に 分

山体の内部もさまざまな溶岩や火山砕屑物なそれからもう１つ，杣添川上流から千曲川にも絡んで火山体に独自の様相をもたせること

地の河川沿いにつくられた段丘群が，火山灰

この点をちょっと説明しますと，北麓・北東

かれますが，八郡面の高さは35〜40ｍ，畑八

どからつくられていて，それらはみな外側にいたるＤ-Ｅ断面をみますと，上位の地層は当になりますが，それはまた地下水のところで層を鍵層として，古い方から順に，低位Ⅰ段

麓・東麓の段丘は，すべて千曲川とその支流

面の高さは25〜30ｍです．

傾いているかのように錯覚しがちです．

然，山体の中心部に近づくほど傾きが大きく話題にしたいと思います．

丘群，低位Ⅱ段丘群，低位Ⅲ段丘群の３群に沿いに形成されたもので，そのなかでは，東北麓の段丘群は，図4・2のように分布します．

この点を，さきほどの杣添川の地質断面図でなり，全体としては緩やかなスロープを描い区分されているわけです．

麓が千曲川の上流にあたるので，同一時期にこの地域には，千曲川支流の鹿 曲 川沿いに

みますと，Ａ-Ｂ-Ｃ断面では，ＡとＣが山体側て千曲川の方向に下がってきます．

後期更新世に八ヶ岳山麓に堆積した風成火山

形成された段丘群のなかでは段丘面の高さが協和礫層のつくる低位Ⅰ段丘と本 牧 層のつくになりますが，上部累層まではどの地層も湖ところが基底部の湖成層，正確には最下部お灰層は佐久ローム層と呼ばれます．このロー

一番高くなっているわけです．

る低位Ⅱ段丘が分布し，一方，千曲川左岸のや河に堆積したものなので，ほとんど水平なよび下部の湖成層に注目すると，これは水平

ム層は，降灰の休止期や停滞期に形成される

その千曲川上流域では，段丘群は図4・1のよ浅 科 村御 馬 寄 周辺には御馬寄層のつくる低位構造になっています．これらの堆積物の主体

ではなく逆に山体側に向かって傾いている，

風化帯や斜交関係を境にして，下部，中部，

うに分布しております．この地域には，大原

Ⅱ段丘が分布します．本牧層は礫，砂，泥炭

ふつう私どもは，火山を１つの山と見は火山砕屑物からなりますが，それらは，い実際には２〜４度ぐらいの傾斜ですが，火山上部，最上部の4層に区分され，このうち中あき やま

礫層のつくる低位Ⅰ段丘，秋 山 礫層のつくる

や ごおり

はた や

か くま

ほん まき

あさ しな

み

ま よせ

質シルトからなる堆積物，御馬寄層は火山灰

図4・1−八ヶ岳山麓の上部更新統層序対比表

URBAN KUBOTA NO.33｜28･29

質シルトが主体の湖沼成の堆積物です．それ面（大武川第Ⅱ面）が大武川と神宮川とにはさ違いますから，溶岩流を大量に流出する場合

ん．佐久ローム層上部には，青スコ，デカバ

峰の松目，美濃戸中山，編笠山など，八ヶ岳

火砕流堆積物を一部削剥して，河成・扇状地

らの段丘面の高さは，鹿曲川沿いでは低位Ⅰ

まれた地域にみられます．段丘面の高さは表もあれば，小さなドームをつくるだけの場合

ミとよばれる鍵層がはさまれますが，これらの西列の山頂部に形成されています．ただ冒性の長倉礫層が堆積し，それに引き続いて，段丘の協和面は35〜40ｍ，低位Ⅱ段丘の本牧

4・1に記されている通りです．

もあって，その形態・規模は一様ではないわ

はいずれも爆裂火口がつくられたときに放出頭で熊井さんが話されましたように，これら

この礫層の分布縁辺部の小さな凹地に沼沢地

面は25ｍと低くなります．千曲川沿いでは低《火山活動》

けです．

されたものです．なお青スコは青灰色の火山の層準・分布・内容などについてはもう少し性の湯川泥炭層が堆積します．このように西位Ⅱ段丘の浅科面は50mで，やや高い位置に形

一方，火山活動について見ますと，この時期

一方，爆裂火口というのは，火道付近に残さ礫を含むという特徴から，デカパミは『でかの調査・研究が必要です．それで本日は，山麓だけは，後期更新世に入ってもなお堆積域成されています．

は，溶岩円頂丘をつくる活動と爆裂火口の形れていた高温のガスが周辺の割れ目を通っていパミス（軽石）』という特徴からつけられた麓を中心にした火山活動の話になりますので，となっています．

南麓の段丘群は，釜無川の支流および塩川や成によって特徴づけられます．

地表近くに上がってきたときに，例えばそこ

フィールドネームです．

その点は，予めお断りしておきます．

一方，北麓から東麓にかけての千曲川とその須玉川などの川沿いにつくられています．低溶岩円頂丘(溶岩ドーム)は，溶岩の性質としに地下水があると，熱が伝わって激しく膨張

このように，溶岩円頂丘にしても爆裂火口に

佐久ローム層下部の時代

支流域，あるいは南麓の大武川・須玉川・塩ては粘性が大きく流れにくいこと，それと溶し，爆裂してできるものです．下の方では周しても，火山活動の規模からいうと比較的小さきにお話がありましたように，八ヶ岳南麓

川沿いには，前述したように低位Ⅰ段丘群の須玉川沿いに，大 武 川第Ⅳ段丘礫層のつくる岩の噴出が間欠的であるときにつくられます．

辺から強い圧力がかかっていますから爆裂でさいもので，火山の一生という観点から捉えから西麓にかけては，中期更新世末期には西構成層が堆積しますが，この時期の後半にな

大武川第Ⅳ面が釜無川支流の大武川上流域にですから，いちど溶岩が噴出すると，それがきませんが，地表近くになって圧力が弱まれると，その最終段階の産物にあたります．そ原扇状地礫層が堆積しますが，この礫層は後ると，これらの河川は著しい浸食作用を受けみられます．低位Ⅱ段丘は，小池平段丘礫層

冷えて固まるので火道は栓をされた格好になばスポーンと爆発し，周りの岩石を粉々に砕の意味では，後期更新世の火山活動は，中期期更新世初めまで引き続いて堆積し，火山麓ることになります．下刻量は，大武川・須玉のつくる小池平面が塩川沿いに，大武川第Ⅲって塞がれてしまう．それでまた別のマグマ

いて吹き飛ばしていく．そのときに，すり鉢

更新世に始まった八ヶ岳火山の最終段階の活扇状地を形成します．

川・塩川で約15m，千曲川上流域では約35m，

つ がね

位Ⅰ段丘は，津 金 段丘礫層のつくる津金面がおお む

段丘礫層のつくる大武川第Ⅲ面が釜無川支流の通りやすい通路を探して，今度はそこで噴型の爆裂火口ができるわけです．

動ということになります．

やな

西麓では，この礫層の堆積末期になると，柳たつ ば

相木川から千曲川中流域では約20mに達し，段の川沿いに局所的に分布します．低位Ⅲ段丘

出する．こうしてある範囲のところに，次々

この場合にも，軽石などを噴出する場合もあ

なお八ヶ岳に分布する溶岩円頂丘は，最初の川から立 場 川にかけての地域に阿弥陀岳溶岩丘崖がつくられます．

は，神取段丘礫層のつくる神取面が塩川流域に溶岩ドームがつくられることになります．

れば，また溶岩の性質によっては溶岩流の流地形分類図（図1・2）に示されていたように，類の礫を含む雀ヶ森泥流が流下します．また

火山活動について見ますと，この時期の火山に，また大武川第Ⅱ段丘礫層がつくる扇状地
図4・1−千曲川上流域の上部更新統地質図

ただ噴出する溶岩の量やスピードはそれぞれ出もみられたりして規模は一様ではありませ図4・3−野辺山原泥流堆積期から下部佐久ローム層降灰期の古地理

蓼科山，横岳，縞枯山，茶臼山，丸山，中山，

いと がや

渋川流域では，中期更新世末に流下した糸 萱

図4・4−低位Ⅱ段丘構成層堆積期から中部佐久ローム層降灰期の古地理

活動は，まず中八ヶ岳の主稜線付近から，始ま

図4・5−低位Ⅲ段丘構成層堆積期から上部〜最上部佐久ローム層降灰期の古地理

図 4・2―八ヶ岳北麓の上部更新統地質図
図4・2−八ヶ岳北麓の上部更新統地質図

URBAN
KUBOTA
NO.33｜30･31
URBAN
KUBOTA
NO.38｜30

⑤八ヶ岳火山の年代

ります．西麓側では，中期更新世末の糸萱火

積物が堆積します．そしてこの時期の後半に砕流が流下した後，長倉礫層を整合に覆ってなると，これらの河川は浸食作用を受け，15

溶岩流を含む安山岩〜デイサイト質の渋川凝〜33ｍほど下刻され，段丘崖が形成されます．

下部更新統の年代

灰角礫岩が堆積します．一方，東麓側では，この時期の火山活動の場は，前の時期からさ《古地磁気層序》

稲子岳東方の大月川と本間川にはさまれた地らに北上し，峰の松目，中山，丸山，茶臼山

近藤

域に八 那 池 軽石流が流下し，続いて稲子岳かに溶岩円頂丘が形成されます．そして茶臼山った八ヶ岳の火山活動の全容がほぼ明らかにら大月川左岸の標高1,960ｍ付近にかけては稲方面からは，大石川源流左岸域に安山岩質のされたわけですが，では北八ヶ岳の火山活動

子岳溶岩が噴出します．

池の平溶岩が流下しています．図4・4がこのが前期更新世に始まったというのは，どのよ

その後，火山活動の場は八ヶ岳の西列に移り時期の古地理図です．

うな根拠にもとづいていえるのか．私は，そ溶岩円頂丘が形成され始めます．まず西麓

佐久ローム層上部の時代

ういった年代の問題について，少しばかりお地域の山体側標高1,200〜1,300ｍ以上には，

西麓では，渋川流域に北山軽石流にはさまれ話してみたいと思います．

天狗岳付近から連続する溶岩円頂丘溶岩の一る中村泥炭層が堆積します．北山軽石流の流

第三紀末の鮮新世から第四紀更新世に堆積しの坂溶岩類が噴出し，この溶岩類の少し南に下後，柳川流域には，笹原礫層を削り込んでた地層・岩石類の年代を調べるには，いろい

は美濃戸中山溶岩円頂丘の形成に伴う美濃戸河成の泉野礫層が堆積します．これにより西ろな方法がありますが，その１つに古地磁気

中山溶岩類が噴出します．また硫黄岳付近を麓の堆積域もほぼ衰滅することになります．

層序を用いる手法があります．これは，溶岩噴出源として“オレンジパミス”が降下しま

この時期の火山活動は，まず西麓では渋川かが冷却するさいに地球磁場と並行な方向に磁す．一方この時期には，長いあいだ休止してら柳川の広い範囲に北山軽石流が流下します．

化し，その残留磁気は極めて安定していて数いた北八ヶ岳で火山活動が再発し，蓼科山方

噴出源は，その流下経路から推定すると天狗

千万年後でも変わらないという．火山岩の性

や

な いけ

あまざかい

面からは雨 境 火砕流が北流し，八柱山の北東岳付近にあったと思われます．この後，柳川では爆裂火口の活動がみられます．図4・3が右岸地域には南蓼科火砕流が流下します．北中期更新世末から下部佐久ローム層降灰期の東麓の大石川源流左岸には，池の平溶岩を非古地理図です．

整合に覆って大 反 溶岩が流下します．このよ佐久ローム層中部の時代

うに火山活動の場は北上し続け，縞枯山，横この時期に入っても，西麓地域は引き続いて

岳，蓼科山に溶岩円頂丘が形成されて，現在堆積域となっていて，渋川から柳川周辺にか見るような八ヶ岳の山容が整ってきます．白

けての広い地域に笹原礫層が堆積します．こ駒池，雨池，双子池などに爆裂火口がつくらの礫層は，前の時期に八ヶ岳西列で活発な火れるのもこの時期で，北東麓から東麓の広い山活動を行った一の坂溶岩類の礫が主体で，地域には，雨池を噴出源とした“デカパミ”

最大層厚は30ｍ，西麓の火山麓扇状地を形成しが降下しています．

ます．この礫層の堆積末期には，南麓の小淵

この時期には，天狗岳から硫黄岳にかけての沢町付近および富士見町付近の小さな凹地に山体が崩壊し，大月川泥流が発生して東麓の泥炭層が堆積します．

河谷を埋積します．この泥流は，鍵層“青ス一方，東麓では，この時期の初期に南八ヶ岳コ”に覆われる後期更新世のものだけでなく，の山体崩壊によって生じた千曲川泥流が千曲完新世に入ってからの泥流堆積物もみとめら

川中流域に流下し，さらに引き続いて海の口れます．図4・5がこの時期の古地理図です．

これまでのお話で，前期更新世に始ま図5・1−古地磁気層序

表5・1−地質年
代表

おお そり

泥流が発生して河谷を埋積します．海の口泥流は，千曲川沿いに延々と流下し，堆積物は小諸付近にまで達します．北麓では，この泥流堆積物を整合に覆って御馬寄層が堆積し，これらが低位Ⅱ段丘群をつくります（図4・2）.
また南麓では、大武川・塩川沿いには、さきに述べたように低位Ⅱ段丘群をつくる段丘堆

URBAN KUBOTA NO.33｜32

質を利用したものです．

生がこの時期の地球磁場の逆転を始めて明らの後半から前期更新世の時代にあたり，松山

火山岩の古地磁気が測定されるようになってかにしたことに由来します．

期のオルドバイ事件はほぼ鮮新・更新世の境から，地球の歴史には地球磁場の逆転する時

このように，松山期に噴出した溶岩は逆転し界に，松山期とブリュンヌ期の境は更新世の代のあることが知られていたのですが，1960

た磁場を獲得していますから，溶岩の残留磁

前 期 と 中 期 の 境 に あ り ま す ．こ う し た 事 情

年代以降になると，カリウム・アルゴン法に気を測定すれば，その溶岩が少なくとも73万から，前期更新世の年代を知るには古地磁気よる岩石の年代測定の精度が非常によくなり

年前〜250万年前のものであるかどうかが分か

層序を用いる手法が欠かせないものになってます．それで，世界各地の火山岩の古地磁気ります．しかも松山期の中には，3ヵ所だけのいるわけです．

とその絶対年代が測定され始め，地球磁場の正帯磁の時期がありまして，90〜97万年前の《八ヶ岳火山岩類の古地磁気》

逆転する年代が明らかになってきました．そハ ラ ミ ロ ， 167〜 187万 年 前 の オ ル ド バ イ ，

古地磁気による編年のさいには，層準のはっの結果，いまでは図5・1に見るような古地磁

206〜209万年前のレイユニオンという，３つきりした試料を得ることが前提になります．

気層序が得られております．

の事件があることが分かっています．ですか

八ヶ岳山麓の鮮新・更新統の層序は，これま図に見るように，250万年前以降から73万年前

ら，松山期の逆帯磁の溶岩の中にこれらの事でのお話にありましたようにほぼ明らかですにいたる期間は，松山期と呼ばれる地球磁場件に対比できる正帯磁の溶岩を見つけることから，この層序にもとづいて八ヶ岳の東麓おの逆転した時代，磁北極が南半球にあった時ができれば，その溶岩の噴出した年代も分かよび南麓に分布する火山岩類の磁化を測定し代です．73万年前以降から現在までは，磁北ることになります．

たわけですが，その結果をまとめてみますと極が北半球にある正帯磁期の時代で，これは鮮 新 世 と 更 新 世 の 境 界 は 約 164万 年 前 ，ま た

図5・2のようになります．

ブリュンヌ期と呼ばれます．ちなみに，松山

更新世の前期と中期の境は約73万年前とされこの図の左側は，測定した火山岩類の層準，期という名称は，1929年に日本の松山基範先ています（表5・1）．つまり松山期は，鮮新世八千穂層群・南佐久層群・上部更新統のどの

図5・2−八ヶ岳北東麓および南麓に分布する溶岩の磁化方位

URBAN KUBOTA NO.33｜33

層準の火山岩かを示します．図の右方がそれということが問題になってくるわけです．

八重原溶岩から上位の層準はブリュンヌ期にらの火山岩類の自然残留磁気の磁化方向で，じつは八千穂層群の溶岩の中では，これまで対比され，この時期の地層は中期更新世以降

赤丸は下半球に，青丸は上半球に投影されてにカリウム・アルゴン法によって最上部の大に堆積したこと，これらことが，誰にも納得いることをあらわし，大まかにいって赤丸は石川溶岩Ⅰの絶対年代が測定されており，そできる形で明らかにされたわけです．

正帯磁を，青丸は逆帯磁を示すものとみなせれが1.17±0.05（Ma）です．そうしますと，八《旭ヶ丘タフの年代》

ます．

柱山溶岩は73万年前以前ですから，八柱山溶

なお，さきほどの奥田さんの話にありました

そうしますと，一番上の池の平溶岩から南佐岩と大石川溶岩Ⅰの間にあって正帯磁を示す

表2・1の鮮新世〜前期更新世の地史総括表を

久層群最下部の八重原溶岩までの溶岩はすべ

湯沢溶岩は，90〜97万年前のハラミロ事件に見て頂きますと，湯原ローム層上部（八千穂て正帯磁を示し，八重原溶岩の下位にある八あたることはほぼ確実と思われます．

層群下部）に鍵層の旭ヶ丘タフがあります．

千穂層群最上部の八柱山溶岩になると，始め

では，もう１つのかぶと岩溶岩はオルドバイ

この火山灰の中には，紫色をしたコーディエて逆帯磁を示します．ですから，松山期とブ事件に対比できるかというと，これには問題

ライト(菫 青 石 )という鉱物が入っているのでリュンヌ期の境，つまり前期更新世と中期更があります．図のかぶと岩溶岩には？がつけすが，火山灰の中にこの鉱物が入っていると新世の境は，八柱山溶岩と八重原溶岩との間てありますが，じつは，この溶岩の層準がまいうのは非常に珍しい例なんです．

にあることが分かります．

だ確定していないのです．この溶岩は，大石

ところが新潟県の魚沼層群という地層の中に次に，その八柱山溶岩から一番下の八丁地川

川 流 域 の 標 高 1,320ｍ 付 近 の １ ヵ 所 に し か 分

も，コーディエライトを含む“SK 030”と呼溶岩までの溶岩ですが，このうち，八千穂層布がみられず，しかも沢の下にあるので下限ばれる火山灰があるんです．この方は，層厚群最上部Ⅱ層の千代里溶岩の岩石磁気はばらが不明で，それで層準がはっきりしないのでが1ｍほどありますが，ただ魚沼層群の場合につきが激しく不安定で，正帯磁とはみなせます．ですから，この溶岩が正帯磁であることも“SK 030”のほかには，コーディエライト

せん．この中では，八千穂層群最上部Ⅳ層のが分かっても，いまの段階では何ともいえまを含む火山灰が見つかっておりません．それ

湯沢溶岩と最下部のかぶと岩溶岩だけが正帯

せん．この問題は，宿題として残っているとで，これが八ヶ岳の旭ヶ丘タフと対比できる

磁を示し，他の溶岩はすべて逆帯磁になっていうことです．

のではないかという有力な仮説が出されていいます．それで，これらの溶岩が松山期のも

以上のように，八ヶ岳火山岩類の古地磁気のるわけです．その“SK 030”の年代がフィッの，つまり鮮新世の後半から前期更新世の間測定からは，八千穂層群最下部の八丁地川溶

ショントラック法によって測定されていて，に噴出した溶岩であることが分かります．

岩から八千穂層群最上部の八柱山溶岩までは

そ れ が 130万 年 前 で す ．さ き ほ ど の 大 石 川 溶

ただその中で，いま述べた最上部Ⅳ層の湯沢

松山期に対比され，この磁気の地層が鮮新世

岩 Ⅰ の 年 代 は 117万 年 前 で す か ら ，湯 原 ロ ー

溶岩と最下部のかぶと岩溶岩が正帯磁を示しの後半から前期更新世の間に堆積したこと，

ム 層 上 部 の 130万 年 前 と い う 年 代 は ，だ い たていますから，これらの溶岩が，松山期の中八千穂層群最上部の湯沢溶岩は90〜97万年前

い妥当なところのように考えられます．

の正帯磁を示す事件のうちのどれにあたるか，のものであること，また南佐久層群最下部の

なお岩石・鉱物や化石などの絶対年代は，主さん せい せき表5・2−いろいろな年代測定法

URBAN KUBOTA NO.33｜34

として放射性同位体を利用して測定されます

ら２つの鍵層は，あまり時代差がなく堆積しが，現在用いられている年代測定法の主要なていますから，南佐久層群の中部Ⅱ〜Ⅲ層は

ものは表5・2のようになります．このように約25万年前あたりと考えられます．以上の年《第三紀型から第四紀型の植物群へ》

種々の方法があるわけですが，試料や精度の代測定は，すべてフィッショントラック法に伊東問題もあって，それぞれの測定方法によってよっております．

ヶ岳山麓の各地には，鮮新世から更新世にか得られた年代値が必ずしも一致するとは限り

上部更新統の年代

けてのさまざまな時期に堆積した湖成層が広ません．こういう場合，測定された年代値と約13万年前ころからは後期更新世に入ります

く分布しているわけですが，これらの湖成層層序とでは，あくまでも層序が基本になりまが，この時期の鍵層の年代値は，表4・1の上からは，多くの植物遺体・花粉化石が産出しすので，層序に基づいて判断します．

部更新統層序対比表に記されています．

ています．ただ残念なことに，その産出状況

中部更新統の年代下位から見ますと，佐久ローム層中部Ⅱにははどの層準からも一様に産出しているわけで

次に南佐久層群ですが，これが中期更新世に鍵層Pm-1があります．これは，御岳から飛んはなく，かなり断片的なものです．ですから堆積した地層であることは，さきに述べたよで き た 火 山 灰 で 御 岳 第 1浮 石 層 と 呼 ば れ ま す

八ヶ岳では，近畿の大阪層群，新潟の魚沼層

うに古地磁気の測定によって確かめられていが，この年代がフィッショントラック法で測群あるいは会津の山都層群でのように，植物ます．ただ古地磁気層序では，下限が73万年定されていまして，7〜9万年前です．

相の変遷という形ではお話できません．その前より古くないことが分かるだけなので，こ佐久ローム層中部Ⅱ末期から佐久ローム層上点は最初にお断りしておきます．

の場合にも鍵層の年代が測定されています．

部初期にかけては，北山軽石流が堆積してい図 6・1は ，八 ヶ 岳 地 域 か ら 産 出 し た 植 物 遺表3・1の中部更新統層序対比表には，広瀬ロ

ます．この堆積物中には中村泥炭層が挟まれ体を層準別にまとめたものです．図で植物遺ーム層最下部にB0 ，B1 ，B2 ，B3 ，という鍵層がますが，この泥炭層は，下位から第1，第2，体産出地点の標高というのは現在の標高で，あります．この火山灰は，黒雲母と石英の結第３泥炭層の３層に分けられますが，それぞ八ヶ岳の場合には産出地点にかなり高度差が14⑥八ヶ岳地域の鮮新世末〜更新世の植物

いままでの話にありましたように，八晶がたくさん含まれているのでキラキラしてれの泥炭層に含まれる材の C年代が測定されありますので，それが分かるように100ｍおき

非常に目立ちます．それで，結晶の多い火山ており，それが3万〜3万2,000年前です．

に高度を示しています．

灰という意味でクリスタルアッシュと呼ばれ

佐久ローム層上部Ⅳには鍵層デカパミが挟ま

この図の地層区分で，一番下は大杭累層となているんですが，この鍵層はかなり広域に分れます．この年代がフィッショントラック法っています．これは，北麓の御牧ヶ原台地か布していて，隣の松本盆地にも見られますし，で測定されていて1万3,000年前と出ているん

ら八重原台地にかけて分布する鮮新世の地層

また東は関東地方まで飛んでいます．噴出源ですが，ただこの場合には誤差範囲が±２万で，現在ではこの地層の一部は八千穂層群最は，まだ確定的ではないんですが，今のとこ

年ほどもあるのであまり当てになりません．

下部累層に対比されています．ただ植物遺体ろ高山市東方の北アルプス山中とされていまその上位では，大月川泥流堆積物の 14 C年代がを産出した模式地が八千穂層群最下部累層かす．

測 ら れ て い て ，こ れ が 2,120年 前 で す ．で すどうかは，まだはっきりとは分かっておりま

クリスタルアッシュは，八ヶ岳山麓にも広くから大月川泥流は，完新世に入っても流下しせん．その大杭累層からは，メタセコイア，

分布し，南佐久層群の最下部かどうかを認定ているわけです．

フウ，アメリカブナ，アカシオニバスなどのする上で非常に有効な鍵層になっているので

後期更新世では，測定されている年代値は以第三紀型の温暖な植物化石がたくさん見つかすが，この火山灰層の年代がだいたい30〜40

上の通りです．ただ後期更新世の場合には，っています．ですから大杭累層は，第三紀に万年前です．そうしますと，八千穂層群の一３万年前〜10万年前ぐらいの間の年代測定があたると考えられます．

14

番上がだいたい70万年前ですから，その間に問題なんです． C年代が有効なのは，３万年前

それが八千穂層群の時代になると，八千穂層

約30万年の不整合，地層を堆積しない削剥期ぐらいまでですし，フィッショントラック法

群下部累層からはヒメバラモミ，ヒメマツハがあったということになります．

は年代が出ることは出るんですが，ばらつき

ダといった第四紀型の寒冷な植物化石が出て

南佐久層群の中部になりますと，中部Ⅱ層でが多くてこの時期は当てになりません．カリ

きます．一方，メタセコイアは八千穂層群中は 鍵 層 Lw.0.P.，中 部 Ⅲ 層 で は 鍵 層 O.L.の 年

ウム・アルゴン法も，これくらい新しい時期

部累層の“黄ヌカ”層準を最後として見られ

代 が 測 定 さ れ て い ま す ． こ の う ち ， Lw.0.P.

になると信頼性が落ちてきます．ですから，

なくなります．花粉化石の分析結果でも，この年代が20〜30万年前，その上位のO.L.は黒この時期の年代値では，全国的にみても信頼の傾向があらわれています．こうした事実か

曜石をたくさん含んでいるロームですが，こ性の高い値は出ていないように思います．

ら，八千穂層群最下部累層の堆積期は，第三のロームの年代が25万年前あたりです．これ

紀型植物群から第四紀型植物群への移行期にURBAN KUBOTA NO.33｜35

あたり，鮮新世と更新世との境界は八千穂層

ラ，ヒノキなど，現在の冷温帯から亜寒帯に南麓地域に富士見泥炭層，上部では北山軽石

群最下部累層中に引かれると推定されます．

かけての種がほとんどで，気候も現在より多流中に中村泥炭層がはさまれます．これらの《南佐久層群から産出する植物遺体》

少寒冷であったろうと思われます．

泥 炭 層 か ら は ，そ れ ぞ れ 図 6・1に 見 る よ う

南佐久層群から産出する植物遺体は，八千穂

ただその中で上部Ⅰ層とⅡ層との不整合期，な植物化石が産出しています．

層群のそれと比べると，かなり寒冷な要素を熊井さんの話にありました韮崎岩屑流が発生

湯川泥炭層からは，花粉化石で温暖帯の種でもつものが出てきます．最下部〜中部の層準する時期ですが，この時期には，南麓の釜無あるアカガシ亜属が産出します．また植物遺には出てくる化石は少ないのですが，コメツ川流域には教来石礫層が堆積しています．こ

体はツゲのように比較的標高の低いところのガ，ヒメバラモミ，ヒメマツハダなど，現在の礫層中からは，チョウセンゴヨウ，ヒメバ

ものが産出することから，現在と比べてほぼの亜寒帯の種が産出します．これらの化石は

ラモミ，イラモミ，ホオノキ，ブナなどが産同じか少し温暖であったろうと推定されます．

最下部，下部Ⅰ層あたりでは，標高1,100ｍを出し，冷温帯北部の植生に相当すると考えら

富士見泥炭層は，下部は亜寒帯針葉樹林要素

越える地点から産出していますから，現在よれ ま す ．産 出 地 点 の 標 高 は 600ｍ ほ ど で す かの花粉化石が多いのですが，上部は冷温帯落りも多少寒冷な気候であったと思われます．

ら，この不整合期は，その前後の時期よりも葉広葉樹林要素が増加し，比較的温暖な気候

南佐久層群上部になりますと，東麓の川上地

一段と寒冷であったと推定されます．

が推定されます．さらに最上部になると再び域に発達する川上湖成層から，非常にたくさ《上部更新統から産出する植物遺体》

亜寒帯針葉樹林要素の花粉化石が増加してきんの化石が見つかっています．ここでも，ヒ

上部更新統になりますと，下部佐久ローム層ます．ですから，その頃から気候は寒冷に向

メバラモミ，ヒメマツハダ，コメツガ，サワの時期には西麓地域に湯川泥炭層，中部ではかっていくように推定されます．

図6・1−八ヶ岳地域の植物遺体

URBAN KUBOTA NO.33｜36

中村泥炭層になると，チョウセンゴヨウ，ヒ⑦日本各地の鮮新〜更新統との対比

あたり古地磁気層序での大枠の対比と，その中での広域火山灰による層準の対比を行ってメバラモミ，ヒメマツハダのように，現在よりも寒冷な気候を示す植物が出てきます．表

熊井

初めの方でちょっと触れましたが，日おります．ここでは詳しいことをお話しする

4・1の上部更新統層序表の右端には氷期区分

本列島の人口集中域である大平野とその周辺

余裕がありませんが，例えばこの図からは，が記されていますが，それに見るように，湯の丘陵地帯の多くは，鮮新世末に始まる構造

古蓼科火山の発生期，八千穂層群下部層には

川泥炭層から富士見泥炭層にかけての時期が盆地として形成されています．ですから，ほさまれる旭ヶ丘タフは，新潟の魚沼層群中の

最終間氷期にあたり，それより上位の時期がぼ同じ時期に始まった八ヶ岳地域の変動が，SK030に対比されること，この時期，房総では最終氷期にあたります．中村泥炭層は，もちこうした日本の代表的な平野・丘陵をつくっ

半深海成の黄和田層が堆積していることが分

ろん最終氷期の中に入ります．

ている地層の形成過程とどのように関連してかります．またハラミロ事件は，八ヶ岳では

いるか，それを明らかにすることは，第四紀八千穂層群最上部層の古八柱火山の湯沢溶岩の変動と環境変遷の様相をより広域的に，よで認められますが，この時期には，大阪ではり具体的に知るためには欠かせません．

紀淡海峡が開いて海が大阪平野に入り始め，

図7・1は，現在の知見にもとづいて八ヶ岳山

これ以降，海進･海退が繰り返されています．

麓の鮮新〜更新統，八千穂層群から南佐久層

第四紀に特徴的な氷期・間氷期の繰り返しが群の一連の地層と日本の代表的な鮮新〜更新

この頃から始まっているわけで，そうした古統とを対比したものです．この図では，さし気候の変遷の問題も分かってくるわけです．

図7・1―八ヶ岳地域と日本各地の鮮新〜更新統との対比

URBAN KUBOTA NO.33｜37

⑧復元図で見る八ヶ岳火山の一生

熊井

図8・1−八ヶ岳火山の一生/東方上空から俯瞰した復元図〈原図/奥田述夫＋多田

巽〉

いま述べましたように鮮新世末の日本列島では，丘陵と平野ある

いは内陸盆地の姿は，いまとは大分様相を異にしています．八ヶ岳周辺でも例外ではなく，現在の長野市の西側まで海が入り込んでいますし，
もちろん富士山などの姿もなく，富士山の西側にも入江が深く入り込んでいました．一方，現在のアルプス周辺を見ると，それほど高くない山々が松本盆地まで連なっていました．松本盆地ができるのはずっと後の時期，更新世中期以降です．ただ前に図1・1で見ましたように，いまの松本盆地から南東方向に向かっては糸魚川−静岡構造線が活動を始めていました．左横ずれ北落ちのこの断層群は，八ヶ岳側を沈降させ，相対的に現在の南アルプス側を隆起させています．また八ヶ岳火山の活動以前には，この周辺にはすでにいくつかの火山が活動しています．八ヶ岳の西側の霧ヶ峰や美ヶ原の火山は，膨大な量の溶岩を流し，現在の高Ａ：下部八千穂累層堆積期〈湖盆の誕生と古蓼科火山の活動〉

Ｂ：中部八千穂累層堆積期〈古蓼科火山の成長と湖盆の移動〉

Ｃ：最上部八千穂累層堆積期〈古蓼科火山の崩壊と古麦草火山の活動〉

原の原形をつくっていました．さらに八ヶ岳の東南には，やがて黒富士

約200万年前，現在の霧ケ峰からその南東にかけては，なだらかな溶岩成層火山に成長した古蓼科火山は盛んに活動を続け，溶岩を含む多量の

古蓼科火山は成層火山の終末期を迎える．山体の崩壊がおこり，その土火山が活動し始めます．これらの周辺の火山とその山麓の一部は，その台地からなる古い火山帯が連なっていたが，この頃，北佐久地方に猪苗

流下物を噴出する．成長して高くなった山体からの崩落物とこれらの多砂で湖は埋め立てられ，水域は千曲川ぞいの小範囲に挟まってしまう．

後，八ヶ岳火山の噴出物で覆われることになります．

代湖ほどの大きさの湖が誕生した．八ヶ岳の最初の火山活動は，この湖

量の噴出物によって湖底には砕屑岩類が厚く堆積し，湖は次第に埋め立一方，古蓼科火山の南側には新たに古麦草火山が誕生し，東麓には多量

図8・1は，八ヶ岳火山の一生，その要点を，周辺地域の変化の様相までの南側，古い火山帯の北方で始まった．これが蓼科火山である．

てられていく．その一方で，箱畳撓曲の東側に新しい布施撓曲が活動しの流下物が堆積する．この頃，八ヶ岳の南東では黒富士火山が活動した．

を含めて７枚の復元図として，奥田さんと多田さんに描いて頂いたもの

この火山は，最初，多量のスコリアを噴出し，それに続いて凝灰角礫岩

始める．そのため湖の中心はさらに東へと移動し，湖の一部は現在の千図の左側に噴煙をあげているのがそれである．その後，古麦草火山に続です．それぞれの図のコメントは私が記しました．

類を供給して湖を埋め立てていくが，この時期の後半になると，火山活曲川にそって南方にも拡大し，湖域の広がりは八千穂層群の全期間を通いてその東側に噴火口をもつ古八柱火山が活動するが，これらの活動も動と連動して箱畳撓曲が動きだし，湖の中心が東に移動し始める．

じて最大となる．

前期更新世の末期には沈静化し，八ヶ岳火山は長い休息期に入る．

Ｄ：最上部南佐久累層堆積期〈湖盆の誕生と中・南八ヶ岳火山の活動〉

Ｅ：上部南佐久累層堆積期〈古阿弥陀岳火山が大成層火山に成長〉

Ｆ：古阿弥陀岳火山の大崩壊〈韮崎岩屑流と馬蹄形カルデラの形成〉

Ｇ：後期更新世の八ヶ岳火山〈溶岩円頂丘の形成〉

約40万年前頃，八ヶ岳の南東部に湖が形成された．この湖の誕生は，北湖の形成後，中八ヶ岳と南八ヶ岳では活発な火山活動が続き，成長と崩大成層火山に成長した古阿弥陀岳は，その不安定な構造のためしばしば

後期更新世に入ると，火山活動は溶岩円頂丘の活動が主体になる．その八ヶ岳火山の長い休息期が終了し，中世更新世の激しい火山活動が始ま壊を繰り返しながら湖を埋め立てていく．やがて約20万年前頃になると，崩壊し濁川泥流や大門川泥流が発生するが，やがて第四紀火山の崩壊と活動は南八ヶ岳から北八ヶ岳へと北上し，南端の編笠山から北端の蓼科る前触れとなった．湖は，現在の南八ヶ岳の懐深くまで入り込んで，広古阿弥陀岳火山は3,000ｍを越える大きな成層火山へと成長する．

しては日本で最大規模とみられる韮崎岩屑流が発生する（図3・10-Ｇ）．

山まで，ほぼいま見るような八ヶ岳連峰がつくられる．ただ活動の場は

い泥炭地を形成した．この頃，松本盆地も急激に陥没して盆地化が始まこの時期，湖は前の時期よりも小さくなっており，また湖の中心は南に古阿弥陀岳は，その山体の上半分が崩落し，残った馬蹄形カルデラ内に主稜の西側になるので，東側から描いたこの復元図では十分に描出できった．これら一連の変動は，本州中央部を南北に縦断する第一級の構造移動している．この頃，諏訪湖の沈降が始まり，その周辺も含めて諏訪は横岳・権現岳・西岳・編笠山など，次の火山活動が胎動し始める．釜ない．この時期には，西側山麓には泥炭地を含む小規模な湖盆が形成さ線，糸魚川−静岡構造線の活動が活発化したために生じている．またア

盆地が形成される．

無川など富士川支流の河川は激しい浸食を始め，現在これらの河川の岸れ，そこに溶岩や北山軽石流などの流下物が流れ込んでいる．東麓や南にはこのときの流下物からなる急崖がつくられている．

麓では，河川の浸食期と休止期が繰り返され数段の段丘がつくられる．

ルプス側の隆起も顕著となり，山並みは険しさを増していく．

URBAN KUBOTA NO.33｜38･39

八ヶ岳山麓の地下水
語り手/熊井久雄＝大阪市立大学理学部教授①火の山・水の山

かも山そのものが非常に大きいので，火山体その湧泉をずうっとつないでいきますと，図一般に火山は，「火の山・水の山」ともいわれは，豊かな水を育む超大な天然の貯水池になのような湧泉ラインができますが，このライるように，豊かな水を育む天然の貯水池となっているわけです．

ン上では，湧出地点のほとんどは谷の中にあっていて，山麓には多くの湧水地帯がみられ火山のまわりを流れる河川の流量が豊富なのって，河川の源流になっています．これが火ます．とくに八ヶ岳山麓の湧水地帯は，先史も同じ理由です．河川には，それ以上は流量

山山麓での湧泉の分布域の上限で，このライ時代から人びとの生活に適した場所であったが少なくならないという最低水量（基底流量）

ンより上の山体側には，特殊な場合，例えばようで，大きい湧水の傍には旧石器時代の遺がありますが，火山周辺の河川では，基底流

温泉や崩壊した崖の中から滲み出すようなも跡がみられます．おそらくこの時代には，水量は豊かな地下水によって涵養されているたの以外には，湧水はみられません．山体の斜場にあつまる獣たちを狩猟していたのでしょめ量が多く，河川は安定しています．このこ

面地形と地下水面が交叉するところがこの湧う．縄文時代になると，遺跡は，山麓の緩斜とは，天然の貯水池の水調整が非常にうまく泉ラインで，旧石器時代の遺跡は，このライ面や台地などの小さな湧水のほとりにまで広働いていることを示しています．

ン上にあります．

がります．さらに時代が下れば，これらの湧また火山体をつくっている地層の中では，溶

地下水面より地形的に低いところでは，必ず水を水源として農業用水が引かれるという具岩についで水を透しやすいのが，意外と思わ水が湧いて出てきます．ですから，縄文時代

合で，八ヶ岳山麓の湧水は，きわめて古い時れるかもしれませんが，湖成の砂層です．前の遺跡はこの地域にまで広がっているわけで代から人々と深く関わって，その生活を支え

章で述べられているように，八ヶ岳では，八すが，水田もまたこの湧水ラインより下のと続けてきました．この事情は，いまでも変わ千穂層群を堆積した場合でも，南佐久層群をころにしか分布しません．湧泉の近くでは井りありません．

堆積した場合でも，湖成層が基底にあり，火戸を掘りますと，図の青緑色の丸が示すようでは火山が，どうして天然の貯水池となって山活動に伴って湖盆が移動しています．そしに自噴するものが多くみられます．青い丸はいて，山麓には多くの湧水がみられるのか．

て，一連の火山活動の最後の時期になって溶井戸の位置で，ご覧のようにたくさんの井戸

この点について，最初にごく大ざっぱに触れ岩が集中的に流出しています．つまり火山体が掘られており，地下水が盛んに利用されてておきますと，まず火山体では一般に，雨やというのは，下部には湖成の堆積物がほぼ水いる様子がよく分かります．

雪どけ水が非常によく地中にしみこんでいき

平に堆積し，上部に溶岩がのっているという

ただこの地域では，地下水によって涵養されます．つまり浸透能が大変に大きいというこのが一般的な特徴なのですが，上部の溶岩のる中小の河川がたくさん流れてはいるのですとです．伊豆七島の利島の例では，１時間あ層に次いで，下部の方では湖に堆積した砂層が，そうした河川は，谷を深く削って谷底をたり50ｍｍという強い雨ですら地下にしみこんが水をよく透すので，そういうところの地下流れるので，この水を上の台地で利用するたでいます．これは，新しい火山の山腹では表水が利用されているわけです．

めには，遠方の少し高いところの水を延々と土がうすく，火山礫や火山砕屑物が地表にあ②西麓の地下水引いてこなければなりません．

らわれているため，水がどんどん地下にしみ図 1は ， 八 ヶ 岳 西 麓 の 地 下 水 の フ ロ ー ネ ッ ト

八ヶ岳西麓の場合には，南の方が最初に開発こんでいくからです．

（流線網）で，ここには火山山麓の地下水の特されているので，水は北の方から引くことに一方，火山体の上部には溶岩が多いわけです

徴が非常によくあらわれています．図で青緑なるので，地形的に一番低い北山の辺りが水が，溶岩には多くの割れ目が入っていて，そ

色の線は等ポテンシャル線で，地下水位の等が足りなくまります．こうして，昔から代掻の割れ目が互いによくつながっているもので高線です．ここでは一部被圧していますから，きの時期になると必ず水争いがおきていたん

すから，水を非常によく透します．溶岩の下

正しくは被圧水頭面といいます．地下水は，です．それで農林省が地下水の開発を手がけ

位には水を透しにくい泥質物などがあります

等ポテンシャル線（地下水面等高線）に直交しることになり，当時，農林省にいた私は昭和から，地表からどんどんしみこんできた地下て流れますから，紫色のフローライン（流線）

43〜45年の３年間，八ヶ岳山麓の地下水を調

水は溶岩のなかを通って下流へと流れ下っての流れの方向も，全体として図のような格好査することになりました．そしてこれがきっいき，やがて溶岩中や泥質層との境目などかで流れています．

かけとなって，私はそれ以来，八ヶ岳の地質

ら地表に湧き出します．

その中で，紫色の流線が出てくる場所と消えや地下水の調査・研究を続けてきたわけです．

この場合，地下水の流れの速さは1日に数ｍ前る場所があります．流線の始まるところは涵

③北〜北東麓の地下水後で，地表水の流れに比べればぐんと遅いの養域，水が地下に入り込んでいる地域です．

図２は，八ヶ岳山麓の湧泉および湧水量の分で，火山体の内部では，つねに大量の地下水

他方，流線が消えてしまう付近は地下水が湧布で，この図では，１日1,000トン以上の湧水がゆっくりと流れていることになります．し泉となって地表に出てしまうところです．

量をもつ大きな湧泉については，その湧水量

URBAN KUBOTA NO.33｜40

図1−八ヶ岳西麓における流線網図と遺跡分布

URBAN KUBOTA NO.33｜41

を円グラフで表しています。

の平溶岩の中を流れてくる地下水が，この溶

野辺山付近では，上の方の斜面の地下水と下

まず図の北半分（大石川から北部），八千穂層岩の末端付近で湧き出しているわけで，いずの方の地下水は，別々な方向に流れます．

群の分布する北〜北東麓の地下水から述べま

れも湧水量が非常に大きいのが特徴です．溶⑤溶岩中の地下水

すと，この地域での湧泉の分布では，中央部

岩の地下水については，また後で触れます．

溶岩は，いま述べたように非常に大量の水をの鹿 曲 川や細 小 路 川の左岸に多くの湧泉がみ④南〜南東麓の地下水運びます．写真１は，南麓の川俣谷でみられられます．ここでは，川の左岸にたくさんの次に図２の南半分，南佐久層群の分布する八る溶岩末端の湧水で，ここは釜無川の支流の小さな沢がよく発達していますが，これは地ヶ岳南東麓から南麓および西麓の地下水です

上流になりますが，水がまったく無いところ

下水の流れの方向に向かって侵食が進んでいが，この地域の湧水の分布と湧水量を地質構に溶岩の末端からとうとうと水が流れ落ちてるからです．この地域では，地層が西から東造によって分けると，次のようになります．

きて，まさに突如として川が始まっておりまへ向かって傾斜しているので，地下水の流れ

第１は，基盤岩類に堰き止められて，南佐久

す．火山山麓では，こうした情景はいたるとも西から東に向かって流れているわけで，湧層群中の地下水が湧出しているもので，これころで見受けられます．

泉の分布が地質構造と密接に関連しているこらの湧泉は東麓に多く，地形的には低い場所

このように，溶岩末端からの湧水はものすごとが分かります．

に分布します．

い量になっており，図２で見るように１日１次に，1日1,000トン以上の大きな湧水量をも第２は，標高1,600ｍの等高線に沿って並ぶ湧万トン級のものは普通で，なかには１日４万つ湧泉をみますと，これらの分布は八千穂層泉で，これらは，さきに図１に示した西麓のトンとか５万トン級のものもあります．八ヶ群の３つの層準に集中しています．

湧泉ラインに連なります．これらの湧泉のほ岳以外にも日本の火山山麓には，こうした大１つは下部八千穂層で，大 曲 川の下流域にみとんどは川床沿いに分布し，山体の斜面地形

規模な湧泉が多くみられますが，それらはみられる湧泉がこれにあたります．図３は八千面と地下水面とが交叉する場所に湧出します，な溶岩末端のものです．また日本ではこうし

穂層群の各累層の層相と透水係数で，透水係

この線を1,600ｍ湧水線といっています．前述

た大規模な湧泉は，石灰岩地帯の地下川を除数は10 ｍ/secオーダーから10 ｍ/secオーダのように，これより上の山体側には大きい湧けば，火山山麓以外にはみられません．

ーまで優劣がありますが，図のように下部八泉はありません．

《湧出量から推定される涵養地帯》

千穂層が最も大きい値を示し，次に透水性が第３は，1,600ｍ湧水線より下に分布する湧水では，このような溶岩末端の湧水は，どのよ

よいのは上部八千穂層です．下部八千穂層がで，この方は，山麓緩斜面や地形的に周囲ような範囲の水を集めているのか．これを調べ

透水性に優れているのは，この層には湖成のり低い場所に湧出します．南佐久層群上部層るには，分布範囲が明らかで，下位の地層と砂層が連続しているからです．

の分布と関連していると考えられます．

の間に非常に大きな透水性の違いのある溶岩大曲川下流域は，本誌はさみこみの15万分の

第４は，この地域の南部に分布する非常に大でないと測定が困難です．八ヶ岳では，こう１地質図にみられるように，下部八千穂層がきな湧泉群で，これらはみな溶岩の末端からした性質をもつ溶岩としては，図２の八丁地

地表に顔を出していますが，これは，この地湧出するものです．図には溶岩の露出域を示川溶岩と池の平溶岩，それに南麓の後期更新

域では下部八千穂層がドーム状に盛り上がっしましたので，その様子がよく分かるかと思

世の大滝社溶岩などがあります．これらの溶ているからです．そのため，山麓の高いとこいます．東麓や西麓にも大きな湧水量をもつ岩は透水性に優れ，また表層からの降雨の浸ろでこの層まで浸透した被圧地下水がここに湧泉がみられますが，それらもみな溶岩の末透も良好です．

湧き出してくることになります．

端から湧出しています．

それでいま，降水量から蒸発散量と地表流出

大きな湧泉をもつ２番目の層準は，上部八千

最後にもう１つ，河川の流量に現れてくるケ量を除いた残りの雨量がすべて地下に浸透し穂層の基底付近のもので，前述した鹿曲川流ースを付け加えますと，野辺山をはさんで北ていくものと仮定しますと，末端湧泉の湧出域のものがこれにあたります．

の杣添川と南の川俣川の流量をみますと，東量から，それぞれの集水面積を計算できます．

３番目は溶岩の末端付近の湧泉です．図２で麓の杣添川では単位面積あたりの流量が非常そうしますと，図４の薄い青色の範囲がそれは，八丁地川の下流域と大石川流域の大きなに少なく，南麓の川俣川では単位面積あたりぞれの湧泉の涵養地帯と推定されます．

湧泉がこれにあたります．八丁地川下地域にの流量が多く，何か余分に流出している感じ《地下水温から推定される涵養地帯》

集中する湧泉は，八丁地川沿いに分布する前なんです．これは前章で述べましたように，

一方，地下水の水温というのは，その地下水

期更新世の八丁地川溶岩の中を流れてくる地

基底の湖成層が西側に傾いているために，地が浸透する地域の降水の平均温度に近いこと

下水が，この溶岩の末端付近で湧き出すもの

下水も南西側に流れてくる．その影響が，河が知られています．例えば，富士山には氷 室です．大石川流域の湧泉は，後期更新世の池

川の流量の大小となって現れているわけで，という氷穴があって，この穴の中の水は非常

か くま

ほそ こう じ

おお くま

-6

-4

ひ むろ

URBAN KUBOTA NO.33｜42

図2−八ヶ岳山麓における湧泉の湧出量分布

図3−八千穂層群中の各累層の層相と透水係数

URBAN KUBOTA NO.33｜43

に冷たくて場所によっては氷が張っているわ

同じ地下水の中では，溶岩は非常に速いのでに述べたような山体斜面と地下水面との交叉

けですが，これは，富士山の高いところに降す．溶岩というのは，岩石全体の体積からみするところに湧き出すような，斜面の地下水

った０度近くの水が浸みこんで，この氷穴にると隙間（割れ目）は少なく，2〜4％ほどしも平地にはあまりみられません．平地の地下出てくるからです．ですから逆に，湧水の水かありませんが，ただそれらはよく連結して水は汲まないと動かないという感じですが，温を調べることによって，その水がどの辺かいるので，流れのスピードが速い．つまり，火山山麓の方は汲まなくとも勝手に動いていら流れてきたかが分かります．

非常に狭い断面を速いスピードで流れるのがる．平たくいうと，そんな違いがあるわけで八ヶ岳の場合には，諏訪，富士見，蓼科に気溶岩中の地下水の特徴です．

す．

象観測所があります．これらの各地点ごとにそれに対して砂層とか砂礫層は，断面からみ《溶岩の地下水と汚染》

年 間 の 平 均 気 温 を み て い き ま す と 図 5の よ う

た隙間は30％から45％ぐらい，ひどいものに

ただ，このように溶岩中の地下水はスピードになり，標高と年平均気温とはきれいな直線

なると60％ぐらいもあって，粒子の面積よりが速いために，汚染に対しては余り安全では

上にのって変化していることが分かりました．

も隙間の方が大きいものさえあります．です

ないんです．たとえば大腸菌の場合ですと，それで，前述の溶岩末端から湧出する地下水から，断面では非常に広い隙間があるんです

地下に入って100日たつとだいたい死滅するんの温度を測り，この図に合わせて各湧泉の浸が，ただそこを流れる水のスピードは意外とですが，溶岩の地下水では100日たたないうち

透域の標高を読み取りますと，八丁地川溶岩

遅い．段丘の砂層でも1日に約10cｍほどでのに湧き出してしまうケースがある．実際に八では標高980ｍ，池の平溶岩では標高1,320ｍ，

速さですから，100ｍいくのに3年ぐらいもかヶ岳の山麓では，溶岩末端の湧水の中から大大滝社溶岩では標高1,320ｍとなり，これらがかります．溶岩の方は，1日に約1〜10ｍぐら

腸菌が検出されたという例が幾つかあるので地下水温から推定される涵養地帯の平均の標いですから，スピードは非常に速い．トータ

す．砂層になりますと，井戸の水をポンプで高ということになります．

ルの水の量はどうかというと，ある断面積あ汲み上げるわけですが，大腸菌が検出された

図４に，点線で示した等高線がこれらの標高たりの流量に換算しますと，隙間は狭いけれ

例はほとんどありません．

です．図に見るように，これらの標高から推どもスピードの速い溶岩の方が絶対量として⑥河川の基底流量と地下水定される涵養地帯は，さきの湧出量から推定ははるかに多くなります．

冒頭で触れましたように，火山山麓の河川はされた涵養地帯とだいたい合っております．

また同じような砂層でも，火山山麓の湖成のその流量が安定している点に特徴があるわけ

このように溶岩末端の湧水は，それぞれ図に砂層というのは，湖に堆積するときによく分ですが，そのことを，実際の河川の流量に即示したような範囲に降った水が，溶岩の中を級されているので等粒のものが揃っている．

してみてみます．

流れて湧き出しているわけです．これ以外の

それで空隙が多く，前述したようによい帯水

八ヶ岳の西麓には，西麓南半分の降水をすべ

範囲の降水は，溶岩の分布域であっても他の層になっているわけです．

て集めて西に流れ，諏訪湖に注いでいる宮川方面に流れていることになります．

ですから，平地での地下水の流れと火山山麓という川があります．この川の流量は，1969《溶岩と砂礫層の地下水の流れの速さ》の地下水の流れとでは，非常に違うところが

年６月から1970年３月にかけて，つまり，か一番最初に，溶岩を流れる地下水の速さは地あります．火山山麓に特徴的な溶岩の中の地

んがい期から非かんがい期にかけては，図６

表水に比べると非常に遅いといいましたが，下水というのは平地にはありませんし，さきのような状況になっています．

写真1−溶岩末端の湧水（川俣谷）

図4−代表的溶岩の地下水集水範囲の推定

図5−八ヶ岳における標高と年平均気温

URBAN KUBOTA NO.33｜44図で，下段の棒グラフは降水量，上の方のギまでをみますと，地下水位は−2.2ｍから−2.8

河川の流量を巧みに調節しているわけです．

ザギザしている線が川の流量です．そのギザ

ｍぐらいまで直線的に下がっています．同じよ⑦地下水に由来する斜面崩壊

ギザの線をみると，70年１月の中旬から下旬

うに12月半ばから1月の終わりまでの期間も，地下水に由来する自然現象にはさまざまなもにかけてが一番低くなっていて，2.3ｍ 3/secぐ

地下水位は一定の率で下がっています．他方，のがあって，人間の都合のよいことばかりとらいの流量になっています．それでこのライ

一番下の棒グラフで降水量を見ますと，このは限りません．火山の場合には，地下水によンをアカ色にしているわけですが，これが基間に雨は余り降っていませんで，たまに降るってときどき土石流が発生します．

底流量（base flow）です．その河川では，これと，そのときだけは川の流量が増えています．

前章で述べられているように，八ヶ岳火山で以上は流量が少なくならないという最低の流

それ以外は，この期間は川の流量は一定にな

は，火山活動の最後の時期に入ると，北八ヶ量です．農業のほうでは，渇水流量と呼んでいっている．つまり基底流量が流れているわけ

岳や中八ヶ岳では多くの爆裂火口が形成され

ます．

です．

ます．これらは，山の一番高いところではな

アカ色の線より上は洪水流量で，これは降水

このことから，降水の無いときには，地下水

く，そこからちょっと下がった溶岩流の重なの多寡によって変動するのでギザギザの線に位が下がることによって基底流量が維持されっている高原状のところにあるわけですが，なります．アカ線から下が基底流量で，安定ている．つまり不圧地下水からの供給によっ

これは爆裂火口ですから，当然，すり鉢型のしている水量ということになるわけです．

て，矢の口川の基底流量が保たれていること

穴ができている．そして雨池や白駒池のよう

このように，ひとつの河川には必ず基底流量がわかります．こうした仕組みで，地下水はに水をためているところもありますが，多くと洪水流量とがあるわけですが，その川の基

図6−宮川の流量と基底流量

底流量の総量と洪水流量の総量とを比べ，洪水流量の比率が小さく基底流量の多いものを
安定した川といい，逆に降水流量の比率が高く基底流量の少ないものを荒れ川といっています．火山山麓の河川では，この宮川にみられるように，基底流量に対する洪水流量の比率が0.2〜0.3というように非常に小さく，安定した川がほとんどです．
この豊かな基底流量の元になっているのは，
もちろん湧水です．火山体では，いったん降った雨は溶岩や湖成の砂層の中を流れ，巧み

図7−西麓畑地帯の河川の流量（矢の口川）と地下水位の相関に調節されて川へ流出しているわけです．
次にもう１つ，川の流出量と地下水との関係をみてみます．西麓の扇状地性山麓のほぼ中央部には，矢の口川という小さな川が流れますが，この川の流域の約80％は畑地です．図７が矢の口川の流量ですが，一番上の段は不圧地下水の地下水位，つまり井戸の中の水面の高さです．ここでは−2ｍから−3ｍの間を上がったり下がったりしています．一番下の段は降水量，真ん中の段が矢の口川の流量です．この川は，宮川のような大きい川と違うので，基底流量が小さくて洪水流量が大きい
んですが，これは川が小さいのですから仕方ありません．
さて上段の図のうち，69年10月から11月半ば

URBAN KUBOTA NO.33｜45

は土砂や火山灰などで埋められています．

には少なくとも３ヵ所の湧泉があり，崩壊直ったりしています．特に７月から８月にかけそうした付近に谷頭浸食が進んで，下の方か

後には多量の水が湧き出していたことが確認ては，雨が降ると水位が上がり，雨が降らなら削られていきますと，豪雨などがきっかけされています．

いときには水位が下がるという具合でギザギとなって爆裂火口にたまったものが上からドこうした斜面崩壊は，当然，爆裂火口のある

ザを繰り返しています．

サッと滑り落ちてくる．こうして斜面が崩壊ところでは過去にもおこっているわけで，そ一方，この地域では，降水に伴う地下水位のし，土石流が発生することになります．

う し た 古 い 崩 壊 跡 地 を 調 べ て み ま す と 図 9の上昇率と雨が降らないときの地下水位のてい

1982年の秋には，大岳川上流の湯沢の谷頭部ようになります．八ヶ岳では，こうしたとこ

減率が測定されています．それで６月１日ので，台風による豪雨の後にこのケースの斜面

ろで谷頭浸食が進んでいるわけです．また，水位を初期水位として，１日ごとの降水量に崩壊がおき，10数回にわたって土石流が大岳

双子池，雨池，白駒池などはみな爆裂火口跡

もとずいて地下水位を推定してみると，A図の川を流下していきます．この土石流は，集落よですから，いずれは同じようなことが起こる

アカ線のようになります．

り上流で停止したために大きな被害はおこりと考えられます．

この２つの線を比べてみますと，６月の初めませんでしたが，このときには約20万ｍ の土⑧水田と地下水頃まではだいたい合っていますが，夏の間は砂が運ばれ，渓谷内に堆積しました．図８が《地下水の涵養源としての水田》

一定の感覚でズレている．８月の終わり頃か

崩壊地周辺の地形図，写真２は崩壊した岩石

八ヶ岳山麓で水田が広い範囲を占めているのらは，再び両者が合ってきます．では，夏のが上から滑り落ちてきたときの様子です．

は西麓ですが，ご存じのように，水田は地下間のズレが何かというと，これが水田から地

この崩壊地を調べますと，このときの崩壊に水のすぐれた涵養源となっています．

下水へ漏水していったものなんです．

よって出現した窪地内の急崖は，白色に変質

図10は，西麓の水田地帯での不圧地下水の水

B図のアカ線は，この地域の水田の面積と水田した溶岩からできており，これが爆裂火口の位で，図の青緑の線が井戸の中の水面で，こからの漏水がどのくらいあるかを計算して，跡であることが分かります．また崩壊地の底

こでは−1ｍから−2ｍの間を上がったり下がA図のアカ線に加算したものです．そうします3

図8−湯沢谷頭部の崩壊地と土石流

図9−北・中八ヶ岳における崩壊地の分布

写真2−湯沢谷頭部の崩壊

URBAN KUBOTA NO.33｜46

とＢ図では，かんがい期でも非かんがい期で水が上から下へ浸透していくとき，最初のうまう．そのため，地下に浸透していく雨水はも，実測値と推定値とがだいたい合ってきま

ちは塩素は土壌に吸着されるので余りでてこ森林の３分の１ほどの量にしかならない．ます．７月の下旬に一致してないところがありないのですが，そのうちに土壌の吸着量が少た地下に浸透しなかった分は，河川の洪水流

ますが，これは推定値の方に夕立の分が影響なくなり，最後には限界に達して土壌が塩素量の増加となって現れてきます．

しているためです．以上から，水田から地下を吸着できなくなる．そうすると今度は，雨そしてもう１つ，芝生の方には，除草剤や肥水へ浸透する量が非常に多いこと，地下水位が降って地下水位が上がってきたときに，そ料がまかれますから，そうした薬が地下に浸で毎日10cmぐらいの違いがみられるわけです

れまで土壌に吸着されていたものまでが溶け透していきます．その結果，浸透する水の量から，水田が地下水の涵養源として非常に役出してくる．こうして高濃度の塩素を含んだが３分の１ぐらいに減っているところに薬が立っていることが分かります．

地下水が川に流れ出す．ですから，地下水の入っていくわけですから，水質がぐんと変わ《水田からの漏水と地下水の水質》

水位が上がっていて，雨が降ってないときにってしまいます．結局，湧水量もぐんと減っ

ところが最近，地下水の水質をみると，クロ

塩素の濃度が一番高い．そういう状態になってくるし，その水質も悪くなるので，いろいール（塩素），カリウム，カルシウム，とくにているわけです．

ろな問題がおこってくるわけです．

硝酸性窒素などが非常に増えてきているので⑨火山山麓の開発と地下水

火山山麓の開発と地下水の問題では，まだますが，これには，水田からの漏水が大きく関火山山麓では，これまでの話のように，溶岩だたくさんの問題があります．また八ヶ岳山

わっていることが分かってきました．

の地下水というのが非常に重要なんですが，麓は，現在でも，開発計画が目白押しに並んさきの図１をご覧になれば分かるように，諏

この溶岩の上をゴルフ場などに開発した場合でいますから，今後もこの種の問題は，いろ訪市や茅野市の街の中には非常にたくさんのには，地下水の流れや水質が大きく変わっていろな形で起きてくると思いますが，それは井戸があり，またこのすぐ西には諏訪湖があしまい，いろいろと問題をおこします．

また，別の機会に取り上げていただければとります．それらの井戸や諏訪湖には，西麓のまず，溶岩の上の植生が立体的な森林から単思います．

地下水が流れ込んでいるわけですが，水田地

調な芝生に変わることによって，雨水の浸透帯ではたくさんの肥料や農薬を使うので，こ量がだいたい３分の１ぐらいに減ってしまいの影響が地下水の水質に現われてきて，諏訪ます．これは，実測でも計算値でも同じ結果

湖のアオコも，これが主因となって発生してになっています．つまり，森林のように木のいるといわれています．

葉が立体的に密に重なっていますと，雨水はこの地域では，途中の小さい川や井戸の水質

葉から葉へと水滴となって伝わり，最後にはが定期的に測定されています．この場合，例

幹を伝わって地表に下りてくる．そんな具合

えば塩素を例にしますと，現在では，雨が降に調節されて，ジワッと地下にしみ込んでいって地下水位が上がるときに，塩素の濃度がくわけです．

高くなるんです．雨が降ると薄まるのではな

それに対して芝生に降った雨水は，森林でのくて，現実には逆に濃くなるのです．

ように調節されることがなく，葉から地表へ

これは，どういうことかといいますと，地下とスッと伝わってどんどん外へ排出されてし図10−八ヶ岳西麓における水田からの漏水と地下水位の推定

URBAN KUBOTA NO.33｜47

八ヶ岳東部地域の土壌
梅村弘＝元長野県中信農業試験場長

八ヶ岳とその周辺域は，典型的な内陸性気候に分布し，Ａ層・Ｃ層をもつ土壌．Ａ層の発達

属し，中部山岳地帯においては同様な傾向がを示し，気温の年較差が大きく，降水量は比は弱く，かつ浅い．一般には石礫質のものがみられる．

較 的 少 な い ． 地 域 の 標 高 は ， は ぼ 700ｍ か ら

多く固結岩の上にのっているか，あるいはま《湿性ポドゾル化土壌》

2,900ｍにまで達し，植物帯は山地帯下部からた岩屑性堆積物に移行している．八ヶ岳山地

山地帯上部から亜高山帯下部にかけて，山頂

高山帯にわたる．地層・岩石類は，古生層かの丸山付近のほか局所的に散在する．

または山麓の緩斜面に出現する．堆積腐植は

ら第四紀の火山噴出物を主体としたものまで

Ｃポドゾル

Ｈ層またはＨ-Ａ層の形態をとり，表層では還が幅広く分布し，地形も複雑である．このた

大陸の湿潤冷温帯の針葉樹林や針広混合林下

元的傾向が強い．深くまで腐植の浸透がみと

め，土壌は変化に富み，それらの分布状況もに発達する成帯性土壌．表層の粗腐植層（A 0

められる腐植型と，表層に多量の二価鉄が含また多様である．ここでは，八ヶ岳東麓から層）の下に強度に溶脱した灰白色の漂白層（ポまれる鉄型とに区分される．八ヶ岳では，丸千曲川東側の秩父山地西部までの地域，行政

ドゾル層またはA2層ともいう）と，その下位に山，茶臼山，縞枯山など比較的緩やかな山頂

的には長野県南佐久郡にあたる地域を対象に，腐植・水酸化鉄・粘土などの集積層（B2層）を近くの平坦面に，秩父山地では，横尾山，小土壌分布とその性質，高冷地畑作土壌の問題

もつのが特徴．日本は世界のポドゾル地帯よ

川山，金峰山，朝日岳，国師ヶ岳，甲武信岳などについて概略を述べる．

り南に位置しているので，典型的なポドゾルの稜線に沿った緩斜面に分布する．

①土壌の種類と特徴は少ない．低地部では北海道北部に発達の弱Ｄ褐色森林土

八ヶ岳山麓では，山地土壌については林野庁

いポドゾル性土がみられるが，山地部では本

湿潤温帯の落葉広葉樹林ないしそれと針葉樹と長野県林務部により，農耕地土壌について

州西部でも高山のハイマツ帯や針葉樹林帯にとの混交林下に発達する成帯性土壌．堆積腐は長野県農業試験場により調査・分類されてポドゾル性土がしばしば発達する．生因的特植は少なく，A層はよく分解して無機物と混合

きたが，その後，経済企画庁総合開発局によ徴の違いから乾性ポドゾル化土壌と湿性ポドしたムル型腐植によって暗色を帯びる．B層はり全国的な規模での国土調査（土地分類基本

ゾル化土壌に2区分される．

酸化鉄により褐色を示し塊状構造が発達する．

調査）が実施され，長野県においても，1975年《乾性ポドゾル化土壌》

Ａ・Ｂ・Ｃ各層位の層界は漸変し，溶脱層と集に土地分類図（土壌図）が作成された．

山頂や尾根筋などの乾燥しやすい場所では，積層の分化が不明瞭なのが特徴である．褐色

このときの調査では，山地土壌も農耕地土壌

落葉の分解が悪くA 0 が発達して有機酸が生成

森林土は６土壌統群に区分されるが，この地も，一貫した自然分類体系に基づいて表１のされ，土壌はポドゾル化を受けやすい．乾性

域には４土壌統群が分布する．各土壌型は，ように分類されている．図１は，表１に示し

ポドゾル化土壌は，主としてこうした場所に

局所的な地形に対応して分布し，植生との関た土壌統群を用いて分類された八ヶ岳東部地発達し，八ヶ岳では権現岳から天狗岳の岩石係も密接である．

域の土壌図で，この地域には８土壌群14土壌

地に続く尾根筋に，秩父山地では南部の金峰《乾性褐色森林土壌》

統群が分布する．図２および写真１は，これ山から御座山にいたる尾根筋に続く斜面上部

排水や風通しが良く，土が乾燥に傾きがちならの土壌統群の代表的な土壌断面柱状図およに分布する．

尾 根 筋 や 山 腹 斜 面 上 部 に 分 布 す る ． A・ B・ C

び土壌断面のカラー写真である．なお土壌断《高山ポドゾル土壌》

層位をもち，主として黒褐色のA層から褐色な面における層位名や土壌生成作用については，筆者らが，金峰山の高山帯(2,590ｍ)のハイマ

いし淡褐色のB層にやや判然と推移する．

本誌，No.13『土壌』特集に詳しいので，それツ群落下で調査した花崗岩を母材とする土壌《褐色森林土壌》

を参照して頂くこととし，ここでは省略する．

は，前記の乾性ポドゾル化土壌とはやや異な

最も標準的な褐色森林土で，斜面の下部や広Ａ岩石地り，典型的なポドゾルの土壌断面を示した．

い緩斜地など，つねに地中水分に富む環境下

基岩が露出し，土層のみられない地帯．八ヶすなわち，比較的厚いL層と粗腐植層（F-H層）に出現する．黒褐色で膨軟な厚いＡ層が発達

岳山地の横岳，天狗岳，硫黄岳，赤岳の周辺の直下にはA 1 層を欠き，よく発達した明瞭なし，褐色ないし淡褐色のＢ層に漸変する．地質と秩父山地の尾根筋に沿って点在する．

漂白層（A2層）と，Ｂ層における顕著な鉄・腐植

条件に関係なく広範囲に分布する．

Ｂ岩屑土の集積がみられた．この土壌の生成について《褐色森林土壌（暗色系）》

生因的特徴の違いから高山岩屑性土壌と岩屑

は，通常のポドゾル化作用を促す要因のほか

褐色森林土のうち，腐植に富み暗色の表層土性土壌に分けられるが，この地域には，高山に，山頂付近の貧弱な植相と，地形が急峻でをもつもので，ポドゾル化土壌への漸移帯に

岩屑性土壌がみられる．

土性も砂礫質なため排水良好な点が大きく影み ら れ る ． 主 と し て 八 ヶ 岳 山 麓 の 標 高 1,700《高山岩屑性土壌》

響していると考えられている．この土壌は，〜2,500ｍにかけての亜高山帯の山腹緩斜面や森林限界以上の急峻な山頂あるいは山腹斜面

垂直的成帯性土壌型としては高山ポドゾルに

緩傾斜の尾根から斜面にかけて分布する．断URBAN KUBOTA NO.33｜48

図1−八ヶ岳東部地域の土壌図

表1−国土調査における土壌分類表

URBAN KUBOTA NO.33｜49

面形態は褐色森林土に類似しているが，厚く

中性ないし塩基性の火山性母材が高温多湿条

川上村にみられるが，そのほか臼田町，佐久

堆 積 し た A 0 層 と 脂 肪 状 の H層 が み ら れ る こ と件下で急激な風化作用を受け，珪酸や塩基類

町，八千穂村などにも部分的に分布する．

が多い．

が流亡するとともにアロフェンや遊離アルミ《黒ボク土壌》《湿性褐色森林土壌》

ナが生成・集積する．一方，ススキやチガヤ

黒ボク土の最も標準的な断面形態をもち，広斜面下部の緩斜面，谷底の沢沿いの平坦地，など，根が地中によく蔓延するイネ科植物の範囲に分布する．一般に林地にあってはA 0 層

台地上の凹地など水分の多く集まりやすい環

旺盛な繁茂による有機物の豊富な供給，アロの発達は弱い．腐植層の厚さは普通25〜50cm

境下に出現する．A 0 層はあまり発達しない

フェンの高い保水性に基づく土壌の湿り，アぐらいで，明度・彩度はともに２以下，腐植

が，Ｆ-Ｈ層を形成する場合もある．黒褐色のロフェンと遊離アルミナが微生物の腐植分解

含量は10％内外からそれ以上ある．A層の上部

厚いＡ層をもち，暗褐色ないし灰褐色のＢ層にを阻止する作用など，一連の現象によるとさは植物根に富み，特に未耕地では発達した根

漸変する．

れている．

系がマット状をなしている．A層下部は通常最Ｅ黒ボク土

黒ボク土は，腐植層の厚さ，腐植含量の違いも暗色である．土性は細粒質で膨軟で軽く粒火山灰を母材とし，腐植質の厚いA層をもつ成によって８土壌統群に区分されているが，こ状構造をなし，土塊は砕けやすい．この土壌

帯性土壌．黒ボク土は，非結晶性のアロフの地域には４土壌統群が分布する．またこの型は，南牧村や川上村を貫流している梓川のェン（珪酸とアルミニウムが結びついた粘土鉱

地域の黒ボク土は，標高1,400ｍ前後より上部

河岸段丘より標高が高い地帯に広く分布し，物）を主に含み，遊離アルミナ含量が高いのがは林地や牧野となっているが，それより下部

そのほか小海町，八千穂村，南相木村などに特徴であるが，表１の国土調査による土壌分は主に畑地として利用されている．

もみられる．

類表では，アロフェンを含まない非火山灰起《厚層黒ボク土壌》《多湿黒ボク土壌》

源の土壌や，林業試験場で林野土壌の分類単

腐植含量が10％以上ある黒色のＡ層の厚さが50

黒色のＡ層の厚さがほぼ50cm内外以上で，下位としている黒色土も含めてある．

cm以上あり，Ａ層の明度・彩度がともに２以

層は灰色を帯び斑紋がみられる土壌．水田と黒ボク土の生成についてはまだ不明な点もあ下の土壌．比較的傾斜の緩い凹地形面や傾斜して利用されたために，灌漑水の影響を強くるが，一般には次のように理解されている．

下部に分布する．主に八ヶ岳山麓の南牧村や受けて鉄・マンガンの斑紋が形成されたもの

図2−八ヶ岳東部地域の代表的な土壌断面柱状図

URBAN KUBOTA NO.33｜50

であるが，開田後の年数が短いために斑紋の赤色土と黄色土の違いは，局部的な内部排水

広範囲にわたるが，台地上の黄色土壌に比べ形成は一般に弱い．台地や河岸段丘上位面，の良否と母岩中の含鉄鉱物の量質の差によっると粗粒質の割合が高い．地下水位の変動やあるいは丘陵地内の窪地などに分布する斑紋ている．B層の色が赤味をおびているのが赤色

水田利用に伴う灌漑水の影響によって，断面形成の弱い土壌も含めてある．

土，黄色味が強いものが黄色土で，この地域

中に斑紋や結核がみられることも多い．土性《淡色黒ボク土壌》には黄色土壌のみが分布する．

や礫層の有無などに基づき褐色低地土壌と粗断面形態は黒ボク土に類似しているが，黒色《黄色土壌》

粒褐色低地土壌の２土壌統群に細分される．

のＡ層の厚さがほぼ50cm以下か，または腐植

一般には堆積状態がち密で，理学性が悪く，

この地域には褐色低地土壌が多い．

含量が少なく（地表下50cmの範囲の平均で5％完全な成層状態を示さないものがしばしば見《褐色低地土壌》

以下），Ａ層の黒味が薄い土壌．主として火山性られる．この地域では，臼田町，佐久町，八比較的発達していないＡ層の下に，黄褐色の中台地や火山山麓などで地下水位の低い排水良

千穂村の丘陵地や段丘面にわずかに分布する粒〜粗粒のＢ層をもっている．主な分布域は，好な地帯に分布するが，とくに傾斜地上部やだけであるが，八ヶ岳北麓には，御牧ヶ原，

臼田町，佐久町，川上村などの千曲川流域と凸地形の頂部など，土壌浸食をうけやすい地

八重原台地に広く分布する．

千曲川に注ぐ支流域の南・北相木村の沖積低形面に多い．また農耕地では，近年の大型機

Ｇ褐色低地土地である．

械による深耕などで，黒ボク土壌から淡色黒

河川に運ばれて二次的に堆積した土砂や，水Ｈ灰色低地土ボク土壌への改変がみられる．

底につもった土砂が陸化し，土壌生成作用を河川に運ばれて二次的に堆積した土砂や，水Ｆ赤黄色土

受けてできた成帯内性土壌．沖積低地に分布

底につもった土砂が陸化し，土壌生成作用を更新世の温暖な間氷期に生成した古土壌．世

し，全層あるいはほぼ全層が黄色ないし黄褐

受けてできた成帯内性土壌．沖積低地に分布

界の湿潤亜熱帯の森林下では，腐植含量が低色を呈するのが特徴．同じ沖積低地に分布す

し，全層あるいはほぼ全層が灰色ないし灰褐く，塩基と珪酸が流亡し，鉄・アルミニウムる灰色低地土やグライ土と比べると，褐色低色の土層からなる．排水の程度は褐色低地土の酸化物に富んだ赤色土と黄色土が分布する

地土は，概して排水良好で地下水位の低い地に劣り，変動する地下水の影響によって断面が，赤黄色土の生成過程もこれと共通する．

域にみられる．土性は重粘質から砂礫質までの主要部分が灰色化している．この土壌の生写真1−八ヶ岳東部地域の代表的な土壌断面写真

URBAN KUBOTA NO.33｜51

成は水田利用と密接な関係があり，基質に鉄・これがリン酸を吸着するのでリン酸吸収係数

表２は，高冷地黒ボク土のリン酸の性質を調

マンガンの斑紋をもつのが特徴である．灰色が大きい．つまり有効態リン酸が非常に少なべたもので，未墾地の有効態リン酸は100g中

低地土は３土壌統群に細分されるが，土壌図いのが特徴である．また酸性が強く，塩基に0.7mg以下と極めて少ない．しかし未墾地に隣には灰色低地土壌として一括して示した．

も欠乏している．このように黒ボク土は，養接する熟畑では，耕地化に伴って有効態リン

《灰色低地土壌》

分含量が少なく自然肥沃度に劣るので，これ酸は確実に増え，またアルミ型リン酸が急激

主な分布域は，臼田町，佐久町，川上村などを改良することが必要となる．

に増加している．100年以上の栽培歴をもつ熟の千曲川流域と千曲川に注ぐ支流域の南・北すなわち黒ボク土に対しては，石灰質資材や畑 で は ， 有 効 態 リ ン 酸 は 8.40mgに 達 し て い

相木村の沖積低地である．

苦土を施して酸性を改善し，また多量のリンる．黒ボク土の場合，リン酸吸収係数が変わ②高冷地畑作と黒ボク土

酸質資材や有機物（完熟堆肥）を施用して人為らなくとも有効態リン酸が多くなればよいの

一般の農耕地に比べ標高がぐんと高く，従っ的に肥沃土を高めることが重要で，これによである．各種の試験結果をみると，リン酸のて気温の低い地域では，当然，作物の栽培期

り，比較的短期間に牧野から高位生産畑に造多量施用による土壌改良効果が最も顕著に現間や種類が制約される．八ヶ岳東部地域でも成できる．こうして造成直後でも，ほぼ熟畑

れる黒ボク土は，有効態リン酸３mg以下，ア

明治以降は林業と牧畜（仔馬の生産）のみが主なみの収量を期待できる．

ルミ型リン酸130mg以下，リン酸吸収係数/ア

産業であったが，1960年頃からは，この地域

ただし，造成直後の収量は化学肥料の多量施

ルミ型リン酸15以上のものである．

の標高800〜1,400ｍの高冷地帯は，野菜の主産用に負うものであって，この土壌の地力によ

さらにリン酸の多量施用は，地力窒素の出現

地として発展してきた．この背景には，食生るものではない．例えば，レタス畑では作物という優れた効果を発揮する．このことは，活の改善に伴う洋菜類の需要の増大や輸送手が必要とする可給態窒素量は，図３に見るよ

試験圃における無リン酸区とリン酸多量施用

段の発達など社会的条件の変化があり，またうに土壌100g中20〜24mgである．この場合，

区の実験例から，リン酸多量区では土壌中の低暖地に対する高冷地野菜作の有利性などが30年以上の熟畑では，必要窒素量の約半分が無機態窒素が富化する事実によって明らかにあるが，なによりも自然状態のままでは作物

地力窒素から供給されているのに対し，開畑されている．

の生育に適さない土壌を積極的に改良して牧３年以内の耕地では，その大部分を化学肥料《集約・多肥条件下の野菜畑とその問題点》

野を野菜畑に変え，粗放な耕作から集約的なに依存していて，地力窒素からの供給量は約

八ヶ岳山麓では1965年以降，高冷地野菜の生営農経営へと進展させてきたことにある．耕２mgほどにすぎない．したがって黒ボク土の産が急速に発達したが，その典型例は川上村作地へと変わった地域の土壌は，その大部分

熟畑化には，土壌肥沃度を高めていく方策がにみられる．この村は昭和20年代までは所得

が黒ボク土なので，ここでは，黒ボク土の生必要となる．

が少なく過疎化が進行していたが，その後，産力について簡単に述べる．

《リン酸の多量施用による肥沃度の向上》

広大な村有地の牧野を開畑し，レタス専作に《黒ボク土の自然肥沃土とその改良》

黒ボク度の土壌肥沃度を向上させる化学的な取り組んできた．その結果，1985年時点では

黒ボク土は，孔隙率が70％前後を占め，仮比改善方法としては，リン酸の多量施用をあげ

畑地面積は30年前に比べて3倍以上に増加し，重は0.6〜0.7，土性は細粒質で軽く膨軟で，ることができる．黒ボク土は，前述のように

レタスの作付けは1,500haに及んでいる．農業

粒状構造が発達し，通気・透水性も良い．こリン酸吸収係数が大きく，有効態リン酸が非粗生産額は90.4億円に達しており，そのうちのように物理的性質に優れるので，耕作は容常に少ない．土壌中の有効態リン酸は，トル

レタスは60.3億円で，日本中から出荷される易である．一方，化学的性質をみると，黒ボ

オ ー グ 氏 法 によ り 検 出 さ れ， Truog-P 2 O 5 とし量の1/8を占める．

ク土はアロフェンや遊離アルミナを多く含み，て示される．

表３は，川上村における1965年と1975年の農図3−高温処理に伴う土壌窒素の無機化

表2−高冷地主要黒ボク土のリン酸の性質

URBAN KUBOTA NO.33｜52

作物作付延べ面積である．この期間，川上村

高く，土壌型の化学的性質はほとんど消去さないが，硝酸態窒素は，窒素の施用量が多いの農家率は変わらず逆に専業農家が増加し，れ，塩漬化に伴う土壌悪化の兆しが見られるほど，また同一施用量ではマルチ区が高かっ

一戸あたりの耕地面積は107aから219aに拡大ようになった．

た．一方，カルシウムやマグネシウムは減少している．そして表３に見るように，この間畑地における地力培養は，一般的には有機物した．このように富栄養状態の黒ボク土では，に樹園地が消滅し，水稲の作付け面積は19haの多量施用を目安に進められているが，集約・窒素の施用量を多くすると，病気の発生が多に減少し，耕地面積の85.3％に野菜類が作付

多肥条件下のレタス作では，有機物の標準施

くなり，変形球も増え収穫率が低下する．養されるようになった．なかでもレタスの作付用でも作柄を不安定にする．1976年の農家の分吸収量にも差が生じ品質が低下する．かっ

面積は1,080haに増加し，川上村の耕地面積の聞き取り調査によると，37.5％の農家が有機て，市場で問題となったムレ（萎れて商品価72％を占めるようになった．これは全国の作物の標準施用で収量が減少している．これは，値を失ったもの）の発生の最大の原因は，野付面積の8.2％強にあたる．

栽培期間中に硝酸態窒素が生成されるからで，

辺山産のレタスで追跡調査した結果では，生こうして粗放な耕作から集約・多肥の野菜作

これを解消するには，施肥に際して元肥を少産地の過湿と窒素過多に由来していた．

への転換が急速に進行した．1976年には，川なくすることが必要である．

高冷地では，冬期間は作土層から下層までが上村の耕地面積は南佐久地域の約20％である

富栄養状態にある黒ボク土で実施した試験の凍結するために，この期間の塩基の溶脱がな

が，販売肥料では約34％を消費しており，レ

結果では，無マルチ区では，窒素の施用量がい．したがって，年間を通して土壌の富栄養

タス専作地帯の集約・多肥栽培の一端を示し

10a当 た り 0〜 20kgの 範 囲 で は 収 量 差 は 5％ 程状態が保持されるので，これを改善するにはている．またこの間，マルチ栽培（ポリビニー

度で少なかった．一方，マルチ区では無窒素

畑地の深耕がよい．一連の試験に併設した深ルによる地表面の被覆栽培）が普及した．

区の収量が最も多く，窒素施用量が多くなる

耕区では，生育の経過が順調で収量も優り，こうした事態の進展に伴い，高冷地農業にはほど収量は減少し，種々の病徴が多発し，収品質的にも良品の占める比率が高く，また土

新たな問題が生じてきた．すなわち単一作目

穫率も低下した．マルチ条件下では地温の高壌養分濃度も明らかに希釈されていた．

の連作多肥栽培からくる品質の低下と病気のま り が 著 し く ， 7月 14日 か ら 8月 21日 ま で の高冷地において大型機械を使った最も集約化

多発，そして土壌の富栄養状態の進行である．

平均気温は，無マルチ区に比べて，地表下５の進んだレタス作を安定的に維持するには，

この地域では，1965年に土壌調査をおこなっ

cmでは3.1℃高く，最高地温では3.1℃，最低

作土下に硬盤ができないように注意し，土壌た地点の土壌について，11年目にあたる1976

地温では9.3℃も高く経過している．

浸食を防ぐと同時に耕土層の拡大をはかるよ

年に再調査しているが，その結果では，pH，また硝酸態窒素は，窒素施用量が10a当たり20

うにすることが大切である．

電気伝導度，置換性石灰，置換性苦土，置換kgの場合，深さ０〜５cmの位置で，施肥34日

また土壌の肥沃度の実態をよく把握し，富栄

性カリ，硝酸態窒素，有効態リン酸はすべて

目にはマルチ区では無マルチ区の約９倍にも養化を防ぐとともに，ライ麦やクローバ類を著しい増加率を示し，なかでも置換性石灰と達し，施肥78日を経た収穫時でも約４倍と高裏作に入れた輪作体系を組み，有機物を畑に置換性苦土および有効態リン酸の貯蓄は著しかった．逆に深さ25〜30cmの下層では，前者還元し，地力の維持培養に努めることが必要

く，土壌pHはアルカリ化の傾向が全域的に認では約２分の１，後者では約４分の１と少なである．

められた．本地域では，黒ボク土のほかにも

く，マルチ条件下では濃度障害の出現しやす

褐色低地土が野菜畑として耕作されているが，いことを裏付けている（図4）．

集約・多肥の段階では人為によって二次的に

他方，レタス汁液中の窒素量を調べると，全付加された養分供給能(人為肥沃度）が異常に

窒素では無窒素区を除きほとんど差はみられ

表3−1965年と1975年における川上村の農作物の作付延べ面積（単位ha）

図4−マルチの有無と硝酸態窒素の動向

URBAN KUBOTA NO.33｜53

八ヶ岳の植生柴田治＝信州大学理学部教授

本州中央部を南北に縦断するフォッサマグナ

いるが，シラカンバ林としてもみられる．シ

山火事跡を放置したときに出現したもので，地帯は，植物地理学の上からも特異な地域とラカンバは陽樹で，生育には陽地を好むため，

その後は，牧場や採草地として利用されていされているが，これは，この地域の地形的特放牧地跡や樹木が伐採や山火事などで失われるために森林化が進んでいない．後者では，

徴に加えて旺盛な火山活動によるものと考えた跡地などに一斉に出現し，シラカンバ林を外国原産の牧草が積極的に導入され，管理さられている．これらによってもたらされる気つくる．現在みられるシラカンバ林は，これれている．

象学的あるいは地質学的な環境要因が，植物

らのいずれかの理由で成立したものである．

このような人為圧が加わらなくても，火山灰の種分化の原因となり，特異的な固有種が分しかし陽樹であるために，この林をそのまま土壌のために樹木の侵入は遅れる．このよう化する可能性が大きいからである．

放置すれば，後から侵入してきた樹種によっな土壌条件の所には，ススキが早い時期に侵

八ヶ岳は，フォッサマグナの西縁に位置し，て林床が暗くなるために，シラカンバ林は次入しやすく，そのまま放置されてススキ草原

夏期には南寄りの風を，冬期には西あるいは第に衰退する．現在のシラカンバ林のいくつになっている所もある．またこのような草原

北西風を正面からうける．しかし内陸性気候

かは，このような経過を経て樹種の異なったは，種々の山地性草本植物の生育域ともなっのために，夏の雨量および冬の積雪量は比較

森林に移行していく筈である．近年，シラカている．この禾本草原は，八ヶ岳を囲んで山的少ない．植物にとってこれらの条件は，類ンバ林が観光資源として評価されていること

地帯上部に点在するが，東側山麓に多い．最

似した規模の他の山岳に比べ，とくに冬期のもあって，観光地周辺のシラカンバ林は，下近は，これらの草原でスキー場やゴルフ場に環境が厳しいことを意味する．このことがま刈りなどの人工管理によってようやく維持さ転用されている所がある．転用されずに牧野た，特異な種分化や寒冷気候起源の種を遺存れている場合が多い．

としての使用も中止された草原では，コナラ，させる原因ともなる．以下，図１に植生図を

山地帯上部には常緑針葉樹のクロベも生育しミズナラ，ズミ（いわゆるコナシ）などが侵入示し，八ヶ岳山麓の植生を概説する．

ているが，これは，コメツガ，サワラなどとして，次第に森林化が進んでいる所もある．

①山地帯（海抜1,500ｍまで）の植生

混生しており，クロベ林と呼べる規模のもの②亜高山帯（海抜1,500〜2,500ｍ）の植生

山地帯の原植生は，低所ではミズナラ，コナ

はない．夏緑広葉樹のサワグルミも，八ヶ岳

亜高山帯植生の主要樹は，亜高山帯下部から

ラ，高所ではブナを主要素とした森林で，沢南部の東山麓と西山麓に小さな林分をつくっ

中部では常緑針葉樹のシラビソ，上部ではこ沿いなどの多湿地にはサワグルミを主要素とている．

れにオオシラビソが混じってきて，亜高山帯

した夏緑広葉樹林が成立していたと考えられ山地帯から亜高山帯下部にかけて，林分とし林の大部分はこれら両種で占められている．

ている．しかし現在ではブナ林は全く見られて特異的に多いのはカラマツである．これら

この帯の下部には，トウヒなどを混じえたコ

ず，かってのブナの分布域を示すように，山のほとんどは，極度に人手が入った後に植栽

メツガ林もみられる．コメツガ林が岩礫の多麓 の 山 地 帯 に 点 在 し て い る 2次 林 的 な ミ ズ ナ

された人工林である．カラマツは貧栄養土にい土壌に成立することもあって，これの林床

ラ，コナラなど，人手が強く入った後に侵入植栽しても根つきがよく，成長が速いうえに

植生はきわめて貧弱で，尾根筋以外の林分でし て 2次 林 を つ く り や す い ナ ラ 類 の 林 分 が 比

管理の手間がかからないこともあって，一時もコケ類に被われているのみである．しかし

較的大きな面積を占めている．

期には山岳域の伐採跡にはカラマツが盛んに

シラビソ−オオシラビソ林では，うす暗い林

ウラジロモミもかっては広く分布していたと植栽された．このため現在の八ヶ岳のカラマ

床にササ類が侵入していることが多い．

思われるが，現在は大きな森林として成立しツの植栽面積は，山地帯から亜高山帯下部のこの帯にみられるカラマツ林は，なかには植ている場所はなく，河川や沢沿いに小林分と森林総面積の半分以上を占めている．

栽されたものもあるが，ほとんどが天然林でして分布しているのみである．なお諏訪大社

カラマツが植栽される以前には，アカマツ，

ある．全国各地に植栽されているカラマツの御柱祭に神木として使われるのはウラジロモ

スギ，ヒノキ，サワラ，ウラジロモミなどもルーツは，これらの天然林である．これらはミで，八ヶ岳の南部山麓（美濃戸口）から伐り

植栽樹種として用いられており，これらのな

植栽カラマツ林よりも立木密度が小さく，樹だされるものである．

かには，現在は大きな森林となっているもの

高，胸高直径のいずれも大きい．

山地帯上部には，コメツガ，サワラなどの常もある．例えば，八ヶ岳南東山麓のウラジロ

夏緑広葉樹のダケカンバは，亜高山帯樹種と緑針葉樹が出現して混生しているが，コメツ

モミ林である．他の樹種の植栽地も八ヶ岳のして常緑針葉樹の間に点在している．しかし

ガは山地帯から亜高山帯にかけての岩礫が多南部山麓に限られている．

シラビソ，オオシラビソの生育限界高度であい未熟土壌に林分をつくっており，その多く草原には，イネ科，スゲ科などの禾本科植物

る亜高山帯上部ではダケカンバの立木密度がは尾根筋に成立している．

を主要素とした自然草原と，適度に人手が加大になり，シラビソ−オオシラビソ林に接し

シラカンバは夏緑広葉樹に混じって点在してわった牧野とがある．前者は，森林伐採跡やて幅の狭い帯状のダケカンバ林をつくる．赤URBAN KUBOTA NO.33｜54

図1−八ヶ岳の植生図

URBAN KUBOTA NO.33｜55

岳から編笠山にかけての稜線の南東側山腹にる．このような大きな世代交代(更新)は，森

マツが生育している．八ヶ岳の西斜面は，日は，これがよく発達している．ただし気象条

林内の１本の木が枯れただけでも，そこに生照条件が良い上に土壌は乾燥しやすく，岩石件が厳しいために，樹形は矮性で，自然樹高

じた光空間でおきている．多数あった幼樹も，の土壌化も進みにくい．亜高山であっても環は低い．

最後には１本だけが林冠部分の空所をうめる

境条件がこのように厳しい場所では，本来は八ヶ岳の亜高山帯常緑針葉樹には，これら以ように成長していく．森林内では，通常この高山性とされる植物群落がみられる．地形的外にきわめて特異な希産種が知られている．

ような更新がさまざまな場所で，何の制約もには，谷風や山風の通路となる谷の上部であヤツガタケトウヒ，ヒメバラモミ，ヒメマツ

なしに行われている．

る．

ハダがそれで，いずれもトウヒ属である．後

ところが八ヶ岳のシラビソ−オオシラビソ林

八ヶ岳で，ハイマツが林分をつくるのは赤岳の２種は，八ヶ岳以外では南アルプスのきわでは，このような更新が山腹の水平線上で一から編笠山にかけての連峰南部の山域で，北めて限られた山岳にも生育しているが，ヤツ斉に行われており，その様子を遠方からでも部の山にはみられない．北部の山々と同じ規ガタケトウヒは，八ヶ岳の西岳東斜面にしか見ることができる．葉を落として立ち枯れた模の編笠山でハイマツ林がみられるのは，こ生育していない固有種である．この西岳東斜

木の膚は白っぽくなるので，生木の樹冠で緑の山が八ヶ岳連峰最南端にあって，卓越風の面には，海抜1,000ｍから2,000ｍの間にこれ色をした山腹の間に，これらの立ち枯れた部

影響を最も強く受けていることによるのであら３種が互いに分布高度を少しづづ変えなが分が白い水平の条として見えてくるからであろう．低所であっても風衝地の植物は，風にら生育している．西岳のヤツガタケトウヒ林

る．山腹のこの白い条はほぼ等間隔で，普通

よって葉温を低下させ，さらに強制蒸散させは，学術参考保護林に指定されている．

は２〜３本，多いときには数本みられることられることで，高山環境に相当する厳しい条

亜高山帯上部でも，風当たりが強くなく，地がある．これが「縞枯れ」と呼ばれている現件にさらされているからである．

形的に土壌水分が多い場所では，ダケカンバ

象で，規模の違いはあるが八ヶ岳連峰のすべ

一方，権現岳周辺には，本来は亜高山性のダも生育するが，高茎草本群落がよく発達し，ての峰の山腹でみられる．縞枯山は，八ヶ岳

ケカンバ林が成立している．ダケカンバは，

いわゆるお花畑をつくる．ヤツガタケアザミのなかで縞枯れが典型的にみられる山で，そシラビソやオオシラビソよりも耐積雪性・耐は，このような群落中で発見された種で，八の山名もこれに由来している．
「縞枯れ」につ凍性が大きい上に，崩壊地跡のような不安定ヶ岳固有である．

いては後述する．

土壌に先駆的に定着できる性質をもっている

一般に樹木は，種類によって異なった寿命が③高山帯（海抜2,500ｍ以上）の植生

ことによる，と思われる．

あり，樹齢がこれに近くなると樹勢は次第に植生帯からみれば，高山帯植生と呼べるよう

高山草本としては，他の山岳でみられる種の弱くなり枯れていく．そのような樹木の下になハイマツ林や高山性草本群落が現れてくる

ほとんどが生育しているが，ヤツガタケキン

は，すでに次世代の幼樹が育っている．これのは海抜2,600ｍより高所であり，これより低ポウゲ，ヤツガタケナズナなど，希産種や固が森林内でおきた時には，上層の樹冠が枯れ所は亜高山性のシラビソ−オオシラビソ林で有種も多数生育している．同様に分布地が限始めて太陽光が林床まで届くようになるので，ある．ただし海抜高度は低くても，山頂や風定されている種として，ウルップソウ，ツク

幼樹はこの太陽光をうけて急速に成長を始め

通しの良い山の稜線などの風衝地には，ハイ

モグサがある．特にウルップソウは，北海道

写真1−亜高山帯針葉樹林の縞枯れ現象

図2−縞枯れの断面模式図

URBAN KUBOTA NO.33｜56

の山岳には広く分布しているが，本州では八で多くなるが，山頂近くでは風速が大きくな

均的な値で50ｍぐらいの所もある）下方で最大ヶ 岳 と 北 ア ル プ ス の 白 馬 岳 の 2山 岳 の み に 隔るので卓越風側で，つまり日本では多くの場樹高になるが，縞枯山におけるそれは6ｍ前後離分布している．ツクモグサと共に，氷河期

合山頂付近の西側では，積雪量が再び少なくで，縞枯れをしないシラビソ林の樹高（10数ｍ）の遺存種と思われる．1985年にツツジ科の未なる．八ヶ岳北部のササ類は，このような積よりも著しく低い．この最大樹高の生木帯は知の小灌木がわが国では八ヶ岳で初めて発見

雪量の高度的変化に対応するようにすみ分け

斜面下方に60〜90ｍの幅があり，これの下方林

され，ウバウルシと命名された．この種は，ている．すなわち山地帯から亜高山帯の海抜縁には，再び立ち枯れ木があらわれてくる．

北アメリカのロッキー山脈とヨーロッパ北部

1,900ｍぐらいまでは，短棹で地表に接した節

この断面図では，縞枯れの縞は，シラビソあの山岳に隔離分布している．

に越冬芽をつけるミヤコザサ，これより高所

るいはオオシラビソがほぼ同一高度で一斉に八ヶ岳の峰々はすべて火山活動によってつくの草原やシラビソ―オオシラビソ林内では，天然更新した跡であり，この縞が次第に上方られているため，山頂付近は周囲が険しい岩長棹で地表から離れた節に越冬芽をつけるスに移動していくことが示される．多くの研究壁に囲まれ，これの下部はガレ場になっていズタケが分布する．この地域の斜面上部の稜者の調査結果では，縞は年ごとに2ｍ弱上方にることが多い．岩壁・岩隙植物は，山岳環境

線海抜2,250ｍには，坪庭と呼ばれる風衝地が移動しているという．

の中でも水分条件がとくに厳しい，このようあり高山植生が成立しているが，ここには短《縞枯れの原因》

な岩壁や岩の割れ目の僅かな土壌を生活の場

棹で地表際の節に越冬芽をつけるシナノザサ

縞枯れの原因としてこれまでに報告されていとしている．この岩壁の南側は，日照条件はが生育している．しかし雪の吹き溜まりがでる考えには，次のようなものがある．

良いが乾燥しやすい．このような条件の所にきやすい地形の所には，スズタケが生育して(a)山岳域の卓越風は樹木の形を変えてしまうは，チシマギキョウ，チョウノスケソウなど

いる．これらササ類の越冬芽は，冬には，各々ほど大きな影響があり，高木になるほどこのが生育している．北側は日陰で湿気が多いたの生育地で常に積雪中にあって，決して雪面影響を強く受ける．岩礫地に育って蒸散過多

め，コケ類，シダ類，またミヤマダイモンジ

より上に出ることはない．

となった樹木は，水分供給のバランスがとれ

ソウ，イワヒゲのように陰湿環境を好む種が

⑤縞枯れ

なくなる．

多い．

亜高山帯常緑針葉樹林の縞枯れ現象は，わが(b)林縁部の樹木は強い卓越風にさらされるた④ササ類の分布

国では，中央アルプス，南アルプス，秩父山

めに，物理的な落葉が多くなり，岩礫地の樹

ササ類は，気象環境と土壌条件がとくに厳し地，日光山地などでも知られているが，いず

木は風にゆすぶられて根を損傷する．

い山頂周辺を除いて，八ヶ岳全域に生育してれも規模は小さい．八ヶ岳の縞枯れは，規模(c)立ち枯れ木の樹齢は70〜100年であり，シラいる．林床の暗い常緑針葉樹林では群落としが大きく典型的な縞を描くこともあって，古ビソの寿命にほぼ等しい．

ての発達は悪いが，疎林や夏緑広葉樹林のよくから研究者の興味をひいてきた．これらの(d)立木密度が大であるために，成木の下枝はうに明るい林床では良く発達したササ群落を縞枯れ現象に共通していることは，すべて亜被陰されて枯れ，着葉枝は幹の上部で比較的つくっている．亜高山帯に点在している禾本

高山帯の南から南西斜面でみられ，その地方

小さな樹冠をつくる．このため，個体維持に草原も，現存量では，ササ類の方が他の草本の卓越風の方向と一致していることである．

必要な同化産物量が得られない．

類よりも大きい場合が多い．これは，ササのまた外国では，ツガ林でも縞枯れ現象がおき(e)ツガは，抗病性のあるN-化合物を生産する

地下部量が大きいためで，禾本草原のほとんると報告されているが，わが国ではシラビソことで微生物による病害から逃れている．しどは潜在的なササ草原といえる．

林あるいはシラビソ―オオシラビソ林でみらかし大きく成長したときには，土壌-Nが相対

植物の地理的分布は，原則的には冬の気温にれている．

的に欠乏してこの忌避物質を十分につくれな

よって決まる．ただし，冬の積雪が保温効果

八ヶ岳の縞枯れた森林内の様子を図2に示す．

くなるので耐病性が低下する．

をもつため，植物の越冬形態（積雪上や積雪

斜面上方は，樹高に比較して樹冠の小さいほ

最後の考えは，外国のツガ林の研究からえら中あるいは地表や地中）によって，この温度

ぼ等樹高の生木帯であるが，これの下方林縁れたもので，シラビソやオオシラビソでも同の生物的効果は異なってくる．ササ類には，には立ち枯れ木や倒木があらわれる．生木帯

様であるか否かは調べられていない．立ち枯

越冬芽を棹の上方につけるものと地表際につの林床にはシラビソやオオシラビソの実生幼

れには，多分，これらの複数が要因として関けるものとがあるが，この性質の違いが，最樹が散生しているが，立ち枯れ木の林床では係していると思われる．しかし，これらの考

大積雪量と関係してそれぞれの分布域を変え幼樹の立木密度がきわめて大きい．斜面を下

えは，ほぼ同一高度に生育している樹木で一ることになる．

がるにつれて幼樹の密度は小さくなり，樹高斉に更新がおきる理由を説明するものではな

山岳の積雪量は，一般に山麓域で少なく山腹

は次第に高くなる．立ち枯れから30ｍぐらい（平い．今後の課題であろう．

URBAN KUBOTA NO.33｜57