別刷希望（表紙：有○ ・ 無 ／ 部数：

地形 第 40 巻第 1 号
27-44 頁
（2019）50部）・ 希望しない

Transactions, Japanese
Geomorphological Union
40-1, p. 27-44(2019)

北海道駒ヶ岳，1640 年大沼湖沼群の誕生と変遷
鴈澤好博 ・岡島洋平 ・佐々木一郎 ・2
2
3
蒲生元樹 ・黒柳萌々子 ・人見美哉
1

2

2

Formation of Lake Onuma and adjoined lakes dammed by the A.D.1640
debris avalanche deposits of Hokkaido Komagatake Volcano, Northern Japan
Yoshihiro GANZAWA1, Youhei OKAJIMA2, Ichiro SASAKI2, Genki GAMOU2,
Momoko KUROYANAGI2 and Yoshiya HITOMI3
Abstract
Lake Onuma and the adjoined lakes, Konuma and Junsainuma are believed to bedammed lakes caused by the volcanic activities of Mt. Komagatake in geological andhistorical ages. The debris avalanche deposit located at the eastern part of Lake Onuma,
which had blocked the water flow of the Oritogawa River, was studied in detail from the
aspects of geology and topography. The study showed that the Oritogawa River flow
was crammed with a large amount of debris from avalanche deposits about 25m thickthat originated in the A.D. 1640 volcanic activity in the eastern area of Lake Onuma.
This resulted in the formation of the modern Lake Onuma and the associated lakes.
The precise volume of the A.D.1640 debris avalanche deposits, estimated by means of
the mass calculated method, was 0.64 km3. Meanwhile, the old debris from avalanche
deposits from around 3.2-3.9ka were not observed at all in this area.
The water level, that was higher than the present level by about 1 to 2m between
A.D.1600 and A.D.1856, was traced from some field research evidences - such as asedimentary formation located above the present lake water level of 130m at the type
locality, two steps of the terrace in the Oritogawa River and erosion cliffs located12m above the present lake water level in the eastern corner of Lake Onuma. A particle
size change from 3φ to 7φ recorded in the sediment of the type locality covering an
age span between 1640 and 1856 at the type locality might have informed us of a lakewater level change associated with a precipitation variation in this region. The pumice
products 30-50cm thick (a volume of 0.03 km) sourced in the Ko-c1 (A.D.1856) and Koc2 (A.D.1694) volcanic activities newly found in the wide area of the southern foot of the

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2018 年 6 月 30 日受付，2018 年 7 月 26 日受理
石川県立大学（元北海道教育大学函館校）（〒 921-8836 石川県野々市市末松１丁目 308）
Ishikawa Prefectural University, 1-308, Suematsu, Nonoichi-shi, Ishikawa 921-8836 Japan
北海道教育大学函館校（〒 040-8567 北海道函館市八幡町 1 番 2 号）
Hokkaido University of Education Hakodate School, 1-2, Hachiman-cho, Hakodate, Hokkaido 0408567, Japan
株式会社ドーコン地質部（〒 004-8585 北海道札幌市厚別区厚別中央 1 条 5 丁目 4 番 1 号）
Dokon Inc. Geological Department, 1-5-4-1, Atsubetsu-chuo, Atsubetsu-ku, Sapporo, Hokkaido
004-8585, Japan28

鴈澤好博・岡島洋平・佐々木一郎・蒲生元樹・黒柳萌々子・人見美哉

Mt. Komagatake Volcano. Those intense volcanic events would cause severe damage tothe natural environment in Lake Onuma and its surroundings.
Key words: Lake Onuma, dammed lake, Komagatake, A.D.1640 debris avalanche
deposit
キーワード：大沼湖沼群，堰止湖，駒ケ岳，1640 年岩屑なだれ堆積物

1 ．は

じ

め

に

北海道駒ケ岳（以下，駒ケ岳）の南麓と横津岳山地北斜面との間に，狭隘な低地帯が東西に伸びる．そこには大沼・小沼・蓴菜沼などの浅い湖沼群（本論では大沼湖沼群と呼ぶ）
が位置している．本論ではこの湖沼群の成立過程とその前後の地形・地質環境の変遷について考察する．
これまで，大沼湖沼群の形成を主題とした論及は意外と少ない．先駆的にこの点を触れたのは加藤（1909）や田中館（1925）であり，馬ノ背泥流および赤禿山泥流が古折戸川の流域の谷間を埋めたと指摘した（加藤，1909）．その後，鈴木・国府谷（1964）も，留の湯溶結凝灰岩やその後の山体崩壊による流れ山泥流が，古大沼と新たな大沼・小沼・蓴菜沼を形成したと述べた．しかし，現在の知識からは，赤禿山泥流や留の湯溶結凝灰岩は 1856 年の駒ケ岳噴火の火砕流（Ko-c1）に相当し，これは直接的な大沼湖沼群の形成に関係していない．そのため，どの火山噴出物が大沼湖沼群の形成に関係したのか必ずしも明瞭ではない．これに対し，勝井ほか（1975）は駒ヶ岳火山層序を確立する中で，馬蹄形火口泥流（32-39ka より以前）と 1640 年噴火のクルミ坂岩屑なだれ堆積物（勝井ほか，
1989）の 2 回の火山活動が関係すると述べた．
一般には，大沼湖沼群の形成を 1640 年噴火の岩屑なだれ堆積物（本論では 1640 年岩屑
なだれ堆積物と呼ぶ）によると記述する例が多い（国土地理院，1993；森・佐藤，2015など）．そもそも駒ケ岳の研究は，火山防災が中心視点で，噴火時代，噴火形式，噴火規模，
噴火津波などの研究が進められてきた（Nishimura and Satake, 1993; 吉本・宇井，1998；
吉本ほか，2003；鴈澤ほか，2005；吉本ほか，2008 など）．その一方で，大沼湖沼群の形
成や変遷の解明を主目的に，1640 年の大噴火やその前後の地質・地形環境の解明を進めた研究はほとんどない．本研究ではこのような視点に立って，上記の駒ケ岳噴火の研究成果を活用しつつ，野外調査，採取試料の各種分析を通して明らかになった大沼湖沼群の誕
生と変遷について述べる．

2 ．調査地域と研究方法
大沼湖沼群は，大沼・小沼・蓴菜沼からなるが，このうち大沼は最大の湖沼であり，湖沼群の東側に位置する．大沼には宿野辺川，軍川，苅澗川が流入し，唯一の流出河川である折戸川が大沼東端から噴火湾に向けて流れ，これに大七沢川，雨鱒川が加わる（Fig. 1）．

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北海道駒ヶ岳，1640 年大沼湖沼群の誕生と変遷

Fig. 1. Location of Lakes Onuma, Konuma and Junsainuma. Dotted line with a number of cm scaleshows a tephra isopachic line of the Ko-c1. The broken line between a. and b. points is a range ofthe geologic cross section shown in Fig.6. The open and closed circles around the lakes are thelocation of pit holes for geologic survey shown in Fig. 4.
図 1 大沼，小沼，蓴菜沼の位置図．点線は Ko-c1（降下テフラ）の等厚線図（単位 cm）．破線（a−b）は Fig. 6 で示した地質断面図の位置，大沼，小沼周辺の白丸と黒丸は Fig. 4 で示した
ピット調査地点を示す．

その面積は 5.31 km ，最大水深は 11.6 m である．一方，小沼・蓴菜沼は湖沼群の西側に2位置し，面積はそれぞれ 3.81 km ，0.8 km で，最大水深は 4.4 m，4.6 m である（蓴菜沼22の数値は推定値である）．これらに流入する大きな河川はない．小沼は大沼に隣接するが，
蓴菜沼はこれらと独立しており，宿野辺川を通して大沼につながる．
本論では湖沼群のうち大沼と小沼，そして折戸川を調査地域対象とした．用いた研究手法は野外では地形・地質調査とピット調査である．このうち，地質調査は大沼湖沼群成立の中心と考えられる折戸川とその流入河川を中心に進めた．また，野外ピット調査は大沼と小沼湖畔を中心に行い，これまで解明されていない湿地部や湖岸域の地質層序の解明を目指した．室内作業では野外調査に基づいて，航空レーザ測量地図（北海道開発局札幌建設部提供）や空中写真を用いて，詳細な岩屑なだれ堆積物の分布・体積の解明，湖畔域の詳細な地形区分を行った．また，各種の土壌，テフラ試料から，AMS C 年代測定や堆積14

物粒度分析，テフラ鉱物分析，歴史資料との比較・検討を行い，主に 1640 年以降の大沼
湖沼群の変遷の解明を目指した．

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3 ．折戸川沿いの地質調査と大沼・小沼周辺表層堆積物のピット調査
3．1．折戸川に沿う火山噴出物と各種の堆積物
折戸川を堰き止めたと推定される地質構成体を明らかにするため，折戸川沿いの地質調査を行った．調査では各ルートに沿って地質柱状図を作成し，これまで十分解明が進んでいない駒ヶ岳の南−南東山麓の地質構成の解明を目指した．また，露頭から多くの炭化物や材化石が見出され，重要な試料について AMS C 年代測定を（株）地球科学研究所に14依頼した．年代の一覧を Table1 に，本文中の年代は conventional radiocarbon age（放射性炭素年代）で表記した．
ルートを地質構成の差異から，便宜的に以下の A，B，C の 3 ルートに区分して記載す
る（Fig. 2）．ルート A は折戸川始点（大沼流出口）から雨鱒川の合流点まで，ルート B

Fig. 2. Distribution of A.D.1640 debris avalanche deposits located between the Mt. Komagatake
volcanic products and the Pliocene volcanic formation in the eastern area of Lake Onuma. The
observation points and their geologic features along the Oritogawa River are also indicated.
図 2 大沼東側の駒ケ岳火山噴出物と鮮新世火山岩層の間に位置する 1640 年岩屑なだれ堆積物の分布．図には折戸川沿いの観察地点と地質を示した．

北海道駒ヶ岳，1640 年大沼湖沼群の誕生と変遷

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はそこから留ノ沢川合流点まで，ルート C はそれより下流の折戸川とした．いずれの地点でも 1640 年岩屑なだれ堆積物が広く認められるが，岩屑なだれ堆積物の発達程度やそれより下位の堆積物の構成に違いが認められる．
ルート A は大沼と折戸川の接続域にあたり，湖水域と河川の堆積環境の変遷を知る上で重要である．ルート内で大沼に近接する A1 は 1640 年以降の堆積物がすべて観察される模式露頭であるので，以下詳述する（Figs. 2, 3; A1）．
ここでは最上位層は層厚約 10 cm のクロボクが位置する．その下位には降下テフラとシルト質堆積物の互層が重なる．このうちテフラは，駒ヶ岳の主要な噴出物，Ko-c1（1856
年噴火），Ko-c2（1694 年噴火）である．Ko-c1 の層厚は 60 cm，Ko-c2 のそれは 55 cm である．最下位に 1640 年岩屑なだれ堆積物が露出する．また，これまで古文書では記載されていた（勝井ほか，1975）が，未確認であった天明 4 年（1784 年）と明和 2 年（1765 年）
噴火に相当する粗粒−中粒サイズの降下テフラが初めて見いだされた．テフラの層厚は前者で 5 cm 程度，後者は約 5-6 cm で，いずれも軽石に富み軽石径は 8-32 mm サイズが中心である．軽石サイズ・量とも明和 2 年テフラがまさる．これらのテフラに挟まれる細粒
砂−シルト質堆積物の層厚は，Ko-c1 から明和 2 年・天明 4 年テフラの間で約 15 cm，明和 2 年・天明 4 年テフラから Ko-c2 の間で約 30 cm，Ko-c2 から 1640 年岩屑なだれ堆積物の間で約 15 cm である．また，Ko-c1 テフラは顕著な水成ラミナ構造を示す．
A ルート全体を通して折戸川河床には，岩屑なだれ堆積物由来の不淘汰な角礫岩塊（0.5-3 m）が散在し（Fig. 2；●印），露頭では Fig. 3 の A2，A4，A5 で観察される．また，
A3 では A ルート唯一の層厚約 120 cm 泥炭−泥炭質粘土層が見出され（Fig. 2；A3 △印），
堆積構造が西方向に大きく傾斜することから，岩屑なだれ堆積物中の再堆積ブロックとFig. 3. Geologic columnar sections and their correlation along the Oritogawa River. The locations
are shown in Fig. 2.
図 3 折戸川沿いの地質柱状図とその対比図．柱状図の位置は Fig. 2 に示した．

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鴈澤好博・岡島洋平・佐々木一郎・蒲生元樹・黒柳萌々子・人見美哉

推定される（Fig. 3；A3）．泥炭の AMS C 年代は，12,180 ± 40yBP.（試料番号：CSG-A）
14であった（Table 1）．
ルート B には 1640 年岩屑なだれ堆積物が厚く堆積する．B1 はその代表露頭であり，最大層厚 10 m の岩屑なだれ堆積物が，鮮新世の留ノ沢層（流紋岩質凝灰岩）（国府谷ほか，
1967）に重なる．含まれる岩塊の最大径は 3 m ほどで，暗黒色緻密な輝石安山岩からなる．
また，堆積物の基質部は径 1−2 cm サイズの安山岩角礫とその細粒岩片からなるが，軽石は含まれていない．この特徴は，駒ケ岳の南側に分布する 1640 年岩屑なだれ堆積物と共通する（吉本・宇井，1998）．
一方，B2−B4 の露頭では，1640 年岩屑なだれ堆積物より下位の堆積物が確認される．
それらは留ノ沢層とそれを不整合に覆う泥炭層，Ko-g？テフラ（Fig. 3; B2）や泥流，土石流堆積物（Fig. 3; B3, B4）である．B2 の材化石の AMS C 年代は 6,180 ± 40yBP.（試14

料番号：OR45）を示す．また，B3 の 1640 年の Ko-d 火砕流再堆積物中の炭化物とその直下の砂質礫層に含まれる材化石の AMS C 年代値は，390 ± 30yBP.（試料番号：OR42）
14および730 ± 30yBP.（試料番号：OR41）を示す．B4の土石流中の材化石は310 ± 30yBP.（試料番号：OR1009）を示す．
ルート C は Ko-c1 火砕流が広く分布する地域である．1856 年噴火の Ko-c1 は留の沢
川から折戸川に流れ込み，さらに留の湯温泉を襲ったことが知られている（勝井ほか，
1975；1989）．折戸川沿いの Ko-c1 火砕流堆積物の層厚は 3 m 程度で，留の湯西側で折戸
Table 1. AMS 14C age of wood and plant material collected from geologic localities along theOritogawa River.
14
表1
折戸川沿いの地質露頭から採取した木片，植物片の AMS C 年代．
samplegeo ID

beta ID

type of material

Conventional
Radiocarbon Age

cal

CSG-A

51114

444645organic sediment12,180 ± 40

Cal BC 12,195 to 12,040(Cal BP 14,145 to 13,990)

−30.1

OR45

51912

458080wood

6,180 ± 40

Cal BC, 5225 to 5,005(Cal BP 7,175 to ,6955)−26.7

OR100951586

455632wood

310 ± 30

Cal AD 1,485 - 1,650(Cal BP 465 - 300)

−25.5

OR42

51514

454493plant material

390 ± 30

Cal AD, 1440 to 1,520(Cal BP 510 to 430) andCal AD 1,575 to 1,630(Cal BP 375 to 320)

−27.1

OR41

51513

454492wood

730 ± 30

Cal AD 1,255 to 1,290(Cal BP 695 to 660)

−28.3

TMY1303

51979

459057charred material

130 ± 30

Cal AD 1,670 to 1,780(Cal BP 280 to 170) andCal AD 1,800 to Post 1,950(Cal BP 150 to Post 0)−28.0

OR101351587

455633wood

390 ± 30

Cal AD 1,440 - 1,520(Cal BP 510 - 430) andCal AD, 1575 - 1,630
Cal BP 375 - 320)

−29.4

13

C

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33

川本流に流入している．火砕流堆積物中には多数の埋没林が見いだされ，C3 から採取した炭化物の AMS C 年代は 130 ± 30yBP．（試料番号：TMY1303）で，Ko-c1 の噴出時代
14にほぼ一致する．C1，C2 では，Ko-c1 の下位に層厚約 3 m 程度の土石流堆積物を挟んで1640 年岩屑なだれ堆積物とこれに付随する 50 cm 程度の火砕流が見いだされる．1640 年
岩屑なだれ堆積物の層厚は 1 m 程度に薄化し，岩塊の種類は不均質で，最大径は約 1 m
で あ る．C1 地 点 の Ko-d 火 砕 流 中 の 材 化 石 AMS C 年 代 は 390 ± 30yBP.（ 試 料 番 号：
14

OR1013）で，Ko-d 噴出年代に近い．
3．
2．大沼・小沼周辺の沼沢地の表層堆積物
1640 年岩屑なだれ堆積物の上位に重なる堆積物から 1640 年以降の湖沼堆積環境の変化を知る目的で，湖水面に接する大沼・小沼周辺の沼沢地（標高 130〜134 m）と折戸川に沿う低地帯（標高 130〜135 m）のピット調査を行った．ピットはスコップおよび検土杖を用い，地下 1-3 m までの掘削を約 40 か所で進めた（Fig. 1; ●印）．ピットの代表的層序（Fig. 1; 〇印）と層序対比を Fig. 4 に示した．
大沼東（Figs. 1, 4; E1−E3）では最上位に 10-30 cm のクロボクや泥炭，その下位に 2ユニットからなる層厚 30-70 cm 程度の Ko-c1 が位置する．上位ユニットは粒径数 mm の
細粒軽石，下位ユニットは径数 cm の軽石から構成される．上位ユニットが不鮮明な場合がある．その下位には 5-20 cm のシルトないし粘土，シルト層と Ko-c2 降下軽石を挟み，最下位には多様な色調を示す変質テフラからなる 1640 年岩屑なだれ堆積物が位置する．

Fig. 4. Correlation of the geologic columnar sections obtained by pit research surrounding Lakes
Onuma and Konuma. Locations of each point are shown in Fig. 1.
図 4 ピット調査で示された大沼，小沼周辺の地質柱状図とその対比．ピットの位置は Fig. 1 に
示した．

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鴈澤好博・岡島洋平・佐々木一郎・蒲生元樹・黒柳萌々子・人見美哉

大沼南（Figs. 1, 4; S2）では，6 地点で調査を行った．最上位には 15-40 cm のクロボク
土とクロボク混じり火山灰，その下位には 40-75 cm の厚い Ko-c1 降下テフラが重なる．
軽石の径は数 mm 程度である．その下位には 20-55 cm の火山灰質泥炭ないし粘土が重なる．最下位には軽石の径が数 mm，層厚が 60−80 cm 以上の厚い Ko-c2 降下テフラが堆積する．
大沼北（Figs. 1, 4; N1）では，宿野辺川河口周辺の低地 4 地点で調査を行った．最上位
は 20−30 cm のクロボク土からなるが，河口付近ではこれを欠いている．その下位には
軽石径 4-16 mm で層厚 70-110 cm の Ko-c1 テフラが分布する．この下位には 15 cm 程度の粘土を挟み，最下位には 55-60 cm の Ko-c2 テフラが位置する．
小沼地域（Figs. 1, 4; W3）の調査は西側湖畔の砂崎で 4 点，小沼東側および大沼接続地点で各 1 点である．砂崎地点では，最上位に 20-25 cm のクロボク土ないし泥炭が位置し，その下位に軽石径が 2 mm 程度で層厚 30-40 cm の Ko-c1 降下テフラ，さらに下位には 5-10 cm 程度の粘土と 60 cm を超える厚い泥炭が堆積する．
以上のピット調査から，湖水域に隣接する沼沢地域では，最上部には離水部でクロボク
土，湿地部では泥炭が発達し，その下位には Ko-c1 と Ko-c2 の降下軽石が広く堆積することが明らかとなった．

4 ．模式露頭採取試料のテフラ分析と粒度分析
湖水域と流出河川の接続域に位置する模式露頭（Figs.1, 2; A1）の堆積物は湖水域の環境変遷を考える上で，有益な情報を与えてくれることが期待される．そこで，見出されたテフラや細粒堆積物について，鉱物分析と粒度分析を行った．
4．
1．明和 2 年，天明 4 年テフラの鉱物分析
明和 2 年（1765 年），天明 4 年（1784 年）噴火と見られるテフラが模式露頭で見出された．両テフラとも軽石（粒径，8-32 mm）を含む．そこで，軽石を粉砕し 63-125μm サイズの鉱物組成分析を行った．その結果，含まれる鉱物は斜長石が主で（90-94％の含有率），有色鉱物は斜方輝石（opx）と単斜輝石（cpx）であった．opx と cpx の量比は明和
2 年テフラで 75％，25％，天明 4 年テフラで 68％，32％であった．駒ヶ岳テフラはいず
れも opx＞cpx である（中村・平川，2004；鴈澤ほか，2005）ので，両者は駒ヶ岳テフラの特徴を備えている．
4．2．模式露頭堆積物の粒度分析
模式露頭のテフラを除く堆積物（積算層厚；58 cm）の計 43 試料の粒度分析を行った．
分析は島津製作所レーザ回折式粒子径分布測定装置 SALD-2200（金沢大学に設置）で行った．各試料の中央粒径は全体を通して 3φ-7φの範囲で変化していることが明らかとなった．また，挟在するテフラ年代から時代区分を行ったところ，1640 年から 1730 年ころまで中央粒径は 4φ-7φ，その後 1840 年ころまで 3φ-4φ，その後 1856 年までは 4φ-5φを示

北海道駒ヶ岳，1640 年大沼湖沼群の誕生と変遷

35

した．

5 ．大沼湖沼群形成とその後の環境変遷に関する考察
5．
1．1640 年駒ケ岳噴火前の地質・地形環境の推定
1640 年噴火以前の駒ケ岳周辺の地質・地形環境について，限られたデータから復元を試みた．折戸川沿いでは，基盤岩類（鮮新世，留ノ沢層）が浅く位置し，この上位に1640 年以前の泥炭層や土石流堆積物が重なる（Fig. 3；ルート A, C）．このうち泥炭層は12ka と 6 ka 程度の AMS C 年代を示すので，当時，旧折戸川周辺には泥炭を形成する湿14地帯（後背湿地か）の広がりが推定される．また，小規模な土石流堆積物は 1200-1600 年の年代を示すので，山麓斜面から土砂の流入する環境があったと考えられる．このように，
勝井ほか（1975）が述べた折戸川を閉塞した古期の堆積物は見出されないので，1640 年
以前，大沼は規模の小さな湖沼あるいは河川として機能していたことが示唆される．しかし，これらは圧倒的な量の 1640 年岩屑なだれ堆積物に被覆されることとなった．
一方，1:10,000 湖沼図小沼・大沼（国土地理院，1983）からは，旧折戸川流路を示すと思われる河川地形がトレースされる．つまり，南北方向に延びる駒ケ岳南山麓の斜面勾配
が，大沼湖底内の北側で東西方向（宿野辺川と鞍掛岩の間）に延びる不自然な急崖で切られている（Fig. 5；┬┬┬ 印）．この落差は 5-8 m（水深 1 ｍから水深 6-9 m）である．また，この急崖に沿った湖底最深部に凹地形が配列する（Fig. 5；↓印）．これらの地形的特
長を，急崖地形は旧折戸川が削剥した段丘崖であり，湖底の窪みは河川侵食跡と解釈すると，合理的な説明が可能である．
次に，大沼南側について考えてみる．この地域には，1640 年岩屑なだれ堆積物（流れ山）の間を抜って軍川，苅澗川，雨鱒川などの河川が大沼方向へ流入する．これらの河川は横津岳山地（標高 1167 m）から大沼（標高 130 m）まで一挙に流下するため，河川の勾配（90-130 m/km）は急である．そのため，河川の侵食力，運搬力はともに強いと考えられる．
しかし，扇状地は不明瞭で，扇頂らしい地形が標高 200-300 m に認められるものの，扇央，扇端は認められない．これは本来発達していた扇状地堆積物の上位に 1640 年岩屑なだれ▲ ▲ ▲堆積物が被覆し，その東末端の標高が 150 m 達しているためである（Fig. 5;印）．扇

状地は埋没扇状地となっているのであろう．したがって，1640 年 Ko-d 噴火前，ここには，
現在横津岳西側の函館平野沿いに見られるような，扇状地群が発達していた可能性がある． こ う し た 推 定 に 基 づ い て，Fig. 5 に 1640 年 以 前 の 大 沼 周 辺 の 復 元 地 形 区 分 図 とc−d 側線に沿った復元断面図を示した．当時の大沼周辺は旧折戸川と扇状地に挟まれた狭隘な低地帯で，そこには後背湿地（泥炭地）が広がったと考えられる．
5．
2．1640 年岩屑なだれ堆積物とその後の駒ヶ岳火山噴出物
5．
2．
1．1640 年岩屑なだれ堆積物の分布とその体積の推定
1640 年駒ヶ岳大噴火は，火山山体の崩壊に始まり，ブラストを含む岩屑なだれがこ36鴈澤好博・岡島洋平・佐々木一郎・蒲生元樹・黒柳萌々子・人見美哉

Fig. 5. (a) Topography and geology restoration map before A.D. 1640 Ko-d eruption. The map was
made by evidences informed by geologic strata along the Oritogawa-river, and some topographic
features as the past terrace cliff at the northern side in the Onuma lake and alluvial fans overlaid
by the Ko-d debris avalanche deposits in the northern foot of Mt. Yokotsu-dake. (b) The figure
is a cross-section between c. and d. points in the figure (a) illustrating the old Orito River, buried
alluvial fans and A.D.1640 debris avalanche deposits.
図 5 （a）1640 年岩屑なだれ，Ko-d 噴火以前の地形，地質復元図．図は折戸川沿いの地質，大沼
北岸の段丘崖，横津岳北側の 1640 年岩屑なだれ堆積物に覆われた扇状地から推定した．（b）（a）に示した c−d 間の地形，地質推定断面図．旧折戸川，埋没扇状地とそれを被覆する 1640
年岩屑なだれ堆積物を示す．

北海道駒ヶ岳，1640 年大沼湖沼群の誕生と変遷

37

れに続き，プリニー式噴火に移行した．ブラストは 2 方向に分かれ，最初の岩屑なだれ（大沼ローブ）は南−西方向へ，引き続く岩屑なだれ（鹿部ローブ）は東方向へ流走した（吉本・宇井，1998）．このうち鹿部ローブ（総体積：1.42-1.70 km ）の多くが噴火湾に3流れ込み，津波を発生させ，約 700 名が犠牲となった．（勝井ほか，1989；西村・宮地，
1989；吉本・宇井，1998；吉本ほか，2003）．
大沼湖沼群の成立に関与しているのは大沼ローブである．その広がりは南−北方向および南東−南西方向にそれぞれ 10 km 程度であるが，1:10,000 湖沼図大沼・小沼（国土地理院，1983）を参考にすると，大沼ローブの流れ山は分布密度や分布方向から，おおむね 3列（大沼 - 小沼方向，軍川方向，折戸川方向）に区分される．このうち，大沼湖沼群の成立に関わるのは折戸川方向の岩屑なだれ堆積物である．本論ではこれを仮に「折戸川岩屑
なだれ堆積物」と呼ぶ．
そこで，国土地理院 1:25,000 地形図，北海道開発局札幌建設部提供の航空レーザ測量
地図および 1944 年米軍撮影空中写真を用いて，折戸川地域の流れ山の分布図を作成した（Fig. 2）．堆積物を構成する流れ山分布の長軸は，雨鱒川合流点付近より北側では北西−
南東方向に並ぶ傾向がある．そこでは，巨大な流れ山（最大 75 m × 50 m）とより小さい
サイズの流れ山列からなる．折戸川の流路もここで南東へ張り出し，大きく蛇行する．それより南側では，サイズの小さな流れ山（50 m × 25 m 程度以下）が構成中心となり，分
布は北東−南西方向に広がる．こうした分布から，駒ヶ岳山体の北西方向から流下した岩
屑なだれは，東側に位置する基盤岩（留ノ沢層）からなる山地が障壁となり南−南西へ流
走方向を変え，小さな流れ山に分裂したと推定される．
次に，野外調査に基づいて，Fig. 1 の a−b 側線にそって折戸川岩屑なだれ堆積物の断面図を作成した（Fig. 6）．その際次の点を前提とした．1）折戸川沿いでは岩屑なだれ堆
積物の基底が標高 91 m の B3（Fig. 2）で確認されること，2）1:10,000 湖沼図大沼・小沼（国土地理院，1983）によれば，鞍掛岩付近で水深約 9 m（標高 121 m）以浅で流れ山を示す
複雑な地形が認められるが，それより深い湖底部は平坦面であるので，岩屑なだれ堆積物が薄く，それより下位の基盤が浅くに位置すると推定されること，3）1640 年以前の河川
勾配を現在と同じ 7.3 m/km と仮定すること．その結果，折戸川岩屑なだれ堆積物の最大層厚は 39 m，平均層厚は 25 m 程度と極めて厚いことが推定された．このことは，折戸川
岩屑なだれ堆積物が折戸川を堰き止め，大沼湖沼群を形作ったことを強く示している．
そこで，次に折戸川岩屑なだれ堆積物の体積を推定した．折戸川岩屑なだれ堆積物の表
面積は国土地理院の数値地図をベースにした．計算には地表部の凹凸を正確に計算に組み入れるため，GIS ソフト（ArcGIS Esri ジャパン（株）社製）を用いた．その結果，Fig. 2の領域にある折戸川岩屑なだれ堆積物の総面積は 3.75 km ，平均層厚は 25 m で，体積は2

約 0.1 km と計算された．
3

これとは別に勝井ほか（1989）の火山地質図に基づいて，上記の折戸川方向を除いた
大沼ローブ（大沼 - 小沼方向，軍川方向）の面積計算を行ったところ 36.9 km となった。
2

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平均層厚を Fig. 5（b）地質断面図を参考に，仮に 15 m とすると体積は約 0.55 km とな
3る。これに折戸川岩屑なだれ堆積物を加えると 0.64 km となる。この値は従来の見積も3

り 0.3 km （吉本・宇井，1998）よりかなり大きい。今回の見積もりに基づくと，折戸川
3

岩屑なだれ堆積物の体積は全体の約 14％を占め，これが大沼湖沼群の形成にかかわったことになる。
5．2．2．大沼湖沼群成立後の駒ヶ岳火山活動
大沼湖沼群成立後，Ko-c2（1694 年），Ko-c1（1856 年），Ko-a（1929 年）の大規模噴火があった．大沼湖沼群周辺の上記テフラの層厚はいずれも 10 cm 以下の範囲（勝井ほか，
1989；古川ほか，1997）とされたが，今回のピット調査から Ko-c1 と Ko-c2 が厚く堆積していることが明らかになった．その層厚は Ko-c1 の場合，大沼で 50 cm 以上，小沼・蓴菜
沼で 30 cm 以上（Fig. 1）である．この値に基づくと，湖水域を含む駒ヶ岳南麓全体（Fig.
1 の範囲）の降下量は約 0.02-0.03 km となる．また，Ko-c2 は模式露頭やピット調査でも
320-50 cm の層厚が見いだされているので，Ko-c1と同程度の降下量であったと推定される．
これまで見積もられた Ko-c1 噴出量は約 0.11 km （勝井ほか，1989）であるので，上記噴3

出量を加えた新たな噴出量は 0.13-0.14 km 程度となり，約 20％の増加が見込まれる．こ3のことは大沼湖沼群の環境保全や防災上の観点からも留意しておく必要がある．
また，明和 2 年（1765 年），天明 4 年（1784 年）噴火に相当する新たなテフラの発見は，Fig. 6. Geologic cross-section of A.D.1640 debris avalanche deposits and its basements extended
from Lake Onuma to the Oritogawa River. The location number shown by A1 to C2 iscorresponding to the location number in Fig. 2.
図 6 大沼から折戸川に拡がる 1640 年岩屑なだれ堆積物と基盤岩の地質断面図．A1 から C2 で示した地点番号は Fig. 2 の地点番号に対応する．

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駒ヶ岳が小噴火を繰り返していることを示す．噴出物は軽石を含むことから，小規模なマ
グマ噴火であったと考えられる．また，明和 2 年噴出物の軽石サイズ，量がともに勝るので，天明 4 年噴火よりやや大規模だったかもしれない．小噴火は，その後現在まで頻繁に繰り返すが，これらの多くは水蒸気マグマ噴火が主である．
5．2．3．1640 年以降の大沼湖沼群の変遷
a．河川堆積物と湖底ボーリングコアの粒度変化
湖底堆積物は周辺環境の変遷を知る上で重要な情報源であり，堆積物の粒径もその一つである（Kashiwaya, 2017）．大沼では最深部（水深約−11.5 m）付近でボーリング調査が行われ，長さ 392 cm の ON12C コアが採取されている（Figs. 1, 6）．Hasebe et al.（2015）によれば，ボーリングコアは主に 5 層の粘土からなり，その中に Ko-c1（層厚≦ 1 cm），
Ko-c2，Ko-d（含スコリア）が含まれる．そこで，テフラによる模式露頭（Fig. 3，A１）とON12C コアの層序対比を行い，両地点の堆積物の粒径比較を行った．
ON12C の堆積物の粒度分析は金沢大学の糸野によって行われ，以下のような傾向が示された．中央粒径は 1）1640-1730 年：8φ，2）1730-1765 年：6φ−7φ，3）1765-1856 年：
7φと変化する．一方，模式露頭の中央粒径は 1）1640-1730 年：4φ−7φ，2）1730-1840
年：3φ−4φ，3）1840-1856 年：4φ−5φであった（Fig. 7）．両地点の粒径比較では，φスケールで 1−2 程度模式露頭試料が大きく，また時代間の変化も大きい．これは堆積場の違いを反映すると考えられる（Chen and Shen, 2015）．一方，変動パターンは両者で類似の傾向を示すので，共通の原因に基づいていると考えられる．堆積物のカバーする時代
は小氷期にあたるが，Sun et al.（2016）は ON12C コア堆積物中のδ N 分析から，1640
15

年以後 1800 年代の終わりまで雨量は増加したと推定した．次節で述べるが湖水面標高はFig. 7. Particle size distribution of the sediments between A.D.1640 and
A.D.1856 located in the type locality at the A1 point shown in Fig. 3.
図 7 模式層序地点（Fig. 3；A1 地点）の堆積物の 1640 年から 1856 年の
粒径変化．

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鴈澤好博・岡島洋平・佐々木一郎・蒲生元樹・黒柳萌々子・人見美哉

1800 年代中葉まで現在より 1−2 m 高いと推定されるので，これが粒径変化に関係するのかもしれない．あるいはスパイク状の粒径変動には Kashiwaya（2017）の指摘する短期の降水量変化などの気象条件が反映されているとの見方もできる．
b．大沼・小沼の湖水位変化
1640 年，大沼湖沼群成立後の湖水位変化について検討した．折戸川起点から下流 400 mの範囲において，現河床面（128 m）より約 1.0-1.8 m の高い位置に折戸川に沿って高位
河床面（段丘面）が連続する（Fig. 8）．そこで，この面の O1 地点から O4 地点のピット調査による柱状図を作成した（Fig. 9）．その結果，Ko-c1 は氾濫原面（130 m）と高位河床面（129 m）を覆うことが見いだされた．このことは 1640 年から 1856 年頃まで高位河床面が当時の河床面高度であったが，その後浸食作用が進み，現河床面高度まで下刻されたことを意味する．したがって，1856 年以前の折戸川の水位は現在より 1 m 程度高い位置にあったと推定される．同様な水位上昇は模式露頭（Fig. 8；A1）からも示唆される．
つまり，A1 では標高約 129 m の河床面上に層厚 180 cm の水成堆積物が堆積する．この地層を堆積させるには現在より 2 m 程度高い水位が必要である．さらに，大沼東側の湖
畔では高水位期の侵食崖（131 m）がいくつかの地点で観察できる（Fig. 8；△印）．加えて，Fig. 8. Expansion of the lake and marsh area, shown by light and dark gray colors, from water level
rising from 1 to 2 m in the connection area of Lake Onuma and the Orito River before A.D. 1856.
図 8 大沼 - 折戸川接続域における 1856 年以前，1-2 m 水位上昇による大沼湖沼域の拡大図．拡
大部は薄灰色（標高 131 m）と濃灰色（標高 132 m）で示した．

北海道駒ヶ岳，1640 年大沼湖沼群の誕生と変遷

41

大沼北岸の段丘崖に沿って湖水面から 1.7 m 程の高さにノッチが連続する（Fig. 5）．現在の湖水位高度は約 130 m であるが，大沼−折戸川接続地域は高低差が小さいので，湖水
位が 1-2 m 程度上昇するだけで，湿地帯や湖水域は一挙に拡大したと推定される（Fig. 8）．
また，小沼の西岸に位置する砂崎でも過去の水位上昇が示唆される（Fig. 1）．砂崎は東側に突出した丘陵部と，その先端に接続する砂嘴（標高 130-133 ｍ）からなる．航空機レー
ザ測量地図によれば，砂嘴は南北に延びる頂部（標高 132-133 m），南と西側へ拡がる中位標高部（標高 131-132 m），そして南に広がる低地部（標高 130-131 m）からなる（Fig.
10a）．この砂嘴地形からその発達過程を次のように考えることができる．まず湖水位が現在より約 1-2 m 高い時代に砂嘴の頂部が形成され，その後の水位低下に伴って，順次低位の砂嘴部が西および南側に拡大付加した．Fig. 10a，W3 でのピットの地質層序は，上位から泥炭，Ko-c1 降下テフラ，泥炭・粘土であった（Fig. 4）．この層序は砂嘴低地部が湖水環境下にあったことを示し，推定した発達過程と矛盾がない．
以上の調査結果に基づくと，1800 年代中葉まで大沼湖沼群は現在より 1−2 m 程度高い水位にあったが，その後現在レベル（標高 130 m）に低下したことが示唆される．

Fig. 9. Topographic and geologic cross section from O-1 to O4 across the Oritogawa River shown in
Fig. 7.
図 9 折戸川を縦断する O-1 から O-4 に沿う地形，地質断面図．Fig. 7 参照．

6 ．ま

と

め

大沼湖沼群形成とその変遷の解明を目的に，野外調査および採取試料の各種分析を行った．その結果，次の点が明らかとなった．
1）折戸川を閉塞し大沼湖沼群を形成したのは，1640 年噴火の折戸川岩屑なだれ堆積物である．閉塞地点の岩屑なだれ堆積物の平均層厚は 25 m 程度であり，体積は約 0.1 km

342鴈澤好博・岡島洋平・佐々木一郎・蒲生元樹・黒柳萌々子・人見美哉

である．また，古期の閉塞性堆積物は分布していないと考えられる．
2）大沼−折戸川接続地域で，マグマ性小噴火による明和 2 年，天明 4 年テフラが初めて見出された．また，湖畔域には Ko-c1，Ko-c2 降下テフラが 30-60 cm 以上の厚さで堆積しており，駒ヶ岳南麓全体の Ko-c1 テフラ堆積量は 0.02-0.03 km となる．
33）大沼湖沼内の北壁に見られる段丘崖や横津岳山地の北斜面に広がる埋没扇状地の復元を通して，1640 年以前，大沼は駒ケ岳山麓末端と横津岳扇状地の間を流れる湿地に富む河川環境にあったと推定した．
4）折戸川の段丘，大沼の高水位期の侵食崖，小沼に見られる砂嘴地形などから，大沼湖沼群成立後，湖水面標高は 1800 年代中葉まで現在より約 1-2 m 高く，その後現在の水位まで低下したと考えられる．また，湖底最深部と最浅部の堆積物の粒径変化は湖水位の変化に対応するのかもしれない．

Fig. 10. (a) Topographic classification of Sunazaki sandbank located in the western area of Lake
Konuma (Fig.1) based on an airborne laser scanning map. Lake water flow is shown by an arrow.
(b) Sunazaki peninsula mapped by T. Ino in A.D.1800 published in Watanabe (2013). The
inserted map in the figure is a modern (GSI) map of the same point.
図 10 （a）航空機レーザ測量地図による小沼西岸の砂崎地点（Fig. 1）の砂嘴の地形区分図．矢印は水流方向．（b）1800 年，伊能忠敬による砂崎の測量地図（渡辺，2013 から引用）．挿入
図は同じ地点の簡略化した国土地理院地図．

補遺1800 年 7 月 22 日（寛政 12 年 6 月 1 日）
，伊能忠敬は小沼西側を踏査し，砂崎地点の測量を行った（Fig. 10b；渡辺，2013 から引用）．現在の地図に比べ，伊能図には半島部はあるが砂嘴地形はない（Fig. 10b 挿入図）．伊能図の精度は不明だが，もし正しく記述されているとすれば，1800 年当時，湖水準は現在より 1-2 m 程度高く，砂嘴は未発達で丘
陵地形だけが湖面上に現れていたことを示す．伊能図は本論の推測を補助しているかもしれない．

北海道駒ヶ岳，1640 年大沼湖沼群の誕生と変遷

謝

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辞

本論を執筆するにあたり，金沢大学，柏谷健二教授には全般的なご援助をいただいた．
長谷部徳子教授には試料提供を始め研究へのご援助をいただいた．糸野妙子氏には有益な議論をいただいた．北海道開発局札幌建設部には航空レーザ測量地図の提供をいただいた．山口大学，貞方昇名誉教授には現地でのご討論に加えて，本論への有益なご指摘とご助言をいただいた．以上の方々に記してお礼申し上げます．
引

用

文

献

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