136

Res. Rep. Kanagawa prefect. Mus. Nat. Hist. 2021, (16), 137-160.
神奈川博調査研報（自然）2021, (16), 137-160.

箱根火山の地質と形成史：最近の研究レビュー
Geology and Eruptive History of Hakone Volcano, Central Japan:
Reviewing Two Decades of Progress

山口珠美 ・山下浩之 ・萬年一剛 ・小林
1)

2)

3)

淳

4)

Tamami YAMAGUCHI1）Hiroyuki YAMASHITA2）, Kazutaka MANNEN1）& Makoto KOBAYASHI1)

Abstract. Hakone volcano is the only active volcano in Kanagawa prefecture. This volcano has been studied
by many researchers over long years. The fundamental view of the eruptive history of Hakone volcano wasestablished by Professor Kuno in the middle of the 20th century. However, since the end of the 20th century,
owing to newly held geological investigations and a number of K-Ar datings, the classical view has beenrevised. The classical view assumed a single large stratovolcano before the caldera formation but recent
studies showed a complex of multiple medium to small sized stratovolcanoes formed the pre-caldera edifice.
Until decades ago, K-Ar dating was not available for Hakone volcano due to its low-K rock chemistry;
however, recent studies compiled the edifice forming history obtained by the improved K-Ar datings. The
caldera of Hakone volcano is considered to have been formed by coalescence of several small sized calderas
by the recent studies rather than collapse of entire topographical caldera of the present caused by a series oflarge eruptions as assumed in the classical studies. Based on these recent revisions, the eruptive history of
Hakone volcano was subdivided into the following five stages. Stage-1: Several stratovolcanoes combined
to create an edifice, which formed present caldera rim of Hakone volcano (0.4 to 0.24 Ma). Stage-2: Several
small sized calderas (< 3 km in diameter) were formed by repeated large-scale pyroclastic flows and pumice
fall eruption and coalescence of the calderas formed large topographic caldera (~11 km) (0.23 to 0.13 Ma).
Stage-3: Older central cones, consisting of thick lava flows, and lava domes of andesitic to dacitic composition
formed inside the caldera (0.13 to 0.08 Ma). Stage-4: Repeated explosive eruptions caused pumice falls andflows and formed a caldera complex again (0.08 to 0.05 Ma). Stage-5: Younger central cones consisting of
small stratovolcanoes and lava domes were formed in the caldera. (0.05 Ma>). Collapse of Mt. Kamiyama,
which is one of the Younger central cones, created Owakudani, which is known for fumarole and hot springs,
and Lake Ashi around 3,500 years ago. Soon after the collapse, the newest edifice Mt. Kanmutrigatake
was formed inside the amphitheater formed by the collapse. Here we listed all the edifice-forming eruptive
products identified by the recent studies. We also take a brief look at the deposits formed by the latest phreatic
eruptions (< 3 ka), which is critically important for disaster mitigation measures of the volcano.
Key words:

Hakone volcano, eruptive history, geology, caldera, research history

1. はじめに箱根火山は、神奈川県西部にある県内唯一の活火山である。これまでに多くの研究者によって、箱根火山の研究がなされてきた。研究の始まりは明治時代に遡る。和田 維
1)箱根ジオミュージアム
Hakone Geomuseum
1251 Sengokuhara, Hakone, Kanagawa 250-0631, Japan山口珠美 ： geo-museum@town.hakone.kanagawa.jp

四郎及び小藤 文次郎により岩石学的研究が行われ（Wada,
1882; Koto, 1884）、鈴木 敏により地質図説明書が発行された（鈴木 , 1884）。昭和初期 1930 年の北伊豆地震の発生後、久野 久は、箱根火山の詳細な地質学的・岩石学的研究を行い、箱根火山について、巨大な円錐形の成層火山が 2 回のカルデラ陥没と山体形成により、現在の直径約 11 km のカルデラをもつ火山地形となったと考えた（久野 , 1952）。
しかし 20 世紀終盤以降の研究で、久野の提唱した発達

2)

神奈川県立生命の星 ・ 地球博物館
Kanagawa Prefectural Museum of Natural History

史への修正が図られたほか新たな知見が明らかになった。

3)

神奈川県温泉地学研究所
Hot Springs Research Institute of Kanagawa Prefecture

形成前に生じた火山体は巨大な円錐形の成層火山ではな

4)静岡県富士山世界遺産センター
Mt. Fuji World Heritage Centre, Shizuoka

その要点は以下のとおりである。①箱根火山のカルデラ
く複数の中～小型成層火山の集合体である（平田 , 1994;

高橋ほか , 2006 など）。②テフラ層序の研究や K-Ar 法に

T. Yamaguchi et al.

よる溶岩の年代測定が進み、箱根火山の発達史に数値年代が与えられた（例えば、町田 , 1977; 袴田 , 1988; 平田 ,137

ルデラ側）が急峻で、外側が緩やかな斜面になっている。
ほしがやま

まくやま

外輪山の南東斜面には、星ヶ山（814m）、幕山（626 m）
、

しろやま

まなづる

いわとやま

1999; 高橋ほか , 1999）③箱根火山の活動の始まりについ城山（563 m）、
真鶴半島があり、南側には、岩戸山（734 m）、

はテフラの研究から約 50 万年前、及川・石塚（2011）はカルデラ内に発達する中央火口丘は、東部に山頂部がて、久野は前期～中期更新世と考えたが、町田（1977）
約 40 ～ 30 万年前の年代値を報告した。④新期カルデラ・古期カルデラともに大規模な爆発的噴火によって形成されたカルデラで（町田 , 1977）、現在の地形的カルデラが全域で陥没したのではなく、直径 3 km 以下の小規模カルデラが連結した複合的なカルデラと考えられるようにじっこくとうげ

ひがねさん

十国峠（日金山；771 m）がある。
せんげんやまたかのすやまびょうぶやま比較的平坦な、
浅間山（801 m）、
鷹巣山（834 m）、
屏風山（948m）が半円をえがくように並んでおり、これらは前期中央火口丘と呼ばれている（高橋ほか , 2006）。中央部には箱
かみやま

こまがたけ

根火山最高峰の神 山（1438 m）をはじめ、駒 ヶ岳（1356
じんがさやま

だいがたけ

こづかやま

しもふたごやまかんむりがたけm）、陣笠山（1207 m）、台ヶ岳（1044 m）、小塚山（859 m）、
かみふたごやまなった（高橋ほか , 2006; 萬年 , 2008）。⑤頂上が平坦な浅上二子山（1099 m）、下二子山（1065 m）、冠ヶ岳（1409 m）

楯状火山ではなく溶岩ドームや溶岩流の集合体である（高共通点があるが、後期中央火口丘と呼ばれている（高橋間山・鷹巣山・屏風山等はカルデラ内を埋積した単一の橋ほか , 2006）。⑥久野は外輪山と前期中央火口丘がソレ

アイト系列、後期中央火口丘はカルクアルカリ系列と考がある。これらは、お椀を伏せたような地形をしている
ほか , 2006）（図 2A, B）。

あ し の こカルデラの西側には南北に細長い形の芦 ノ湖があり、えたが（久野 , 1952; Kuno, 1968）、前期中央火口丘以前に最大水深 44 m、周囲長約 21 km である。カルデラからは、井・高橋 , 2008）。

原を、須雲川は大観山の北西麓を水源とし、箱根湯本で対して、日本地質学会国立公園地質リーフレット編集委

須雲川は全長約 15 km であり、これらは千仞の谷とも歌もカルクアルカリ系列の岩石が出現することを示した（長このような修正をふまえ、久野の箱根火山の発達史に

員会（2007）及び長井・高橋（2008）は新しい形成史を提唱した。また、小林（2008）は中央火口丘群の噴火史

はやかわ

すくもがわ

早川と須雲川の２つの河川が流出している。早川は仙石

合流して相模湾に流れ込んでいる。早川は全長約 21 km、
せんじん

われる深い谷を形成している。

とカルデラ内の地形発達過程を示した。

3. 箱根火山の基盤の修正点をまとめるとともに、最新の箱根火山の形成史

火山の噴出物が主体となるが、外輪山北側斜面では、伊箱根火山の最新の水蒸気噴火堆積物について 6 章で詳し群が分布する（日本地質学会国立公園地質リーフレット

本報告では、久野の提唱した箱根火山の発達史と 6 つについて紹介する。さらに防災上特に重要と考えられる
く報告する。

はやかわぎょうかいかくれきがん

箱根火山は伊豆・小笠原弧の最北端部に位置し、近傍にはフィリピン海プレート、北アメリカプレート及びユーラ

シアプレートの３つのプレートが接する世界でも珍しいプ
レート３重会合点が存在する（加藤ほか , 1985）。箱根火山
はフィリピン海プレート上にあり、このフィリピン海プレー
トが、箱根の東～北～西でユーラシアプレート及び北アメリカプレートの下に沈み込んでいる（Seno et al., 1993）。
2-2. 箱根のカルデラ地形
箱根火山は、カルデラの大きさが南北約 11 km、東西約8 km、裾野の広がりが南北約 26 km、東西約 20 km（長井・高橋 , 2008）で、神奈川県の湯河原町・真鶴町・小田原市・南足柄市・山北町さらには静岡県の小山町・御殿場市・裾野市・三島市・函南町・熱海市にまたがる。

とうのみね

カルデラの輪郭をなす外輪山は、東の塔 ノ峰（566 m）
みょうじょうみょうじん

から反時計回りに、明 星 ヶ岳（924 m）
・明神ヶ岳（1169 m）
・
きんとき

おとめとうげ矢倉沢峠（867 m）
・金時山（1212 m）
・乙女峠（1005 m）
・
ながおとうげこじりとうげみくにやま

丸岳（1156 m）
・長尾峠（911 m）
・湖尻峠（850 m）
・三国山（1102
やまぶしとうげはこねとうげくらかけやまm）・山伏峠（1035 m）
・箱根峠（850 m）
・鞍掛山（1004 m）
・

たいかんざん

じゃこつ

編集委員会，2007）。箱根火山で、箱根峠～芦之湯～蛇骨

早川凝灰角礫岩が認められ，外輪山の西側斜面のボーリン

2-1. 箱根火山の位置とプレートテクトニクス

まるだけ

豆地塊と本州弧の間に堆積したトラフ充填堆積物の足柄層川を結んだ線の東側では伊豆・小笠原弧系の基盤である

2. 箱根火山の地形

やぐらざわとうげ

箱根火山の基盤岩は伊豆・小笠原弧で形成された海底

しろがねやま大観山（1012 m）
・白銀山（993 m）と環状につながる（図1）。外輪山最高峰である金時山の標高は、以前は 1,213 mとされていたが、国土地理院の測量方法の見直しによって、2014 年 4 月に 1,212 m に変更された。外輪山は、内側（カグでは足柄層群が認められているが、カルデラ内の大半では所属不明の火山岩類が厚く堆積しており、基盤岩は今のところ不明である（萬年 , 2014a）。本章では、伊豆・小笠

原弧の基盤岩として早川凝灰角礫岩と須雲川安山岩類を紹介する。なお、従来の研究（例えば Kuno, 1950; 久野 , 1952など）では、箱根火山の基盤岩として、湯ヶ島層群が分布すると考えられていたが、湯河原地域で湯ヶ島層群とされていたものは、湯河原火山の一部とされた（及川・石塚 ,2011）。そのため、現在の解釈では湯ヶ島層群は箱根地域の地表に露出せず、その分布は、萬年ほか（2002）による

小田原市根府川の大深度温泉井の下部や、山下ほか（2006）
による湯河原町宮下の大深度温泉井の下部にとどまる。このため今回は、湯ヶ島層群の記述は割愛する。なお、足柄層群に関する詳細は今永（1999）を、新知見を加えた概略
は田口ほか（2021）を参照されたい。
3-1. 早川凝灰角礫岩
早川凝灰角礫岩は、早川及び須雲川の谷底に見られる。

早川沿いでは箱根湯本から宮ノ下にかけては連続的に分ごうらせんざい

布するが、宮ノ下の北西部で強 羅潜在カルデラ（萬年 ,2014a）により分布が途絶える。須雲川沿いでは箱根湯本から畑宿にかけて分布するが、後述の須雲川安山岩類に覆われるか、断層関係あるいは指交関係にあり、複雑である（久野 , 1952）。早川凝灰角礫岩の年代は、含まれる

Geology and Eruptive History of Hakone Volcano

138

微化石から約 4.2 Ma（萬年ほか , 2003）、ジルコンのフィッ

イサイト～安山岩質の海底火山噴出物が陸棚外縁部～斜面が報告されている。

を主体とするとしている。玄武岩質から安山岩質の火山岩

灰岩をはじめ、灰白色のデイサイト質軽石凝灰岩や少量のか（2008）を参照されたい。なお、灰白色のデイサイト質

ショントラック年代から 5.2 ± 0.7 Ma（柳沢ほか , 2005）

上部（水深 200 ～ 400 m 前後）に再堆積したタービダイト

久野（1952）によると、緑灰色の凝灰角礫岩や火山礫凝礫の全岩化学分析値及び記載岩石学的データは、山下ほ
しろいし頁岩・火山円礫岩を含み、層厚は現在見られる部分だけ

軽石凝灰岩は箱根湯本において “湯本白石” と呼ばれる石で約 300 m に達する。萬年ほか（2003）はボーリングによ材で採石されていた（図 2D）。この石材が使われている建る見かけの層厚を約 620 m と報告し、岩相や構成する岩築物は現存しており、湯本の福住旅館はその代表例であしらいし石、含まれる化石群集の解析から早川凝灰角礫岩は、デる。また、箱根湯本駅裏にある “白石地蔵” は灰白色のデ

鮎沢川

小山

山北
松田

35°20'N

矢倉岳

狩川

足柄峠

御殿場

南足柄

足柄平野

金時山
乙女峠
丸岳

明神ヶ岳

矢倉沢峠

仙石原

山王川

小塚山 碓氷峠

長尾峠
黄
瀬
川

明星ヶ岳

台ヶ岳

深良川

裾野

小田原

大涌谷

湖尻
湖尻峠

陣笠山

塔ノ峰

冠ヶ岳
神山

三国山

早川

浅間山

湯本

鷹巣山
駒ケ岳
須雲川
上二子山
屏風山

山伏峠

下二子山
白銀山

聖岳

根府川

星ヶ山
大観山
箱根峠
鞍掛山

境川

35°10'N

酒匂川

幕山
城山 新崎川

広河原

鍛冶屋

千歳川

来光川

湯河原

真鶴
真鶴半島

十国峠

（日金山）

三島

岩戸山

熱海峠

函南

丹那盆地

熱海

139°00'E
図 1．箱根火山地形図．新井田（2008）を改変．▲ : 外輪山，▼ : 前期中央火口丘，● : 後期中央火口丘．

139°10'E

T. Yamaguchi et al.

A

B

C

D
溶岩流

溶岩流
外輪山側

カルデラの内側

E

F

G

H

図 2. 箱根火山の代表的な景観 . A: 箱根の全景（第 2 回箱根ジオパークフォトコンテスト 最優秀賞作品「壮大な箱根カルデラ」に一部追記）. B: 大観山からの眺望 . C: 長尾峠の露頭 . D: 早川凝灰角礫岩層からなる湯本白石の採掘跡（箱根町湯本）. E: 屏風山溶岩の露頭 . F: 長尾峠からの眺望図 . G: 神山の山体崩壊に伴う流れ山 . H: 2016 年の大涌谷 .

139

Geology and Eruptive History of Hakone Volcano

140

まがいぶつ

イサイト質軽石凝灰岩の崖に彫られた磨崖仏である。湯本【第 2 期】 新期外輪山と第二期カルデラ（新期カルデラ）（Carcharodon megalodon）の歯の化石が報告されている（平この活動期のはじめに、流動性のある溶岩が流出し、駅裏の早川凝灰角礫岩からは、カルカロドン・メガロドン
林 , 1898）。須雲川の上流域では、古くから伊豆半島の白の形成と侵食（図 3D, E）

カルデラの中に緩い傾斜をもつ一種の楯状火山を作った

浜層群に産するものと共通する貝化石の産出が報告されて（図 3D）。溶岩は全体で約 300 m の厚さに達した。これらなる化石を含むことから白浜型化石群と呼ばれる（鎮西・量の軽石流（P）が中央火口から流出し、火山体の山麓にいる（例えば、大塚 , 1934）。この貝化石は、熱帯要素と松島 , 1987）。早川凝灰角礫岩から産出する貝化石も白浜型化石群である（田口 , 2008）。
3-2. 須雲川安山岩類

須雲川安山岩類は、箱根町畑宿～湯本間の須雲川本流

及び支流に見られ、灰色から褐色の凝灰角礫岩や火山角礫岩と暗褐色ガラス質の溶岩からなる（久野 , 1972）。化石が含まれないため年代は不明であるが、早川凝灰角礫岩が堆積した後に引き続いて海中で堆積したと考えられの溶岩を新期外輪山溶岩（YS）と呼ぶ。その後、莫大な広範囲にわたって緩い傾斜の扇状地形あるいは段丘状地

形をつくった。その直後、楯状火山の西側が陥没し、新しいカルデラ（新期カルデラ）が誕生した。このカルデラの範囲は古期カルデラと大体一致しているが、東部の浅間山・鷹巣山・屏風山は残され、外輪山（新期外輪山）となった。引き続く侵食作用で新期外輪山の東部が侵食され、そこに早川及び須雲川が深く刻み込まれた（図3E）。

ていた（久野 , 1952）。須雲川安山岩類は “安山岩類” と称【第 3 期】中央火口丘と芦ノ湖の形成（図 3F, G）

含有量が 55 wt.% を下回る玄武岩ないし玄武岩質安山岩で噴出し、山体の東部及び南東部に堆積した（CC1）。引きしているが、全岩化学分析の結果、大部分は二酸化ケイ素

この活動期のはじめに、爆発的な噴火によって軽石があるとする報告がされている（山下ほか , 2008）。全岩化

続き、カルデラ内の金時山－幕山構造線上に、台ヶ岳・初期の溶岩類の化学組成と類似することから、須雲川安山

山の７個の中央火口丘を形成した（図 3F）。この活動の最学組成の比較では、須雲川安山岩類の化学組成が箱根火山
岩類が箱根火山の活動の直前であった可能性も示唆される（山下ほか , 2008）。
4. 箱根火山の研究

箱根火山は、久野 久の提唱した形成史が長い間広く知

小塚山・神山・1325 m の峰・駒ヶ岳・上二子山・下二子
後に、神山の北西斜面で爆発が起こり、山体の北西部が吹き飛ばされ、山崩れを生じた。崩壊の堆積物は、神山の北西山麓に堆積し、その一部が河川をせき止めて芦ノ湖を形成した（図 3G）。

られてきたが、近年、これを修正した新しい形成史モデ

4-2. 久野以降の研究による修正点とその修正点を紹介する。なお箱根火山の発達史についすく、日本の第四紀火山発達史の典型とされた。しかしいる。

うな修正がなされてきた。

ルが提唱されるようになった。本章では、久野の発達史て、平田（1999）が研究史の優れたレビューを行なって4-1. 久野の提唱した発達史
久野は一連の研究により、その発達史を２回のカルデ

ラ陥没とそれに引き続く侵食期によって隔てられた次の３つの活動期に分けて説明した（久野 , 1952）（図 3）。

【第 1 期】 古期外輪山と第一期カルデラ（古期カルデラ）の形成および侵食（図 3A, B, C）

はじめに、現在の神山付近を中心とする巨大な円錐形の成層火山を形成した。玄武岩質の凝灰集塊岩や溶岩の噴出にはじまり（OS1）、続いて主にかんらん石輝石安山岩 ~輝石安山岩溶岩と多量の火山砕屑岩とを繰り返し噴出した

前節の久野による箱根火山の発達史の説明はわかりやその後研究が進み、これらの火山発達史について次のよ【1】富士山のような一つの成層火山ではなかった

久野（1952）は、古期外輪山形成期の箱根火山は富士火山のような円錐形の一つの大型成層火山であったと考えた。しかし加藤（1984）は、古期外輪山溶岩と一括されていた外輪山北部地域について、岩相及び構造から、火口の異なる２つ以上の独立した成層火山からなることを示唆した。また平田（1994）は、溶岩流の分布、流動
方向、岩石記載学的特徴、年代から、古期外輪山の中でも南東部は外輪山の他の部分よりも若い単独の成層火山と考えた（白銀山溶岩類）。

長井・高橋（1996）は、長尾峠と仙石原の間のカルデ（OS2）。これらの溶岩を古期外輪山溶岩と呼ぶ。この活動

ラ壁にあるこれまで断層運動で逆傾斜したと考えられてに沿って変動が起こり、北西部に成層火山の金時山を、の古地磁気測定を行い、ほとんど変動を受けず元の傾斜期の中頃に、北西－南東方向に走る金時山－幕山構造線

南東部に溶岩ドームの幕山（OS3）を形成した（図 3A）。
さらにこの活動の最後には、火山体の西北斜面に数個の側火山を形成した。活動を終えた後、火山体の中央が階段状に陥没し、南北 11 km、東西 7 km の卵形のカルデラ（古期カルデラ）が誕生し、この結果、最初の外輪山（古期外輪山）ができた（図 3B）。引き続く侵食作用によってカルデラが拡大した（図 3C）。

いた露頭（通称：長尾峠の露頭（図 2C））について溶岩を保存しており、北西側の古期外輪山側に噴出中心を持つ、小型成層火山の一部である可能性が高いことを示した。これらは長井・高橋（2012）に露頭スケッチとともに紹介されている。なお長尾峠の露頭は、現在箱根ジオ

パークのジオサイトとなっており、見学も可能である（図2C）。その後、高橋ほか（1999）は、箱根火山の形成史と広域テクトニクス場について報告し、古期外輪山が一つ

図 3．箱根火山の発達史（久野（1952）を改変）．

図 4．箱根火山の発達史（久野（1952）を町田が改変 , 相模原市地形地質調査会（1986）を改変）．

F 3 千年前 ～ 現在

E 4 万 ～ 2 万年前

D 6.6 万 ～ 4.5 万年前

C 13 万 ～ 8 万年前

B 25 万 ～ 18 万年前

A 50 万 ～ 25 万年前～ 23 万年前

図 5．箱根火山の形成史（（日本地質学会（2007）長井雅史氏作図を改変）．

E 6 万年前 ～ 現在

D 8 万 ～ 6 万年前

C 13 万 ～ 8 万年前

B 23 万 ～ 13 万年前

A

T. Yamaguchi et al.

141Geology and Eruptive History of Hakone Volcano

142の大きな成層火山ではなく、複数の中小規模の火山の集隙があると考え、箱根火山起源とはせず、噴出年代を鮮質リーフレット編集委員会（2007）では、古期外輪山が山溶岩との間に著しい時間的間隙を示す証拠はないとし合体からなることを報告した。日本地質学会国立公園地
複数の中小規模の成層火山と単成火山の集合体であるとする地質図と形成史を示した。

【2】形成史の年代が明らかになった（テフラ層序と数値年代の導入）

Kuno（1950）の段階では、年代測定法がほとんど無かったため、箱根火山の発達史は相対年代で編まれていた。
しかしテフラ層序との対比や溶岩の K-Ar 年代測定が可能になり、発達史に数値年代が導入された。箱根火山から東へ約 20 km に位置する大磯丘陵には、上空の偏西風の影響で、箱根火山起源のテフラが厚く堆積している。これら大磯丘陵のテフラについては、町田ほか（1974）、上杉（1976）、関東第四紀研究会（1987）等によって詳細な層序が明らかとなった。また町田（1977）は、テフラの容積と年代をもとにテフラからみた箱根火山の活動史を示し、箱根火山では、ときには 10 km3 以上に達する大噴火が起こり、箱根火山の活動の始まりが約 50 万年前であることを示した。そして相模原市地形地質調査会（1986）
では、箱根火山の発達史を報告した（図 4）。これによる新世と考えた。さらに湯河原火山についても、古期外輪
つつも、箱根火山とは別の火山体と考えた。

平田（1994）は、岩相・岩石記載学的特徴と K-Ar 年代

値から、箱根火山初期の火山噴出物（OS1）と天昭山玄武岩類とは同一ステージの噴出物と考え、箱根火山の活動開始時期について、これまで考えられていた約 50 万年前
ではなく約 65 万年前とした。しかしその後の年代測定では同様の年代値を得られていない。また平田（1994）は溶岩流の分布、方向、岩石記載学的特徴、年代値からみて、湯河原火山は箱根火山との区別が難しく同一ステージに活動をしていたと考えた。高橋ほか（1999）も、湯河原火山が箱根火山の外輪山の他の山体と同時期の活動とみなした方がよいことを指摘した。及川・石塚（2011）は、久野（1952）の天昭山玄武岩類と湯河原火山噴出物を合わせたものを城山溶岩類と定義し、石塚（2006）、石塚・及川（2008）で城山溶岩類について 40 万～ 30 万年前の年代値を得たことを報告した。このことから現在では、箱根火山の活動の始まりを約 40 万年前とする考えが主流となっている。

ただし先に紹介したテフラの研究から火山活動の始と古期外輪山の形成が 50 ～ 25 万年前（図 4A）、爆発的まりを考えると約 50 万年前となる。箱根火山の活動が成が 25 ～ 18 万年前（図 4B）、新期外輪山の形成が 13 ～2014b）。

な大噴火がくり返されることでできる古期カルデラの形

8 万年前（図 4C）、新期カルデラの形成が 6.6 ～ 4.5 万年前（図 4D）、中央火口丘の形成が 4 ～ 2 万年前（図 4E）、

神山の崩壊と芦ノ湖の形成が約 3000 年前（図 4F）となる。

いつ始まったかについては、定義により異なる（萬年 ,【4】カルデラはどのようにしてできたのか

高橋ほか（1999）は、テフラの研究の成果をもとに、カ米澤ほか（1980）及び箱根団体研究グループ（1992）等は、ルデラ形成に関連したと考えらえる大規模噴火は 25 万年に位置づける研究を行った。また平田（1999）は K-Ar 年

来古期カルデラとよばれていたものは 1 回の巨大噴火で生箱根火山の南東部において溶岩をテフラ層序の中に正確

代に基づいた箱根火山の発達史を示した。さらに町田・

前から 16 万年前までの間の 10 万年間に 5 回ほどあり、従じたものではなく、平均 2 万年に 1 回ほどの割合で生じた

新井（2003）、町田（2008）は、箱根火山起源のテフラとやや大規模な噴火の結果形成された、ダイアトリーム様式

係について触れた。これによると外輪山の形成期は、MIS

デラが連結した複合的なものであったと推定した。

酸素同位体ステージ（MIS：Marine Isotope Stage）との関13（Kb-Ks の上位 , 約 50 万年前）～ MIS 9、カルデラ形成の濁川タイプ（じょうご型カルデラ）のような小規模カル
萬年ほか（2006b）、萬年（2008）、萬年（2014a）は、カ

期が MIS 8 ～ MIS 6、前期中央火口丘が MIS 5 ～ MIS 4、ルデラ内において低重力異常域が少なくとも 4 つあるこ

高橋ほか（1999）は、テフラ層序をもとに溶岩の侵食から湖成層と下位の火山礫凝灰岩がセットになった堆積後期中央火口丘が MIS 3 ～ MIS 1 となる。

の程度や被覆関係等を考慮して形成史を推定し、その後、後述の日本地質学会国立公園地質リーフレット編集委員

会（2007）及び長井・高橋（2008）に新しい形成史としてまとめた。また、
小林（1999）及び、後述の小林（2008）は、
広域テフラ等を用いたテフラ層序と火砕流堆積物に含まれる炭化木片の 14C 年代から、爆発的噴火期～後期中央火口丘期にかけての噴火史と地形発達史を明らかにした。
【3】箱根火山の活動はいつ始まったのか（天昭山溶岩と湯河原火山）

久野（1952）は、箱根火山初期の噴出物である古期外輪山溶岩（OS1）の噴出は、前期から中期更新世に始まったと考えた。また、湯河原町付近で噴出した天昭山玄武岩類について、古期外輪山溶岩との間に著しい時間的間と、またそうした領域のうち 2 つで温泉ボーリングコア

物（濁川型カルデラと呼ばれる小型カルデラの一般的な堆積物）が特徴的に検出されることを指摘し、地形的なカルデラの中に最大で直径 3km ほどの陥没構造が複数あると考えた。そして、強羅付近を中心とする潜在的なカルデラ構造を「強羅潜在カルデラ」と名付けた。強羅潜在カルデラは 2 段階の陥没が認められ、それぞれの陥没

時期は、20 ～ 23 万年前（MIS 7）と 7 ～ 6 万年前（MIS 4）とされた（萬年 , 2014a）。これらはいずれも軽石流を頻繁に噴出した時期に当たり、強羅潜在カルデラが軽石流を噴出するような大規模噴火に伴って形成された構造であることを示唆した（萬年 , 2014a）。
【5】山体を再分類した

久野（1952）は、平坦な山頂部を有する浅間山・鷹巣

T. Yamaguchi et al.

山・屏風山等について、古期カルデラ内の凹地をみたした小規模な流紋岩溶岩と考え、新崎川流紋岩として報告

西側が陥没し新期カルデラができることで残された東部

はピジョン輝石について、石基鉱物としては極めて普通

た緩い傾斜をもつ楯状火山が、軽石流の流出によりそのにあたると考え、浅間山・鷹巣山・屏風山等を新期外輪山とした。そして新期外輪山の岩石について、
久野（1952）
は後述のピジョン輝石質岩系の分化が進んだ時期の安山岩及びデイサイトとし、紫蘇輝石質岩系の安山岩である

中央火口丘とは異なるとした。ところが、
高橋ほか（1999）
は、新期外輪山溶岩の全岩化学組成を詳細に調べ、新期し、角閃石斑晶が含まれることを示した。また久野（1952）
であるが、極めて稀に斑晶として、箱根峠北の箱根火山
古期外輪山溶岩の安山岩中に確認されることを示した。

高橋ほか（2006）、長井・高橋（2007）は、900 個余りの箱根の溶岩について全岩化学組成を詳細に検討し、カルクアルカリ系列は箱根火山の外輪山と中央火口丘の全てのステージで出現すること、箱根火山では全岩 K2O 量の時

外輪山の安山岩は中央火口丘の安山岩と化学組成が類似

間変化の方がより明瞭であることを明らかにした。

Hk-TP・TPfl に近い値を示すことから、新期カルデラ形成岩について、輝石温度計を用いてその晶出温度について出した可能性が高いと考えた。また新期外輪山溶岩には部や石基については約 950℃から 1050℃以上までというしていることを示し、新期外輪山溶岩の K2O 含有量が期末期の比較的短時間に、新期外輪山溶岩が相次いで噴複数の噴出中心が推定され、火砕流の流出をともなう小型の溶岩ドーム・厚い溶岩流の集合体である可能性が高
く、さらに新期外輪山のカルデラ壁がカルデラ壁であるかどうか疑わしいとした。その後、高橋ほか（2006）は新期外輪山はそれぞれ噴出中心を持つ小型の溶岩ドーム

や厚い溶岩流からなるとし、詳細な岩石記載と全岩化学組成を報告した。さらに高橋ほか（2006）は新期外輪山という名称は新期カルデラの形成が前提となっているが、石井（2011）は、中央火口丘の小塚山と下二子山の溶斑晶の中心部は約 970-980℃であるのに対し、斑晶の縁辺幅広い値をとること、石基ガラス中に晶出温度 1050℃以上のピジョン輝石結晶を確認したことを示した。さらに
マグマの定量的温度変化を見積もり、それをマグマの含水量の定性的変化で説明し、中央火口丘溶岩のマグマ成因モデルを提案した。また石井（2013）は、箱根峠産斑晶ピジョン輝石含有安山岩について、斑晶ピジョン輝石の晶出温度を 1070℃と見積もった。

箱根火山の場合、地形的な新期カルデラの存在は古期カ

5. 箱根火山の地質と形成史

山・新期外輪山・中央火口丘をそれぞれ、外輪山・前期

した修正点をふまえ、日本地質学会国立公園地質リーフを再分類した。なお、萬年（2008）では、新期外輪山の根火山の発達史を５つのステージに分類した。図 5 ～ 7 で、断層を反映しているとした。

に、主として長井・高橋（2008）、日本地質学会国立公園

ルデラに比べて必ずしも明瞭ではないとして、古期外輪
中央火口丘・後期中央火口丘に改めることを提案し山体
カルデラ壁とされてきた浅間山及び鷹巣山の西側斜面は【6】箱根火山の岩石にはどのような特徴があるのか

久野（1952）は詳細な岩石記載を行い、箱根の火山岩を大きく 2 種類に分類した。古期及び新期外輪山溶岩は、石基中の輝石にピジョン輝石か単斜輝石のみを含むピジョン輝石質岩系であり、中央火口丘の溶岩は、石基中の輝石に紫蘇輝石等の直方輝石を含む紫蘇輝石質岩系であるとした。さらに前者は玄武岩からの結晶分化作用で生じたのに対し、後者は玄武岩質マグマが混成作用を受けたことで生じると考えた。その後、ピジョン輝石質岩

久野（1952）の箱根火山の発達史に対して、先に紹介

レット編集委員会（2007）及び長井・高橋（2008）は箱

長井・高橋（2008）の形成史を紹介するとともに、以下
地質リーフレット編集委員会（2007）による形成史のス
テージ区分に準じて箱根火山を構成する噴出物を列挙する。なお、本文中に使われている「火山体」及び「溶岩グループ」の定義は、長井・高橋（2008）によって以下のように示されている。
「一定の岩相、岩質、層位、分布をする噴出物の集合を『溶岩グループ』とし、地形的に明瞭な山体をもち、地層の傾斜や火口付近の堆積物等から噴火中心が推定可能な成層火山体については『火山体』と呼称する」。

系は鉄が濃集する分化トレンドをもつソレアイト系列に、【ステージ 1】箱根火山外輪山形成期（～約 23 万年前：図 5A）

ルクアルカリ系列と対応づけた（Kuno, 1968）。すなわち、る活動である。ステージ 1 は岩石の SiO2 量比や活動様式

紫蘇輝石質岩系は鉄が濃集しない分化トレンドをもつカ

古期及び新期外輪山溶岩はピジョン輝石質岩系（ソレアイト系列）で、中央火口丘の溶岩は紫蘇輝石質岩系（カルクアルカリ系列）であるとした。また久野（1952）は、ステージ 1 は現在の箱根の外輪山の山体部分を形成すの違い等により、ステージ 1-1 からステージ 1-3 に細分できる。

火山岩が玄武岩から流紋岩にまでわたること、中でも輝【ステージ 1-1】初期の陸上火山活動（～ 約 35 万年前）

山岩と相違する点として、角閃石斑晶を有する岩石が稀

プ等からなる玄武岩質の比較的大規模な成層火山の形成

輝石を含む岩石に比べて多いこと等の特徴を挙げた。角

岩グループ・苅野溶岩グループ、南部では湯河原火山体

石安山岩が最も一般的な岩石であること、他の地域の火なこと、石基にピジョン輝石を有する岩石が石基に紫蘇閃石斑晶は稀であるが、天昭山玄武岩類に伴うデイサイト（B2d）（湯河原町北方）中に斑晶として産する（久野 ,1952）。なお及川・石塚（2011）は、久野の B2d のデイサ

イトの一部について、湯河原火山の活動終了後に流出し最も古い活動は、天昭山溶岩グループ・畑宿溶岩グルーである。その後、北部では狩川溶岩グループ・大唐沢溶等の成層火山を形成した。

日本地質学会国立公園地質リーフレット編集委員会（2007）及び長井・高橋（2008）に従って、同時期の各火山体及び溶岩グループについて、定義、分布、岩相、層143

Geology and Eruptive History of Hakone Volcano

144

序関係、テフラとの対比、年代、噴出中心（推定される
噴出中心）等の詳細を整理した。なお、テフラ名については、上杉（1976）、関東第四紀研究会（1987）、町田ほか（1974）及び町田・新井（1992）に従った。
てんしょうざん●天 昭 山溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［定義］天昭山玄武岩類 B2b、B2d（Kuno, 1938a; 1938b）の大部分と新崎川溶岩グループ（長井・高橋 , 2007; 久野 , 1938bの O9 にほぼ相当）からなる。城山溶岩類 Sy（及川・石塚 ,2011）の一部［分布］湯河原町広河原周辺［岩相］玄武岩質の薄い溶岩と凝灰角礫岩及び火山角礫岩の互はたじゅく● 畑 宿 溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［定義］南東部の OS1（Kuno, 1938a; 1938b）に相当［分布］須雲川右岸、聖岳の南東側（一部）、
塔之沢の早川左岸（少量）［岩相］玄武岩質の凝灰角礫岩及び火山角礫岩を主体とし、薄い溶岩を伴う。成層火山を構成（長井・高橋 , 2008）［年代］平田（1999）に従い約 0.65 Ma と考えられているが（長井・高橋 , 2008）、数値年代の測定報告はない

かりかわ●狩川溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）（図 8A）［定義］火打石岳火山体（長井・高橋 , 2007）を改称。北東部のOS1 (Kuno,1938a) の大部分に相当。OS2 (Kuno,1938a) の一部［分布］駿河小山から足柄峠にかけての稜線の東側、矢倉沢から層。安山岩～デイサイトも少量含まれる。成層火山を構成（長火打石岳にかけての狩川沿い、矢倉沢峠～碓氷峠及び宮城［年代］約 0.4 ～ 0.3 Ma（及川・石塚 , 2011）。平田（1999）は約 0.65

［岩相］玄武岩～玄武岩質安山岩の凝灰角礫岩及び火山角礫岩と井・高橋 , 2008）～ 0.50 Ma としたが、その後の年代測定で同様の年代は得られていない

野～塔ノ沢にかけてのカルデラ壁下部

薄い溶岩、降下スコリア層の互層。成層火山を構成（長井・高橋 , 2008）

図 6．箱根火山の地質図（日本地質学会国立公園地質リーフレット編集委員会 , 2007 を改変）．

T. Yamaguchi et al.
大磯丘陵・足柄平野
地域

（万年前）
12～13
世紀

神山－二子山火山列

SW

完新世
ローム層

0.5

Km3火砕流堆積物
Ko火砕流堆積物(群)台ヶ岳溶岩ドーム

ステージ4

早川泥流堆積物

東京降下軽石層（TP）・東京軽石流堆積物（TPﬂ）
安針降下軽石層（AP）

吉沢中部
ローム層

前期中央火口丘
爆発的噴火期噴出物

湖成堆積物

小原台降下軽石層（OP）
・火砕流

屏風山溶岩

吉沢下部
ローム層

前期中央火口丘期噴出物

降下軽石層

鷹巣山山頂溶岩・火砕流堆積物

弁天山溶岩
Klp1～3・5～15

碓氷峠上部溶岩

宮ノ下溶岩

鷹巣山溶岩

降下軽石層

碓氷峠下部溶岩湯本茶屋溶岩湯場溶岩
真鶴軽石層(MnP, SB-0, TAu-12)

下末吉
埋没土層

畑宿火砕流堆積物
畑宿溶岩

NW

SW

東山溶岩

土屋

火打石岳北西のスコリア層

本小松溶岩グループ(TAm-1)

白磯溶岩グループ

岩溶岩グループ

藤 沢 下庭大磯丘陵のテフラ層序

大猿山溶岩グループ
Ata-Th

明神ヶ岳
火山体

明神ヶ岳山頂溶岩グループ

明神ヶ岳南東溶岩グループ 明神ヶ岳

溶岩グループ

板屋窪
溶岩グループ

長尾峠溶岩グループ
海ノ平火山体
（上部）

雑色

苅野溶岩グ
ループ上部

苅野溶岩
グループ
下部

乙女峠
溶岩
金時溶岩 グループ
グループ

Tlu-25 (TCl-4)

根府川溶岩
グループ

米神溶岩
グループ

根府川石溶岩堀木沢溶岩グループ

山伏峠火山体大唐沢
Tll-9(TE-5) 溶岩グループ

鍛冶屋流紋岩白糸川溶岩グループ

湯河原火山体

柄沢

KR-28

先多摩

天昭山溶岩グループ

畑宿溶岩グループ

足柄層群／第四系基盤岩類
丹沢層群

第三系基盤岩類

稲村安山岩

成層火山
単性火山
及び単性
火山群

Tll-27(TDl-1)

Tm-17 主要な鍵
テフラ
（箱根火山起源）
大磯丘陵や三島周辺の山麓地域に堆積した火砕流堆積物を
伴うテフラ
主要な鍵
Tm-15 テフラ

（他火山起源）

溶岩グループ間の
挟在関係
挟む地質体

熱海火山

300

13万年以前の凡例

基盤岩類

深良火山体

金時山
火山体

狩川溶岩グループ

Tm-21 (TB-9)
Tm-17 (TB-6)
Tm-15 (TB-5)
Tm-8 (TB-1)

Tm-3 Tm-2 (TCu-1)

江之浦溶岩グループ
丸岳
火山体

Tm-45
Tm-44
(TAl-2)

本小松石溶岩1094m山ドーム

東山安山岩
質スコリア丘 丸岳西
Tm-21
スコリア丘
深沢溶岩 ・溶岩・
Tm-8
グループ 湖成堆積物

早田

35

1000

Tu-1

Mn-2(TAu-10)
Mn-1
Tu-23(TAu-6)

真鶴溶岩グループ
Tu-18(TAu-4)

仙石火山体

574m山
ドーム

明星ヶ岳
火山体

100

幕山溶岩ドーム

558m山
ドーム

SE

MnP(SB-0, TAu-12)

海ノ平火山体
（下部）

27

40

東山玄武岩
質スコリア丘Tu-32

寒沢溶岩グループ

七国峠
23

寒沢玄武岩
溶岩

神山溶岩

ステージ2

NE

ステージ1-3

（万年前）
13

18

河成礫層・土石流堆積物

ステージ1-１ ステージ1-２

13

対比可能な噴出物
及び同時異相の噴出物

二子山下部溶岩Kmp1～12

浅間山溶岩グループ

12

二次的な堆積物（湖成・河成堆積物を含む）

ステージ3

吉沢上部
ローム層

個々の噴出物（単性火山群も含む）

小塚山溶岩ドーム

中央火口丘テフラ群
CC1～7降下軽石・ラピリ層
三色旗降下軽石層（SP）
三浦降下軽石層（MP）
・火砕流

成層火山体

Km2火砕流堆積物
Km1火砕流堆積物

早雲山溶岩グループ

丸山溶岩ドーム新期
ローム層

13万年以降の凡例

芦之湯溶岩ドーム

Km2火砕流堆積物

大磯丘陵のテフラ層序

8

Km4火砕流堆積物

陣笠山溶岩・
湖尻溶岩など駒ケ岳溶岩グループ

As火砕流堆積物

310

後期中央火口丘期噴出物

ステージ5

神山山頂溶岩ドーム
神山溶岩グループ2

6

NE

二子山溶岩ドーム
Km5火砕流堆積物

15

台ヶ岳－鷹巣山火山列

Ow3～5降下火砕物
大涌谷テフラ群
Ow2降下火砕物・泥流堆積物
Ow1降下火砕物・火砕サージ堆積物
Kn火砕流堆積物
冠ヶ岳溶岩ドーム神山岩屑なだれ堆積物

0.2
0.3

145

挟まれる
地質体

須雲川安山岩類

早川凝灰角礫岩

図 7． 箱根火山のブロック図．長井・高橋（2008）を基に，長井・高橋（2012）の修正点，及川・石塚（2011）の年代値を考慮して改編した．

Geology and Eruptive History of Hakone Volcano

146［層序関係］畑宿溶岩グループを覆う（長井・高橋 , 2008）［テフラとの対比］Tll-9（TE-5）を挟在（長井・高橋 , 2012）。
Tll-9（TE-5）を覆う（狩野ほか , 1988）。柄沢ローム層のKR-28 を狭在する（上杉ほか , 1985）［年代］テフラの対比から約 0.5 ～ 0.35 Ma（長井・高橋 , 2008）［噴出中心］火打石岳の南～南西方の碓氷峠付近（長井・高橋 ,2008）
おおからさわ●大唐沢溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［定義］OS1（Kuno, 1938a）の一部［分布］外輪山北西側のカルデラ壁下部［岩相］玄武岩質の薄い溶岩とスコリア質の火山弾を含む凝灰角礫岩、火山角礫岩の互層。成層火山を構成（長井・高橋 ,2008）［年代］岩石の類似から狩川溶岩グループと同時期（約 0.5 ～ 0.35
Ma）（長井・高橋 , 2008）

かりの●苅野溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）（図 8B）［定義］OS（
2 Kuno, 1938a）の一部。狩川溶岩グループ（長井・高橋 ,2007）の一部を改称［分布］足柄峠～狩川周辺、早川沿い［岩相］無斑晶質安山岩の溶岩、アグルチネートが点在。複数のスコリア丘や溶岩流からなる単成火山群を形成（長井・高橋 ,2008）［層序関係］狩川溶岩グループの比較的上部の層準（長井・高橋 ,2008）［年代］0.26 ± 0.01 Ma（袴田ほか , 2005）。約 0.27 Ma 以前（長井・高橋 , 2008）

ゆ が わ ら●湯河原火山体（長井・高橋 , 2008）［定義］湯河原火山 YV1、YV2（Kuno,1938a; 1938b）に相当。久野は湯河原火山と呼称し、箱根火山より前に形成された別個の成層火山と考えたが、最近の年代測定により箱根外輪

山形成期の噴出物であることが判明した。なお、及川・石塚（2011）は箱根火山群のひとつである湯河原火山噴出物とし、不動滝溶岩類と城山溶岩類に区分している。不動滝溶

岩類は久野により湯河原地域で湯ヶ島層群とされてきた部
分に、城山溶岩類は久野の湯河原火山に相当する。

［分布］湯河原付近［岩相］玄武岩～安山岩質の溶岩と凝灰角礫岩、火山角礫岩の互流紋岩等である。
きんとき●金時山火山体（長井・高橋 , 2008）［定義］OS4 (Kuno,1938a) に相当、OS2(Kuno,1938a) の一部。金
時山溶岩グループと乙女峠溶岩グループからなる［分布］（金時山溶岩グループ）金時山を中心として、乙女峠～

火打石岳のカルデラ縁とその北～西側の斜面。（乙女峠溶岩グループ）金時山西山腹の金時山溶岩グループの上部層準［岩相］（金時山溶岩グループ）玄武岩質の溶岩と凝灰角礫岩・
火山角礫岩の互層。（乙女峠溶岩グループ）無斑晶質安山岩の溶岩、スコリア質火山角礫岩、粗粒降下スコリア層、凝灰角礫岩、同質の岩脈（ともに長井・高橋 , 2008）［噴出中心］金時山南方の貫入岩体付近（Kuno, 1938a）［年代］0.20 ± 0.02 Ma（袴田ほか , 2005: 山頂付近の岩脈）。約 0.35
～ 0.3 Ma（長井・高橋 , 2008）

みょうじょう● 明 星 ヶ岳火山体（長井・高橋 , 2008）（図 8C）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部［分布］明星ヶ岳から塔ノ峰にかけてのカルデラ縁の稜線と東側
の山腹

［岩相］
（下部）厚い安山岩質溶岩主体（中部）安山岩～玄武岩

質の溶岩と凝灰角礫岩・火山角礫岩の互層（上部）薄い玄武岩～安山岩質溶岩と凝灰角礫岩・火山角礫岩の互層。侵食の進んだ成層火山を構成（長井・高橋 , 2008）［層序関係］狩川溶岩グループ、金時山溶岩グループ、苅野溶岩
グループの一部を覆う（長井・高橋 , 2008）［年代］下部が白糸川溶岩グループと対比可能な安山岩で構成されていることから約 0.3Ma（長井・高橋 , 2008）［噴出中心］カルデラ内、上部の噴出中心の一部は明星ヶ岳西方の宮城野付近の可能性あり（長井・高橋 , 2008）

しらいとがわ●白糸川溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部、O12（Kuno, 1938b）にほぼ相当、O14（Kuno, 1938b）の一部、城山溶岩類 Sy（及川・石塚 , 2011）の一部［分布］根府川西方の白糸川周辺、新崎川から大観山にかけての中腹の斜面、孫助山や岩戸山の山頂部、芦ノ湖西岸のカルデラ壁の下部［岩相］苦鉄質斑晶に富む厚い安山岩質の溶岩を主体（長井・高橋 , 2008）

層。成層火山を構成（長井・高橋 , 2008）［層序関係］天昭山溶岩グループ、湯河原火山体を覆う（長井・一部は鍛冶屋流紋岩に覆われる（長井・高橋 , 2008）［年代］0.34±0.01 Ma（袴田ほか, 2005: 孫助山の山頂部）、
0.32±0.02［層序関係］天昭山溶岩グループを覆う。白糸川溶岩グループ、［年代］0.38 ± 0.02 Ma, 0.26 ± 0.03 Ma, 0.23 ± 0.04 Ma（ともに袴田ほか , 2005）。約 0.4 ～ 0.3 Ma（及川・石塚 , 2011）。約 0.4～ 0.35 Ma（長井・高橋 , 2008）［噴出中心］広河原付近（久野 , 1952）、鞍掛山周辺（長井・高橋 ,2008）、湯河原町温泉場付近、同時に外輪山の鞍掛山付近や藤木川上流などにも存在した可能性もあり（及川・石塚 , 2011）

高橋 , 2008）

Ma（袴田ほか , 2005）。約 0.33 ～ 0.3 Ma（長井・高橋 , 2008）

やまぶしとうげ●山 伏 峠火山体（長井・高橋 , 2008）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部［分布］湖尻から海ノ平にかけてのカルデラ縁とその西側斜面［岩相］玄武岩質の溶岩と凝灰角礫岩の互層。成層火山を構成（長井・高橋 , 2008）【ステージ 1-2】玄武岩～安山岩質成層火山群の形成（約 35 万～約 27 万年前）
玄武岩質の成層火山に加えて安山岩質の中規模な成層火山が形成されるようになった。この時期に活動した火山体

は、金時山火山体・明星ヶ岳火山体・白糸川溶岩グループ・
山伏峠火山体・深良火山体・堀木沢溶岩グループ・鍛冶屋［層序関係］白糸川溶岩グループを覆う（長井・高橋 , 2008）［年代］約 0.3 ～ 0.27 Ma（長井・高橋 , 2008）［噴出中心］芦ノ湖付近（長井・高橋 , 2008）
ふから●深良火山体（長井・高橋 , 2008）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部

T. Yamaguchi et al.
［分布］湖尻峠と長尾峠の間のカルデラ縁及びその西方斜面と三国山の山頂部［岩相］玄武岩質安山岩～安山岩質の溶岩と凝灰角礫岩・火山角礫岩の互層（長井・高橋 , 2008）［年代］約 0.3 ～ 0.27 Ma（長井・高橋 , 2008）［噴出中心］山伏峠火山体よりも北寄りの湖尻東方付近（長井・高橋 , 2008）

ほりきさわ●堀木沢溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部、O1（Kuno, 1938b）の一部［分布］二ノ戸沢～猿沢間［岩相］安山岩～デイサイト質の厚い溶岩と凝灰角礫岩・火山角礫岩の互層（長井・高橋 , 2008）［層序関係］須雲川安山岩類、狩川グループの溶岩や凝灰角礫岩を覆う（長井・高橋 , 2008）［年代］層序関係より約 0.3 Ma（長井・高橋 , 2008）
か じ や●鍛冶屋流紋岩溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］D5（Kuno,1938a; 1938b）に相当。鍛冶屋流紋岩 Ka（及川・石塚 , 2011）に相当［分布］湯河原駅北西の鍛冶屋と城堀の間［岩相］黒曜岩を含む流紋岩質の溶岩ドームを形成（日本地質学会国立公園地質リーフレット編集委員会 , 2007）［層序関係］湯河原火山噴出物を覆う（及川・石塚 , 2011）［年代］約 0.3 Ma（及川・石塚 , 2011）。0.39 Ma（鈴木 , 1970：※ζ較正 FT 年代は得られていない）

みょうじん● 明 神 ヶ岳火山体（長井・高橋 , 2008）（図 8D）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部［分布］金時山火山体と明星ヶ岳火山体に刻まれた谷［岩相］玄武岩～安山岩質の薄い溶岩と凝灰角礫岩・火山角礫岩・降下スコリア層の互層を主体。（下部）安山岩（中部）玄武岩や苦鉄質鉱物斑晶に富む安山岩（上部）玄武岩。成層火山を構成（長井・高橋 , 2008）［層序関係］下部～中部に、板屋窪溶岩グループ（斑晶の乏しい

安山岩～デイサイト質溶岩や粗粒降下スコリア層）を挟在。
金時山火山体、明星ヶ岳火山体を侵食間隙をはさんで覆う（長井・高橋 , 2008）［年代］層序関係より約 0.27 ～ 0.23 Ma（長井・高橋 , 2008）［噴出中心］明神ヶ岳山頂付近（長井・高橋 , 2008）
こめかみ●米神溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部、O1（Kuno, 1938b）の一部、
O10（Kuno, 1938b）の一部［分布］白銀山周辺［岩相］玄武岩質安山岩質の溶岩と凝灰角礫岩・火山角礫岩（長井・高橋 , 2008）。

［層序関係］白糸川溶岩グループ、堀木沢溶岩グループを覆う。
根府川溶岩グループを狭在する（長井・高橋 , 2008）［年代］層序関係より約 0.3 ～ 0.25 Ma（長井・高橋 , 2008）［噴出中心］（下部）須雲川の北側（上部）聖岳付近から白銀山にかけて。複数の噴出中心が分布している（長井・高橋 ,2008）
ね ぶ か わ【ステージ 1-3】安山岩質成層火山群・独立単成火山群の形成（約27 万～約 23 万年前）
安山岩質の成層火山が主体となり、単成火山の活動も見られるようになる。この時期に活動した火山は、丸岳火山体・長尾
峠溶岩グループ・明神ヶ岳火山体・米神溶岩グループ・根府川
溶岩グループ・江之浦溶岩グループ・海ノ平火山体等である。
まるたけ●丸岳火山体（長井・高橋 , 2008）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部［分布］丸岳と長尾峠の間の山頂部と西方斜面［岩相］安山岩～玄武岩質の薄い溶岩と凝灰角礫岩・火山角礫岩の互層。下部は安山岩、上部は玄武岩が卓越。成層火山を構成（長井・高橋 , 2008）［層序関係］金時山火山体を覆う、深沢及び寒沢溶岩グループに覆われる（長井・高橋 , 2008）［年代］層序関係より約 0.27 ～ 0.23 Ma（長井・高橋 , 2008）［噴出中心］丸岳の南東（長井・高橋 , 2008）
ながおとうげ●長尾峠溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部［分布］湖尻峠と長尾峠の間の西方中腹斜面、三国山の西方中腹●根府川溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）（図 8E）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部、O11（Kuno, 1938b）に相当、
O18（Kuno, 1938b）の一部［分布］白銀山周辺［岩相］無斑晶質安山岩～デイサイト質の溶岩や火山弾を含む火山角礫岩層、アグルチネート、降下スコリア層、同質の岩脈。
複数のスコリア丘や溶岩流からなる単成火山群を形成（長井・高橋 , 2008）［層序関係］米神溶岩グループに挟在する（長井・高橋 , 2008）。
［テフラとの対比］根府川石溶岩は、雑色ローム層上部（Tll-41,
Tll-42 等）に挟まれる（安野ほか , 1998; 長井ほか , 2006）［年代］テフラの対比から約 0.3 ～ 0.25 Ma（長井・高橋 , 2008）
え の う ら

●江之浦溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部 、O14 及び O18（Kuno, 1938b）の一部［分布］江之浦から新島にかけての海岸、長坂山から星ヶ山にかけての尾根の中下部、白糸川上流部、ホオズキ沢周辺上部［岩相］厚い安山岩～デイサイト質の溶岩、カリフラワー状の火山弾を含むスコリア質凝灰角礫岩・火山角礫岩。上部の方が珪長質な傾向がある（長井ほか , 2006）

斜面［層序関係］米神溶岩グループ、根府川溶岩グループを覆う（長礫岩、アグルチネート。複数のスコリア丘や溶岩流からな［テフラとの対比］下部の溶岩が藤沢ローム層期の Tlu-25（TCl-［層序関係］丸岳火山体に狭在し、深良火山体を覆う。深沢及び層期の Tm-3（TCu-2）、ベージュタフ I（Ata-Th；町田・新井 ,［岩相］無斑晶質安山岩～デイサイトの溶岩やスコリア質火山角る単成火山群を形成（長井・高橋 , 2008）

寒沢溶岩グループに覆われる（長井・高橋 , 2008）［年代］層序関係より約 0.27 ～ 0.23 Ma（長井・高橋 , 2008）

井・高橋 , 2008）。

4）に覆われる（長井ほか , 2006）。上部の溶岩が早田ローム
1992）等に覆われる（米澤ほか , 1996）［年代］0.21 ± 0.02 Ma（伊藤 , 2000: 上部の溶岩）。テフラの対比、
K-Ar 年代から約 0.25 ～ 0.23 Ma（長井・高橋 , 2008）147

Geology and Eruptive History of Hakone Volcano

148

A

B

C

D

E

F

G

H

図 8. 外輪山地域の露頭 . A: 内川の上流の狩川溶岩グループの露頭（南足柄市矢倉沢）. B: 板状節理が発達した苅野溶岩グループの露頭（南足柄市苅野）. C: 明星ヶ岳火山体の露頭（箱根町塔ノ沢）. D: 成層構造が発達する明神ヶ岳山頂付近（箱根町宮城野）. E:
板状節理が発達した根府川溶岩グループの露頭（小田原市米神）. F: 岩溶岩グループの露頭（真鶴町岩）. G: 板状節理が発達した
白磯溶岩グループの露頭（真鶴町真鶴）. H: 真鶴溶岩グループの露頭（新小松石採石場跡 ; 真鶴町真鶴）.

T. Yamaguchi et al.
うみのたいら●海ノ平火山体（長井・高橋 , 2008）［定義］海ノ平溶岩グループと箱根峠溶岩グループからなる。
OS（
2 Kuno, 1938a）の一部。O1 及び O14 の一部、O13 に相当（ともに Kuno, 1938b）。箱根峠溶岩グループは海ノ平溶岩類 Ud（及川・石塚 , 2011）に相当［分布］海ノ平や大観山の斜面、白銀山地域（一部）［岩相］（下部）苦鉄質鉱物斑晶に富む安山岩（上部）玄武岩質のやや厚い溶岩と凝灰角礫岩・火山角礫岩。成層火山を構成（長井・高橋 , 2008）。ピジョン輝石斑晶が認められる（久野 , 1952）。

［層序関係］苦鉄質鉱物斑晶に富む安山岩質溶岩は、南東側の白銀山地域に流下し、米神溶岩グループに挟在する（長井・高橋 , 2008）

しらいそ●白磯溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）（図 8G）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部、O17 及び O18（Kuno, 1938b）の一部。白磯溶岩類 Sr（及川・石塚 , 2011）に相当［分布］真鶴町の白磯海岸から星ヶ山にかけて［岩相］数枚の安山岩質溶岩やスコリア質火山角礫岩、アグルチ
ネート、降下スコリア、凝灰角礫岩（長井・高橋 , 2008）［層序関係］岩溶岩グループを覆う（長井・高橋 , 2008）真鶴岬
溶岩に覆われる（及川・石塚 , 2011）［年代］層序関係より約 0.18 ～ 0.15 Ma（長井・高橋 , 2008）
ほんこまつ●本小松溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［定義］OS2（Kuno,1938a）の一部、O18 及び O20（Kuno,1938b）の一部。本小松溶岩類 Hk（及川・石塚 , 2011）に相当［年代］層序関係より約 0.27 Ma（長井・高橋 , 2008）［分布］真鶴駅から星ヶ山にかけての尾根部【ステージ 2】カルデラおよび独立単成火山群形成期［層序関係］白磯溶岩グループを覆う（長井・高橋 , 2008）。岩

［噴出中心］芦ノ湖南部付近（長井・高橋 , 2008）（約 23 万～約 13 万年前：図 5B）
箱根火山群の中央部で、大規模な火砕流や降下軽石の噴出が繰り返されることで複数の小型のカルデラが形成され、古期カルデラと言われる現在の箱根カルデラの原型をかたち作った可能性がある。箱根火山から北東へ約20km 離れた大磯丘陵ではこの時期の大規模な降下テフラや軽石質火砕流堆積物が認められる（町田 , 1971; 町田ほ
か , 1974; 上杉 , 1976）。

外輪山の北西および南東麓では、玄武岩質からデイ

サイト質の比較的小規模な単成火山群を形成した。この時期に活動した単成火山には、大猿山溶岩グループ・
岩溶岩グループ・白磯溶岩グループ・本小松溶岩グルー

プ・真鶴溶岩グループ・幕山溶岩・深沢溶岩グループ・

寒沢溶岩グループ・東山溶岩・神山溶岩等がある。また、カルデラ内には玄武岩質成層火山の仙石火山体を形成した。

おおさるやま●大猿山溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［岩相］デイサイト～流紋岩質の厚い溶岩、アグルチネート、同質の岩脈（長井・高橋 , 2008）

溶岩類を覆う（及川・石塚 , 2011）［ テ フ ラ と の 対 比 ］七 国 峠 ロ ー ム 層（Tm-41、Tm-44(TAl-2)、
Tm-45 火砕流等）（箱根団体研究グループ , 1992）に覆われる（長井・高橋 , 2008）［年代］0.20 ± 0.01 Ma（袴田ほか , 2005）。テフラの対比より約
0.18 ～ 0.15 Ma（長井・高橋 , 2008）

まなづる●真鶴溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）（図 8H）［定義］OS2（Kuno,1938a）の一部、O17（Kuno,1938b）の一部。
真鶴岬溶岩 Mm（及川・石塚 , 2011）に相当［分布］真鶴半島［岩相］安山岩質溶岩ドーム、火砕丘堆積物（日本地質学会国立公園地質リーフレット編集委員会 , 2007）。単成火山群を形成（長井・高橋 , 2008）。真鶴岬溶岩は厚い一枚の安山岩質溶岩からなるが、北西 - 南東方向に配列した火口から同時に流出した溶岩ドーム群の形態をしている（箱根団体研究グ

ループ , 1992）。しかし及川・石塚（2011）は真鶴岬溶岩について複数の流動単位に区分できる証拠は見つかっていな
いとしている［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部［層序関係］本小松溶岩グループを覆う（長井・高橋 , 2008）。

［岩相］薄い玄武岩～安山岩質の溶岩と凝灰角礫岩・火山角礫岩［テフラとの対比］土屋ローム層の Tu-18(TAu-4) 等を覆い、Tu-［分布］聖岳付近、真鶴町の大猿山や新島海岸等に点在の互層、玄武岩質～安山岩質溶岩、小型の成層火山や単成火山からなる火山群を形成（長井・高橋 , 2008）［層序関係］江之浦溶岩グループを覆う（長井・高橋 , 2008）［年代］層序関係より約 0.23 Ma（長井・高橋 , 2008）
いわ●岩溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）（図 8F）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部、O18（Kuno, 1938b）無斑晶
質安山岩の大部分、岩溶岩類 Iw（及川・石塚 , 2011）に相当［分布］岩海岸、吉浜海岸から白銀山にかけて［岩相］無斑晶質安山岩～デイサイト質のアグルチネート、スコ
リア質火山角礫岩、降下スコリア層。スコリア丘からなる

岩溶岩類、白磯溶岩類を覆う（及川・石塚 , 2011）

29、SB-O(TAu-12) 等に覆われる（町田ほか , 1974; 米澤ほか ,1980; 箱根団体研究グループ , 1992; 長井・高橋 , 2008）［年代］0.15 ± 0.01 Ma（袴田ほか , 2005）。テフラの対比、K-Ar
年代より約 0.15 ～ 0.14 Ma（長井・高橋 , 2008）

まくやま●幕山溶岩（長井・高橋 , 2008）（図 9A）［定義］OS3（Kuno,1938a; 1938b）に相当［分布］幕山［岩相］デイサイト質部分と流紋岩質部分が縞模様を作る溶岩ドーム。流紋岩質部分は石英斑晶に富む（長井・高橋 ,2008）

単成火山群を形成（長井・高橋 , 2008）［テフラとの対比］流紋岩質部分が、土屋ローム期上部の降下テ

本小松溶岩及び真鶴岬溶岩に覆われる（及川・石塚 , 2011）［年代］0.14 ± 0.01 Ma（袴田ほか , 2005）。テフラの対比、K-Ar［層序関係］大猿山溶岩グループを覆う（長井・高橋 , 2008）。
［テフラとの対比］早田ローム層（Tm-15（TB-5）、Tm-17（TB-6）
等）を挟在（米澤ほか , 1980; 長井ほか , 2006）［年代］テフラの対比より約 0.22 ～ 0.18 Ma（長井・高橋 , 2008）

フラの一部と類似する（長井・高橋 , 2008）

年代より約 0.15 ～ 0.14 Ma（長井・高橋 , 2008）149

Geology and Eruptive History of Hakone Volcano

150にいざきがわ●新崎川流紋岩（及川・石塚 , 2011）［定義］天昭山玄武岩類のデイサイト B2d（Kuno, 1938a; 1938b）の一部に相当。天昭山溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）の一部に相当［分布］湯河原町鍛冶屋北西、幕山対岸の新崎川沿い 240 m 付近

［層序関係］一部、深沢溶岩グループを覆う（長井・高橋 , 2008）［年代］層序関係より約 0.18 ～ 0.13 Ma（長井・高橋 , 2008）
ひがしやま● 東 山 溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部

から 280 m にかけて

［分布］東山採石場

れる（及川・石塚 , 2011）。

［層序関係］深沢及び寒沢溶岩グループを覆う（長井・高橋 ,［岩相］小規模な流紋岩溶岩、2 mm 以下の角閃石斑晶が認めら［層序関係］湯河原火山噴出物の凝灰角礫岩に貫入する（石塚・［岩相］厚い安山岩質溶岩
2008）

及川 , 2011）［噴出中心］中腹の 800m 付近（長井・高橋 , 2008）

石塚 , 2011）。放射年代値より 0.15 ～ 0.05 Ma。新崎川対岸●神山溶岩（長井・高橋 , 2008）［年代］0.2 ± 0.1 Ma（及川ほか , 2010）、0.15 ± 0.05 Ma（及川・の幕山溶岩と同時期（ともに及川・石塚 , 2011）

しろちょうば●白丁場溶岩（新称）（図 9B, 9C, 9D, 9E）［定義］Kuno（1938b）の O12 の一部、白糸川溶岩グループの一

こうやま［定義］OS5（Kuno, 1938a）の一部、OS2（Kuno, 1938a）の一部［分布］長尾峠西方の海抜 960 m の山体から西麓の神山にかけて［岩相］MgO に富む無斑晶質安山岩の溶岩ドーム、比較的明瞭な溶岩地形をもつ厚い溶岩流（長井・高橋 , 2008）

部で、後述の城山の東麓付近にのみ分布。白糸川溶岩グルー［層序関係］深沢溶岩グループの一部を覆う（長井・高橋 , 2008）に属するが、SiO2 含有量が高い（山下・笠間 , 2015）。白色●仙石火山体（長井・高橋 , 2008）

プと同じく、外輪山形成期では少ないカルクアルカリ岩系

せんごくの基質に黒色輝石の輝石が特徴的で一見花崗岩のように見［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部呼ばれる石材として採掘された（大蔵省臨時議院建築局 ,［岩相］カルデラ内へ傾斜する薄い玄武岩溶岩と凝灰角礫岩・火える。そのため、白丁場石、または白石、相州みかげ石と［分布］丸岳東方のカルデラ壁

1921）。岩相や地球化学的特徴が白糸川溶岩グループと異な

山角礫岩の互層。小規模な成層火山を構成（長井・高橋 ,［分布］湯河原町鍛冶屋北西、城山の東麓付近の標高 150 m から

［層序関係］大唐沢溶岩グループをアバットする（長井・高橋 ,［岩相］直方輝石・単斜輝石デイサイトで、新鮮な状態では灰［年代］層序関係より約 0.18 ～ 0.13 Ma（長井・高橋 , 2008）［層序関係］湯河原火山噴出物を覆う（日本地質学会国立公園【ステージ 3】前期中央火口丘形成期

るため、今回別区分とした
240 m 付近にかけて

2008）
2008）

色であるが、風化すると白色になる（山下・笠間 , 2015）
地質リーフレット編集委員会 , 2007）［年代］溶岩の地球化学的特徴が、幕山溶岩のデイサイト部分

や本小松溶岩と類似すること、また分布も極めて近いことから、白糸川溶岩グループの一部ではなく、カルデラ形成期の噴出物であると推定されている（山下・笠間 , 2015）
ふかさわ●深沢溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部、OS5（Kuno, 1938a）の一部［分布］三国山東方や丸岳東方のカルデラ壁。丸岳西方のスコリ
ア丘火山（袴田 , 1991）、御殿場市 東山採石場の安山岩質ア
グルチネート（袴田 , 1990）、574m 標高点や 1094m 三角点の溶岩ドーム（Kuno, 1938a: OS5 の一部）

［岩相］無斑晶質安山岩～流紋岩質のアグルチネート、スコリア
質火山角礫岩、降下スコリア層、溶岩、凝灰角礫岩、同質の岩脈（約 13 万～約 8 万年前：図 5C）
これまで火山活動の大部分は外輪山の山腹でおきていたが、13 万年前以降、火山活動はカルデラの内部に限られるようになり、前期中央火口丘を形成した。

前期中央火口丘の活動は、流紋岩質の真鶴降下軽石と畑宿溶岩の噴出に始まる。この時期のマグマの性質は箱根火山の形成史の中でも特徴的で、安山岩質のほかに、デイサ
イト質もしくは流紋岩質の溶岩が大量に見られる。デイサ

イト質もしくは流紋岩質の溶岩には、畑宿溶岩・畑宿火砕流堆積物・鷹巣山溶岩・碓氷峠下部溶岩・宮ノ下溶岩・碓

氷峠上部溶岩・鷹巣山山頂溶岩ドーム・弁天山溶岩・二子

山下部溶岩・屏風山溶岩等がある。安山岩質の溶岩には、
湯場溶岩・湯本茶屋溶岩・浅間山溶岩グループがある。

この時期には、溶岩の流出とともに爆発的なプリニー［層序関係］丸岳火山体を覆う（長井・高橋 , 2008）

式噴火も比較的頻繁に起こり、吉沢ローム層等の大量の［年代］0.26 ± 0.01 Ma（袴田ほか , 2005: 丸岳西スコリア丘）。

たらした（町田 , 1971; 小山ほか , 1995 等）。

［テフラとの対比］TB-9（Tm-21）を挟む（袴田 , 1991）

層相、岩質、テフラの対比より約 0.22 ～ 0.18 Ma（長井・高橋 , 2008）

かんざわ●寒沢溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［定義］OS2（Kuno, 1938a）の一部、OS5（Kuno, 1938a）の一部［分布］東山の採石場の玄武岩質火砕丘、558m 山の溶岩ドーム（Kuno, 1938a: OS5 の一部）

［岩相］玄武岩や MgO に富む安山岩質の溶岩や火山弾を含む
スコリア質火山角礫岩。単成火山群を形成（長井・高橋 ,2008）

デイサイト質降下テフラを大磯丘陵や伊豆半島北部にもはたじゅく● 畑 宿 溶岩・畑宿火砕流堆積物（長井・高橋 , 2008）［定義］YS（Kuno, 1938a）の一部、YS2（Kuno, 1938b）の一部［分布］畑宿付近［岩相］無斑晶質直方輝石単斜輝石含有デイサイトの溶岩（層厚100m）・無斑晶質流紋岩の火砕流堆積物（高橋ほか , 2006）［テフラとの対比］真鶴軽石層（MnP）に覆われる（長井・高橋 ,2008）。MnP は下末吉埋没土壌期の TAu-12(SB-0) に対比される（町田ほか , 1974）［年代］約 0.13 Ma（長井・高橋 , 2008）

T. Yamaguchi et al.
たかのすやま●鷹巣山溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］YS（Kuno, 1938a）の一部、YS1（Kuno, 1938b）の一部［分布］畑宿から鷹巣山付近［岩相］数枚以上の斑状直方輝石含有単斜輝石デイサイトの溶岩、層厚 100 ～ 120 m、凝灰角礫岩（高橋ほか , 2006 ; 長井・
高橋 , 2008）［層序関係］真鶴軽石層（MnP）、TAu-12（SB-0) を覆う（長井・高橋 , 2008）

うすいとうげ●碓氷峠下部溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］YS（Kuno, 1938a）の一部。碓氷峠溶岩 1（高橋ほか ,2006）に相当［分布］碓氷峠付近［岩相］斑状直方輝石単斜輝石デイサイトの溶岩流、層厚 20 m
（高橋ほか , 2006）［年代］鷹巣山溶岩と組成的に類似することから同時期とする（長井・高橋 , 2008）
みやのしたびょうぶやま●屏風山溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］YS（Kuno, 1938a）の一部。YS5（Kuno, 1938b）に相当［分布］屏風山から甘酒茶屋付近にかけて［岩相］無斑晶質直方輝石単斜輝石含有デイサイトの厚い一枚の溶岩からなる台地状の山体（図 2E）、層厚 150 m（高橋ほか ,2006；長井・高橋 , 2008）［層序関係］浅間山溶岩を覆う（長井・高橋 , 2008）［年代］0.08 ± 0.01 Ma（袴田ほか , 2005）［噴出中心］屏風山山頂付近
ゆもとちゃや●湯本茶屋溶岩（長井・高橋 , 2008）（図 9F）［定義］YS（Kuno, 1938a）の一部、YS3（Kuno, 1938b）の一部［分布］箱根湯本周辺から早川に沿って入生田付近まで［岩相］斑晶に乏しい直方輝石単斜輝石含有安山岩の溶岩、層厚70 m（高橋ほか , 2006）［層序関係］湯場溶岩を覆う（長井・高橋 , 2008）
ゆ ば●湯場溶岩（長井・高橋 , 2008）●宮ノ下溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］YS（Kuno, 1938a）の一部、YS3（Kuno, 1938b）の一部。

［分布］浅間山周辺、箱根湯本から入生田付近にかけての段丘状［岩相］厚い斑状かんらん石含有直方輝石単斜輝石安山岩の溶［定義］YS（Kuno, 1938a）の一部、YS5（Kuno, 1938b）の一部
地形の最上部［分布］箱根湯本周辺から早川に沿って入生田付近まで岩、層厚 150 m（高橋ほか , 2006）［岩相］厚い無斑晶質直方輝石単斜輝石含有デイサイトの溶岩［層序関係］湯本茶屋溶岩に覆われる（長井・高橋 , 2008）［層序関係］鷹巣山溶岩を覆う（長井・高橋 , 2008）●浅間山溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）（図 9G）

流、層厚 100 ～ 200 m（高橋ほか , 2006）

うすいとうげ●碓氷峠上部溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］YS（Kuno, 1938a）の一部。碓氷峠溶岩 2（高橋ほか ,2006）に相当［分布］碓氷峠付近［岩相］厚い無斑晶質直方輝石単斜輝石含有デイサイトの溶岩流、層厚 170m（高橋ほか , 2006）［年代］0.12 ± 0.01 Ma（袴田ほか , 2005）。宮ノ下溶岩と化学組成的に類似することから同時期とする（長井・高橋 ,2008）

たかのすやま●鷹巣山山頂溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］YS（Kuno, 1938a）の一部、YS1（Kuno, 1938b）の一部［分布］鷹巣山山頂部［岩相］斑状かんらん石直方輝石含有単斜輝石流紋岩の溶岩ドー
ム・火砕流堆積物（高橋ほか , 2006）

べんてんやま●弁天山溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］CC（
7 Kuno, 1938a; 1938b）の一部。芦之湯 880m 山溶岩（高橋ほか , 2006）に相当［分布］芦之湯東方［岩相］黒曜石を伴う厚いデイサイトの溶岩流（長井・高橋 ,
2008）
ふたごやま

せんげんやま［定義］YS（Kuno, 1938a）の一部、YS5（Kuno, 1938b）の一部、
YS4（Kuno, 1938b）に相当［分布］浅間山付近［岩相］斑状かんらん石含有直方輝石単斜輝石安山岩の溶岩流、層厚 200 ～ 300 m（高橋ほか , 2006）［層序関係］弁天山溶岩を覆う［噴出中心］地形から鷹巣山西方と浅間山周辺の２つ以上の噴出中心がある（長井・高橋 , 2008）【ステージ 4】爆発的噴火期（約 8 万～約 5 万年前：図 5D）
この時期の噴出物は爆発的な噴火による降下軽石およ

び軽石流の堆積物がほとんどである。組成は流紋岩質か
ら安山岩質で、小原台テフラ（Hk-OP）、安針テフラ（Hk-AP）
、三浦テフラ（Hk-MP）、東京テフラ（Hk-TP）、三色旗

テフラ（Hk-SP）、中央火口丘テフラ群（Hk-CC1 ～ CC7）等が認識されており、多くは、箱根火山の東方（大磯丘
陵から三浦半島にかけての南関東地域）に広く分布する（町田 , 1971; 町田ほか , 1974 等）。しかし、箱根火山の南方から南西方に分布する降下テフラもあり、箱根 Da-5 テ

フラ、Hk-CC4 等は同地域における指標テフラである（小林・小山 , 1996）。また、同時期の噴出物のうち、Hk-OP、

Hk-MP 及び Hk-TP 噴火は火砕流を伴っており、中でも、Hk-TP に伴う火砕流（Hk-TPfl）は、神奈川県のほぼ全域●二子山下部溶岩（長井・高橋 , 2008）を覆うほか、伊豆半島北部や愛鷹山の南麓をとおり富士［分布］二子山の北東下部付近

ほか , 1992）、萬年（2008）は、この噴火で強羅潜在カル［定義］YS（Kuno, 1938a）の一部。YS5（Kuno, 1938b）の一部

川付近にまで達する大規模なものであったとされ（山崎［岩相］無斑晶質直方輝石単斜輝石含有デイサイトの溶岩（長井・デラの一部が完成されたと考えている。

［層序関係］浅間山溶岩を覆う（長井・高橋 , 2008）

林（1999）は Hk-CC1 ～ 7 の給源となった仮想的な山体を高橋 , 2008）

この時期に形成された山体は見出されていないが、小先神山と呼称し、その山体崩壊堆積物が後述する早川泥

151

Geology and Eruptive History of Hakone Volcano

152

A

B

C

D

cpx

pl
opx

opx
pl

E

F

G

H

図 9. 箱根火山の露頭と薄片写真 . A: 柱状節理が見られる幕山溶岩の露頭（湯河原町吉浜）. B: 白丁場溶岩の露頭（白丁場石採石場跡 ;
湯河原町鍛冶屋）. C: 白丁場溶岩の偏光顕微鏡写真（開放ポーラー）. D: 白丁場溶岩の偏光顕微鏡写真（直交ポーラー）. pl: 斜長石 ,cpx: 単斜輝石 , opx: 直方輝石 , スケールは横が約 28 mm. E: 白丁場溶岩（KPM-NL 41595）.F: 柱状節理が発達した湯本茶屋溶岩（小田原市入生田）. G: 浅間山溶岩からなる飛龍の滝（箱根町畑宿）. H: 神山溶岩グループの湖尻溶岩の露頭（箱根町元箱根）.

T. Yamaguchi et al.

流堆積物（小林 , 1999; Kuno, 1950）と考えた。早川泥流［岩相］斑状直方輝石単斜輝石安山岩の溶岩ドームを形成（高橋体が形成された可能性は高い。こうした溶岩片は、記載［年代］不明出物とほとんど見分けがつかない（萬年 , 2014a）。

●早雲山溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）

堆積物中には溶岩片が含まれているため、溶岩を含む山
岩石学的にも化学組成的にも後期中央火口丘形成期の噴【ステージ 5】後期中央火口丘形成期（約 5 万年前以降：図 5E）
1）後期中央火口丘群の地質及び噴火史
5 万年前以降、比較的穏やかな火山活動を繰り返し、後期中央火口丘を形成した。後期中央火口の下限は、先神山の崩壊堆積物と考えられる早川泥流堆積物である。後期中央火口丘噴出物は、組成の変化に乏しいかんらん石
含有直方輝石単斜輝石安山岩または直方輝石単斜輝石安山岩である。噴出中心は、北東側の形成年代がやや古い

台ヶ岳－丸山火山列と、南東側のより新しい神山－二子山火山列の 2 列をなす。台ヶ岳、小塚山、丸山、二子山

は地形的には典型的な溶岩ドームであるが、二子山に関しては活動時期が少なくとも 3 回あったことが知られている（笠間ほか , 2010）。一方、早雲山、神山、駒ヶ岳は溶岩ドームと溶岩流の集合体からなる小型の成層火山である。なお、以下にステージ 5 の数値年代は、放射性炭素年代測定法とテフラの層位関係に基づくものである。

ほか , 2006）

そううんざん［定義］CC5（Kuno, 1938a）の一部。古期神山（小林 , 2008）の一部に相当。早雲山溶岩ドーム、上湯場溶岩、南長尾溶岩、
小涌谷溶岩（ともに高橋ほか , 2006）に相当。

［分布］早雲山周辺［岩相］斑状かんらん石含有直方輝石単斜輝石安山岩の溶岩流、溶岩ドームを形成（高橋ほか , 2006）［年代］約 49 cal ka BP 以降に活動
こまがたけ●駒ヶ岳溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）［定義］CC7（Kuno, 1938a; Kuno, 1938b）の一部。芦之湯溶岩ドー
ム群（小林 , 2008）に相当。笛塚溶岩、湯ノ花溶岩、芦之湯

溶岩ドーム、国際村溶岩、蛸川溶岩、駒ヶ岳西溶岩ドーム、
元箱根溶岩、箱根神社溶岩、駒ヶ岳山頂溶岩ドーム、駒ヶ岳南西溶岩（ともに高橋ほか , 2006）に相当［分布］駒ケ岳、芦之湯、元箱根周辺［岩相］斑状直方輝石単斜輝石安山岩（一部かんらん石あり）の溶岩流、溶岩ドームを形成（高橋ほか , 2006）［年代］約 31cal ka BP から約 22 cal ka BP（約 18 ka: 町田（1971）
をもとに推定）にかけて

放射性炭素年代測定法で得られる年代には、炭素の半減期から計算される放射性炭素年代（14C BP）と、炭素 14【神山ー二子山系列】

較正を行った年代（較正年代 ; cal ka BP）がある。従来の［定義］CC5（Kuno, 1938a）の一部、CC6（Kuno, 1938a）に相当。

の生成量が年代によって変化することを考慮した暦年代報告には C BP 表記のものが多いが、この節で示す年代
14は、次節に詳述した方法で求めた較正年代に基づく。
はやかわでいりゅう●早 川 泥 流堆積物（小林 , 1999）［定義］Kuno (1950) の CC2 に相当（小林 , 1999）［分布］宮城野～大平台など早川沿いで段丘状地形を形成［岩相］シルトや細砂などの細粒物質を基質とし、安山岩円～亜円礫が混在する［年代］約 50 cal ka BP

かみやま●神山溶岩グループ（長井・高橋 , 2008）（図 9H）

新期神山（小林 , 2008）の一部に相当。樹木園溶岩、防ヶ沢
溶岩、神山南溶岩ドーム、陣笠山溶岩、湖尻溶岩、神山北溶岩ドーム、神山山頂溶岩ドーム、箱根園溶岩、姥子溶岩ドー
ム（ともに高橋ほか , 2006）に相当［分布］神山、陣笠山周辺［岩相］斑状直方輝石単斜輝石安山岩（一部かんらん石あり）の溶岩流、溶岩ドームを形成（高橋ほか , 2006）［年代］約 49 cal ka BP（Hk-Km1）から約 8 cal ka BP（Hk-Km5）にかけて活動ふたごやま【台ヶ岳ー丸山火山列】
だいがたけ●台ヶ岳溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］CC3（Kuno, 1938a）に相当［分布］台ヶ岳周辺［岩相］斑状直方輝石単斜輝石安山岩の溶岩ドームを形成（高橋ほか , 2006）［年代］約 50 cal ka BP
こづかやま●小塚山溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］CC4（Kuno, 1938a）に相当［分布］小塚山周辺［岩相］斑状直方輝石単斜輝石安山岩の溶岩ドームを形成（高橋ほか , 2006）［年代］約 50 cal ka BP
まるやま●丸山溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］CC5（Kuno, 1938a; Kuno, 1938b）の一部［分布］丸山周辺●二子山溶岩（長井・高橋 , 2008）［ 定 義 ］CC8（Kuno, 1938a; 1938b） に 相 当、CC7（Kuno, 1938a;
1938b）の一部［分布］二子山周辺［岩相］斑状直方輝石単斜輝石安山岩の溶岩ドームを形成、火砕
流堆積物（高橋ほか , 2006 ; 日本地質学会国立公園地質リー
フレット編集委員会 , 2007）［年代］約 5.5 cal ka BP（約 5 ka: 町田 , 1971; 木原生物学研究所 ,1974; 袴田・伊藤 , 1996 等）

約 25 cal ka BP（約 20 ka: 二子山山崎火砕流（笠間ほか , 2010）;

約 18 ka: 町田 , 1971; 袴田・杉山 , 1994）
かみやまがんせつ●神山岩屑なだれ堆積物（長井・高橋 , 2008）［定義］CC9（Kuno, 1938a）に相当［分布］神山の北西［岩相］安山岩質の岩屑（熱水変質岩片を含む）からなる岩屑なだれ堆積物（日本地質学会国立公園地質リーフレット編集
委員会 , 2007）（図 2F）［年代］約 3.5 cal ka BP（3.1ka: 大木・袴田 , 1975）

153

Geology and Eruptive History of Hakone Volcano

154
かんむりがたけ●冠 ヶ 岳溶岩（長井・高橋 , 2008）［定義］CC5（Kuno, 1938a）の一部。

［分布］冠ヶ岳周辺［岩相］斑状かんらん石含有直方輝石単斜輝石安山岩の溶岩ドーム（高橋ほか , 2006; 日本地質学会国立公園地質リーフレット編集委員会 , 2007）［年代］約 3.5 cal ka BP（2.9ka: 大木・袴田 , 1975）2）HK-TP 以降の箱根カルデラ内の地形発達史
小林（2008）は、主に Hk-TP 以降の火砕堆積物の層序と層相を記載するとともに、広域テフラとの層位関係並
びに火砕流堆積物に含まれる炭化木片の 14C 年代等を利用して同時期の噴火史を明らかにした。このうち、年代推定の基軸となる主要テフラの年代について、Hk-TP は
66 cal ka BP（青木ほか , 2008）、含雲母グリース状テフラ（Gr）は 49 cal ka（三瓶池田テフラ : 石村ほか , 2010）、
姶良 Tn テフラ（AT）は約 30 cal ka BP（V.C. Smith et al.,2013）
、鬼界アカホヤテフラ（K-Ah）は約 7.3 cal ka BP（D.

McLean et al., 2018）、カワゴ平テフラ（Kg）は約 3.2 cal ka
BP（D. McLean et al., 2018））を用いた。

さらに小林（2008）は、噴火堆積物の産状から推定される噴火様式の変遷に加え、早川沿いに分布する河成段丘の成因・形成年代、仙石原・芦ノ湖地域で実施されたボーリング資料（神奈川県小田原土木事務所 , 1977; 環境庁・神奈川県・箱根仙石原湿原環境調査団 , 1978; 山崎ほ

か , 1992）から推定される地質状況に基づき、箱根カルデ
ラ内の地形発達史を検討した（図 10）。

なお、小林（2008）では、同位体補正済みの 14C 年代

値をもとに上に示した手続きで噴火史を構築した。しかし、最近は暦年較正をした表記が一般的であることから、本論では既報告の 14C 年代値を OxCal 4.4（https://c14.arch.

ox.ac.uk/oxcalhelp/hlp_about.html）で較正した暦年値を用いて以下の様に地形発達史を再編集した。用いた較正曲線
データは IntCal20（Reimer et al., 2020) である。

（a）先神山の形成と爆発的噴火に伴う降下テフラの噴出（約 6.5 万 ～ 約 5 万年前：図 10a）

箱根東京テフラ（Hk-TP、TPfl）の噴出後、休止期をはさみ、溶岩流や火砕流、降下軽石、火山灰の噴出を伴う

火山活動によって、小型の成層火山である先神山を形成した（約 65 cal ka BP）。先神山の爆発的噴火によって、
Hk-SP や Hk-CC1 ～ CC4 などの降下テフラが堆積した（約59 cal ka BP ～ 約 53 cal ka BP）。なお、この時期には、爆発的噴火期を通じて形成された湖水域（袴田 , 1986）が先神山周辺に存在していたと考えられる。

（b）先神山の崩壊と早川泥流の流下（約 5 万年前：図 10b）
Hk-CC6 と Hk-CC7 の降下テフラ堆積物には、それ以前の噴火に比べて類質岩片の巨礫を多く含むことから、これらの噴火の際には、火口が大きく拡大し、山体の一部が崩壊した可能性も考えられる。早川沿いには、この時期に形成された河成段丘（宮ノ下、大平台を形成）が分布しており、その崩壊物の一部が泥流（早川泥流）となって早川を埋めたてたと考えられる（約 50 cal ka BP）。

（c）古期神山の活動開始、仙石原湖の形成（約 4.9 万年前：
図 10c）

先神山が崩壊した後、比較的粘性の大きな溶岩流とそれに伴って火砕流（Hk-Km1、Hk-Km2; 約 49 cal ka BP、約48 cal ka BP）が噴出することによって、古期神山が急速に成長した。この活動に先立って、同じ台ヶ岳・鷹巣山

火山列（長井・高橋（2008）の台ヶ岳－丸山火山列に相当）に属する台ヶ岳と小塚山の各溶岩ドームが噴出した。Hk-

Km1 は小塚山付近で早川をせき止め、その上流側に新たに仙石原湖を形成した。

（d）駒ヶ岳の活動開始とその周辺の活動（約 3.5 万 ～ 約 3.1
万年前：図 10d）

それまでの台ヶ岳―丸山火山列の活動から神山―二子山火山列に活動の中心が移動し、駒ヶ岳の活動が始まった（約 31 cal ka BP）。駒ヶ岳の活動では、現在の山麓部を構成する粘性の大きな溶岩流とそれに伴う火砕流が噴出した。この活動との関連性は不明だが、この時期には仙石原湖の水位低下が進み、湖水域が縮小し始めたと考えられる。

（e）新期神山の活動開始、駒ヶ岳の活動（約 2.6 万～約 2.2
万年前：図 10e）

現在の神山を中心とする新期神山の活動が開始した。

一連の噴火では粘性の大きな溶岩とそれに伴って火砕流の噴出を繰り返し、特に約 26 cal ka BP（Hk-Km3）の噴火（陣笠山溶岩流）では、火砕流が神山の北方～西方にかけて広く流下し、仙石原を厚く覆うとともに、一部は箱根カルデラ西縁を乗り越えて外輪山の西斜面を流下した。
この噴火によって、仙石原湖は上流側の先芦ノ湖と分断され、湖水域はさらに縮小したと考えられる。また、駒ヶ岳では、山頂を構成する溶岩ドームが噴出した。この時期には、現在の二子山の前身となる活動が始まっていた可能性があり、それに伴う火砕流（箱根二子山山崎火砕流；
約 25 cal ka BP）が須雲川を流下した（笠間ほか , 2010）。

（f）新期神山の活動継続、二子山の活動（約 8 千～約 5.5
千年前：図 10f）

神山山頂部で噴出した火砕流（Hk-Km5; 約 8 cal ka BP）

は、神山の北方～西方に向かって流下し、前述の Hk-Km3と同様、箱根カルデラ西縁を乗り越えて外輪山の西斜面を流下し、山麓の市街地近くにまで達した。また、現在の二子山溶岩ドームの噴火では、それに伴う火砕流（Hk-Ft;

約 5.5 cal ka BP）が須雲川を流下し、箱根湯本付近にまで達している。この時期には、仙石原湖は湿原化（古仙石原湿原）していた。先芦ノ湖の上流側では湖水域が拡大した。

（g）神山の山体崩壊、芦ノ湖の形成（約 3.5 千年前：図10g）

神山の北西斜面で発生した山体崩壊に伴う岩屑なだれ（Hk-Kmd.a.; 約 3.5 cal ka BP）が、仙石原付近に厚く堆積し、現在の芦ノ湖を形成した。

T. Yamaguchi et al.

図 10． 箱根カルデラ内の地形発達史．小林（2008）を一部改変．

（h）大涌谷周辺の活動（約 3.5 千年前：図 10h）

岳頂部にかけての調査をあらたに開始し、水蒸気噴火堆

ドームを形成し、それに伴い火砕流（Hk-Kn; 約 3.5 cal ka

か , 2006）。

神山の山体崩壊でできた馬蹄形火口内に冠ヶ岳溶岩BP）を北西方向に流下した（図 2G,H）。岩屑なだれ堆積物の堰き止めにより、芦ノ湖の湖水域は拡大したが、仙石原は完全に乾陸化した。

6. 箱根火山の水蒸気噴火堆積物
6-1. 水蒸気噴火堆積物の発見
箱根火山の最新の山体である後期中央火口丘の地形をみると、粘性の大きなマグマ特有の溶岩ドームや溶岩流の流下に伴う微地形を容易に認識できる。一方、当時はあまり注目されなかったが、神山山頂から早雲山にかけて火口状の地形が多く存在することが古くから知られて

おり、水蒸気噴火の火口ではないかという推定がされてきた（大木・袴田 , 1975; 袴田 , 1993）。しかし、箱根火山

では歴史時代の噴火記録がないこともあり、その成因に対する地質学的に詳細な検討は進まず、上杉ほか（1992）
によって、神山周辺に「熱水変質を受けた泥層」の存在を記載された程度であった。

ところが、2000 年に噴気異常を伴う火山活動の活発化があり、水蒸気噴火発生の可能性が真剣に懸念されるようになった。これを受けて箱根町は箱根火山の火山防災マップを作成することになった。著者の一人である小林積物を発見することに成功した（小林ほか , 2002; 小林ほ

6-2. 水蒸気噴火堆積物の年代
小林ほか（2006）は、大涌谷周辺で発見した水蒸気噴

火堆積物の記載と編年をまとめ、これらの堆積物を「箱根大涌谷テフラ群（Hk-Ow 群）」と総称した。Hk-Ow 群は、古い方から Hk-Ow1 から Hk-Ow5 の 5 回の噴火イベント
による堆積物からなり、Hk-Ow1 と Hk-Ow2 は、神山山頂付近で噴出した降下火山灰とその二次移動による土石流堆積物で構成され、Hk-Ow3 ～ 5 は、現在の噴気地帯のみで確認できる降下火山灰からなる。これらの年代については、14C 年代や富士火山起源の降下スコリア層との層位関係に加え、当時、富士山麓や伊豆半島で存在が確認されていた、伊豆諸島神津島火山の天上山テフラ（AD838）
起源の火山ガラスを、Hk-Ow 群が挟まる風化火山灰土中にも認め（Kobayashi et al., 2007）、また、その含有量の鉛直変化に基づき、神津島天上山テフラの降灰層準を HkOw3 直下にあると推定した。これらの結果より、Hk-Ow1

は 約 3 cal ka BP、Hk-Ow2 は 約 2 cal ka BP、Hk-Ow3 ～ 5は 1044 cal AD ～ 1271 cal AD の較正暦年に基づき 12 世紀
後半～ 13 世紀の噴火年代を推定した。

その後、大涌谷から神山に登る登山道脇に露出する火は、前述したように、爆発的噴火期から後期中央火口丘

砕サージ堆積物（図 11 の地点 216 に分布）について構成

ルデラ内の地形発達史研究を進めていたが（小林・小山，

色と無色透明の２種類の新鮮な火山ガラスが含まれるこ期にかけてのテフラ層序を明らかにし、それを用いたカ
1996; 小林ほか , 1997; 小林 , 1999）、大涌谷から神山・駒ヶ物の解析を実施した結果、この火砕サージ堆積物には茶とがわかった（土屋ほか，2017）。茶色のものはすでに萬

155

156

Geology and Eruptive History of Hakone Volcano

図 11． 神山・大涌谷周辺の火山地形分類図（小林（2019）を一部改変）. 赤色立体図は神奈川県から提供を受けた LP データから得られた 1mDEM をもとに作成した . その作成手法は，アジア航測 ( 株 ) の赤色立体図作成手法（特許 3670274，特許
4272146）を使用した . この赤色立体図上に地質区分を記載・着色した .

年ほか（2006a）でその存在と本質物質である可能性が指降（11 ～ 12 世紀頃）の Hk-Ow3 ～ 5 の噴火に対比されるり、箱根火山起源ではなく富士火山からもたらされたもが修正される結果となった。

摘されていたが、EPMA による火山ガラスの化学分析よのと推定された。しかし、その起源となった噴出物までは絞り込めなかった。一方、無色透明のものは、神津島可能性が高くなり、この結果、小林ほか（2006）の見解

6-3．水蒸気噴火の火口と現在の活動との関係

天上山テフラもしくは新島向山テフラ（AD886）のいず～適切な防災計画の立案に向けた水蒸気噴火調査の重要性～の火砕サージをもたらした噴火の年代が問題となった。

指摘されただけの火口地形であったが，小林ほか（2006）

西斜面に Hk-Ow2 に対応する土石流堆積物が広く分布す

連続する北北西－南南東に伸びる 3 条ほどの火口列を図

れかに対比されることが明らかになった。その結果、こ小林ほか（2006）は、この火砕サージ堆積物を神山北る地質状況並びに火砕サージ堆積物の色調等から Hk-Ow2に対比していた。しかし、この火砕サージ堆積物中に、９世紀に噴出した火山ガラスが含まれることは、火砕サー
ジ堆積物の対比及び年代推定に誤りがあることを示すものであった。土屋ほか（2017）は、上下の層位関係がわ

かる露頭から Hk-Ow2 を採取し、この中にはいずれの火

山ガラスも含まれないことを確認した。小林もその後の調査で、火砕サージ堆積物直下の腐植質風化火山灰土の年代測定を行い 1016 ～ 1155 cal AD を得た（Kobayashi etal., 2020）。これらの年代及び構成物の証拠から火砕サー
ジの年代は約 2 cal ka BP（Hk-Ow2）ではなく、9 世紀以

大木・袴田（1975）や袴田（1993）では、その存在がは、航空写真の立体視解析によって後期中央火口丘上に示した。現在は測量及び解析技術の発展により、航空レー
ザー測量データから得られた高精度数値標高モデルとそれをもとに作成した赤色立体地図から詳細な地形解析が可能になり、個々の火口地形やその連続性等を比較的容易に認識できるようになった（図 11：小林ほか , 2019）。
この結果、後期中央火口丘上の火口地形は、神山及び大涌谷・早雲山から駒ヶ岳にかけて地域に連続性のよい数
条の北西―南東方向に火口列として分布し、特に、神山山頂から北東に伸びる稜線沿いに火口地形が密集することが分かった。また、不明瞭ではあるが、大涌谷園地の北方にも、北西―南東方向に伸びる火口列が分布するこT. Yamaguchi et al.

とが分かった。

これまでの地質調査では、大涌谷から神山北東稜線にかけての地域を中心に噴火堆積物を確認している。一方で、神山山頂から駒ヶ岳山頂に連なる登山道沿いでは

Hk-Ow 群に関連する噴火堆積物を確認できない。このことは、後期中央火口丘上の火口列のうち、少なくとも南西縁の火口列では顕著な水蒸気噴火は発生していないことを示している。しかし、神山山頂・早雲山から現在も噴気活動が認められる湯ノ花沢に至る火口列周辺は、地層の露出が悪いことから、最近の水蒸気噴火の有無を判断することができない。

しかし、最近の活動活発時の地震等の観測事例をみると、後期中央火口丘上の火口列のうち北東縁を構成する火口列がより活動的であることが分かる。特に 2015 年噴火の際、大涌谷園地北方の火口列（小林ほか（2019）の A
火口列）は、噴火前の 5 月初旬に活発化した群発地震の震源域に一致する。また、大涌谷と早雲山の間の火口列（同 B 火口列）は、噴火時に貫入したと見られるクラックの直上にある（Doke et al., 2018; Honda et al., 2018）。これ
らのことは、過去の噴火で形成されたクラックが、現在も熱水の通り道として機能していることを示す。つまり、2015 年噴火では火口が大涌谷のみで開口したが（Mannen
et al., 2018）、クラックの貫入が大規模であれば、長さ数百メートルにわたって複数の火口が同時に開口する可能性があることを示している。実際、2015 年噴火は噴出量が数百立方メートルと小規模であったが、近年の御嶽山（2014 年）や本白根山（草津白根；2018 年）の水蒸気噴
火は噴出量が数十万立方メートルと大規模で、長さ百メー
トルを超える火口列が形成された。

水蒸気噴火の規模が何に支配されているのかはよくわ

からない。しかし、箱根火山では後期中央火口丘の山体形成後の噴火活動の痕跡として明瞭な火口列が残されている。これらの成因や形成時期を明らかすることが、地質学的なアプローチとして、箱根火山の適切な防災計画の立案に繋がっていくものとして、継続的に調査・研究を進めていくことが重要である。
7. まとめ箱根火山では、久野の研究以降も数多くの研究がなされ、新しい形成史も提唱されてきた。今後も多くの研究者が関わり、箱根火山のより詳細な形成史が明らかになり、地下のマグマ供給システムの解明がなされ、さらにはこれらの研究が今後の箱根火山の防災計画にも役立っていくことを期待する。
謝辞
国立研究開発法人防災科学技術研究所の長井雅史特別研究員には、箱根火山の地質と形成史を記述するにあたり助言をいただくとともに、一連の図を提供いただいた。
箱根ジオミュージアム 学芸担当の笠間友博氏には、本論文をまとめるにあたり、構成や特にテフラの記載に関してご指導いただいた。神山・大涌谷周辺の赤色立体図は
アジア航測（株）の千葉達朗氏に作成頂いた。以上の皆様に心から感謝いたします。

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