赤城山南西麓

赤城山南西麓
調査者

久保

誠二、鷹野

智由、湯浅

成夫

１．地域の概況
調査地域は赤城火山の緩やかに傾斜する山麓の南西部にあたり、西側を利根川が流れている。行
政区分では前橋市、渋川市にまたがっている（図1-1）。山麓斜面はいくつかの放射状の浅い谷にえぐられ、谷に挟まれた平坦部は主に畑作が、狭い谷底平野は稲作が盛んである。調査地域は利根川にかかる阪東橋の東側一帯である。ここには緩やかな山麓緩斜面を乱すように、巨大古墳にも似た30

図1-1

調査地域図
―93―

近くの小高い丘が分布している（図1-2）。これらが流れ山であることは、守屋（1968）、Koga（1984）が指摘しており、野村・北爪（1993、1994）は、流れ山を構成する溶岩の古地磁気学的研究を行い守屋（1968）の説を支持している。しかしながら、流れ山の内部構造についての記載は殆ど行われていない。
阪東橋付近の利根川左岸には、川沿いに南から北へ橘山、城山、無名の小丘と3つの流れ
山がほぼ一列に並んでいる。さらにこの北側には、火山麓扇状地に埋積された流れ山が分
図1-2 調査地域の流れ山 T：№22流れ山布している。4つの流れ山の西側斜面には、道（橘山） A：赤城火山
路建設や利根川の浸食により、高さ約20m〜40mの急崖が形成されており、そこには流れ山の内部が露出している。このうち橘山、城山の露頭はかなりの部分が擁壁で覆われてしまったが、北側の二つの流れ山は、内部が露出したままで残されている。この報告では橘山岩屑なだれの分布や流れ山の内部構造を明らかにするとともに、火山山麓ののびやかな自然の影に秘められた、
激烈な火山活動の一部に触れる。

２．地形・地質（1）地形
調査地域の地形は流れ山、火山麓扇状地、河岸段丘、谷底平野、広瀬川低地、利根川河床および氾濫原よりなる。地形分類図を図2-1に示す。
表2-1

流れ山の規模と構成物質

番号
名称
1
2
十二山
3
愛宕山
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
城 山
15
16
17
18
十二山
19
20
21
22
橘 山
23
24
25
26
27 九十九山
28

長径m
700
500
240

短径m
220
250
190

長軸の方向
N40E
N30E
N30W

300
550

150
270

N40E
N25E

430
700
290
200
720
270
460
210
400
340
620
330
220
700
700
330
330
260
180
220

430
350
160
120
370
210
310
100
250
110
500
180
220
370
370
300
300
200
180
160

N40W
N10E
N35W
N35E
N-S
N15W
N40W
N-S
N25E
N25W
N5W
N10W
N-S
N35W
N30W
N30E
N10E
N25E
N-S
N15W

構成物質等＊
溶岩
桃色の凝灰角礫岩、一部に岩屑なだれ岩塊？（消失露頭）
埋没した流れ山、淡桃色の凝灰角礫岩
茶灰色〜桃色の凝灰角礫岩（消失露頭）
茶灰色〜桃色の凝灰角礫岩（消失露頭）
埋没した流れ山．溶岩、淡桃色の凝灰角礫岩
溶岩、桃色の凝灰角礫岩
紫桃色の凝灰角礫岩
紫桃色の凝灰角礫岩
紫色の凝灰角礫岩、溶岩？（消失露頭）
紫桃色の凝灰角礫岩（消失露頭）
淡桃色の凝灰角礫岩、溶岩（消失露頭）
紫桃色の凝灰角礫岩
茶桃色の凝灰角礫岩〜凝灰岩、溶岩淡い桃色の凝灰角礫岩
茶灰色凝灰角礫岩、一部に火砕流堆積物、山頂部に巨礫
凝灰角礫岩

桃色凝灰角礫岩、溶岩

茶灰色の凝灰角礫岩
スコリア質凝灰角礫岩（一部消失）
桃色〜茶灰色の凝灰角礫岩
茶灰色の凝灰角礫岩、消失＊―94―№7，№9，№22以外は小露頭での観察

図2-1

地形分類図

ア．流れ山
（ア）分布
赤城火山の南西山麓の、天竜川と法華沢川に挟まれた地域を中心に流れ山が分布する。流れ山には便宜上1〜28の番号を付した（図2-2）。
流れ山は一部を除いて、下部を火山麓扇状地堆積物に覆われており、上部のみが地表に現れている。大林集落の西側の利根川に面した崖には、火山麓扇状地堆積物に埋もれた流れ山（№7）の上部が姿を見せているが、火山麓扇状地面上に丘状の地形は全く見られない。№4は、関越高速道路の工事の際、火山麓扇状地堆積物に埋もれて、岩屑なだれ堆積物の特徴をもつ凝灰角礫岩が露出したことから、その存在が明らかになった。
流れ山分布地域は耕地化や住宅地化が進み、流れ山の一部や全体が失われたものもある。こうした人工改変地のうち、流れ山があった疑いのあるものについては、昭和57年と今回、古老からの聞き取り調査を行っている。例えば№16はかつては比高数mの丘であったが、現在は殆どが削り取られて、住宅地や耕地になっているし、№28は今では痕跡も残っていない。こうしたものを含めて、現在28個の流れ山が確認されているが、このほかにも開発で失われたり、火山麓扇状地に埋もれてい
―95―

図2-2

調査地域の地名および流れ山の番号

図2-3 流れ山の長軸の方向

る流れ山が、かなりあると推定される。
流れ山の分布は、火口から最も遠い山麓末端部に多い。特に下箱田地域には全体の53％が集中し
ている。
（イ）形態
流れ山の基底部の正確な形は、下部が火山麓扇状地に覆われて観察できないため不明である。地
表に現れた部分の平面形は、やや歪んだ楕円形、ないしは円形に近い。この部分での長径、短径、長径の方向や構成岩を表2-1に示した。比高は、流れ山の下部が火山麓扇状地堆積物、谷底平野堆積物、利根川堆積物などに覆われていて、同一基準で測定することが困難なため、表2-1には記載しなかった。
流れ山の長径の方向は、一部は山頂方向を向いているが、これに直角に近い角度で斜交するものが多い（図2-3）。
―96―

表2-2

赤城火山の形成史⿒ၔἫጊᒻᚑผ
2.7 ਁᐕ

ਛᄩἫญਐ

3.2 ਁᐕ
4.6 ਁᐕ

೨‫ᦼ ޓޓ‬

7 㨪 6.5 ਁᐕ
15 ਁᐕἫጊ㣽ᚸ⁁࿾
ߩᒻᚑᣂᦼἫጊ㣽ᚸ⁁࿾ᓟ‫ᦼ ޓޓ‬

ᣂᦼᚑጀἫጊ（ウ）規模
表2-1に 示 し た よ う に、長 径200m未 満 が1、200〜399mが14、400m以上が11、不明が3であり、最大700m、最小180mである。ここで取り上げた長径は地表に現れている丘状の部分であって、火山麓扇状地堆積物に埋もれた基底は、これより更に大きい。周囲からの高さは最も高い橘山で約100mある。磐梯山北麓の流れ山では、小型のものの長径は10〜30m、大型のものは150〜200mであり、大型の流れ山ほど分布密度が 高 く 火 口 の 近 く に 分 布 す る と い う（中 村 洋 一
1984）。調査地域では長径200m以下のものは殆ど見られないが、№4や№7の例からみて、小型のものは火山
麓扇状地堆積物に埋もれている可能性がある。

೨‫ᦼ ޓޓ‬

ฎᦼἫጊ㣽ᚸ⁁࿾ᓟ‫ᦼ ޓޓ‬

ฎᦼᚑጀἫጊ

イ．火山麓扇状地（ア）分布20 ᢙਁᐕ
赤城火山の火山麓扇状地については守屋（1968）、竹本（1998a、1998b、1999）などの研究がある。これ
30 ਁᐕらによると、火山麓扇状地は赤城火山活動史の古期成
層火山形成期に形成された古期火山麓扇状地、および新期成層火山形成期に形成された新期火山麓扇状地に大別される。調査地域には新期火山麓扇状地が分布する（表2-2）。
（イ）形状
火山麓扇状地は平均3°で緩やかに傾斜しており、末50 ਁᐕ
端部には利根川の浸食により形成された急崖が連続している。扇状地面末端の利根川からの比高は、八崎で┻ᧄ㧔1999㧕ࠍ߽ߣߦ૞ᚑ
約90m、佐久発電所付近で約50mと南ほど低くなっている。火山麓扇状地面上には、箱田・下箱田・横室を中心に、二十数個の流れ山が分布している。
火山麓扇状地には、放射状谷が発達しており、谷底には谷底平野が形成されている。そのため扇状地面はいくつものブロックに分割されている。谷の密度は赤城山北斜面や北西斜面に比較して著しく高い。また、火山麓扇状地の末端部での谷の深さは、末端崖が北ほど高くなっていることに伴い、北に分布する谷ほど深くなっている。
谷は流れ山周辺では複雑に湾曲したり枝分かれしており、殆どの流れ山の両側、または片側が谷底平野に接している。流れ山が密集する箱田付近では、火山麓扇状地のほぼ同心円状の等高線が不規則に乱されており、流れ山が火山麓扇状地形成に影響を与えたことを示している。
ウ．河岸段丘調査地域の北西部にあたる八崎付近には、4段の河岸段丘が分布している。段丘面を上位から下位へ1面、2面、3面、4面と仮称する。
1面は関越高速道路天竜川橋から角谷戸集落付近にかけて分布する。利根川からの比高は63mである。第1面には、火山麓扇状地との境界に沿って浅い谷底平野が形成されている。段丘面上には八崎軽石層以上のローム層と、その下位に、礫層を挟んで褐色ローム（50㎝±）が見られる（図2-4）。
褐色ローム層の層厚、およびその下位の堆積物については不明である。調査地域の北の渋川市子持町白井から長坂にかけてには、利根川右岸に河岸段丘が発達しており（竹本 1998，久保 1987）、
高位の段丘面の利根川からの比高は、伊閑面が35m、双林寺面（久保 1987）が50mである。八崎付近の1面の比高は、白井付近の段丘のどの面より高くなっている。2面の比高も、白井付近の、2面より上位にある伊閑面に比較して高い。これは八崎付近の段丘に天竜川からの砂礫の供給があり、白井付近の同時面に比較して、利根川からの比高が高くなっていると考えられる。このことを考慮
―97―

図2-5

第2段丘の段丘堆積物
崖の高さ20m

MMf：前橋泥流

図2-4

GS：砂礫互層

TG：段丘礫ローム層の柱状図に入れると1面は双林寺面に対比される可能性が高い。
2面は天竜川下流から分郷八崎にかけて発達している面で、利根川に向かい僅かに傾斜している。
関越高速道路利根川橋付近では、前橋泥流堆積物（新井 1962）より上位のローム層に覆われており（図2-4、図2-5）、竹本（1998，1999）の貝野瀬Ⅱ面に対比される。現河床からの比高は大正橋付近で45m、山田川合流点付近で19mと、下流ほど低くなっている。2面は大林付近で消滅するが、段丘面の投影縦断面をそのまま南に伸ばすと、阪東橋付近で利根川の水面下に没する。このことは前橋泥流堆積物の下面の高さにも現れている。関越高速道路利根川橋付近では、利根川の河床から16m、約5㎞下流の渋川市漆原では1m、さらに6㎞下流の群馬県庁付近では−6mである。
3面は2面の北西側に、上越線をまたいで僅かに分布し、4面は大正橋付近に見られる。利根川からの比高はそれぞれ15m、8mで、ともに完新世段丘である。
エ．谷底平野上述のように、火山麓扇状地には放射状の開析谷が発達し、とくに調査地域では、谷を埋めて谷底平野が形成されている。谷底平野の幅は下流部でも100m以下の場合が多い。ここは主に水田として利用されている。
オ．広瀬川低地帯
赤城火山と前橋大地の間には、旧利根川の流路にあたる広瀬川低地帯が広がり（新井、1971）、その一部が調査地域に分布する。早田（1990）は広瀬川低地帯を旧中州、後背湿地、河成段丘などに細分しているが、本報告では広瀬川低地帯として一括してある。
カ．利根川河床、氾濫原
現利根川の河床、および氾濫原である。

―98―

（2）地

質

ア．地質概要調査地域の地質は岩屑なだれ堆積物、火山麓扇状地堆積物、段丘堆積物、谷底平野堆積物、広瀬
川砂礫層（新井 1971）、現河床堆積物・氾濫原堆積物に大別される。地質図を図2-6に示す。
（ア）橘山岩屑なだれ堆積物
橘山岩屑なだれについては守屋（1968）、Koga（1984）などの研究がある。橘山については澤口（1978）が報告している。
a．概要
流れ山は中・上部が火山麓扇状地上に姿を現しており、基底部は露出していない。阪東橋付近では、№9の基底が、利根川の水面より下にあることが観察される。そのため、橘山岩屑なだれ堆積物
は、流れ山の中・上部を形成しているもの以外は確認されておらず、岩屑なだれ基質も殆ど確認されていない。一部の放射谷の中流部に凝灰角礫岩が小規模に露出しているが、これが岩屑なだれ基
質かどうかは不明である。
流れ山のうち№7、№9、№14（城山）、№22（橘山）は、それぞれの西側に大きな露頭があり、一部に防災工事が施されているが、内部構造を詳しく観察できる。ここには岩屑なだれ発生以前の成層火山の構造が残されているが、詳細は（3）で述べる。これ以外の流れ山は、露頭があっても小さく、流れ山の構成物質の一部を知ることができるのみで、構造の解明は困難である。それぞれの流れ山の露頭で見られる構成岩は表2-2に示してある。
上述の4つの流れ山を除いた流れ山の主な露頭を見ると、№1では約30mに渡って風化した溶岩が露出しているがクラックは発達していない。№17では山腹に破砕した溶岩岩塊が散乱しており、岩塊の径は最大3mに達する。この流れ山には一部に凝灰角礫岩も見られる。№18（十二山）では参道に凝灰角礫岩が見られ、北西山麓には白色の火砕流堆積物が分布する。ただし、火砕流堆積物は法華沢川に接した部分にあり、流れ山を構成しているものか、火山麓扇状地に挟まれているものかは明らかでない。№24の東側山麓には基質が桃色で層理の見られるラハール堆積物が露出している。
固結度が高く、流れ山構成物質と推定される。№27流れ山（九十九山）の東側には、20mにわたってスコリア質凝灰角礫岩が露出している。
b．分布
流れ山以外に橘山岩屑なだれの分布を示す堆積物は明らかでない。そのため、流れ山の分布から
橘山岩屑なだれの分布を推定した。分布図を図2-7に示す。
c．形成時代赤城火山の周辺には多くのローム層の露頭が知られており、これを1つの基準に赤城火山の形成史が研究されている（守屋 1986，竹本 1998a，1998b，1999）。赤城火山に発生した大規模岩屑
なだれとしては、梨木岩屑なだれ（守屋 1968）、石山岩屑なだれ（早川ほか 1992）があり、崩壊の年代はそれぞれ22万年以後（竹本 私信）、13万2000年前（早川ほか 2002）である。橘山岩
屑なだれについては、これを覆う保存の良いテフラが見いだされておらず、八崎軽石層より古いこと以外はわかっていない（早川ほか 2002）。今回の調査でも形成時代の解明につながるテフラは見いだされなかった。
（イ）火山麓扇状地堆積物
a．概要
調査地域には新期火山麓扇状地が発達している（表2-2）。火山麓扇状地は主に半固結の礫岩、砂岩よりなる。一部に湖成層が挟まれているが、これも火山麓扇状地堆積物に含めた。
b．岩相
火山麓扇状地を構成する半固結の礫岩、含礫砂岩、砂岩には、厚さ数㎝から1mの層理が発達している。層理面は細粒砂岩層では明瞭であるが、それ以外は漸移することが多い。放射谷に平行な露
頭では、礫岩は下流方向で急に尖滅したり、含礫砂岩に移り変わることが多い（図2-8）。礫径は小礫から巨礫に及び、中には1mを越えるものも見られる。多くは亜角礫で一部に角礫や亜円礫を含む。
大礫〜巨礫が集中する部分では礫支持であるが、一般には基質支持である。上方粗粒化が認められることもある。礫層・砂層の堆積構造は、火山麓扇状地が主に土石流によって形成されたことを示唆している。
礫岩の礫種はすべて安山岩である。基質は砂質であるが、火山灰が含まれている場合が多い。
―99―

図2-6

地質図

木曽三社神社付近や東川下流・中流などでは、火山麓扇状地の主体である灰色の礫岩、砂岩に挟まれたり、火山麓扇状地堆積物の最上部に、基質が火山灰質で中礫サイズの亜角礫を少量含む、薄い茶灰色をした礫岩や含礫砂岩層が見られる。これは堆積構造から泥流堆積物と考えられる。
大林付近の利根川の崖には、礫岩・砂岩層に挟まれて湖成層が分布する。このほか老人ホーム付
近の東川、山田川下流などにも湖成層が見られる。層厚は1m〜数mである。これらは分布の標高が異なることから、同じ水域に堆積したとは考えられない。分布の規模が小さいことから、扇状地の形成過程で、所々で谷がせき止められて形成された、小水域での堆積物と考えられる。
火山麓扇状地堆積物の層厚については、守屋（1968）は100m以上、所によっては200m以上と考えている。調査地域では層厚を測定できなかったが、末端部では下底は利根川河床より低い。扇状
地堆積物の堆積面の利根川からの比高は、八崎で約85m、大林で約40mである。
c．形成時代
竹本（1998、1999）によれば、新期扇状地の形成は、新期成層火山形成期前期の終（約15万年前）にはほぼ完成し、後期（約13〜12万年前から約10万年前）になると、前期につくられた火山麓扇状
地面上に薄く堆積したり、開析谷中に段丘を形成したりしている。
―100―

図2-7

橘山岩屑なだれの分布（ウ）段丘堆積物
1面を形成する第1段丘の段丘礫層についての詳細は不明である。第2段の段丘礫層は、大正橋から
関越高速道利根川橋にかけての段丘崖に連続して露出している。一般に10〜50㎝の亜円礫〜亜角礫よりなり礫支持である。礫種は天竜川合流点に近い大正橋付近で安山岩が100％を占めるが、大正橋下流200m付近では、安山岩以外に流紋岩、閃緑岩などが5％、関越高速
道利根川橋付近では約20％含まれる。天竜川に近いほど安山岩礫が増すことは、段丘形成に天竜川が大きく関わっていたことを示唆している。なお、この付近の利根川の河床礫では、安山岩以外に閃緑岩、泥質ホルンフェル
ス、流紋岩などが、およそ55％を占めている。
図2-8 火山麓扇状地を構成する砂礫層
関越高速道利根川橋付近では、厚さ約16m―101―

の段丘礫層上に、厚さ約4.5mの前橋泥流堆積物（MMf）が重なっている（図2-5）。この上位には板
鼻褐色軽石層（BP）が見られたが、現在その露頭は失われている。
（エ）谷底平野堆積物
谷底平野を埋める未固結の礫層である。火山麓扇状地を構成する礫岩に比較して、やや円磨が進んでいる。礫種はすべて安山岩である。
（オ）広瀬川砂礫層
広瀬川低地帯を構成する未固結の砂礫層で、旧利根川の堆積物である。早田（1993）によれば、
浅間C軽石以上のテフラが認められる地域と、浅間B軽石（As-B）以下のテフラが認められない地域があるという。本報告では両者を区別していない。
（カ）現河床堆積物・氾濫原堆積物
利根川による堆積物で、砂礫層よりなる。
イ．流れ山の内部構造
流れ山の内部構造については、甲府盆地第四紀研究グループ（1969）の韮崎岩屑なだれについて
や、三村ほか（1978a，1978b）の磐梯山についてなど、詳しい報告がある。調査地域では№22（橘山）、№14（城山）の国道17号線沿いの崖や、№7、№9の利根川に面した崖に、内部構造が連続して露出している。現在は一部が擁壁に覆われているが、この部分については、筆者の1人久保が昭和57
年から58年にかけて、群馬県立沼田高等学校地学部の生徒とともに調査した際の資料を使用した。
（ア）№9流れ山
利根川に沿った№9の露頭は、内部構造が最も良く露出しており（図2-9）、規模は高さ5〜30m、延長約400mにわたる。この露頭の堆積物は図2-10に示すように、9個の地質単位（ユニット1〜ユニット9）に分けられる。また、ユニット8はa〜dのサブユニットに4分した。以下に各ユニットの特徴を記載する。
a．ユニット1
凝灰角礫岩よりなる。含まれる火山岩塊は10〜40㎝の安山岩で、中心部まで桃色に変質している。基質は火山灰や岩片からなり、桃
図2-9 №9流れ山の露頭
写真の幅約100m色を呈する。含まれる岩塊の岩質や、全体が高温変質を受けていることから、ユニット2と区別できる。下部は露出していない。露頭の南端部では火山麓扇状地堆積物に覆われている。層厚は5m＋である。
b．ユニット2
溶岩と凝灰角礫岩の互層である。溶岩には不規則にクラックが入り、さまざまな形をした大小の多面体の岩塊に分かれている。大きい岩塊には更にジクソークラックが入っている。中にはほぐれかかったものや、完全にほぐれたものもある。これらの岩塊は図2-11、12に示したように、崖に向かって左下から右上に帯状に分布している。これを岩塊帯と仮称する。岩塊帯の厚さは薄いもので

図2-10№9流れ山のユニット―102―

図2-11№9流れ山のユニット2中の岩塊帯模式図

LS：岩塊帯TB：凝灰角礫岩

H：高温酸化帯

C：崩積土

数10㎝、厚いものは5mに達する。それぞれの岩塊帯は膨縮したり途中で切れたりしながら、高さ5〜7mの露頭の、上端から下端まで連続して観察される。ほぼ南北の崖でのみかけの傾斜は、40〜45°で北に傾斜している。露頭での岩塊帯は、くの字を右に傾けたような形をしていることが多く、そのため上部の傾斜がやや小さい。一枚の岩塊帯は一枚の溶岩が破砕されたものと考えられ、やや不明瞭なものも含めて7枚認められる。一般に下部の方が上部より破砕が軽度で、上部は多くの岩塊にほぐれていることが多い。岩塊帯の下部の一部にはクリンカーが認められる。岩塊と岩塊の間の隙間が大きい場合には、溶岩が破砕してできた1〜10㎝の岩片で満たされている。岩塊帯を構成する岩塊の大部分は灰色で、変質は殆ど受けていないが、最下部の岩塊の一部は、わずかに薄紫〜淡桃色に変質していることがある。
岩塊帯と互層する凝灰角礫岩は、粗粒の火山灰中にやや丸みを帯びた火山礫〜火山岩塊サイズの発泡の悪いスコリアを含んでいる。スコリアとは別に、岩塊帯から分離したと考えられる30〜50㎝の岩塊が点々と含まれていることがある。中にはジグソークラックが発達したり、ほぐれかかっているものも見られる。この部分だけ見ると岩屑なだれ堆積物に酷似しているが、岩質は上位や下位の岩塊帯構成岩と同質で、岩塊帯から分離したものと考えられる。基質は灰色で一般に酸化変質は受けていないが、厚い岩塊帯の直下では薄い桃色を呈する場合がある。凝灰角礫岩には強い圧砕を受けた痕跡は認められない。凝灰角礫岩の層厚は2〜4m、ユニット2の層厚は35mである。
ユニット1との関係は、ユニット2の岩塊帯の岩塊の一部がユニット1にめり込んでいるが、境界面が大きく乱された痕跡はない。
c．ユニット3
凝灰角礫岩よりなる。ユニット2の凝灰角礫岩とは、色が桃色であることで区別できる。多少角の取れた酸化変質を受け桃色の発泡の悪いスコリアを含む。一部に火山弾が認められる。スコリアの多くは中心部まで桃色に変質しているが、大きいスコリアでは、中心部に変質を免れた灰色の部分が残されていることがある。凝灰角礫岩にはスコリアを多く含む部
分と少ない部分とがあるが、これらの間に明瞭な境界は認められない。
基質はスコリアを粉砕したような粗粒火山灰よりなり、半固結している。火山弾を含むことや高温酸化を受けているこ
図2-12 №9流れ山のとから、ユニット2は火口近くの堆積物と考えられる。
ユニット2中の岩塊帯
LS：岩塊帯： TB：凝灰角礫岩
ユニット3の最下部は、ユニット2の岩塊帯に由来する10㎝―103―以下の角礫を含む。ユニット2とユニット3の境界は明瞭である。層厚は23m。
d．ユニット4
ユニット3に重なる。10〜20㎝の角礫状の岩片を含む灰色の凝灰角礫岩、および岩塊帯よりなる。
凝灰角礫岩は20㎝以下の角礫状の安山岩岩塊が多い。ユニット3との境界から2〜3m上位に岩塊帯が見られるが、岩塊帯はジグソークラックが完全にほぐれてばらばらになった岩塊で形成されている（図2-13）。岩塊帯の層厚は1〜2mである。このユニットは崖の中腹にあり詳細は不明である。
ユニット3との境界は明瞭で、崖の上部では北に傾斜する直線状であるが、下部では北に大きく湾曲している。岩塊帯もこれに沿って湾曲している。層厚7m。
e．ユニット5
ユニット3に似ているが、全体が濃い桃色であることから区別できる（図2-14）。石質火砕流の可能性もあるが、決め手を欠く。層厚13m。
f．ユニット6
ユニット4、およびユニット5に重なる、灰色の凝灰角礫岩よりなる。このユニットは他のユニットと異なり、全体として激しく破砕を受けた印象を受ける。凝灰角礫岩に含まれる火山岩塊は、20〜60㎝の角礫状、または多少丸みを帯びた黒色スコリア質の安山岩で、ハンマーでたたくと容易に崩れてしまう。火山岩塊の被度は60％を越えるが、下部では20〜25％程度である。
基質は灰色で、上記構成岩類の砕片が入り混じった火山灰である。固結していないため、ハンマーでたたくと容易に崩れる。
高温酸化による赤色変質は受けていないが、崩れやすい火山岩塊や基質は、一度高温にさらされて急冷したことを示唆している。このユニットも石質火砕流の可能性がある。
ユニット4との境界は、遠望ではあるが、やや乱れているように見える。ユニット5との境界は明瞭であるが、大きく湾曲している（図2-13）。層厚0〜13m。
g．ユニット6'
露頭の中・上部ではユニット6に、下部ではユニット5に重なる凝灰角礫岩である。
（図2-10）。灰色〜暗灰色で崩れやすい10㎝以下の発泡の悪いスコリアや岩片を多量に含む（図2-14）。ユニット6との境界はやや湾曲しているが、詳細は接近不可能のため不明である。層厚0〜4m。
h．ユニット7
層厚が40〜60㎝+と変化する砂層である。上部・下部に二分される。下部はこのユニットの大部分を占める。灰色の中粒砂と細粒砂による細かい平行葉理が発達している。軽石や岩片は含まれていない。露頭が小さいがそこで観察される限りでは、サージ堆積物に見られる斜交層理やアンチ
ジューン構造等は認められない。上部は厚さ1〜2㎝で細粒砂よりなり、塊状で均質である。上部と下部のユニット境界は直線的で明瞭である。
i．ユニット8
ユニット7に重なる。このユニットは下部から上部へa、b、c、dのサブユニットに分けられる（図2-15）。いずれも火山砕屑岩よりなる。
ユニット8aはユニット7に重なり、遠望すると厚さ40〜60㎝の黄白色の帯状に見える。接近して観察すると粘土化した黄白色の部分と濃い桃色の部分よりなり、茶灰色のスコリア質凝灰角礫岩の薄いレンズを挟む。主要部の黄白色の部分と桃色の部分の境界は明瞭ではないが、黄白色の部分は軽石が引き延ばされたようにも、濃い桃色の部分は基質のようにも見える。黄白色の部分は長さ数㎝、幅2㎝前後である。火砕サージの可能性がある。
ユニット8bの凝灰角礫岩は、黒色のスコリア質安山岩よりなる火山岩塊、火山礫と、同質の火山
灰や細粒の火山礫よりなる基質で構成されている。レンズ状の岩体で、厚さは最大1.5mである。上位層、下位層との境界は明瞭ではあるが、小さな凹凸が見られる（図2-15）。全体がぐしゃぐしゃした感じで、圧砕を受けていると思われる。
ユニット8cはユニット8bに重なる幅15㎝の黄白色帯であるが、接近しての観察はできない。
ユニット8dはユニット8a、ユニットcに重なる凝灰角礫岩で、ユニット8bに似ており、黒色のス
コリア質安山岩の火山岩塊、火山礫と、同質の基質よりなる。層厚約1m。
j．ユニット9
岩塊帯と凝灰角礫岩の互層よりなる。岩塊帯の産状はユニット2のそれとほぼ同様である。ユニッ
ト8に重なる最下部の岩塊帯は、数10㎝から数mに及ぶ岩塊の帯状の集合が、高さ約30mの崖の上端―104―

図2-13 №9流れ山のユニット4中のほぐれた岩塊帯 崖の高さ約30m
U3：ユニット3
U6：ユニット6

図2-15

図2-14

U4：ユニット4
LS：岩塊帯№9流れ山のユニット8№9流れ山のユニット5とユニット6'の境界

U5：ユニット5

図2-16

U8a：ユニット8aU8b：ユニット8b
U8c：ユニット8c
U8d：ユニット8d
LS：ユニット9中の岩塊帯
H：高温酸化帯

U6'：ユニット6'№9流れ山、ユニット9中の岩塊帯

U6'：ユニット6'
U8a：ユニット8aU8b：ユニット8b
LS：岩塊帯
U9：ユニット9
H：高温酸化帯から下端まで斜めに連なっている。大きな岩塊にはジグソー割れ目が発達している。巨大岩塊の一つは幅約5m、長さ約20mの紡錘形で、ジグソー割れ目が明瞭である。下部の一部にクリンカーを伴う。また、岩塊帯に接する下位のユニット8dの上部は、赤茶色に酸化している（図2-16）。岩塊帯のみかけの傾斜は45°Nである。
岩塊帯の上位には、それぞれの層厚が40〜50㎝のスコリア質凝灰角礫岩と凝灰岩の互層が重なり、水平距離で約10m続く。その上位はジグソー割れ目に沿って分離した岩塊よりなる岩塊帯と凝灰角礫岩の互層が分布する。岩塊のほぐれがやや激しいが、5枚の岩塊帯が識別される。岩塊帯のみ
かけの傾斜は40〜45°Nである。ユニット9の岩塊帯を構成する安山岩の岩質は、ユニット2の岩塊帯の安山岩とは異なる。
ユニット9では幅3m、長さ10m程度の斑状に変質し、この部分は茶褐色や黄白色を呈し一部粘土化している。変質は崖の上部ほど激しい。
ユニット8との境界は、多少凹凸はあるものの明瞭である。ユニット9の北端は、火山麓扇状地堆積物に覆われる。ユニット9の層厚は40m＋である。
（イ）№7流れ山
南北に連なる約350mの露頭である。岩塊帯を形成する溶岩と凝灰角礫岩よりなる。橘山や№9に―105―

比較して、岩塊帯はほぐれがやや激しく、一枚一枚の岩塊帯を識別しにくい場合もある。とくに露頭の北端付近では岩塊帯というよりは、岩塊が密集している感じである。この流れ山では約14の岩塊帯が認めれ、岩塊帯の厚さは数十㎝から6m程度である。岩塊帯は25〜55°で北に傾斜している。
岩塊帯を構成する溶岩は№9流れ山のユニット2、9の溶岩とは岩質が異なり、細粒で1㎜以下の斜長石斑晶を多量に含み、輝石斑晶は少ない。
凝灰角礫岩はスコリア質で、火山灰質基質はピンク色を呈する。凝灰角礫岩中には岩塊帯から落ち込んだ、あるいは浮上したと考えられる30〜80㎝の岩塊が含まれており、大きい岩塊にはジグ
ソー割れ目が発達している。
露頭の北端に近い凝灰角礫岩の一部には、亜角礫のほか亜円礫を含んだ部分が見られる。亜円礫を多く含むことから、山頂付近の堆積物とは考えられず、流下の途中で、岩屑なだれが基盤の一部を巻き込んだものと推定される。礫種は亜角礫のすべてが灰色の安山岩、亜円礫は黒色緻密な安山岩が多いが一部に白色硅質岩も見られる。特徴的に含まれる黒色で緻密な安山岩円礫は、赤城火山
北斜面の赤城川上流部に分布する凝灰角礫岩中の礫（久保 1985）に酷似する。流れ山の北端、および南端は火山麓扇状地堆積物に覆われ、両者の境界面は15〜20°で傾斜している。
図2-2には記載してないが、№7流れ山の北50m付近の崖には、約50mにわたって凝灰角礫岩が露出する。これは№7の一部なのか別の流れ山なのか明らかでない。
（ウ）№14流れ山（城山）
城山の西側崖下を通る道沿い露頭があったが、現在は崩壊防止工事が施されている。露頭は道の南端から板東橋付
近までの、およそ700m続いていたが、大部分は火山麓扇状地堆積物で、流れ山構成岩類は、露頭の南端から北へ100m
から150mの間である。1枚の溶岩、および凝灰角礫岩よりなっている。溶岩は南端が削られ火山麓扇状地堆積物覆われているので、層厚は不明であるが、5mは越えている。ジ
グソークラックが発達している。凝灰角礫岩はスコリア質
で角礫状の岩片を含む。ここでは南傾斜である。
（エ）№22流れ山（橘山）
岩質の違いからユニット1とユニット2に分けられる。
a．ユニット1（消失露頭）
橘山の北端からその南約250mの間は、かつては連続露頭であったが、現在では崩壊防止工事が施されている。ここはルートマップ（図2-17）に示したように、7枚の岩塊帯と凝灰角礫岩よりなっている。岩塊帯の見かけの傾斜は40〜45°で、いずれも北落ちである。走向はおよそNWSEである。厚さは1〜5mで、クラックが発達しており、一部はほぐれかけていている（図2-18）。
（ア）〜（エ）にあげた
四つの流れ山の岩塊帯の中では、この地区のものが溶岩の原型を最も良く保存している。岩塊帯の厚さは一様ではな
く多少膨縮が見られる。岩塊帯と岩塊帯に挟まれた凝灰角礫岩の部分は、厚さが数m〜数十mである。スコリアよりな
るもの、安山岩角礫を多量に含むものなど岩質は一定していない。澤口（1978）はこの中に溶結降下火砕岩や火山弾
のみからなる集塊岩を報告している。凝灰角礫岩には全体的に弱い破砕を受けた感じがある。基質は桃色の火山灰や細かい岩片である。
擁壁に隠れているが北端近くでは、N75°E、80°Sの面を境に、北と南で岩相が大きく異なっている。この線より南側の岩体がユニット2である。この面付近で大きく破砕した痕跡はないが、二つの岩体が合体した可能性がある。
図2-17 橘山北部のルートマップ―106―

b．ユニット2
ユニット1の南に隣接した約380mの区間である。凝灰角礫岩と岩塊帯化した溶岩よりなる。岩塊帯は露頭の北端と南端に、それぞれ2帯が分布する。いずれもほぐれがやや進んでいて、20〜30°で北に傾斜している。厚さは1〜3mである。
南と北の二つの岩塊帯の間には凝灰角礫岩が分布している。凝灰角礫岩は岩質から三種に分類される。
A： 数㎝〜10数㎝の角礫状の安山岩岩塊を図2-18 橘山の岩塊帯（消失露頭）
含み、スコリア質岩塊を含まない。一部
LS：岩塊帯 TB：凝灰角礫岩
は岩塊が少なく凝灰岩に相当する。基質は淡桃色で固結〜半固結である。
B： 数㎜〜数㎝の多少角のとれたスコリア質岩塊を主とする。基質は淡桃色〜桃色で固結〜半固結である。
C： 数㎝〜30㎝の安山岩角礫を多量に含む。スコリア質岩塊は含まないか、含んでも少量である。
基質は火砕岩を粉砕したような火山灰で、灰色、または桃色がかった灰色で固結〜半固結である。
Aは岩塊帯に伴う。Bは南部の大部分を占めるが、殆ど岩塊を含まない部分から大量に含むもの部
分まで岩相が変化する。一部は火砕流に似た岩相を示す。Cは露頭の下部に断片的に露出し、Bに覆われているように見える。角礫が多く、ジグソークラックが発達した数十㎝の岩塊を含むことがある。Cは岩屑なだれ堆積物の可能性がある。A、B、Cそれぞれの間の関係は明らかでない。
ウ．赤城火山の崩壊と流れ山の形成（ア）概要
橘山岩屑なだれの発生時には、山体に巨大な崩壊が起こり、何らかの崩壊地形が残されたことが考えられる。現在では、崩壊地形は新期堆積物に覆われて、位置すら定かでない。仮に大沼の位置に崩壊が起こったと仮定すると、ここから橘山岩屑なだれの末端までの距離は約17㎞、駒ヶ岳山頂
からの高度差は約1200mである。高度差2600m、距離28㎞を10分以内で流走した、1980年のセン
トヘレンズ火山の岩屑なだれに比較すると（宇井 2008）、規模ははるかに小さい。
28の流れ山のうち№7、№9、№22（橘山）には、崩壊以前の溶岩を含む成層火山体の構造が、大きな破壊を受けずに観察できる。
（イ）№9流れ山
岩相の違いから9ユニットに分けられる。セントヘレンズ火山の流れ山では、岩相の変わる境界がみつかる場合、境界面が変形して乱されており、巨大岩塊の境界なのか、元々の山体内部構造なのか判定が難しいという（宇井・荒牧 1983）。№9の各ユニットの境界は、一部を除いて明瞭で、25〜45°で北に傾斜しており、境界面が不明になるような乱れは認められない。ユニット5と6の境界面は、一般的な北傾斜構造とは異なって大きく湾曲しているが、ここでも境界面は乱されてはいない。
このことから、№9流れ山のユニット境界は、一部は変形しているが、崩壊以前の成層火山の構造と考えられる。
ユニット2やユニット9に見られる岩塊帯は、いずれもみかけの傾斜30〜45°で北に傾斜している。
これはユニット間の境界面の傾斜とほぼ同じである。岩塊帯の下位の凝灰角礫岩は、岩塊帯に接する部分が赤色に高温変質を受けていたり、岩塊帯の下底に急冷層が認められる場合もある（図216）。このような岩塊帯の産状も、成層火山の構造が大きな破壊を受けずに保たれていることを示している。こうした流れ山の内部構造は、韮崎岩屑なだれ堆積物に酷似している（甲府盆地第四紀研究グループ 1969）。
№9の流れ山は、ユニット間の境界の多くが明瞭で、ほぼ同じ角度で北に傾斜していること、岩塊帯がユニット境界とほぼ同じ方向に同じ角度で傾斜していること、流れ山構成物質中に岩屑なだれ
基質が見られないことなどから、山全体が一つの巨大岩塊と考えられる。

―107―

表2-3

赤城火山山頂付近の溶岩の性質

名

称
岩石名

肉眼での特徴
斜長石斑晶
輝石斑晶

鏡下の特徴

石 基

分級
融食
汚濁
累帯構造
集斑晶
微斑晶
融食
反応縁
集斑晶
貫入双晶
粒度
鉄鉱
組織

名

称
岩石名

肉眼での特徴
斜長石斑晶
輝石斑晶

鏡下の特徴

石
基

分級
融食
汚濁
累帯構造
集斑晶
微斑晶
融食
反応縁
集斑晶
貫入双晶
粒度
鉄鉱
組織

ラシラシ沢溶岩
単斜輝石斜方輝石安山岩
灰色。0.5〜3㎜の輝石点在。
1〜3㎜の 斜長石斑晶 や や 多
い。
大小混在
自形
清澄
やや多い
見られない
非常に多い
やや受けている
薄い反応縁
見られない
見られない
粗粒
大きく量も多い
インターグラニュラー

利平茶屋溶岩黒檜溶岩A
単斜輝石含有斜方輝石安山岩 単斜輝石含有斜方輝石安山岩
灰色。2〜5㎜の輝石、1〜3㎜ 灰色。1〜4㎜の輝石斑晶が多の斜長石を多量に含む。
い。1〜3㎜の斜長石斑晶が非
常に多い。
大小混在
大きさが揃っている
自形
自形
中心部または周辺部汚濁
かなり汚濁
多い
多い
見られない
多い
少ない
少ない
自形
やや受けている
一部に薄い反応縁
一部に薄い反応縁
まれに見られる多い
しばしば見られる
しばしば見られる
細粒
細粒
大きく量も多い
大きいが量は少ない
インターグラニュラー
インターグラニュラー

黒檜溶岩B
斜方輝石安山岩
灰色。0.5〜2㎜の輝石斑晶、
0.5〜2㎜の 斜 長 石 斑 晶 が 多い。とくに細かい斜長石斑晶が非常に多い。
大小混在
自形
弱い
少ない
多い
少ない
自形が多いが一部融食
一部に薄い反応縁ない
少量
細粒
小さく量も少ない
インターグラニュラー

高楢溶岩
単斜輝石含有斜方輝石安山岩
やや紫がかった灰色、灰色。
輝石斑晶は殆ど見られない。
1〜3㎜の斜長石を含む。石基が多い安山岩。
大小混在
自形
やや汚濁している
少ない
多い
少ない
受けている
なし
少量
しばしば見られる
粗粒
小さく量も少ない
インターグラニュラー（ウ）№7流れ山№7の流れ山も、凝灰角礫岩とややほぐれの進んだ岩塊帯よりなり、岩塊帯は25〜55°で北に傾斜している。岩塊帯を構成する安山岩の岩質が同じであることや、岩塊帯の傾斜がほぼ揃っていることは、№7流れ山が一つの巨大岩塊で形成されていることを示唆している。ただし流れ山の北端近くには、流走中に取り込んだ外来物と推定される円礫を含んだ凝灰角礫岩層が小規模に見られる。この部分は二つの巨大岩塊の間を埋めた岩屑なだれ基質の可能性があり、№7流れ山は二つの巨大岩塊が合体した可能性がある。
（エ）№22流れ山№22流れ山は北側のユニット1と南側のユニット2に二分される。ユニット1の7枚の岩塊帯はいずれも40〜45°で北落ちである。ユニット2は大部分が凝灰角礫岩〜凝灰岩で、露頭の北端、および南端にそれぞれ二帯の岩塊帯があるが、いずれも15〜45°て北に落ちている。ユニット1と2の岩質が異なることを考慮すると、この流れ山は2個の巨大岩塊が合体して形成されたと考えられる。
（オ）橘山岩屑なだれの流下の状況№7・№9、№22（橘山）それぞれの流れ山は、山頂部の崩壊によって流下した1個の巨大岩塊、または2個以上の巨大岩塊が合体して形成されたものである。この地域の流れ山を構成する岩体には、著しい破壊を受けた痕跡はなく、崩壊以前の成層火山の構造がかなり明瞭に残されている。溶岩は
―108―

表2-4

流れ山を構成する溶岩の性質

名

称
岩石名

肉眼での特徴
斜長石斑晶

分級
融食
汚濁

輝石斑晶

鏡下の特徴

集斑晶
累帯構造
微斑晶
融食

石
基

反応縁
集斑晶
貫入双晶
粒度
鉄鉱
組織

名

称
岩石名

肉眼での特徴
斜長石斑晶
輝石斑晶

鏡下の特徴

石
基

分級
融食
汚濁
集斑晶
累帯構造
微斑晶
融食
反応縁
集斑晶
貫入双晶
粒度
鉄鉱
組織

№22（橘山）U1№22（橘山）U2№9 U2
単斜輝石含有斜方輝石安山岩 単斜輝石含有斜方輝石安山岩 単斜輝石含有斜方輝石安山岩（まれにカンラン石を含む）（まれにカンラン石を含む）
灰色。0.5〜3㎜の輝石点在。 灰色。輝石は少なく1㎜以下、 灰色。1〜5㎜の輝石斑晶が多1〜3㎜の 斜長石斑晶 や や 多 1㎜の斜長石を多量に含む。 い。0.5〜2㎜の斜長石斑晶が
い。
多い。
大小混在
小さいが大小混在
大きさが揃っている
自形
自形．集斑晶は融食
自形
一般に弱い汚濁．汚濁を示す やや汚濁
弱いものも強いものもある
溶岩あり
ある
あるが弱い
希
中・大型斑晶にある
ごく少ない
少ない
多いものと少ないものがある 少ない
少ない
受けていて丸い
自形に近い
やや受けている〜殆ど受けていない
ない
ごく薄い反応縁
薄い反応縁
見られる
見られない
見られる
しばしば見られる
しばしば見られる
見られる
粗粒〜中粒
細粒
粗粒
小さく少ない中粒で多い
多いものも少ないものもある
インターグラニュラー
インターグラニュラー
インターグラニュラー№9 U9
単斜輝石含有斜方輝石安山岩
灰色。0.5〜2㎜の輝石斑晶、
0.5〜2㎜の 斜 長 石 斑 晶 が 多
い。
大小混在
自形
一部に弱い汚濁
希
大型斑晶に弱い累帯構造
少ない
自形、やや融食
ない
見られない
しばしば見られる
ごく細粒
非常に小さく中量
インターグラニュラー№7
単斜輝石含有斜方輝石安山岩
灰色。1〜5㎜の輝石斑晶、0.5〜3㎜の斜長石斑晶が多い。
大小混在
自形
弱い汚濁
ない
希
ある
自形またはやや融食ない
希しばしば見られる
ごく細粒
小さく少ないインターグラニュラー№22（橘山）の薄片は1983年沼田高校地学部とともに作成したものを使用した。

ある程度の圧砕を受けてはいるが、岩塊帯として保存されており、火砕岩には圧砕を受けた痕跡はあまり残されていない。調査した三つの流れ山を見る限りでは、巨大岩塊が高速で流下したとは考え難い。橘山岩屑なだれは、流下時の速度が遅く、流走距離が短かったために、大きな破壊を受けにくかったためと考えられる。また、溶岩の傾斜が大きく、北傾斜であること、ユニット境界線の傾斜が通常の成層火山の構造と比較して大きいことなどから、巨大岩塊は流走中に回転運動を起こしたことが推定される。
エ．流れ山を構成する溶岩と赤城火山の溶岩との対比（ア）対比の必要性
橘山岩屑なだれ発生の時代は、赤城火山の形成史を知る上で極めて重要であるが、詳細はわかっていない。流れ山を覆うローム層からの推定を試みたが、岩屑なだれ発生当時に堆積したローム層は発見されなかった。間接的であっても、流れ山を構成する溶岩と、赤城火山の溶岩との対比ができれば、おおよその発生時代を知ることができる。

―109―

（イ）対比に用いた溶岩調査地域に分布する流れ山の溶岩について、守屋（1968）は利平茶屋溶
岩、黒檜溶岩に対比されるとし、古期成層火山の山頂部に起源があると考えている。一方Koga（1984）は流れ山であることは認めているが、流れ山を構成する溶岩を橘山溶岩として扱い、Stage-Ⅰ1 の活動によるとしている。そのため調査地域の溶岩と、現山頂付近の溶岩との再対比を試みた。流れ山を構成する溶岩との対比に用いたのは、大沼の東の駒ヶ岳、黒檜山を含む外輪
山に分布する溶岩である。守屋（1968）によれば、この地域にはラシラシ沢溶
岩、利平茶屋溶岩、黒檜溶岩、高楢溶岩が分布している（表2-3）。地質図を
図2-19に 示 し た。図2-19は 主 に 守屋
（1968）の地質図に従ったが、黒檜溶岩は岩質から黒檜溶岩A、黒檜溶岩B
図2-19 駒ヶ岳・黒檜山付近の地質図とに二分してある（久保 1991）。図中のサンプル採集地点
地質図は守屋（1968）を一部改変
黒丸は標本採集地点である。流れ山で対比に用いたのは、№22（橘山）のユニット1で7、ユニット2で1、№7で2、№9ではユニット1で5、ユニット2で2の計17である。№22のユニット1は、サンプルが残されていないので詳細は不明であるが、薄片での観察では更に2〜3のグ

図2-20

山頂付近の溶岩と流れ山の斜長石・有色鉱物・基質の三角図―110―ループに分けられるかもしれない。他の4グループでは、グループ内の溶岩は同質とみて良い（表24）。
採集した標本と流れ山の溶岩とを肉眼で検討した結果、流れ山を構成する溶岩と、山頂付近のラシラシ沢溶岩、利平茶屋溶岩、黒檜溶岩A、黒檜溶岩B、高楢溶岩との対比は困難であった。また、対比に用いた3つの流れ山の桃色の凝灰角礫岩についても、図2-19に示した採集ルートでは、同質のものは確認できなかった。
（ウ）モードによる対比
山頂付近の溶岩と流れ山を構成する溶岩とを、鏡下で、有色鉱物、斜長石、石基3成分のモードを測定し、三角ダイアグラムを作成して検討した（図2-20）。図中閉じた5種類の線で示したのは、それぞれラシラシ沢溶岩、利平茶屋溶岩、黒檜溶岩A、黒檜溶岩B、高楢溶岩の分布範囲である（サンプル数は黒檜溶岩Bと高楢溶岩が4、他は3）。また流れ山の5つのグループの溶岩は、それぞれ記号で示してある。三角ダイアグラムでは、流れ山の溶岩は山頂付近の5種類の溶岩の示すモードの範囲から逸脱するものも多く、この方法でも対比は困難である。

（3）まとめ
調査地域には橘山岩屑なだれ堆積物が分布し、28の流れ山が確認できる。流れ山の長径は180m〜700mである。
利根川沿いに並ぶ№7、№9、№22（橘山）の流れ山には、西側斜面に露頭が連続し、内部構造を詳細に観察することができる。それぞれの流れ山は、山体崩壊によって流下した、1つ、または2つの巨大岩塊よりなっている。巨大岩塊には、崩壊前の成層火山の構造が残されており、それを反映したいくつかのユニットに分けることができる。それぞれのユニットは凝灰角礫岩と溶岩よりなるものと、凝灰角礫岩よりなるものとがある。溶岩にはクラックが発達し、一部はほぐれたり、分離したりして、岩塊が帯状の範囲に分布して岩塊帯を形成している。凝灰角礫岩には降下火砕堆積物的な部分、火砕流的な部分などいくつかの岩相に区分される。ユニットの境界面や岩塊帯は25〜45°で北に傾斜している。流れ山を構成する巨大岩塊に、崩壊以前の成層火山の内部構造があまり破壊されずに残されていることは、巨大岩塊の流下速度が小さかったためと、流走距離が短かったためと考えられる。
今回巨大岩塊であることが確認された流れ山は3つであるが、他の流れ山も同様に山頂方向から
流走してきた巨大岩塊であると考えられる。
確認された岩屑なだれ基質は非常に少ない。また、長径200m以下の流れ山も殆ど見られない。これらの大部分は、厚さ数十mを越える火山麓扇状地堆積物の下に埋もれていると考えられる。
流れ山を構成する溶岩と赤城火山の溶岩との対比であるが、今回は駒ヶ岳、黒檜山を含む外輪山の5溶岩に限って行った。今後さらに多くの溶岩と対比を試みる必要がある。

３．保全（保護）の現状
調査地域は赤城火山のなだらかな山麓と、流れ山の起伏が組み合わされて、のどかな里山の一つの典型といえる景観を呈している。火山麓扇状地や流れ山の一部は耕地として利用されているが、流れ山の急斜面には林が保存されている。この地域にはとくに環境保全の対策はとられていない。
本報告は、鈴木幸枝・宮沢公明・中島正裕の皆さんの協力がなければ完成しなかった。厚くお礼申し上げる。
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10）久保誠二（1985）赤城川源流・良好な自然環境を有する地域学術調査報告書（XI），149-155，
群馬県林務部自然対策室．
11）甲府盆地第四紀研究グループ（1969）韮崎型火砕流の提唱と流れ山の成因について．地質学雑誌，75：485-489．
12）守屋以智雄（1968）赤城火山の地形及び地質．53p．前橋営林局．
13）守屋以智雄（1970）赤城火山の形成史．火山，15-3：120-131．
14）中村洋一（1984）磐梯火山北麓の流れ山．空中写真による日本の火山地形，150-151．東京大学出版会．
15）早田勉（1990）群馬県の自然と風土．群馬県史通史編1，37-129．
16）澤口宏（1978）橘山（地形・地質）．良好な自然環境を有する地域学術調査報告書（Ⅳ），151，
群馬県企業部環境保全課．
17）竹本弘幸（1998）利根川水系片品川流域の地形発達史赤城山の活動とその影響について．
地理学評論，71A-11：783-804．
18）竹本弘幸（1998）赤城火山北関東の火山灰のふるさとをめぐって「関東・甲信越の火山Ⅰ」．
52-73．築地書館．
19）竹本弘幸（1999）北関東北西部地域における第四紀古環境変遷と火山活動．茨城大学大学院理工学研究科学位論文，130p．
20）竹本弘幸・久保誠二（1995）群馬の火山灰．180p．みやま文庫．
21）宇井忠英（1990）火山噴火流れ現象・山体崩壊カルデラ．火山学の基礎研究特集号，S135S144．
22）宇井忠英（2008）4-19セントヘレンズ．火山の辞典，545-547．朝倉書店．
23）宇井忠英・荒牧重雄（1983）1980年セントヘレンズ火山のドライアバランシュ堆積物．火山，
28：289-299．
（久保 誠二・鷹野 智由・湯浅 成夫）―112―