特集火山

御嶽山2014年噴火
名古屋大学環境学研究科附属地震火山研究センター

山岡耕春

噴火警戒レベルが1に据え置かれたこともあり, 噴火前

1.はじめにのマスメディアの報道も少なかった。御嶽山登山の玄関は長野県（木曽町・王滝村）であるため, 御嶽関連の情報

2014年9月27日11時52分頃, 長野県と岐阜県境にを伝える新聞やテレビ・ラジオなどの報道機関はほとんどそびえる標高3,067ｍの御嶽山が噴火した。御嶽山は信が長野県内の会社であり, さらに報道も長野県内向けで

仰の山であり, かつては信者の登山が終わる8月末をすぎある。被災者が最も多かった愛知県のメディアの報道はると登山者が少なくなっていた。しかし, 近年の登山ブー少なかった。2014年5月に発生した焼岳付近の群発地

ムで, 百名山にも含まれる御嶽山には一足早い紅葉をも

震活動では, 岐阜県側で有感となったため名古屋の報道

とめて多くの人が登るようになっていた。特に, 2014年

機関が取材・報道をしていたが, 同年9月の御嶽山山頂直は夏から天候不順が続き, 噴火をした9月27日は待ちに下の地震に関する名古屋の報道機関の取材・報道はほと待った好天に恵まれた週末であり, 多くの人が山頂をめんど無かった。実際, 噴火後長期にわたって私が継続的ざした。噴火時刻である11時52分頃は昼時であり, ちょに取材を受けているのは, 信濃毎日新聞や市民タイムズ

うど多くの登山者が山頂に集まっている時刻であった。

など地元紙と読売新聞や中日新聞などの長野支局であそこに突然の噴火が襲いかかり, さらに悪いことに, 噴火る。報道機関としての取材範囲はそれぞれ取り決めがあ

開始からクライマックスまでの時間が非常に短く, 登山者

るだろうが, 自然現象や観光などの人の流れは県境を越が避難する時間が無かった。このように悪い条件が重なえる。通常の災害では, 情報伝達の中心となるべきメディ

り, 人的被害としては戦後最悪の火山噴火災害となった。

アが, 県境のため, 登山者の安全をまもる機能を果たして御嶽山は, 気象庁の定める常時観測火山の一つであいなかった。

り, 気象庁が24時間火山活動を監視している。気象庁

ここでは2014年の御嶽山噴火の経緯について, 現在

は, 2014年の噴火に先立つ2週間ほど前の9月10日からまでに明らかになってきたことを中心に紹介をすることに11日にかけて, 山頂直下で発生する地震活動が増加したする。

ことを確認し, 注意を呼びかけるための「火山の状況に関する観測情報」を発表し, 地震活動が増えていることと小規模な火山灰噴出に注意するよう呼びかけていた。しかし, 噴火警戒レベルを1に据え置いたままであった。その2.2014年水蒸気噴火

動の増加もなく, 噴火の兆候である低周波地震の発生もた。水蒸気噴火とは火山の地下にある帯水層が沸騰して発生まで行われなかった。

現象で, 噴出物に新鮮なマグマが冷却してできた岩片が後, 山頂直下における地震活動は減少した。また地震活

2014年9月27日に発生した噴火は水蒸気噴火だっ少なかった。そのため, 噴火警戒レベルの見直しは噴火

水蒸気が勢いよく地表に噴出し, 火山灰や石を吹き出す

ところが, 噴火のおよそ10分前から, 火山性微動の連含まれないことが特徴である。2014年の噴火でも噴火

続的な発生と火口方向が隆起をすることを示す傾斜変動

開始後いち早く東大地震研や産業技術総合研究所の研が発生し, 気象庁では急いで情報を発表する準備をして究者が火山灰の採取を行い, 顕微鏡観察をして新鮮なマいたものの, 山頂の登山者に伝える時間的余裕がなく噴

グマの岩片が含まれていないことを確認した。結果は翌

火が始まってしまった。

28日に開催された噴火予知連絡会拡大幹事会に報告さこの噴火災害の直接の被災者は主に登山者であった。

れ, マグマが直接に関与しない水蒸気噴火であると発表

従来, 多くの火山噴火災害では周辺住民が被災者となるされた。しかし, 水蒸気噴火はしばしばマグマ噴火の前ことを想定し, 周辺住民の避難を中心とした防災対策が駆として観察されることから, マグマ噴火への移行の可能とられてきた。噴火の恐れがあるときには周辺住民にい性も懸念された。その場合, 水蒸気噴火は繰り返しなが

ち早く情報を伝え, 避難につなげる対策が取られてきた。

ら次第にマグマの破片を含むマグマ水蒸気噴火に移行ししかし, 登山者に対する安全対策は遅れており, いわば火ていくことが想定されるが, 2016年1月現在, マグマ噴火

山防災対策の盲点を突かれた災害でもあった。地元長への移行の兆候はない。

野県の被災者は7名であったのに対し, 最も多かったのは

図-1に水蒸気噴火とマグマ水蒸気噴火の比較を図示

愛知県の17名であった（信濃毎日新聞）。登山者が主なした。火山における水蒸気噴火の熱源は, 深部にあるマたっているのがこの災害の特徴である。

れる揮発性成分などの高温のマグマ性流体によって運ば被災者であったため, 被災者の住所は広範な都府県にわグマと考えられる。マグマで発生した熱は, マグマに含ま4

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山灰の中にガラスが含まれていた」時には, きちんとマグ

マが急冷してできた破片であることを説明しておかなけ
ればならない。

2014年の御嶽山噴火は, 噴火開始の初期段階から激しく水蒸気を吹き出した。そのため, 大量の火山灰を吹き上げるとともに多量の噴石も火口周辺にまき散らした。
火口から噴き上がった噴煙には大量の火山灰が含まれており, 噴煙が上昇すること無く火口周辺に火砕流として拡
図-1

がった。

水蒸気噴火とマグマ水蒸気噴火の比較。水蒸気噴火はマグマの熱が間接的に地下水に伝わったもの。マグマ
水蒸気噴火は上昇するマグマが直接に地下水に触れて水分が爆発的に気化するものである

図-2は噴火の2日後にヘリコプターから撮影した写真である。噴火で降り積もった火山灰の様子が良く分かる。
写真で灰色の部分が火山灰の降り積もった部分であり,灰色の火山灰と木々の緑色との境界が明瞭なものは火砕
流によって降り積もった火山灰である。吹き上がった火れ, 浅部にある帯水層を暖めると考えられている。そのため, 帯水層には多量のイオウ性のガスが含まれ, 水蒸気

山灰が空から降ってくる場合には, 火山灰の範囲が曖昧とともに噴出する。これが水蒸気噴火である。マグマは火砕流の場合には堆積場所の境界が明瞭となる。これ

で, 濃い場所から周辺に向けて徐々に薄くなる。しかし,噴火の際に二酸化硫黄や硫化水素などのガスが水蒸気は火砕流が周囲の空気より重いために流れ下るという性

直接には関与せず, 熱源としてのみの役割をもつ。した質に由来している。火口から噴出した火山灰とガスの混がって, 水蒸気噴火のしくみは, マグマの物理化学ではな

合物（噴煙）は, 周辺の空気よりも密度が低い場合には上く熱水系の物理化学を応用した方が理解しやすい。

昇し, 密度が高い場合には下降する。火砕流となるのはマグマ水蒸気噴火は, しばしばマグマ水蒸気爆発と呼ばれ, 一種類の噴火として完結した過程を持つものとい周辺の空気よりも密度が高いためである。そのため, 火して扱われることが多い。マグマ水蒸気爆発も水蒸気噴面に沿って下方に流れ下る。火砕流は, 火山灰とガスの砕流は地面が水平の場合には周辺に拡がり, 斜面では斜うよりは, マグマが深部から上昇する際の一つの過程と混合物であるが, 火山灰は固体（粒子）であり, それ自身

火と同様, 水分の急激な沸騰による爆発的な噴火である

は火砕流中のガスよりは重い。従って, 流れ下ったり, 流が, マグマと水が直接ふれあったときに発生する現象でれ拡がったりする間に火山灰が降り積もる。そうするとある。火山体におけるマグマ水蒸気爆発は, 深部からマ

火砕流は火山灰をどんどん失い, 密度が減少していき, つグマが徐々に上昇する際に帯水層に触れて水分が急激にいには周囲の空気よりも密度が小さくなる。そうすると沸騰して発生する。マグマがさらに上昇すると, マグマ周

火砕流はもはや流れ下ったり横に拡がったりすることが辺の帯水層の水分が沸騰しきってしまい, マグマと水とのできなくなり,「離陸」して上昇する。その「離陸」した地

直接の接触がなくなってマグマ水蒸気爆発が起きなくな

点が明瞭な境界として残るのである。2014年の御嶽山ることが多い。そのあとしばらくしてマグマが噴出するこ噴火では, 地獄谷
（写真の手前の谷）の頭頂部に火口がとになる。ただし, マグマ水蒸気爆発の前にマグマからの開き, 谷に沿って約2.5kｍ火砕流が流れ下った（第130熱が間接的に地下水をあたためて水蒸気爆発が発生する場合もあるので注意が必要である。

回火山噴火予知連）。

を吹き飛ばす噴火が発生しても, 見かけだけでは水蒸気噴火なのか, マグマ水蒸気爆発なのかを判別することは３.2014年噴火のプロセス

ように, 新鮮なマグマが水によって急冷・固化した破片が測は, 山頂の南東側約3kｍに設置された気象庁の傾斜

この急冷・固化したマグマとは非晶質であるためガラスとに始まったと見なされているが, それに先立つ約10分前

このように, 水蒸気が爆発的に噴出して火山灰や噴石難しく, 火山灰の観察を待たねばならない。先に述べた

2014年噴火のプロセスを理解する上で最も重要な観含まれている場合にはマグマ水蒸気爆発と判断される。

計記録である。噴火そのものは9月27日の11時52分頃呼ばれる。「ガラス」は一般的になじみの深い言葉であるから地下で水蒸気の上昇と考えられる変動が観測されてため, 火山噴出物の専門家は安易にガラス質ということいた（図-3）。

ばを使ってしまうことが多いが, 一般には通じない。一般

まず11時41分頃から火山性微動が観測され始めた。

の「ガラス」とはガラス板, ガラス瓶のように透明で割れる

直後の11時45分頃から火口方向が隆起する傾斜変動

家が「火山灰の中にガラスが含まれていた」というと, 非

始の11時52分を境に反転して火口下がりの傾斜変動と鋭い破片となるようなものをガラスと感じている。専門が顕著になった。傾斜変動は次第に大きくなり, 噴火開晶質の岩片とは理解せず「ガラス板やガラス瓶の破片がになっている。新たに形成された噴火口が全体として北含まれていた」と勘違いする可能性が高い。従って,「火西—南東方向に分布していることを考慮すると, この変

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火山

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火山

図-2

噴火した御嶽山。2014年9月29日, 民放のヘリから山岡が撮影。南西から北東方向に向かって撮影した。
谷に沿って火砕流が流れ下った様子が, 火山灰の分布から分かる。活発に噴気を出している場所が新たに形成された火口群で, 列になっている。谷（地獄谷）の頭頂部に全体としては北西—南東方向に火口列が開いた。
右側（南側）
で岩が露出している谷は, 1984年の長野県西部地震（M6.8）の時に崩壊し, 土石流が流れ下った谷

おいて側噴火（割れ目噴火）が発生した場合にはマグマの噴出速度が大きく, 既存の火口からの噴火に比較して短時間で噴火が終了する。1986年11月の伊豆大島噴火を見ても, 山頂火口をからの初期の噴火は6日かけて
1,000万立方メートルのマグマを噴出したのに対し, その後の側噴火では火口列を新たに形成し, 12時間で2,000万立方メートルのマグマを噴出した。このように

開口割れ目により新たに火口列を形成する場合には一度に大量のマグマや水蒸気を噴出することになる。
図-３

気象庁の田の原上観測点（火口南東方向約2.5km）に設置されている地震計と田の原観測点（火口南東方向約３km）に設置されている傾斜計で捉えられた噴火時の記録

2014年の御嶽噴火も, 開口割れ目を作りながら上昇したと考えられ, 噴出速度が非常に大きかった。そのため噴出する水蒸気が大量の火山灰や石を吹き飛ばした。
水蒸気が開口割れ目を通過する際に経路の岩石を粉砕して吹き上げたのである。さらに, 噴火とともに地下の帯

動は水蒸気が北西—南東方向に板状に岩盤を割って（開

水層の圧力が減少し, 帯水層内部でも急激な沸騰が起口割れ目を形成して）上昇した現象を捉えていると考え

き, 体積増加（密度減少）によって帯水層内部の岩盤の破られる。噴火において噴火口が新たに形成されることは,壊も進行したと考えられる。このことも火口からの火山

岩盤を割って水蒸気やマグマが上昇してきたことを示唆

灰や石の噴出に寄与したものと考えられる。

しており, その場合, 岩盤は開口割れ目を作るような破壊

このようにして火口から噴出した噴煙は, 大量の火山を被り易いことが知られている。水蒸気が地表にまで到達して噴出すると, 割れ目を開く圧力が減少し, 傾斜変動

灰を含むため周辺の空気よりも密度が大きく, 上昇でき岩盤内に新たに開口割れ目を形成して水蒸気が上昇

生した火砕流である。火砕流発生の主因となった火山灰

ないまま地表に沿って拡がっていった。これが初期に発が山下がりの方向に逆転すると考えれば理解しやすい。

も噴石（火山礫・火山岩塊）も粒子径が異なるだけであり,する場合には, 噴火の規模が大きくなりやすい。火山に6

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火山灰が大量に噴出する場合には大きな石も噴出しやす来のものであった。1979年の噴火以前は, 歴史記録にの噴石が周囲に降りそそぐ。

みが記録に残っているものである。

くなる。そのため, 火砕流が周辺に拡がると同時に, 大量残る噴火は知られておらず, 1979年以降の噴火活動の火砕流は, 地形に沿って周辺に拡がっていく間に少し

1979年以降の噴火は, その様式から2つのタイプに分ずつ火山灰を積もらせる。火山灰は細かいといえども砂けることができる。1979年と2014年の噴火は新たに火粒であるため空気よりも重く, 火砕流の内部でも火山灰口列を形成して噴火したタイプで2014型と呼ぶことにし

砕流の密度はどんどん小さくなり, ついには空気よりも軽れた既存の火口から発生したごく少量の火山灰噴出であはどんどん落ちていく。そのため, 流れていくとともに火よう。2007年の噴火は1979年の噴火によって形成さくなる。そうなると火砕流から噴煙が上空に向かって立る。1991年にも2007年と同様の噴火を起こしており,

ち昇ることになる。その立ち昇る噴煙も全体としては空

これを2007年型と呼ぶことにする。

気よりも軽いものの, 火山灰を含んでいる。そのため立ち

図-5に気象庁が観測をした1979年以降の噴煙高度上った噴煙からも火山灰が降ってくる。また, 水蒸気噴のデータを示す。ここで噴煙と称しているが, 1979年とあり, マグマ噴火に比べて温度が低い。そのため, 上空に煙である。1979年以降一時的に観測がなされていない

火の場合には噴出したガスの成分のほとんどは水蒸気で2014年の噴火直後を除き, ほとんどが水蒸気による噴昇ると断熱膨張によって温度が下がり, 水蒸気が水滴と時期はあるものの, 長期的な噴気活動を示す貴重なデー

なり火山灰と一緒に降ってくる。このような場合, 火山灰

タであると考えられる。観測データのない時期も1984

が相互にくっついてかたまり火山豆石となって降ってくる

年の長野県西部地震による御嶽崩れ全体を撮影した写こともあれば, 火山灰混じりの雨となることもある。火砕

真には山頂からの噴煙が撮影されており, データの無い流の発生から噴煙の上昇と火山灰の降下について図-4

期間も噴煙活動があった事は間違いないだろう。

にまとめて示した。

1979年以降の噴煙活動は全体的として減衰する傾向

これらの噴火直後の火砕流や噴煙の様子は登山者にが見られていた。通常のマグマ噴火の場合には噴煙活動

ほか, YouTubeなどの動画投稿サイトでも見ることがでまりマグマからの熱の供給が減少し, その結果としての水よって多くの写真やビデオに撮影され, 報道で用いられたが収まるのは噴火活動が落ち着いていくことを示す。つきる。また生存者からの証言も得られており書籍にまと蒸気の発生が減少していくと解釈できるからである。しめられている。噴火直後に周囲が真っ暗になり, 足下にかし, 水蒸気噴火の場合には一概に火山活動が落ち着いあっと言う間に火山灰が積もったという証言は, 火山灰ていく過程とは解釈できない。噴煙の減衰が, 火口直下の密度の濃い火砕流に巻き込まれたときの様子を示しての帯水層への熱の供給の減少を表す可能性や, 帯水層へいる。そのなかで噴石が降ってきたのは, 噴出する水蒸の水供給の減少を表す可能性があるのはもちろんである

気の勢いが強く, 火山灰だけでなく火山礫や火山岩塊なが, 水が無くならなくても熱の供給が減少しなくても噴煙

どの径が大きい石を噴出されたことを示している。火砕が減少する可能性はある。

流から噴煙が立ち上る様子はビデオ映像から読み取るこ

御嶽山山頂の火口群には水がたまっている場所があり,とができ, また火山灰混じりの雨が降ってきたという証言

火口直下の水がなくなるとは考えにくい。また過去の4も得られている。

回の噴火はいずれも水蒸気噴火であり, マグマが直接帯

4.長期的な噴火準備部から帯水層への定常的な熱の供給があったとしても不水層に接触した証拠はない。そのため少し離れた地下深思議はない。2007年の噴火の直前には, 浅部へのマグマの貫入があったとされる報告もあるが, その熱を受けて2014年御嶽山噴火は, その規模においては1979年

も噴煙量は増えていない。どうも, 御嶽山の噴煙の量はの噴火に匹敵するものであり, 噴火そのものは2007年以マグマからの熱の供給には鈍感のようである。あるいは,
マグマが十分に深い場所にあるため, 急激な熱供給の変化がないのかも知れない。いずれにせよ, 帯水層への熱供給は1979年噴火以降も継続していたと考えた方が良いだろう。

そうだとすると, 噴煙の減少は何を表すか。考えられるのは, 噴煙の出口の閉塞であろう。1979年の噴火で, 新図-4

たな噴火口が形成され, 帯水層と地表との間の効率的な噴火口から火砕流が拡がり, 噴煙として上昇して火山灰が降る様子。2014年の御嶽山噴火では, 山頂の500m程下から噴火し, 密度の濃い火山灰を含んだガスが火砕流となって周囲に拡がった．それの一部が噴煙となって舞い上がり, 風下に火山灰を降らせた通路が形成された。1995年くらいまではその経路を通って盛んに水蒸気が放出されていたと考えられる。その後,

水蒸気の経路が火山ガス中に含まれるイオウなどの成分が隙間に沈殿することによって徐々に閉塞されていった

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火山

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火山

徐々に収まっていった。そのなかでごく少数のＢ型地震も見られてはいた。2007年の噴火の前は, 2014年よりもやや活発なＡ型地震の活動に加えＢ型地震の活動も観測されていた。ただし, 2014年の噴火直前10分間に見られたような変動は観測されず, 噴火そのものの目撃や映像もないため, 噴火の正確な時刻は不明である。
図-5

このことは, 地下の帯水層から水蒸気が上昇を始める

気象庁の観測による御嶽山の噴気活動。
火口から噴気の上昇する高さを示してある。
噴気の高さは季節や気象条件に影響されるが,長期的な変動は火山活動を表していると考えて良いまでは, 2007年噴火でも2014年噴火でも帯水層の状態は同じであったと考えられるかも知れない。1991年の噴火前も同様に地震活動が捉えられていた。ただし1979年噴火前は地震観測網が不十分であり, 他の3回と比較できるデータは無い。

のであろう。また隙間が閉塞されると, 水蒸気の勢いがでは, 何が噴火の規模に影響をあたえたのであろうか。

さらに弱まり, 岩石の風化などによって隙間の閉塞がすす2007年型の噴火で噴出した火山灰は2014年型の噴火

2007年 の 噴 火 は1979年 に 形 成 さ れ た 第7火 口

した水蒸気量が比例するわけではないが, 2014年型のむと考えられる。

に比べると5桁以上も少量であった。火山灰の量と噴出（79-7火口と呼ぶ）からの火山灰の噴出であったが, そ噴火の方が圧倒的に水蒸気の噴出速度が大きいことをれに先立つ3年間は噴煙が観測されていない。噴気経路示している。これは先に述べたように2014年型が新たの閉塞によって地下の圧力が高まり, 2007年の噴火にな火口列を作って噴火したためである。図-7は噴火の準至ったのであろう。1991年の噴火も, 1979年に形成さ備から噴火までに地下で起きたと考えられることを図示れた79-7火口からの噴出とされているが, おそらく一時したものである。

的な噴気経路の閉塞の可能性がある。

御嶽山山頂直下には地下水を蓄える帯水層があり, 地

そのような見方をすると, 2014年噴火の前も2年ほど下深部からのマグマの熱により熱せられている。マグマが進んでいたためと考えても良いだろう。水蒸気が放出

よって帯水層にもたらされ, 帯水層を熱するだけでなく帯噴煙が観測されていない。ここでも水蒸気の経路の閉塞の熱は, おもに火山性の高温の流体（ガスなど）の上昇にされていれば, 山頂直下の帯水層の圧力が減少し, 潜熱

水層内にマグマ起源のイオウの成分を溶け込ませていく。

による温度抑制がなされる。水蒸気の経路が閉塞される

帯水層の上部に不透水層がある場合には, 帯水層の温ことによって, 地下の圧力と温度が上昇し, 噴火の危険性度が上昇することによって帯水層内の間隙水圧が上昇す2014年噴火前からこの噴煙高度の変化図が気象庁

岩盤の一部で岩盤の破壊強度を越え, Ａ型の地震が発生が高まっていったのではないだろうか。

る。その圧力上昇があるレベルにまで達すると, 周辺のによって噴火予知連絡会に報告されていたが, 当時の私する。これが噴火前に観測された山頂直下の群発地震

は火山活動が減衰していく様子を表していると解釈をしであろう。さらに圧力が増加すると岩盤の割れ目内に熱ていた。別の解釈があることを考慮することができなかっ水などの流体が侵入し低周波の地震（Ｂ型地震）が発生たのは大変悔やまれる。

する。2014年も2007年も噴火に先立って低周波地震が観測されている。

ここから先が2007年型と2014年型の分かれ道にな

5.2007型噴火と2014型噴火の違いると考えられる。2007年型では, 2度の噴火とも79-7火

それでは2007年型と2014年型噴火は, 何が異なるのであろうか。気象庁の御嶽火山監視観測は2007年にはすでに稼働しており, 山頂直下の地震活動に関しては2007年と2014年は同じ基準で議論ができる。2014年噴火では, 噴火に先立つ1ヶ月以上前の8月末から山頂直下で発生する地震活動が顕著になり, 9月10日から11日にかけては一時的に多くの地震が発生している（図-6）。一般に火山で発生する地震には, 岩盤を破壊するタ
イプの地震
（Ａ型）
と, マグマや熱水などの震動を伴うと考えられている地震（Ｂ型）に分けることができる。Ａ型地震

はVolcano Tectonic型（VT型）とも呼ばれ, Ｂ型地震は

図-6Long Period型（LP型）とも呼ばれている。

2014年の噴火では, 9月10日に多発したＡ型地震も8

2014年9月27日に発生した御嶽山噴火に先立つ地震活動。気象庁の集計をグラフ化したもの。
黒棒はA型地震，灰色の棒はB型地震の回数を表す。

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口からの火山灰噴出（水蒸気噴出）であった。2007年噴

火では, 一時収まっていた噴煙活動が噴火後に若干回復

6.水蒸気噴火予知の困難さ

からの水蒸気噴出によって減少したことを示唆している。

と盛んに言われる。しかしこの表現は分析的に理解しな

続いた水蒸気放出によって岩盤破壊に至る圧力増加を防傾斜計で約10分前から始まる急激な傾斜変動を捉えてしている。これは帯水層内で高まった圧力が79-7火口

2014年の御嶽噴火以降, 水蒸気噴火は予知が難しい

つまり, 圧力開放弁が働いて圧力が減少し, その後に引きければ誤解を生じる。2014年噴火においても気象庁のいだものと考えられる。

いた。この変動は, 水蒸気が岩盤を割って上昇を始めた

一方で2014年型では, 岩盤の大規模な破壊に至るまことを表し, ほぼ確実に噴火に繋がる顕著な変動であり,で圧力増加が続いたものと思われる。筆者が2014年8

時間的な余裕さえあれば現地に情報を伝えて登山者を月にたまたま航空機から撮影した山頂の写真でも山頂か避難させることができた。

らの噴気はほとんど見られない。また噴火の前に噴気がマグマ噴火の場合も, 比較的確実なのはマグマが動き増加したという報告は山小屋関係者からも得られていな

始めてからの予知である。2000年の有珠山噴火では,蒸気の効率の良い通り道が形成されたことによって大量とを表す活発な地震活動が捉えられ, 噴火前に避難させい。大規模な岩盤破壊が発生し, 開口割れ目によって水噴火の数日前から岩盤を割ってマグマが上昇し始めたこの水蒸気が噴出したものと思われる。大量に水蒸気が噴ることができた。2015年8月には桜島火口直下で岩盤出すると, 地下の帯水層内の圧力が急激に減少し, それを割りながらマグマの上昇を示す地殻変動が捉えられ,がさらに地下の熱水の沸騰を促進するという正のフィー

気象庁は警報を発表した。幸いに上昇したマグマが途中ドバックがかかる。これが2014年型の水蒸気噴火に至で停止し, 噴火には至らなかった。2000年の三宅島のるプロセスであろう。

噴火では, 岩盤を割ってマグマが上昇することを示す地

震活動や傾斜変動をとらえて住民を避難させた。このときもマグマが途中で向きを変え, 地下を水平に移動した

ため噴火には至っていない。いずれの場合にもマグマが図-7

水蒸気噴火に先立ち，地下で起きていると考えられる現象

A：マグマから熱が地下水に加わる
B：地下水の温度が上昇し水蒸気の圧力が増加。そのため岩盤の小規模な破壊が進み, 地震が発生する
C：さらに圧力が増加すると熱水が割れ目に入り込み低周波地震が発生する
D：大規模な岩盤破壊によって一気に水蒸気が噴出する

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火山

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火山

追記

上昇を始める前には, 全くといっていいほど前兆となる現象は捉えられていない。

2015年11月16日に, 国土交通省中部地方整備局多このように, マグマであっても水蒸気であっても岩盤を治見砂防国道事務所のご厚意により山頂付近の写真撮

破壊しながら上昇する際には顕著な地震や地殻変動が影を行うことができた。最近の御嶽山の様子を記録する

観測されることは分かった。しかし, 水蒸気噴火の場合貴重な資料として紹介したい。

には, おそらく, 帯水層の深さが500ｍ程度と浅いことに2014年御嶽噴火では, 大きく分けて3箇所で新たな噴加え, 水や水蒸気は粘性が低く動きやすいため, 上昇を気が確認された。それぞれについて山岡が撮影したものる。マグマだまりは5kｍくらいの深さにあり, また粘性の航空が撮影した御嶽山山頂域のオルソ画像に, 撮影した初めてから地表に到達するまでの時間が短いと想像されのほか, 王滝村役場撮影の写真を示す。図-8は, 中日本

高いマグマの場合には動きもゆっくりとなる。そのため,火口群の分布を示したものである。整理のため噴気孔群

マグマが上昇を始めてから地表に至るまでの時間を稼ぐを2014-Ａ, Ｂ, Cと表現している。

ことができる。ただし, 富士山や伊豆大島などのような玄図-9は, 3箇所の噴気群を南西側から撮影したもので

武岩質の火山では, マグマの粘性が低いため, マグマのある。2014-Ｂの噴気が最も活発であることが分かる。

からない。

盛んだったようで, 山頂剣が峰の神社や山小屋には多く上昇が始まってから地表に出るまでには1−2時間しかか

2014年噴火時もこのグループの火口からの噴気が最も

このようにマグマ噴火と水蒸気噴火を比較した場合のの噴石が降り注いだ後が見られる。

予知の困難さの違いは, マグマや水蒸気が岩盤を割って

図-10, 11, 12はそれぞれ2014-Ａ, Ｂ, Cの火口群で上昇を始めてから地表に至るまでの時間だけの違いであある。このうち2014-Ｂは谷（地獄谷）の西側内壁全体かれる場所の近傍にいる人たちに即座に情報を伝える手段

噴気が列となってみられる。おそらく内壁内部の比較的る。したがって, 変動を捉えた場合に噴火をすると予測さら噴気が出ている。また噴気群上部には噴気の活発なの確立が必須であると同時に, 火山に近づく人たちの火浅い領域で, 内壁に平行に近い開口割れ目ができたため,

山に関する知識も必要である。

全体的な噴気活動が活発なのであろう。2014-Cの噴気（図-12）は, 地獄谷から飛び離れた場所でほぼ東西に

図-8

中日本航空撮影オルソ画像

10

2015.9.5撮影

特集

図-10

図-9

噴気活動の全体写真

2014-Aの噴気孔主に2箇所から噴出している

図-11

2014-Bの噴気孔群。
壁全面から噴気が出ているほか, 上部は噴気孔が列となっていることが分かる

並んで形成された噴気孔列である。噴気孔周囲の雪が溶けている領域は地温の高い領域と考えられる。今後も噴気の長期的な変化を観察することが必要である。
参考文献
1）
山と渓谷社編（2014）：「ドキュメント御嶽山大噴火」248ｐ.
2）信濃毎日新聞社編集局（2015）：「検証・御嶽山噴火」282ｐ.
3）信濃毎日新聞社（2014）：「緊急報道写真集 2014.9.27御嶽山噴火」

図-12

64ｐ.

2014-C噴気孔群 斜面に沿って一列に並ぶ。
ガリーの中からの噴気が確認できる

4）鎌田浩樹（2007）：「火山噴火」岩波新書 224ｐ.

11

火山

特集

火山

伊豆東部火山群（東伊豆単成火山地域）の分布・噴火史の再検討
静岡大学防災総合センター
伊豆半島ジオパーク推進協議会

小山鈴木

1.はじめに

真人
雄介

2.方法

伊豆東部火山群は, 伊豆半島の東半部からその沖の航空レーザー測量の利点は, コンピュータ処理によっ

相模湾にかけて分布する単成火山群であり, 気象庁にて植生や建築物を取り除いた地形を精密に描き出せるこ伊豆東部火山群の陸上部分（東伊豆単成火山地域）

果を発揮する地図であり, 航空レーザー測量データの高部については火山分布の見直しが行われた3）。その後,筆者らは, 伊豆半島全域の航空レーザー測量データ

よって活火山認定されている（図-1.1）。
は,その噴火史の全体像が明らかになった後1, 2）,とである。赤色立体地図8）は, 疑似立体表現に優れた効

解像度の恩恵を最大限引き出しうる。

北東

航空レーザー測量にもとづく赤色立体地図が作成され,（1ｍメッシュ, 国土交通省沼津河川国道事務所作成）をその間に地質調査も進んで, 層序や年代に関するデータ

群の地形を判読するとともに, 野外地質調査ならびにテ用いて作成された赤色立体地図を用いて伊豆東部火山

火山分布についてさらに修正すべき点が明らかになった。

フラ層序学的・年代学的分析を実施した。

も蓄積されている。

本論は, 主として2010年の赤色立体地図の導入以降の筆者らの調査・分析によって得られた, 東伊豆単成火山
地域の火山分布と噴火史に関する新たな知見についてま

３.結果されている4, 5, 6, 7）。

火山群分布域の北西（修善寺付近）から始めて, ほぼ反

とめる。なお, 本成果の一部は, すでに地質図として刊行

各火山とそれに関連する新知見を記述する。順序は,時計回りである。
３.1

ひなた

伊豆東部火山群ならびに関連事項

日向：タフリング断面とみられる爆発角礫岩の露頭と周辺の降下テフラが知られていたが2）, 火口付近の地形が活断層の変位によって乱されているために9）, 火口の正図-３.1.1
図-1.1

伊豆東部火山群（陸上部分）の概略地質図（四角枠と斜字体数字は詳細地質図の範囲と図番号）12

日向タフリング付近の赤色立体地図（上）と
地質図5）
（下）
（ケバを付した実線円が日向タフリングの推定火口，●を配した実線は19３0年北伊豆地震の
地震断層）

特集

写真-３.1.1

図-３.1.2

船原スコリア丘の断面（右）船原付近の赤色立体地図（左）と地質図4）（四角で囲んだ数字は地点番号）

確な位置特定が困難であった。赤色立体地図の読図により, 直径300ｍの凹地を火口と推定した（図-3.1.1）。

この火口の西側の尾根（奥野山）は1930年北伊豆地震の際に崩壊し, 下流の梶山付近に犠牲者が出たことで知られている10）。赤色立体地図では, この崩壊跡が詳細に特定できる。

写真-３.1.2

船原北・船原中・船原南（再定義）：従来の研究2）ではスコ

船原スコリア丘を覆うテフラ／レス互層（厚いオレンジ色の軽石層が箱根Da-1軽石）

リア丘（FNＢ-2）とその南側に分布する溶岩流が知られていたが, 赤色立体地図の読図と現地調査によって隣接するスコリア丘2つ（FNＢ-1, 3）を新たに発見し, ほぼ南北の噴火割れ目を認定できた（図-3.1.2）。これら3つのス

コリア丘を北から船原北（FNＢ-1）, 船原中（FNＢ-2）,船原南（FNＢ-3）と新たに命名した。

船 原 中ス コ リ ア 丘 の 西 部 に 位 置 す る 採 石 場（地点367）で, スコリア丘の内部構造（写真-3.1.1）とスコリ

ア丘をおおうテフラ ／ レス互層
（写真-3.1.2）を観察できる（図-3.1.3）。船原中スコリア丘をつくる厚い粗粒スコ
リアは, レスを挟んで箱根Da-1軽石（125ka）の100cｍ

下位にある。Da-1軽石と箱根Da-4軽石（88ka）の間に挟まれる厚さ90cｍのレスの平均堆積速度3.6cｍ/yを下向きに外挿することにより, 船原火山列の噴火年代を
153kaと推定した。

国士越と国士越南（再定義）：国士越（国士峠）付近に分布する爆発角礫岩の給源火山として国士越タフリングが考えられていたが1）, タフリングと解釈されていた地形の北斜面を通る県道沿い（地点869）には基盤の火山岩類が露出するためタフリングとは考えにくい。赤色立体地図を読図した結果,「国士越タフリング」として一括されていた火山は, 直径200ｍの円形のマールと, その南南

東にある北西-南東方向に伸びた形状のマールに分けら

図-３.1.３

13

調査地域の主要地点の柱状図

火山

特集

火山

図-３.1.4

図-３.1.5

地蔵堂付近の赤色立体地図（左）と地質図4）（右）図-３.1.6

本谷川流域の赤色立体地図（左）と地質図4）（右）国士越付近の赤色立体地図（上）と地質図4）（下）（四角で囲んだ数字は地点番号）れることがわかったので, 前者を国士越火山（KSG）, 後者を国士越南火山（KSM）と呼ぶことにした（図-3.1.4）。伊豆市長野付近の台地は, 国士越南マールから流出した溶岩（KSM-L）
がつくった地形である。

地蔵堂：地蔵堂スコリア丘（JZD）から北に向かって地蔵堂

川沿いに伸びる段丘状の地形は溶岩流と考えられていたが1）,

スコリア質の厚いラハール堆積物（JZD-LH）でできており, 溶岩流（JZD-L）はその下位にあることがわかった（図-3.1.5）。

与市坂北・与市坂南（再定義）：赤色立体地図を読図した結果, 従来1枚と考えられていた溶岩流（YIZ-L）
が2枚あり, 火口も2箇所あることがわかった4）（図-3.1.6）。これらの火口

鉢窪山と周辺の天城火山溶岩：赤色立体地図の読図により, 鉢窪山スコリア丘（HKY）から流下した溶岩が3枚を与市坂北（YIZ1）と与市坂南（YIZ2）と新たに命名した。 （HKY-L1〜L3）あることがわかった（図-3.1.6）。

鉢窪山スコリア丘の北西麓に突き出た2つの尾根はキ

また, 現地調査の結果, 与市坂集落付近に分布する溶岩流の厚さは地表直下の3〜7ｍ程度であり, その下位は厚い土プカであり, そこには天城火山の安山岩質溶岩流が露出

与市坂火山列の溶岩流は, 本谷川の対岸（左岸）の丘陵

湯ヶ島温泉の南の本谷川左岸の台地と, 湯ヶ島温泉街にしている。同じ溶岩流の下流部とみられる安山岩溶岩が,石流堆積物であることがわかった。

囲まれた熊野山の山頂部に孤立的に分布し, 小さな平坦上にも分布することから, 溶岩流出後に相当量の河川の下面を残している6）。つまり, 天城火山の溶岩流は, かつて刻があったことがわかる。この下刻によってできた現在の本谷川の谷底を, 後述の鉢窪山の溶岩が流れ下ってきたように見える。よって, 与市坂火山列の噴火年代は鉢窪山（17ka）よりも古いとみられる。与市坂火山列の溶岩流がの本谷川の谷を埋めて流れ, 湯ヶ島温泉付近まで達していたことがわかった。

エサシノ峰：道の駅「天城越え」が建つ本谷川沿いのほとんどレスを挟まずに地表直下にあるのは, 谷埋めの地
形ゆえに噴火後に流水による浸食を受けたためであろう。

平坦面は, エサシノ峰スコリア丘（ESM）から流出して2

14

特集

つの谷を下った溶岩（ESM-L）がつくる地形である（図-3.1.6）。この地形を本谷川が下刻した谷底に, 滑沢火山の溶岩流（NMZ-L）と鉢窪山火山の溶岩流（HKY-L1）
がそれぞれ達しているように見えることから, エサシノ峰
火山は滑沢火山・鉢窪山火山よりも古いと考えられる。

寒天林道（改名）：旧天城峠の南から八丁池に達する寒天林道沿いに新鮮な溶岩流（KTR-L）の存在が知られて

おり, その北の分水嶺付近から流出したと考えられていた1）。この分水嶺上に底径300ｍのスコリア丘（KTR）を確認した。溶岩流を流した火山は八丁林道火山と呼ばれていたが1, 11）, 林道の正式名称にちなんで寒天林道

図-３.1.8

火山に改名した4）。

二本杉林道
（新称）
：荻ノ入川上流の右岸側の尾根に新（右）河津七滝付近の赤色立体地図（左）と地質図4）（四角で囲んだ数字は地点番号）つにまとめて沼ノ川北（NMK）と名付け（図-3.1.7）, 沼

火山（二本杉林道火山：NSR）を発見した（図-3.1.7）。

ノ川Ａを沼ノ川南（NMM）と改名した。

この火山から流出した新鮮な無斑晶質玄武岩溶岩（NSR-L）（地点806）と, それにともなうスコリア質ラ

登り尾南：林道沿いの地点566で, 成層した爆発角礫岩

出口付近にスパター丘と火口らしい地形もみられるが明グ（NＢM-T）には割れ目火口跡とみられる浅い谷があり,

ハール堆積物（地点808）を林道沿いで観察できる。流を新たに確認した（図-3.1.8）。それを噴出したタフリン

瞭ではない。溶岩流は南西方の荻ノ入川まで流下しておその南端のスパター丘（NＢM-SC）から溶岩が流出してり, その先端部分（地点891）は次に述べる沼ノ川火山列

いる（地点571）。この溶岩流（NＢM-L）が下流の河津川の北西端にある火山（沼ノ川D）
として誤認されていた2）。

に達した部分に河津七滝がつくられた。

沼ノ川北・沼ノ川南（再定義）：前述の沼ノ川Dのほかに

佐ヶ野川上流（改名）：同じ佐ヶ野川の流域にある観ひとつの割れ目火口上に並ぶ火山列（沼ノ川火山列）と考

野川火山2）を佐ヶ野川上流火山（SNJ）に改名した（図

沼ノ川Ａ〜Cを含めた4火山は北西-南東方向に並ぶため,えられていた2）。現地調査の結果,

音山東火山（後述）との区別を明確にするために, 佐ヶ沼ノ川ＢとCはひとつ-3.1.9）。

の火山として連続していることがわかり, 前述したように

観音山東：先の研究で否定されていた観音山東火山2）

沼ノ川Dは二本杉林道火山の溶岩流末端を誤認していたことがわかった。これによって, 従来の沼ノ川Ｂ・Cをひとを再検討した結果, タフリング（KYH）と確認した。山頂には東西200ｍほどの楕円形の火口があり（図-3.1.9）,

その内部を埋めた厚さ8ｍの湖成層（写真-3.1.3, 地点775）中の埋もれ木から, 20,400±60yＢP（モミ属枝付根部の樹皮に近い3年輪分）および21,890±70yＢP（モミ属枝材の最外5年輪分）の放射性炭素年代が得られた（パレオ・ラボ社による加速器質量分析法, 測定番号

PLD-16228ならびにPLD-16229）。OxCal4.1（較正図-３.1.7

荻ノ入川流域の赤色立体地図（左）と地質図4）（右）（四角で囲んだ数字は地点番号）

図-３.1.9

15

佐ヶ野川流域の赤色立体地図（左）と地質図4）（右）（四角で囲んだ数字は地点番号）

火山

特集

火山

図-３.1.10

天子平付近の赤色立体地図（左）と地質図4）（右）（四角で囲んだ数字は地点番号）

とともに, 北西-南東方位の同時噴火割れ目をなすとみられる。

川津筏場：本火山は火口の位置が不明確だったが, 河津写真-３.1.３

川から北東に700ｍほど遡った付近にある直径200ｍの観音山東タフリングの火口湖を埋めた湖成層の断面

凹地をマール（KIＢ）として特定できた（図-3.1.10）。そこから流下した溶岩流（KIＢ-L）が南西の河津川沿いに分布し, その上位をラハール堆積物（KIＢ-LH）がおおっている。天子平別荘地内（地点758）において, 地表からレスを挟んで100cｍ下位に本火山起源の鶯色火山礫（厚さ曲線データ：Intcal09）12）を用いた暦年較正年代は24100cｍ）があり, レスの堆積速度を7cｍ/kyとみて噴火〜27kaの範囲にある。

年代を14kaと考える。

これらの埋もれ木はカワゴ平テフラ（3.2ka）の6ｍほ

ど下位のシルト層中のものである（図-3.1.3）。埋もれ木の層位からさらに160cｍ下位に観音山東タフリング

赤窪西・赤窪東（再定義）：かつては単一のタフリング（赤（30ka）や近隣の鉢ノ山火山のテフラ（34ka）は挟まれた結果, 北西-南東方向に並ぶ2つのタフリング（赤窪西：窪火山）と考えられていたが1, 3）, 赤色立体地図を読図しの山体をつくる爆発角礫岩があるが, その間にＡT火山灰ていない。よって観音山東火山の噴火年代を29kaと考ＡKN, 赤窪東：ＡKH）に分けられる7）。相模湾岸（中の崎）えることにする。

で見られる溶岩（ＡKH-L）は, 赤窪東タフリングから流下

観音山東火山のテフラは, 先の佐ヶ野川上流火山の溶したものである。

岩流やテフラと直接重なり合っており（地点601）, 両火

遠笠山：粗粒スコリアと薄い溶岩流が互層する部分が観山は北西-南東方位の同時噴火火山列とみなされる。

察されることから, かつては単成の成層火山とされた2, 11）。

あまごだいら

天 子平（新称）：鉢ノ山スコリア丘（HCY）の南東（後述

しかしながら, 成層火山は一般に複成火山の一分類のため誤解を招きやすいことから, スコリア丘に分類し直した4, 7）。

の川津筏場火山の北東）の尾根に新火山（天子平火山：ＡGD）を発見した（図-3.1.10）。赤色立体地図を見るやはず

矢 筈山：赤色立体地図を読図した結果, 溶岩ドームと, 直径200ｍ, 比高20ｍほどのスコリア丘（あるいはス

パター丘）とみられる地形があり, その山頂に火口とおぼ（YHY）の北（YHY-LN）と南（YHY-LS）に溶岩流が認め

しき凹地がある。そこから流出した新鮮な無斑晶質玄武

られる4, 7）。

岩溶岩を, 天子平別荘地内の谷（地点796）で確認した。
この溶岩流は, 谷の下流にある川津筏場火山のマールに岩ノ窪東（再定義）と岩ノ窪西：かつて直径100ｍのマーが, 本火山のものは無斑晶質であり, 両者の区別は容易

図した結果, その南に隣接したほぼ同じ大きさのマールは達していない。川津筏場火山の溶岩には斑晶が多いである。天子平火山は,ル（岩ノ窪火山）を認めていたが1, 3）, 赤色立体地図を読寒天林道-大平-鉢ノ山火山列1）を認め, 両者をまとめて岩ノ窪東火山（IKH）と呼ぶことに

16

特集

図-３.1.1３
図-３.1.11

岩ノ山付近の赤色立体地図（左）と地質図7）（右）払付近の赤色立体地図（左）と地質図7）（右）（四角で囲んだ数字は地点番号）

写真-３.1.4

図-３.1.12

払タフリングの断面（地点917）

台ノ山付近の赤色立体地図（上）と地質図7）（下）（四角で囲んだ数字は地点番号）した。また, 250ｍ西にもうひとつのマール（直径150ｍ）
を認め, 岩ノ窪西火山11）
（IKN）
とした
（図-3.1.11）。

台ノ山：かつては単一の溶岩ドームと考えられていたが2, 3）, 赤色立体地図の読図と現地調査の結果, 溶岩ドーム
（DNY）と溶岩流（DNY-L）に区分できた（図-3.1.12）。
レスを挟んで溶岩流の上位10cｍに大室山テフラ（4ka,
厚 さ80cｍ）, さ ら に そ の 上 位30cｍに 岩 ノ 山 テ フ ラ

写真-３.1.5（2.7ka, 厚さ60cｍ）があることから（地点519）, 台ノ山の噴火年代を4.4kaと考える。

払タフリングに挟まれる箱根Da-4軽石（白い破線と破線の間のオレンジ色の層，
地点916）

る古い安山岩溶岩流からなることがわかった。

はらい

払：赤色立体地図の読図と現地調査によって, 相模湾

払タフリングの断面は, 北側の小道（地点917）と沢に面した高さ150ｍの海食崖の上部に露出する溶岩流（地点916）で観察できる（写真-3.1.4）。ともに厚さ10（図-3.1.13）, 海食崖の下部は天城火山起源とみられ40cｍの箱根Da-4軽石2）を挟んでいる（写真-3.1.5）。

ｍ以上の爆発角礫岩と細粒火山灰の互層からなり, 厚さ（HRI-L）はタフリング（HRI）の火口を埋めたものであり

17

火山

特集

火山

図-３.1.15

川奈南の赤色立体地図（上）と地質図7）（下）（四角で囲んだ数字は地点番号）

伊東市三野原の地点895で発見した（図-3.1.15）。この

スコリアは, レスを挟んで馬場平-鉢ヶ窪テフラ（24ka）の65cｍ下位, 地久保テフラ（37.5ka）の40cｍ上位にあることから（図-3.1.3）, 噴火年代を32.5kaと推定した。
図-３.1.14

高室山付近の赤色立体地図（上）と地質図7）（下）（四角で囲んだ数字は地点番号）

含雲母グリース状火山灰：伊東市三野原（地点895, 図-3.1.15）で外来テフラとみられる厚さ5cｍの白色細粒火

山灰を発見した（写真-3.1.6）。軽石型の火山ガラス（屈

このことは, これまで年代不詳とされてきた払火山の噴折率：1.494,1.498-1.501）を主体とし, 多数の緑色角

火年代が, 箱根Da-4軽石と同じ100kaであることを意

閃石（屈折率：1.672-1.683）・ 黒雲母と少量の石英結味する。

晶を含むこと, ならびに火山ガラスの化学分析結果から判断して,「含雲母グリース状火山灰（以下, Gr）」14）とし大室山：赤色立体地図の読図と現地調査によって, 溶岩て知られるテフラに同定される。給源火山は島根県の三流の分布図を大幅に改訂した7）。

瓶山（三瓶池田軽石）と考えられているが15）, 伊豆諸島の可能性もある16）。

たかむろやま高室山：かつてタフリングと考えられていたが2, 3）, 赤色

立体地図を読図した結果, 楔型の丘の北部のみが火山体であることがわかった（図-3.1.14）。その北側の沢（地点915）に直径50cｍの火山弾を多数含む厚さ5ｍ以上の粗粒スコリアが分布することから, 火山体の主部はスコリ

ア丘（TMY）と考えられる。火山体の山頂部や遠方で認められる鶯色火山礫2）は噴火末期の噴出物であろう。

沼池（改名）：一碧湖マールの南東に隣接し「東大池」という火山名で呼ばれていたマール11, 13）を, 古来の名前で
ある沼池
（NMI）
に改名した3）。

川奈南：噴火年代が不詳であった川奈南スコリア丘（KWM）起源とみられる厚さ20cｍの降下スコリアを,写真-３.1.6

18

含雲母グリース状火山灰（中央の白い層）

特集

水道山スコリア丘の直下ならびに北側の谷（小川沢）に

地点895のテフラ ／ レス断面におけるGrの層位は, レ

スを挟んで地久保テフラ（37.5ka）の下位85cｍ, 城星テ

は地すべり堆積物とそれをおおう湖成シルトが広い範囲のレス堆積速度を一定とした内挿によりGrの噴火年代はめ湖が, スコリア丘の噴火発生とともに決壊したことがわにみられ, 噴火以前の地すべりによって生まれた堰き止フラ（71ka）の上位140cｍであり（図-3.1.3）, その間かる（写真-3.1.7, 3.1.8）5, 17, 18）。

50kaとなる。

小室山：南北に隣接した2つのスコリア丘をもつ火山と考えられていたが1）, 現地調査の結果, 北側の丘が溶岩流出口に栓をしたｐlug doｍe（KMY-D）
であることを確認した3）。また, 赤色立体地図の読図と現地調査によって,溶岩流の分布図を大幅に改訂した7）。

じょうぼし

（新称）
：城星付近からその西南
城 星（再定義）と茶野

西の伊豆急行線近くまで伸びる溶岩流は, 城星タフリン

グ（JＢS）から流出したと考えられていたが2, 3）, 現地調査の結果, 両者の分布は離れており, 城星火口の西北西500ｍの伊東市立南中学校の建つ丘を溶岩の流出口と考えざるを得ない。ここを新たに茶野火山（CHN）と命名した4, 7）。両者は北西-南東方位の噴火割れ目上に並ぶ火山列とみられる。

内野と物見が丘（新称）：伊東市役所の建つ台地（物見が丘）は, 内野スコリア丘（UCN）から北西に流出した厚い溶岩流（UCN-L1, L2）からできている（図-3.1.16）。
この溶岩は西方に流れて伊東市立図書館付近で松川に達している。しかしながら, 溶岩流の直下と周囲（地点

393など）に爆発角礫岩が分布することから, 溶岩流に埋められたマール（物見が丘火山：MMO）があり, マールとスコリア丘を結ぶ北西-南東方位の噴火割れ目が存在するとみられる。

図-３.1.16

伊東市役所付近の赤色立体地図（上）と
地質図7）
（下）
（四角で囲んだ数字は地点番号）

図-３.1.17

水道山付近の赤色立体地図（上）と地質図7）（下）（四角で囲んだ数字は地点番号）

内野スコリア丘から流出した溶岩は, 伊東市竹の下の地点861において, レスを挟んで地久保テフラ（37.5ka）の 約5ｍ下 位 に あ り, こ の 地 久 保 テ フ ラ の 上 位 を 厚 さ140cｍのレスを挟んで馬場平-鉢ヶ窪スコリア（24ka）がおおう。馬場平-鉢ヶ窪スコリアと地久保テフラの間に挟まれるレスの平均堆積速度10.4cｍ/yを下向きに外挿することにより, 内野溶岩の噴火年代を86kaと推定した。
ばばのたいら馬 場平-鉢ヶ窪（再定義）, 第一水源（新称）：伊東温泉街の北西側の丘陵地（水道山）には馬場平スコリア丘（ＢＢT）とその北東側に2つの火口（鉢ヶ窪火口と伊東ス
タジアム火口）があると考えられていた1, 3）。

しかしながら, 伊東スタジアム火口はスタジアム建設以前の地形図に認めることができない。馬場平から鉢ヶ窪
火口にかけて伸びる尾根のいたる所に火口近傍相と考えられる厚くて粗粒のスコリアが分布するため, この尾根自体を噴火割れ目に沿って伸びたスコリア丘（水道山スコリア丘）とみなすのが自然である5, 7）（図-3.1.17）。伊東ス

タジアムがあった凹地（現在は伊東市民病院が移転）は
人工的な凹地と考えられる。

19

火山

特集

火山

鉢ヶ窪火口の東北東700ｍの伊東市第一水源（地点511）の脇に岩脈19）が確認でき（写真-3.1.9）, 水道山
スコリア丘を形成した割れ目火道がそこまで伸びている
ことがわかる。付近には同源とみなされた溶岩流も報告されているため19）, 別の火口
（第一水源：DIS）があった

と考える。
すくもやま

巣雲山：従来の地質図にも描かれていたが20）, 巣雲山

スコリア丘
（SKM）
から北西に流れ下った小規模な溶岩流（SKM-L）を現地で確認した3, 7）。

写真-３.1.7

小川沢（図３.1.17の地点498）にみられる土石流堆積物（崖の下部）とそれをおおう湖成シルト（崖の上部）

図-３.2.1
写真-３.1.8

青羽根付近の赤色立体地図

地点498の湖成シルト（写真下部）の上位を直接覆う水道山スコリア丘起源のスコリア

写真-３.1.9

伊東市第一水源わきに見られる岩脈

図-３.2.220

八丁池付近の赤色立体地図（記号Hが八丁池）

特集

３.2

伊豆東部火山群ではない地形

シラヌタの池：東伊豆町の川久保川上流左岸の凹地に青羽根付近：伊豆市青羽根付近の狩野川左岸の尾根にシラヌタ（不知）の池がある。この凹地はかつて火口とさ

直径60ｍほどの円形の凹地があるが（図-3.2.1）, 現地れたが11）, その後否定されていた2）。赤色立体地図を読調査の結果, 新鮮な噴出物は認められなかった。

図した結果, この凹地は地すべりによって支流の谷が堰き止められてできたことがわかった（図-3.2.3）。

八丁池：伊豆市の八丁池は, かつて天城火山の火口のひ

おおはたの大幡野：伊豆市の大幡野付近の直径50ｍほどの凹地（図とつと考えられたこともある21）。赤色立体地図を読図した結果, 八丁池のある凹地は, 活断層の変位によって谷-3.2.4）は, かつて火口とされたが11）, その後否定されて（図-3.2.2）。

する天城火山の安山岩質溶岩流が露出しており, 周辺にの上流側（東側）が沈下したために生じたことがわかった

いた2）。現地調査した結果, 凹地の内壁には流理が発達新しい時期のテフラや溶岩流の分布は見られないことから, 火口と考えることは困難である。

その他：そのほか伊豆東部火山群の分布域（とくに浸食の激しい東伊豆町, 河津町, 下田市内）には, 陸上火山がつくった原地形と考えられる平坦面・緩斜面・谷に沿ったローブ状や段丘状の地形が, 孤立した形で多数残されている。こうした地形も可能な限り現地調査したが, いず
れも天城山などの古い時期の火山, あるいは土石流堆積物がつくる地形と判明した。

4.噴火年代の修正
以上述べたテフラや火山の噴火年代に関する新たなデータに加え, 酸素同位体層序にもとづく茨城県沖の海底コアのテフラ年代22）にもとづいて東京軽石に伴う火砕流堆積物（Hk-TPfl）と御岳第一軽石（On-Pｍ1）噴火年
代をそれぞれ66ka, 95.7ka（過去論文2）では52kaと99kaを使用）とみなし, さらに水月湖のボーリングコアの
図-３.2.３

解析結果23）による姶良Tn（ＡT）火山灰の年代30ka（過シラヌタの池付近の赤色立体地図（記号Sがシラヌタの池。破線で地すべりブロックを示す）

去論文2）では26kaを使用）を採用し, 本地域に分布する
テフラの噴火年代を再度見直した（図-4.1）。

この結果, 船原火山列の年代（153ka, 前述）が遠笠山（141.5ka）よりも古くなり, 東伊豆単成火山地域で最古となった（過去論文2）では遠笠山が最古）。ただし, 両年代はいずれも外挿で求めているので推定精度は高くない。
改 訂 さ れ た 他 の 主 な 噴 火 年 代 は, 川 津 筏 場14ka（38ka）, 小室山16ka（14.5ka）, 堰口19ka（17.5ka）,
馬場平-鉢ヶ窪-第一水源24ka（21ka）, 地蔵堂25ka（22ka）, 鉢ノ山34ka（38ka）, 国士越38ka（29ka）,
地久保37.5ka（32ka）, 城星71ka（56ka）, 大池-

小池64ka（72ka）, 門野-荻-一碧湖-沼池ならびに梅木平100ka（103.5ka）, 物見が丘-内野86ka（80ka）
である（カッコ内は過去論文2）の値）。

ま た, 年 代 不 詳 だ っ た 火山の う ち, 台 ノ山, 観 音山

東, 川 奈 南, 払 の 噴 火 年 代 を そ れ ぞ れ4.4ka, 29ka,
32.5ka, 100kaと推定した。与市坂はかつて4kaと推定されていたが1）, 鉢窪山（17ka）より大幅に古いことがわ

図-３.2.4

かった。エサシノ峰の噴火年代も, 鉢窪山と滑沢より大大幡野付近の赤色立体地図（中央の凹地が大幡野「火口」）

幅に古いと推定される。

21

火山

特集

火山

5.火山分布と噴火割れ目の修正
本研究の成果を取り入れた東伊豆単成火山地域の火山分布を示した（図-1.1）。

新発見の火山は二本杉林道火山と天子平火山の2つ,

新たな噴火割れ目が認定された火山は船原火山列（船原

北・船原中・船原南）, 与市坂火山列（与市坂北・与市坂南）,
佐ヶ野川上流-観音山東火山列, 赤窪火山列（赤窪西・赤窪東）, 茶野-城星火山列, 物見が丘-内野火山列の6つである。

同一噴火割れ目の配置や割れ目上の火山数を見直した火山は, 北野原東-国士越-国士越南-箒原東火山列,

沼ノ川火山列（沼ノ川北・沼ノ川南）, 寒天林道-大平-鉢ノ山-天子平火山列, 岩ノ山-岩ノ窪西-岩ノ窪東-富士見窪-孔ノ窪-孔ノ山-矢筈山-伊雄山火山列, 馬場平-鉢ヶ窪-第一水源火山列, 門野-荻-一碧湖-沼池-払火山列, 梅木平火山の7つである。最後の2例について以下に説明を加える。

箱根Da-4軽石の挟在を発見したことにより, 払火山の噴火年代が100kaとなり, 同じ軽石を挟む一碧湖マール
ならびに梅木平タフリング2）と同時噴火であることがわかった。従来は火山配列とテフラ層位によって門野・荻・
一碧湖・沼池・梅木平の5火山が同じ噴火割れ目上に生じた同時噴火火山列と考えられてきたが2）, 梅木平タフリ

ングの位置は門野から沼池までの火山列の並びから北にずれた位置にあり, しかも梅木平タフリングの伸びる方向

は地下に別の噴火割れ目の存在を示唆する。よって, こ
こでは門野・荻・一碧湖・沼池・払の5火山をひとつの噴火割れ目と考え, その北東側に並行して生じた別の噴火割れ目によって梅木平タフリングが生じたと考える。なお, 梅

木平火山起源の溶岩流に直接おおわれるスパターを供給した火山として三野原東火山が推定されており2）, その付近にも同時噴火した別の噴火割れ目の存在が示唆される。しかしながら, このスパターは梅木平溶岩流の末端で生じた二次的な噴火の産物かもしれない。

なお, 馬場平スコリア丘・鉢ヶ窪・第一水源の3火山を結ぶ噴火割れ目の方位（北東-南西）は, 周辺の他の噴火割

れ目の方位（北西-南東）と著しく異なるが, その理由は不
明である。

謝辞

調査地域の赤色立体地図を使用させて頂いた国土交

通省沼津河川国道事務所に感謝します。また, ダイヤコ
図-4.1

ンサルタント（株）の小林淳さんには外来テフラの鉱物な

伊豆東部火山群の噴火年代のまとめ（文献7）の図を修正したもの）

らびに化学分析, パレオ・ラボ（株）ＡMS年代測定グルー
プには放射性炭素年代測定をして頂きました。ここに記して感謝します。

22

特集

参考文献

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23

火山

特集

火山

火山性地震と微動を用いた火山監視名古屋大学大学院環境学研究科

熊谷博之

震と呼ばれる。本論文ではこの分類に基づいて議論を進1.はじめにめる。火山性地震・微動の観測波形の特徴とその発生メ1）やカニズムに関する詳しい説明は, 西村・井口（2006）

近年, 日本の火山で噴火が相次いでいる。2014年の御嶽山噴火による戦後最大の人的被害, 2015年の口永3）Chouet and Matoza（2013）に述べられている。以の誕生など, 火山噴火は社会的にも大きな関心となってとの対応も示した。

良部島噴火に伴う全島避難, さらに西ノ島における新島

下では上記の分類と日本で一般的に用いられている名称

いる。火山の噴火やその前兆的な活動を監視する上で,火山で起こる地震や微動の観測は大きな役割を果たして

2.1

うなメカニズムで発生しているかを解説するとともに, そム）によって発生する地震をVT地震と呼ぶ。VT地震でする。

地震波が観測される（図-1a）。VT地震は, 通常の地震のいる。本論文では, これらの火山性地震や微動がどのよ

VT地震（火山構造性地震,高周波地震, A型地震）

火山において断層面のすべり（ダブルカップルメカニズ

れらを用いた火山監視に関する最新の動向に関して紹介

は断層面での急激なすべりによって励起された短周期の2.火山性地震・微動の特徴と発生メカニズム

ように本震・余震の系列で発生するものもあるが, 比較的火山では多様な波形の特徴を示す地震や微動が観測して観測される場合が多い。マグマや熱水などの移動に規模の似た地震が短い時間に多数発生する群発地震と伴い火山における応力状態や間隙圧の変化が起こり, VTされる。その多様性に基づいて多くの研究者によって地震が発生すると考えられている。

独自の分類が行われた。そのために様々な名称が存在

し, 統一されていないという問題がある。それらの名称
は西村・井口（2006）1）にまとめられている。国際的には

2.2

一般に使われる傾向にある。（1）T =0.1s, 短周期（shortを示す（図-1b）。規則的あるいは不規則的に減衰振動す（3）
T =10s, 超長周期（very long ｐeriod：VLP）,（4）い。LPイベントはダブルカップルとは異なるメカニズム

T ）を用いた以下の分類がｐeriod：SP）,（2）T =1s, 長周期（long ｐeriod：LP）,

る波形の特徴を示し, P波とS波を区別できない場合が多T =100s, 極長周期（ultra long ｐeriod：ULP）。このを持ち, 体積変化を伴うメカニズム等が推定されている。
LPイベントは, 流体に満たされた共鳴体の振動によって分類に基づき, 長周期帯のシグナルをもつ地震をLPイベ発生していると考えられている。共鳴体の形状として球ント, 超長周期帯の場合をVLPイベントと呼ぶ。ただし体・パイプ・クラック等が考えられてきたが, 近年のLPイベ

短周期帯のシグナルを持つ地震は以下に述べるようにそントの解析からは, クラックすなわち亀裂の振動4）を示すのほとんどが断層運動によるため, 火山で起こる構造性
地震という意味のV T（volcano tectonic）
地震という名結果が示されている5,6,7）。亀裂内部には, 熱水・マグマ・称が用いられる。また爆発的噴火に伴う地震は爆発地

図-1

LPイベント（低周波地震, B型地震, N型地震）

LPイベントは, 周期が1秒程度で振動する波形の特徴

Chouet（1996）2）による周期（

火山灰とガスの混合物など, 様々な流体の存在が指摘さ火山で観測される様々な地震

24

特集

れている8,9,10）。地下数百メートルといった浅部や5,6,7）,

らの火山は気象庁および大学・研究機関・自治体等が設置に発生する場合もある。

いられている。防災科学技術研究所が運用する基盤的15～20kｍの深部で発生するものがあり11,12）,2.３

した地震計・空振計・傾斜計・GNSS等のデータが監視に用

群発的

火山観測網（防災科研 V-net）の観測データはWebサイVLPイベント（長周期地震, 超長周期地震）

トを通して一般に公開されている。このサイト（httｐ://

www.vnet.bosai.go.jｐ/）では気象庁が運用する火山観

VLPイベントは, 周期が10秒程度のパルス状の波形を測点の観測データも公開されている。

示す場合が多い（図-1c）。ただしLPイベントのように振動波形を示す場合もある。下記に述べる可搬型の広帯域地震計を用いて多くの火山で広帯域地震観測が行わ

３.2

般的に存在することが示された。VLPイベントのメカニに合わせて, 定量的な波形解析手法の開発が進んだ。そ化を示す場合が多い。VLPイベントの発生にも流体が関ＡD変換におけるダイナミックレンジの制約のために, 微

れまでの短周期地震計による観測では, アナログ伝送やズムもダブルカップルとは異なり, 開口クラックの体積変小から大振幅までの波形全体を解析に用いることが困難

与しており, 噴火に伴うマグマの破砕過程13）, マグマの脱ガス過程14）,であった。さらに短周期の地震波形記録は, 火山の複雑

マグマ火道の振動15）, 熱水流体の体積な内部構造の影響を受けており, それらを定量的に解析

変化16）など, 多様な発生過程が推定されている。
2.4

波形インバージョン解析法

広帯域地震観測による高品質のデータが得られるのれたことにより, VLPイベントが活動的な火山において一することは地震学的にも大変難しい問題であった。一方

爆発地震（噴火地震）

で, VLPイベントは長波長のシグナルであるため, 火山の爆発地震は, 爆発的な噴火によって発生する地震で内部構造の影響を受けにくい。さらにVLPイベントがそまで幅広い震動の成分を持ち, 空振を伴って観測されるとなったことで, 波形インバージョンを用いた定量的な解の震源を囲む稠密な広帯域地震観測点により記録可能あり, 短周期から超長周期（場合によっては極長周期）（図-1d）。爆発地震は, 火道を密閉する蓋が内部の圧析手法の適用が可能となった。

により発生すると説明されている17）。

ントテンソルおよびシングルフォース）を用いた波形イン

2.5

成波形（グリーン関数）の計算手法の開発25,26）が, 1990

体積変化や質量移動を考慮できる震源表現（モーメ

力の上昇により破壊され, 鉛直下向きの力と火道の収縮バージョン手法の開発23,24）と, 火山地形を考慮できる合微動

微動は, 規則的あるいは不規則的な振動波形が長時年代後半から2000年代初頭にかけて進んだ。これらの活動等に伴って火山の内部で発生するものだけでなく,となり, その発生メカニズムの推定が世界中の火山で進手法を用いることによりVLPイベントの定量解析が可能

間にわたって持続する特徴を持つ（図-1e）。微動は噴火んだ。その結果, 上述のような多様な発生過程がVLPイ

火砕流や土石流（ラハール）といった表面現象によってもベントの発生に関与していることが示された。

発生する。微動に関しても様々な流体がその発生に関与

このような波形インバージョン手法を用いて安定したしていると考えられており, マグマやガスの流れによる火解を推定するためには, 数点以上の震源を囲む観測デー

道の振動18,19）や気液二相流の振動20）などがその発生モタが必要である。少ない観測点しかない場合には, 一般

デルとして提唱されている。

的な震源表現を用いた波形インバージョンの解を推定す

３.観測および解析ることが困難となる。そのような場合に, 震源表現に先３.1を安定的に推定できる手法の開発も行われた27）。波形

験的に制約を与えることにより, 波形インバージョン解

火山における地震観測

電磁式の短周期地震計（周期1秒）とアナログ伝送を用

インバージョン手法はLPイベントにも適用することが可いたリアルタイム観測システムが, 1970年代に多くの火能であるが, VLPイベントに比べてLPイベントの波形は山に導入された。1980年代後半からは可搬型の広帯域波長が短いために火山構造の影響を受けやすい。その

地震計, 24bitのＡD変換器とGNSSを利用した時刻校正ため, なるべく震源の近くで観測された波形を用いる必装置を備えた記録計, さらにデジタル伝送技術を用いた要がある。

地震観測が行われ, 広帯域かつ広ダイナミックレンジの高品質な地震データがリアルタイムで取得されるように３.３界の火山で行われている13, 17, 21,22）。

を受けており, 波形全体を定量的に解析することが困難でに関して火山防災のために監視・観測体制の充実等が必て解析が行われてきた。それらを用いて, VT地震などのなった。現在では広帯域地震計を用いた稠密観測が世

短周期波形の解析法

短周期波形は上述のように火山の複雑な構造の影響ある。そのため, 初動走時や押し引きなどの情報を抽出し日本には100を超える活火山があり, そのうち47火山

震源決定28,29）, 火山の3次元速度構造の推定30,31,32）,

要な火山として気象庁により監視が行われている。これ

25

火山

特集

火山

応力場の推定33,34）などが行われている。基準となる地震

4.火山監視ントの抽出と震源推定を行う手法（整合フィルタ法）
がVT

4.1

VT地震を用いた詳細な震源決定により, マグマが移動す

生することがMcNutt（1996）61）によって指摘されていまたVT地震は噴火の前に群発的に発生する場合があり,

まり, いったん静穏化してLPイベントおよび微動が発生

波形（テンプレート）をもとに, 波形の相互相関によりイベ

地震などの短周期波形の解析に用いられている35,36）。

火山性地震・微動の活動推移

火山性地震・微動は噴火前に規則的な推移を辿って発る経路やマグマの貫入過程が推定されている37,38,39,40）。

る。これは, VT地震の群発活動により地震活動度が高し, その後噴火に至るという推移である。最近の広帯域

その発生数の時間変化から噴火の予測ができるとする研

地震観測からは, 上述のVLPイベントも噴火前に発生す究もある41,42）。

ることが知られている。さらに噴火に伴って, 爆発地震・LPイベントと微動は, その波形の立ち上がりが不明瞭

微動・VLPイベントが発生する（図-2）。この推移は, マグ

な場合が多く, 到着時刻を用いた震源決定は困難である

マの貫入によるVT地震の発生, マグマや熱水流体の振動場合が多い。そのためアレイ観測を用いてそれらの震源や体積変化によるLP・VLPイベントおよび微動の発生, そを推定する研究が進められてきた43,44）。近年, 短周期のの後のマグマ上昇と破砕による噴火と整合的に解釈でき

地震波振幅を用いた震源決定を用いた手法（ＡSL法）のる。例えば有珠山の2000年噴火や御嶽山の2007年お開発が進んだ45,46）。これは短周期（0.1−0.2s）の地震波

振幅がS 波に卓越しており, さらに震源からの距離のみのよび2014年噴火では, このような推移を辿って噴火に関数（S 波の等方輻射）として表わされるとして, 観測点至った。ただし同じ火山の噴火においても地震活動の推移が同じとなるわけではない。御嶽山では, 2007年噴の増幅特性の補正を行って振幅を用いて震源決定を行

火においてはこの前兆的な地震活動に3ヶ月程かかった

う手法である。この手法は到着時刻を用いる必要がなく,が, 2014年には2週間程度で噴火が起こった。

LPイベントや微動の震源決定に有効性が示されている。

このような地震活動の活発化が起こったにも関わらず,

等方輻射は火山における強い不均質性による散乱の効

果によって見かけ上成り立っていると考えられている46）。

噴火しない場合もある。例えば岩手山では, 1998年に解析を行うことにより, 振動周期と減衰を表すQ 値を推定

活動が活発化することなく噴火に至る例もある。口永良

地震活動が活発化したが噴火に至らなかった。また地震LPイベントの規則的に減衰振動する波形のスペクトル

部島では全島避難となった2015年5月29日の噴火の前することができる47）。それらの推定値を, 亀裂の振動モ

年, 2014年8月3日にも噴火が起こったが, この噴火は地デル4）に基づいて解釈することにより, 亀裂内の流体の種

震活動の活発化やその他の変動が観測されずに噴火に類や亀裂のサイズが推定されている8,9,10,48, 49）。

至った。

微 動 の 規 模 を 表 す 指 標 と し て は, Reduced

disｐlaceｍent（DR ） が 用 い ら れ て い る50）。 こ れ は噴火が発生した後は,噴火ごとに異なる複雑な活動推移を示す。雲仙岳では1990年11月17日に水蒸気噴火

微動の最大振幅を震源までの距離で補正したものである。噴火に伴う微動のDR は, 噴火の爆発規模を表すVEIが起こり,1991年5月20日に溶岩ドームが出現した。それ以降,溶岩ドームの成長と崩壊による火砕流噴火を繰（Volcano Exｐlosivity Index）51）と相関があることが示された52）。しかしその後の研究で, それぞれのVEIにり返した。三宅島では2000年7月8日に水蒸気噴火が過小あるいは過大評価される可能性があることも指摘

月中旬まで続いた。山頂の陥没が停止するのと同時にマ定した震源での振幅（震源振幅）が推定されるが, これが起こった。

対してDR の幅が大きいことが分かり, DR からはVEIが起こった後, 山頂の陥没によるカルデラ形成が2000年8

グマ噴火が発生し, 大量の火山ガスの長期にわたる放出

されている53）。また上述のＡSL法では, 等方輻射を仮を噴火に伴う微動の発生期間中で累積した累積震源振幅が, 噴火の噴出物の総量と相関があることが示されている54,55）。

最近, 干渉法を用いた研究が地震学の分野で急速に進んでいる56,57,58）。この手法では, ノイズの発生源が観測点のまわりに一様に分布すると考えることで, 観測点間のノイズ波形の相互相関を取ることによりグリーン関数を推定する。推定されたグリーン関数からは, 媒質の速度変化を推定できる。干渉法を用いた解析が火山においても行われ, 噴火活動に伴って速度低下が起こることが示されている59,60）。

図-2 噴火前後で発生する地震活動の模式図
McNutt（1996）61）を改変

26

特集

このように噴火前に地震活動が観測される場合もある

が, 観測されたとしても必ずしも規則的に起こるわけではなく, それを用いて噴火の予知がすべての場合に出来る

わけではない。また噴火が発生してからは, その後の推移を予測すること非常に難しい。このように複雑な火山活動をリアルタイムで観測し, データ解析を行い, 定量的な解析結果に基づいて火山の状態を把握することが火山監視においては必要となる。特に噴火危機が起こった場合に手動で解析を行うことは困難であるため, 自動的に解析結果が得られる手法およびシステム開発が重要である。
4.2

波形インバージョン法を用いた火山監視

このようなアプローチとして, 波形インバージョン手法を用いた自動震源メカニズム解の推定システムがある。
このシステムは, グローバルあるいは地域的に展開された広帯域地震観測網のデータを用いて, 通常の地震の監視に一般的に使われており, 比較的規模の大きいVT地
震の監視にも活用されている62）。

VLPイベントの自動波形インバージョン解析システムの開発は, イタリアのストロンボリ火山において行われた24）。このシステムでは, この火山に設置された13の広帯域地震観測点のリアルタイム波形を用いて, 一般的な震源表現であるモーメントテンソルとシングルフォース

を仮定し, それらの震源時間関数と震源位置を波形インバージョン法によって自動で推定している（図-3）。スト

ロンボリ火山では噴火に伴うVLPイベントが定常的に発生していることから, このようなシステムの開発と運用が可能となった。一般的にはVLPイベントは噴火活動の活発化に伴って観測される場合が多く, そのような稀にしか観測されない現象に対して自動的なシステムを構築することは難しい。また安定して解を推定するためには多くの観測点で観測する必要となる。

自動的なシステムが構築できないとしても, VLPイベン

トが発生した場合に備えて波形インバージョン解析を各火山で可能としておくことは重要である。上述の2000
年三宅島の噴火では, カルデラ形成に伴って1日に1〜2

個のVLPイベントがおよそ1ヶ月にわたって観測された。
波形インバージョン手法を用いてこれらの波形の解析が行われ, 推定された震源メカニズムからカルデラ陥没の発生プロセスが解釈された63,64）。このような解析を迅速

図-３ ストロンボリ火山（イタリア）における波形インバージョン手法を用いた
24）
自動震源メカニズム推定（Auger et al., 2006）に行うことは, 火山の状態を把握する上で有益な情報を

もたらす。
4.３

（a）観測点配置：黒丸が広帯域地震観測点, 灰色は図-３bの領域を示す。
（b）震源位置の推定：六角形の大きさがその位置に推定されたイベントの数に対応する。2つのイベントに示された灰色の丸と線は, それらの震源の推定位置と誤差を表す。破線は断面図の水平位置を示す。
自動波形インバージョン手法により推定されたモーメン（c）トテンソル6成分とシングルフォース３成分の時間関数。

短周期波形を用いた火山監視

一般的には稀にしか観測されないVLPイベントに対して, 短周期波形は火山では常時観測される。よってそれらの波形をリアルタイムで解析を行い, 震源情報を推定することが火山監視にとって大きな役割を果たす。

VT地震については, 自動的に初動時刻を読み取るシ

27

火山

特集

火山

ステムを用いた震源決定を行うことが可能である。しかとともに, 自動的に解析結果が得られるシステムの構築

それらの読み取りが困難となる。このような場合に, 上述

いて火山の状態を把握し, 対象火山の過去活動や他の火しながら, 群発地震の場合は異なる地震の波形が重なり,が重要である。このようにして得られる様々な情報を用の整合フィルタ法の有効性が示されている65）。この手法

山での知識や経験を用いることにより, 噴火活動の予測

関から震源位置を推定するため, 波形がある程度重なっに基づいた火山情報を, 防災関係機関および地域住民にシナリオを制約する。このようなリアルタイムの状態把握ではあらかじめ設定されたテンプレート地震との波形相

タイムリーに伝達することにより, 適切な避難行動に繋げても解析が可能である。テンプレートの震源メカニズムることが必要となる。ただし, 上述のように前兆的な活動が分かっていれば, その震源メカニズムの推移も把握可

なしに噴火が起こる場合や, 前兆的な活動があっても過能となる。

去の経験が通用しない場合があることを理解しなければLPイベントと微動の震源推定に関しては, 上述した短ならない。火山監視の高度化は重要な要素であるが, そ

周期地震波の振幅を用いたＡSL法を用いることができる
45,46,66）（図4）。この手法は自動化が容易であり,れだけで火山災害が軽減できるわけではない。そのためいくつには, 迅速な情報伝達システムの構築, 火山災害の啓蒙,

かの火山においては自動システムが稼働している46）。VT

さらに火山現象の基礎研究の推進など, 総合的な取り組地震に対してもこの手法は適用可能である67）。さらに土みが必要である。

石流に伴う微動の震源推定においてもこの手法の有効性が示されている68,69）。ＡSL法では震源位置と震源振幅を同時に推定しており, その震源振幅は地震のタイプによらず地震マグニチュードとよい相関があることが示されており70）, イベントの規模の把握にも活用できる。一方で,この手法ではあらかじめ観測点の増幅特性をコーダ規格化法により推定しておく必要があり, 増幅特性の推定値の精度やノイズに震源位置が影響を受けやすいという問題もある70）。このような問題点はあるが, 自動的に震源位置と規模を様々な火山性地震や微動に対しても推定できることは火山監視にとって有用である。

噴火の発生の迅速な把握において, 天候や時間帯によらず情報が得られる地震観測の役割は大きい。地震の観測波形は噴火発生のリアルタイムでの同定に用いられているが, 上述のように噴火に伴う微動のDR とVEIの間には大きなばらつきがあり, 噴火の規模を推定する
手法は確立していない。LPイベントの振動波形の解析

により流体の種類や状態を推定することや, 干渉法を用いて火山体の速度変化を検出することは, 火山監視にとって有益なアプローチである。それらの結果を自動的に得ることは現時点では難しいが, このような解析を迅速に行う体制を各火山で整えておくことも重要な取り組みであろう。

5.おわりに火山における複雑な現象を把握するためには, 上述の様々な手法を用いて火山性地震・微動の解析を行う必要がある。そのためには, 各火山に少なくとも数点以上の図-4 北海道・雌阿寒岳の2008年噴火に伴う微動の短周期（0.1−0.2s）の振幅を用いた震源推定（Ogiso and Yomogida, 2012）66）

広帯域地震観測点を, 火口を取り囲むように設置しなけ

ればならない。さらに地震だけでなく, 地殻変動・空振・地球化学・電磁気等の観測を並行して行い, 多項目の観測（a）微動の地震波形：赤の矢印が解析に用いられた範囲を示す。
（b）震源推定の結果：色がS波の等方輻射を仮定した場
合の誤差，星印が推定された震源位置，逆三角形が観測点位置を示す。

記録の解析および比較を行うことも必要である。火山監視においては,「何が起こっているのか分からない」という状況に陥ってはいけない。そのような事態を避けるために, 様々な観測データをリアルタイムで取得し可視化する

28

特集

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31

火山

特集

火山

野外で見るテフラ層（火山灰層）
から
火山の噴火を考える
東京都立大学名誉教授

町田洋

各地の地形変化の過程と気候・海面変化, テクトニク

1.はじめにスの考察。

e）湖底・海底堆積物から得られる高分解能・高精度の年

火山国日本には広く火山灰層が分布している。江戸代資料と環境変化史。

時代に関東の人びとは富士山や浅間山の噴火で降灰を

1,970年代以降進んだ広域テフラの研究は, 稀な頻度経験した。明治以後も桜島1914年噴火の火山灰が本州の各地に降ったことや1924年西表島沖や1929年渡だが確実に起こってきた巨大噴火の特性を伝えてきた。

も報告されたことなど, 知見は増したが, まだ火山灰層をしている例を紹介し, テフラが大規模火山噴火を理解す

以下まず筆者が関わってきたもののうち鮮烈な記憶を残島駒ケ岳などの噴火で海に浮かんで海流に流された軽石る上で有用な手段となることを述べる。

鍵層として科学的に研究するまでには至っていなかった。
20世紀前中葉に北海道の泥炭地の開拓にあたり, 泥炭層の中に複数の火山灰・軽石層が含まれていて, その時代・給源を調べると火山活動や泥炭の堆積速度を知るこ2.古代みちのくに起こった大イベント

で火山灰編年学（テフロクロノロジー）の開始を告げる研のように, 三陸沖から福島沖にかけての日本海溝沿いのジーランドでも災害や土壌改良に関係してその後のテフ大地震が発生し, 大津波をもたらして列島の社会に深刻とができると認識されて調査が始まった1,2）。これが日本2011年3月11日に起こった東日本大震災では, 周知

究とみなされている。ほぼ同時期にアイスランドやニュー大断層がずれ動き, M9.0という当時全く想定外だった巨

ロクロノロジーにつづく研究が始まっていた3）。

な影響を与えた。実はこれに先立って, 東北地方の沿岸部の平野各地では, 過去に生じた津波のうちにも到達範

日本では関東平野で関東ローム層と呼ばれた土壌化

囲がきわめて広かった巨大津波があることを, 試錐調査

したテフラ
（火山灰, 軽石, スコリア）の累層が段丘地形のによって明らかにする研究が行われていた。

発達史を解く上で利用された。その後これらの中にはる

古代, ＡD869（貞観11）年に起こって東北地方各地にか遠くの火山に由来した火山灰（広域火山灰）が見いだされ, その給源・噴出年代・噴火-降灰機構・分布・災害・グロー

大打撃を与えた地震は, 史書の記録だけでは詳細はわか要であることが認識されてテフラの研究が進んだ4）。一のときの津波は内陸奥深くまで及んだ, きわめて大規模らない。東北地方の多くの低地の堆積物の調査から, こ

バルな環境変遷史研究で果たす役割など, 多様な面で重であったことがわかった。この知見から将来同様のこと

方変動帯日本では, 第四紀の湖成層や海成層が陸上にが起こる可能性があると警鐘が鳴らされたが, 広く認識

傾動隆起して観察できるところがあるため, その中に介在されず, 防災対策は普及しなかった。このことは, 自然のするテフラが鍵層として研究されるようになった。このよ

猛威はごく稀に起こるものだが一旦発生すると甚大な災

うに火山灰は瞬時に広域に堆積する特性があることに注

害を起こすこと, したがってそれについての地道な研究

目して研究がすすめられた。一方その成因について火山

は, 国土の防災や減災を図るうえで極めて重要だという学的考察も行われてきた。

教訓を残した。

テフラと呼ばれている軽石・火山灰・スコリアは短時間に

ここでは, この内陸部まで達した貞観地震大津波の認噴出し, 広い地域を覆う。これを詳しく観察すると, どこの火山で, いつ, またどのような噴火があったか, 当時の定に, 一枚の火山灰層が役立っていたことに焦点を当て,ができる。もちろん火口周辺に分布する火山噴出物はて, どのように発展したかを述べる。以下の記述は町田

それはどこの火山活動の噴出物かを調べることに始まっ

環境とそれに対する影響がどのようであったかを知ること

ほか5）が初めて発表し, その後補足したもの6,7）を基礎に火山活動を知る上で手がかりになるが, 遠方まで飛散し広域を覆ったテフラ層は, 次のような重要な情報を提供

する。

する。

1977年仙台で開かれた学会の懇親会の折, 私は仙台a）
火山活動の位置と火山地形の発達。

周辺にごく新しい厚さ数cｍで細粒の白いガラス質火山b）
活動の年代:その手がかりは給源地域より遠方のテ灰層があるが, 給源火山はよくわかっていないと東北大

フラ層から多く得られる。

学の中川さんから聞き, 興味を抱いた。それから数年間,

c）
巨大な爆発的火山活動が広域の自然・人文環境全般

東北地方の各地で共同研究者とともに数多くのテフラ層に与えた影響とプロセス。

を見たが, その中で発掘中の多賀城遺跡の掘削断面はとd）
離れた地域間の地層や地形面の対比, それに基づく

くに刺激的であった（図-1）。多賀城は奈良時代から平安

32

特集

代から八戸・十和田周辺で「十和田a」と呼ばれた十和田湖の噴出物に続くと確信するようになった。降下テフラ

は十和田湖から北風で南方地域に運ばれ, 最後に破局
的噴火があって火砕流と二次的な火山泥流が生じたのである。

ところで十和田湖という湖はれっきとした活火山である。日本語では「山」が付いている「火山」という語のために, 火山とは富士山のように噴出物が積もってできた高まり（山）を指すと考えられ易い。しかし平坦地や窪んだ地形をもつ「火山」も少なくない。こうしたカルデラ地形は大規模な爆発的噴火が起こったために火口またはその周辺の地域が陥没・破壊したりしてできた地形である。十和田湖もその仲間で, カルデラができる前に一つの大きな成層火山が存在したという証拠はない。ここでは後期更新世の5～6万年前以降大規模火砕流を噴出した噴火が少なくとも3回は繰り返された。

最新のカルデラ形成噴火は最終氷期が終わる直前の約1.55万年前に十和田八戸テフラを噴出した珪長質マ
グマの大規模なマグマ水蒸気噴火で, 十和田湖はその前のほぼ同規模の大火砕流噴火で生じたカルデラがさらに広がって現在の地形になったと考えられている。この後, 約1.3～1万年前には, カルデラの南東部で珪酸分の図-1 多賀城遺跡における泥炭土,砂層と火山灰層6）
最下部の赤いスコップの位置には6世紀榛名二ツ岳
火山灰, 砂層の上位に断続する十和田a火山灰

少ない溶岩やスコリア層が何回も噴出する活動が起こり,小型の成層火山（現在の中湖をとりまく五色岩火山と呼時代の8世紀初めから10世紀半ばまで, ヤマト政権がエ

ばれる）を積み上げた。その後, マグマは珪長質に変わっ

ゾ制圧の拠点として築いた古代城柵である。城柵を取りて, 数千年おきに軽石を噴出する爆発的活動を起こすよ

巻く湿地には, 泥炭層があってその中には加工した材やうになった。そのうち約6,100年前の活動は大きく, 五

8世紀の土器, そして6世紀中葉の榛名二ツ岳の火山灰

色岩火山の火口が深く抉れて, 西側の火口壁がくずれ,

らに白色珪長質の厚さ4～7cｍの火山灰層に覆われてい内側の小カルデラとなった。これは直径約3kｍ, 鋭い錐が噴出したものである。また直下の砂層こそ, 貞観大津している。

の薄層が認められたが, その上位には厚い砂層があり, さカルデラ湖の水が入ってきた。現在見る中湖と呼ばれるた。この白色火山灰層は城柵の建設以後にどこかの火山で深く刻まれたようにカルデラの深さは330ｍ近くに達波の堆積物と思われる。

この中湖で起こった噴火のうちここで主題とした十和

中緯度にある日本列島のテフラの多くは上空の偏西風

田aテフラ（To-a）噴火は最新のもので, 地表まで達した火山灰も当初鳴子火山などの噴出物ではないかと考えら

プのマグマ水蒸気噴火を含むものであった。十和田湖近に運ばれて, 火山の東側地域に分布する。このためこの珪長質マグマが湖水と接触して激しく爆発・粉砕したタイれたが, 鳴子潟沼近傍で厚さや粒度を増すこともないし,傍のテフラの調査によると, このときに噴出したテフラのその噴出物とは組成がまるで異なる。この当時, 多賀城

におけるものと時代的に似た火山灰層は, 宮城県から北へ, 胆沢, 盛岡, 松尾, 二戸と見つかっていて, それぞれ別に独立したものとして分布地の名が付けられて記載されていた8）。また秋田県の鷹巣盆地胡桃舘遺跡では, 十和

田湖由来の大湯降下軽石層とそれに引き続いて住居を埋めたいわゆるシラス洪水堆積物が知られていた9,10）。
図-2は岩手県二戸における国道改修時に現れた黒土層

中の火山灰層である。多賀城のものより厚いが, 組成はよく似た輝石を含む細粒の珪長質軽石質火山ガラスである。共同研究者の新井・森脇両氏と私は各地の試料を採取してそれらの特徴を調べたところ, これらのテフラはひと続きの大噴火の所産で, 層厚と粒度の変化と層位・年

図-2

33

二戸の平安時代遺跡にみられる十和田a火山灰層

火山

特集

火山

層序（順序）は単純ではない。私たちの調査後, 多くの報

この噴火がいつ発生したかは, テフラ層と考古遺物, と告があるが, それらに最近の研究11）を参考にして要約す

くに陸奥国分寺での知見や貞観地震に関係した遺構との噴出する高い噴煙柱が立ち上り, 北風で南方に送られて年代などから平安時代の10世紀前半と推定された。こ関係, 各地のチャシ遺構との関係, 埋もれた木材の年輪

ると, 次のような過程が起こったらしい。1）まず軽石をの時代なら噴火を記した古文書が残っていてよい筈だが,降下した。2）その間にマグマと湖水が反応し激しいマグ

それは見出されていない。ただ「延喜15年（915年）7月

マ水蒸気噴火が少なくとも2回は起こって噴煙から横殴

13日出羽国言上雨灰高2寸諸郷農桑枯損之由」という扶りの突風（火砕サージ）が噴出し, 成層したテフラを堆積

桑略記の短い記事がある。この記事は「日本噴火史」でさせ, それとともに対流圏・成層圏に立ち上った火山灰がは鳥海山の噴火かと推定されたが, このとき鳥海山噴火

広域に降下した。3）最後に, 残った大量のマグマが一斉の証拠はないので, 当時ヤマト政権の勢力外にあった地にガスとともに噴出し, 火砕流をなした。この上に噴き域の火山, 十和田湖の噴火イベントではないかと解釈さ上がった細粒の火山灰も対流圏の風で種々の方向に広れた5）。その後これは追認されている。

がった。上記した大湯軽石層は1）の, また米代川の低地を埋めた毛馬内火砕流は3）の噴出物である。また東

このときのテフラは図-3に示したように, 現在の東北6北6県に及んだ火山灰は1）−3）の噴火で降下堆積したも県全域に分布していて, 列島で過去2千年間のテフラの米代川の谷間に流れ込んだ毛馬内火砕流は流水を混

十和田カルデラから流れ出す河川の下流低地では, 上のである。

うちでは最も広いものの一つである。

ぜて流動性を増し火山泥流（ラハールともいう）となり,

記の米代川のみならず十和田a噴火の影響を受けたとみ代川沿いに続く低い段丘はこの泥流の堆積面で, 堆積物

泥炭土を主とした湿地堆積物（弥生期～古代水田遺構を80kｍも流れて河口部の能代平野まで及んだ。現在米なされる地域がある。北西側の津軽平野の沖積低地でも,中に埋没した人家が数多く発見されてきた。谷間に大挟む）の上に軽石・火山灰を主体にした厚さ数ｍの土石流

被害を与え集落を埋めたのである。いわゆる「八郎太郎の地層がみられ, 津軽平野の低地で災害があったことが伝説」はこうした自然災害が語り継がれてできた伝承かわかる。この層には古い軽石・砂礫も多量にあるので, おら生じた9）。

そらくTo-aテフラの降下で広い流域の植生が荒廃し, 流域に分布する新旧の火砕流堆積物からなる丘や斜面から土石流が発生したに違いない。似た現象は1991年のピナツボ火山噴火でもあって, 数年後まで火山泥流や洪水が頻発して山麓盆地の広い水田地帯を荒廃させた。

３.つづいて見つかった白頭山（長白山）の大イベント
十和田aテフラがどこまで広がって分布するかを十和

田湖より北東側の地域で調べているうち, 青森県六戸町

柴山の1露頭で, 私はそれまで東北地方中南部で1層と思われていたものがよくみると数cｍの土層を境に2層あることに気づいた。ほぼ同じころ, 石狩平野南部の沖積層を調べていた森脇さんに情報を求めたところ, すぐに苫小牧港で勇払原野の泥炭層中に, 17世紀の渡島駒ケ岳,
樽前山, 有珠山のテフラ層の下, 樽前cというテフラの上にやや黄白色の細粒火山灰層があることが報告された。

これらテフラの岩質を調べると十和田a火山灰上位の層は十和田とはまったく異なる火山ガラスを主体とするテフラ層である。これはアルカリ岩質の鉱物を含むことがわかり, がぜん我々の興味はこの上層の火山灰に移ったのである。アルカリ岩質のテフラは日本列島の火山の噴出物にはほとんど知られていない。私は日本海周辺の地図を眺め, 上層のテフラは朝鮮半島北部にある白頭山
図-３To-aテフラの分布6）
十和田湖から南西谷沿いの分布域

起源ではないかと判断した。戦前の白頭山付近の地質や林学の調査報告も刺激的であった。この考えを実証する

は火砕流・火山泥流のには白頭山へ出かけねばならない。しかしその山は戦前,

34

特集

が進むと解明されていくことであろう。

北日本での上記二つのテフラの観察は, 遠隔の地での調査からそれらの給源火山がどこであったかはもとより, それらの活動の特色を解明できた劇的な出会いであった。

日本列島ではより古い（中・後期更新世の）巨大な爆発的噴火も, 似たように遠隔地の広域テフラを通じて解明されたものが多い。遠隔地で最初に同定された姶良丹
図-4

沢ＡT,鬼界アカホヤK-Ａh火山灰などの研究も似たものだ

B-Tm火山灰の分布・等厚線図14）が12,13）, また一方で大火砕流は広域テフラを生むとい雪の砂漠などと呼ばれ探検隊を編成して登山するところ,

う知見に刺激され, 逆にカルデラ周辺に広く分布する大は出かけられるところではなかった。そこで東大海洋研し, その発見・同定を導いた例も少なくない（Ａso-4, Ａta,

火砕流の存在から, 広域テフラがあるに違いないと予見という記憶があったので, 政治情勢もあってとてもすぐに

Toya, Kakuto, Kutcharoなど）14）。

や地質調査所などに保管されていた日本海の試錐コアを対象にして, 挟まれているテフラを採取し分析した。予想通り日本海北半の海底表層堆積物には共通して1枚のテフラ層があった。それは図-4のように西へ向かって厚さと粒度を増し, 白頭山を給源とすることは確実になった。

その結果, 我々はこのテフラを白頭山苫小牧テフラ（火山灰）と命名した。略号はＢ-Tｍである（Ｂは白頭山を示す:
韓国語でＢaegdusanまたはPaektusan, なお中国語では長白山Changbaishan）。

ぜひ調査したいと思っていた白頭山へはその後4回も出かけることができ, 降下軽石・火山灰と最後に大量の火砕流の噴出が, 天地カルデラ（直径約4kｍ, 深さ384ｍ）
から起こったことが確かめられた。カルデラは古く形成されたもので, その周辺には, 氷期に氷河でできた斜面がある。このテフラ（降下軽石と溶結した火砕流堆積物）はそれを覆い, 噴火前にあった森林を埋没させている（図-5）。

図-5 白頭山山頂域で軽石層に埋没し，凍結保存されて電柱のように立つ化石樹木

また噴火前に長期間火山活動の静穏期があったことを物語る厚い腐植質黒土層を覆う。このようにごく新しい噴出物である。したがってこの大噴火は朝鮮半島北部一帯の人々（渤海-後渤海時代）に一大災厄をもたらした現象であった筈であるが, それを記した文献記録はまだ見つかっていない。

その後, このＢ-Tｍテフラの噴出年代については, さま

ざまな推定方法が試みられてきた。現在までに得られた結果を表-1に示す。十和田a噴火から数十年経った10

世紀中-後期らしい。これは世界的に過去2,000年間に起こった最大噴火の一つであって, 当時の社会と環境に大きな影響を与えた筈なので, 実年代・季節を確定した

い。白頭山のテフラが厚く分布するのは朝鮮半島北東部である。山麓のうち東側の広大な地域で軽石層の直下にある厚く発達した黒土層は, 噴火前には長期間安定した森林環境に置かれていたことを示し, その環境下で渤

海国あるいはそれ以前の社会があったことを想起させる。

表-1

ところが現在の東麓では若い植生しか生えていない火山性の荒れ地が実に広い。まだ回復していないのである。
火山噴火が社会や生態系にどんな影響を与えたかは, 今
後この地域の考古学, 歴史学, 生態学と地学の共同調査

35

種々の資料から推定された白頭山
苫小牧テフラの噴出年代14）
これらのほかに最近ウイグルマッチンング法を適用した
AD945-960などの値の報告27）があるが，噴火前のガスの効果でさらに詳細には特定し難いとされた。

火山

特集

火山

る15）。これに対してより遠方でも肉眼で識別できるとこ

4.VEI7以上の広域テフラと環境への影響ろがある。遠来のテフラが堆積した後にすぐ別なテフラ

その他が覆うなどの条件があるところで, 風化・粘土化が爆発的噴火の規模は噴出物の総量と噴煙柱高度から遅くなって残ったことを示す。この点では噴火を高頻度

爆発度指数VEI（Volcanic Exｐlosivity Index）
として見で繰り返しテフラを積み重ねてきた富士山など活火山の積もられる。上記したTo-aとＢ-Tｍ噴火は, それぞれ5-6

山麓は遠来の広域テフラを識別するのによい地域である

級（噴出物総量のオーダー数～数十kｍ3）, および6-7級（図-7）。もちろん海底や湖底に沈積したテフラもよく保（同数十～数百kｍ3）である。

存されている（後述）。

日本列島には十和田湖を上回る大規模なカルデラがところで多くの大火砕流堆積物の現在の分布地は, 姶

少なくない。それらの形成に関わった爆発的噴火は, ほ良にしても阿蘇の場合にしても河谷や盆地を埋めて枝分

とんど例外なくVEI7級の大火砕流とそれに関係する降下

かれしている。あたかも溶岩流や洪水流のように低地をテフラを噴出した。

選んで流れ下ったのかと思わせる（図-8）。

どれも列島の海陸を問わず積もった（図-6）。

しかしこれらは九州山地のような高い山地を越えて給しかし任意の場所で調べようとするとなかなか見つからない。例えば御岳のテフラ群が河成段丘を覆っていて源と反対側の盆地（人吉盆地や加久藤盆地）に堆積領域

では, ＡT,Ａso-4 K-Tzなどの広域火山灰は, 野外ではほ150kｍも離れた高地にのし上がったりしている。

を広げ（ｐondingし）たり, 阿蘇の場合は吉備高原など

多数の地点で詳しい観察が行われてきた信州の伊那谷

一般に山地急斜面では侵食されて欠如している

とんど識別できず層位的に予想できる地層の試料を実験

が, 溶結した火砕流堆積物が積雪のように覆って残った室に持ち帰って顕微鏡で詳しく観察して初めて認識でき（ｍantlingし た ）事 例（ 大 隅半島山地の阿多溶結凝灰岩）もあり, あきらかに大噴火の火

砕流は起伏を乗り越えて流れたことを示している。したがってこのような大規模火砕流の到達したおよその範囲は, 図-9の点線域のように現在堆積している範囲を含み同心円状と認識できる。なおこれの外側にも火砕流本体が及ぶ場合
や火砕流前面で横殴り噴煙・突風が及んだ可能性は大きい。

これに関係する話題を挙げる。最近原発の再稼働や新設をめぐって, 地震・津波だけでなく, こうした大規模噴火の影

響がどれほどであるか検討されることが多くなった。

万一発生し, 火砕流の影響や火山灰が原発に及んだ場合に起こる悲劇は計り知れない。

当該敷地の中と近傍にかつての火砕流堆積物が現在みられないから安全という原発側の議論は非科学的であることはいうまでもない。

ニュージーランド北島のタウポ湖カルデラで起こった

ＡD232±10年の大噴火では,
図-6

第四紀後期広域テフラ分布図14）36

火砕流が尾根を直撃した結果,

特集

図-9
図-7

阿蘇４火山灰の分布14）

富士テフラに挟まれたAT 静岡県小山町明神峠下

図-10

相模野の箱根新期火砕流6）
地層が成層し, 斜めの層理をもつ。軽石と鉱物片がよくふるい分けられている。これは風や流水で運ばれたものの特徴である。この付近には同じような地層からなる砂丘地形がある。
〔大和市 下鶴間〕

津波・地震

海底で起こった爆発的噴火は大津波発生要因の一つ

図-8である。1815年インドネシア・タンボラ, 1883年同クラカトアの噴火（VEI7と6）では大津波が発生し広域に大災

阿蘇４火砕流の分布21）

害を与えたことはよく知られている。約7,300年前の南尾根の岩石を数十ｍに亘って破壊・転位させた事例が観九州鬼界カルデラの大噴火（鬼界アカホヤ火山灰K-Ａh

した姿をみることができる。

火砕流堆積物の最下部に海底から海水とともに一挙に度の流動層の特色をもつので認識できるが, しばしばこうち初期に噴出した降下軽石層や溶結凝灰岩および基を噴出13）の場合, 給源カルデラ縁の火砕流台地では大察されている。火砕流のもつすさまじいエネルギーを示
また火砕流堆積物は一般に無層理・不淘汰という高密打ち上げられた巨礫層が横たわっていて, 一連の噴火のれと同じ層であるが見かけが違うテフラ層が生じる。そ盤の地層を大きく削っているところがある（図-11）。

れは横殴りの烈風で軽石や岩屑, 火山灰が送られて砂丘

さらに九州各地や四国の南部の海岸低地でも, K-Ａh

堆積物と似た堆積相をもつものである（人吉盆地での姶

火山灰主体の津波堆積物が認識されている（たとえば大良入戸火砕流や相模野の箱根新期火砕流など, 図-10）。

分市横尾貝塚16））。

さらに知多半島の貝塚ではK-Ａhの層準を境に産出す

37

火山

特集

火山

る貝の生育度が劣化する場合があることが知られている 17）。これは海に入った大量のK-Ａh火山灰が, 当時の海洋表層の生態系に大打撃を与え（プランクトンなどを大きく減らして）貝の発育を阻害したことを想定させる。

VEI7級の鬼界アカホヤ噴火は南九州に大地震を発生

した18）。とくに一連の爆発的噴火のうち最後に発生した破局的火砕流噴火では, 大地震により液状化して上昇した砂礫の岩脈が南九州の各地で確認されている。屋久島や種子島などで驚かされるのは, 更新世の段丘礫層の
基盤岩石（四万十帯の砂岩・粘板岩）が破砕され上位の地層を貫く岩脈をなして地表（K-Ａhと同層位）に噴出したことがわかる露頭が多数あることである（図-12）。
図-11

鬼界カルデラ縁の竹島火砕流堆積物の崖にみられるテフラのユニット6）
注目すべきは下部に粗粒礫層（海底から打ち上げられたもの）をもつテフラが破局噴火の火砕流堆積物。左下の黄白色層は古い火砕流堆積物，それを覆う降下軽石と溶結凝灰岩はアカホヤ噴火
初期の噴出物。これらは最上位の火砕流に削平されている。

巨大噴火の経過・時間

これまで例として述べたVEI7-6級の噴火では, 最初噴

煙は垂直に立ち上りテフラを降下させるプリニアン噴火が起こり, それがしばらく継続したのち最後に破局的な火砕流噴火が起こって終焉するという順序であった。最近の数世紀に起こった大噴火（1815年タンボラ, 1912

年カトマイ, 1991年ピナツボ）では, 先駆的なプリニアン
噴火の継続期間は数日であった。初期の噴火から最後に破局的噴火に至るかどうかを予想するのは, よほど地下のマグマの挙動がわかるような観測が行われない限り,

おそらく不可能であろう。しかも8.7万年前の阿蘇4巨大噴火のように先駆的プリニアン噴火がなく, 大規模火砕
流噴出に終始した例もある。

こうした大噴火は地殻の上部に大きなマグマ溜りが生じたため発生するので, そのマグマの挙動を地表で観測できれば予測できると思われるかもしれない。しかしそう簡単ではない。イタリア・ナポリの近くにあるカンピフレグ

レイカルデラでは, 1970年代と1980年代の初頭に急激な隆起があって警戒したが, 幸い噴火には至らなかった。

日本でも伊豆小笠原弧の硫黄島（カルデラの中央火口丘）では年15-20cｍもの速度で隆起がつづいている19）。

また姶良カルデラ北岸地域では数千年間に10-15ｍと顕著な隆起の傾向が知られている20）。これらはテクトニッ
クな動きではなく, マグマの成長の影響かと思われる。

5.テフラの噴出から野外でみるテフラ層まで
一般に爆発的噴火で火口から噴出したテフラ粒子は火山ガラス, 鉱物, 岩片などで, 噴煙が風で送られると距離とともに厚さ, 粒度を減少する。

図-13のように, F-HoなどVEI4～5級のテフラでは, 粒

度と厚さは給源を離れると急に減少するが, VEI6～7級のＢ-Tｍテフラなどでは, 距離による減少率は小さい。この種のテフラは大爆発でもともとマグマの粉砕度が高
図-12かったのである。それはマグマそのものに含まれた水分

鬼界アカホヤ噴火時に起こった地震による液状化を示す岩脈6）
上の写真は屋久島，下の写真は大隅半島吾平町6）も関係するかもしれないが, それよりマグマが地表において海や湖の水に接触して, 激しい水蒸気爆発が行われた

38

特集

ことを物語るのであろう。

互いに区別し難く赤土や黒土様になる。

しばしば見られるのは, 細かい火山灰が凝集して「雹」と数の降下スコリア層が数十年～数百年おきに噴出し, 風の場合噴煙柱にある大量の水蒸気に由来したものと思わの山地・丘陵を覆って100ｍを越す厚層をなしている。しこうしたテフラは一般に非常に湿っていたと思われる。

後期更新世～完新世の富士山では, VEI3-4規模の多なり球形の粒子に成長した火山豆石である。凝集は多く下にあたる丹沢山地西部（富士山頂から東方15-20kｍ）れる。なお火山豆石は降下テフラのみならず火砕流堆積

かし, およそ30-40kｍ離れた山北や秦野付近になると区物にもしばしば含まれている。

別できるテフラの数は減り, 無層理に近い地層となる。

広域テフラの多くにみられる火山ガラスの破片は球形

箱根火山のテフラでは, VEI5-6程度の大きな噴火によのガラスの泡をなしていたものである。これは発泡・爆発

る厚い軽石層を何枚も噴出したため原状をとどめている。

挙に起こったことを示すのであろう。筆者の経験では, 鬼かけての地域では, 箱根東京軽石などの大規模噴火の降が地下の高圧条件下より, 地表またはごく浅い地下で一しかし50kｍ以上離れた相模原から武蔵野, 下総台地に

界カルデラの火砕流台地で手に取ってみた火砕流堆積下軽石層を除けば全体に赤土～黒土層（関東ローム層）

物の基地（マトリックス）は, つよく息を吹くと飛んでいくとなる。

ほど軽い（薄い）ガラス片で, こうしたものが広域テフラに

関東ローム層はみかけ上, 中国レスなどに似ていて, 火

つながるのだと直感した。当然のことであるが, みかけの山起源物質以外の粒子を混ぜることから風成塵起源で要なテフラである。

しかしよく観察すると粗粒のスコリアや軽石が認められ比重がより軽い火山ガラスや軽石ほど広域に分布する重はないかと, 研究の草創期から論じられることがあった。
ること, さらに周辺に湿地や湖沼があるとその堆積物中安山岩質・玄武岩質テフラには, 明瞭なスコリア・軽石層が一枚一枚識別できる（下

これまで主対象にした大噴火で生じたテフラがどれも末吉台地の周辺谷底（遺跡など）や霞ケ浦湖底堆積物な珪酸分に富み鉄やマグネシウムに乏しい流紋岩ないしデど）。したがって台地上の赤土や黒土の大半は富士山・浅イサイト質であるのに対して, 軽石やスコリアからなる安間山など成層火山に起源しているといえる。

山岩質または玄武岩質のテフラは火山国日本では成層またテフラ層の風化は気候の影響を強く受ける。約8.7

火山群の風下地域に普通に分布している。従来よく○○

万年前に噴出したＡso-4テフラは, 北日本ではよく認定

風化土のことが多い。この種のテフラ群では, 玄武岩・安くわずかである（図-9）。これは保存条件のよい地域が少ローム層や赤土などと記載されたものはその累層とそのできるのに, 距離的に近い西日本で認識できる地点はご山岩質火山ガラスは風化・粘土化してほとんど検出できなないことに加えて, 湿潤温暖な気候の影響も強いと思わい。また斑晶鉱物も風化・変質し易い。

れる。筆者の経験ではインドネシアやパプアニューギニ

この種のテフラをもたらす噴火は巨大火砕流噴火に比アなどの熱帯多雨地域のテフラは, 完新世のテフラや厚べると, 一回の噴出量は少ないが高頻度である。このたい火砕流堆積物を除くと, 風化・粘土化が激しく, ほとんど

め給源火山の近傍（給源から主風下方向の比較的近距

粘土化している。露頭での見かけは明らかに降下テフラ離）ならば個別に区別することが可能であるが, 遠方に離層であるが, 試料を水篩すると, ほとんどは粘土で, 残る

れると, もともと似ているテフラ層が次々に堆積した場合,

図-1３のは石英粒だけという場合が多い。さらに植生のない砂給源からの距離による粒度（平均最大粒径）の変化
距離に応じた粒度はVEI4-5級のF-Ho,As-A, U-Okiでは急激に細粒化するのに，VEI7級の広域テフラでは給源近くで粉砕され細粒のままで縮小率はごく小さい。

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火山

特集

火山

漠でのテフラは, 風で容易に移動し砂丘などをつくること

めると, 圧力が低下し一斉にそこ（火口, 割れ目火口）に集がある。溶結した火砕流堆積物は, 古くても認識できる。

まって急激に噴出すると考えられる。

本稿で述べたいくつかの巨大火砕流・広域火山灰を噴出した例のうち, 姶良カルデラの3万年前の噴火で生じた

6.テフラから給源火山とマグマを考える
To-aとB-Tmの類別

ＡTテフラはきわめて均質で, その化学組成は主成分を測定する場合の基準として用いられているほど一定である。

本稿の始めに対象にした十和

この場合には, 姶良カルデラ地下の特定エリアに均質で田湖と白頭山噴出の火山灰層は, 野外での見かけは後者

大きなマグマ溜りが形成されていたと想定できる。このの方がやや黄色じみている程度で, 厚さや粒度に大きなほかの内外の巨大噴火の例でも, ひと続きのテフラ層の違いはない。両者がはっきり区別できるのは火山ガラス

組成はよく似ていることが多い。

のタイプや斑晶鉱物と化学組成の大きな相違であった。

これらの例ではマグマ溜りの大きさ・形状は, 直径数kｍ

前者では火山ガラスが軽石型で角閃石を含まないこと,

これに対して後者ではより細粒の軽石型ガラスや角閃石,以上の巨大な餅状だったのかもしれない。なお日本列島

決定的に違うのはアルカリ含量（K2O,Na2O）がTo-aにリカのイエローストーンでは, 厚い大陸性の地殻が融けのカルデラよりはるかに大規模な, スマトラのトバやアメ

アルカリ長石などを含むといった鉱物の違いに加えて,て上昇し巨大なマグマ溜りができ, 数十万年の時間間隔少ないのに比べ, Ｂ-Tｍにきわめて多いことであった。日をおいてマグマは一挙に噴出し大規模なカルデラを形成

本列島のように海洋プレート沈み込み帯で生じる火山岩したと考えられる。

のアルカリ含量（とくにK2O）は, 火山フロント近くでは少一連の大容量のテフラでも組成がユニットにより系統

なく, これから離れるに従い多くなる。列島の中では西日的に異なり, マグマがやや不均質または混合していたと本の日本海沿岸の火山で多い。また微量成分も多様化考えられる例も多い。阿蘇4テフラの噴火（8.7万年前）する。この傾向は白頭山あるいは朝鮮半島東沖の鬱陵では, 火砕流堆積物は少なくとも3ユニットに区別され島の噴出物（図6, 13のU-Oki）, また済州島の火山岩できわめて顕著で, 地殻の厚い大陸で生じたマグマの特徴

21）, 初期には後期よりやや珪長質（デイサイト質）であっ

これらの点は明らかにテフラの類別や給源火山の判定

同様にユニットにより岩質に差がある。ただし阿蘇のテ

そうしたレベルでの特徴はテフラのもとになったマグマをた事例は決して例外ではなく, それぞれの給源火山のマをもっている。

た。阿蘇カルデラ起源のより古い火砕流や降下テフラも,に, 鉱物組成や化学組成が重要であることを示している。

フラの化学組成の傾向は全般に似ている14）,21）。こうし考える上で重要であることはいうまでもない。
テフラ層の対比・同定は総合的にグマの特性を示すに違いない。

マグマ溜りのzoningを示すテフラ

テフラを数多くの多様な性質をも露頭やコアで観察し, 見かけ上の特徴すなわち厚さ, 粒度

つテフラの中には, 上部層と下部層で鉱物組成が系統的が風化・土壌化の影響を受ける）, 上下のテフラ層や海・陸が少なくない。約12-11万年前のHk-KｍP-1テフラ層の地域的変化, テフラ構成物の種類と特性, 色（固有のもに変わるものがある。箱根の降下軽石層にはそうした例

成層・地形面との層位関係などに類似性や整合性がある

では, 鉄鉱物や鉄に富んだ斜方輝石が下部層よりも上部かどうかは, 各地にあるテフラの対比を行い, 給源火山を層に次第に濃くなっていく。当然全岩化学組成も層位に突き止める作業の基礎である。一方, 鉱物組成, 火山ガより変化する。こうした場合, 厚いテフラ層の試料をどこ

ラスの諸特徴, それらの屈折率, 化学組成
（主成分・微量から採取したかによって組成が異なるため, 離れた地域

成分）を調べて細かいことがいろいろわかってくると, 個々間のテフラの対比・同定を混乱させる。この種のテフラはのテフラ層は優れて個性的であることがわかる。
連続する1枚のテフラ層は均質か？

マグマ溜りから上方に伸びた火道で晶出した鉱物が重さにより分帯していて, 噴出が順次上部から下部に及んだ

日本列島の場合,

過程を想起させる22）。また一連の噴火なのに, 最初デイ

沈み込む海洋プレートのスラブに引き込まれた含水鉱物

サイト質軽石が噴出し, 続いて玄武岩質スコリアが近くのの効果で, 110kｍ程度の深さになると上部マントルの岩別な火口から出たＡD1707年富士山宝永テフラは著名石が融けてマグマが生じるとみなされている。これは次である。この場合の火道はどうなっていて, どのように形第に浮力で上昇し, 地殻に貫入すると上昇速度は遅くな成されたのであろうか。さらにテフラを構成する軽石と基り, ゆっくり冷却して性質を変え, また周囲の岩石を溶か地の火山灰とで鉱物組み合わせなどの性質が違う場合もしつつ地表に近づき, ある深さにとどまってマグマ溜りをある（三瓶浮布S-Ukなど14））。火道では軽石生成と基地形成し, 間欠的に噴火を起こすと考えられている。このマの場が異なっていたのかもしれない。この種のテフラも火道は特定エリアに複雑な網目状をなして集中している定は容易ではない。

グマ溜りの形状は様々に推察されているが, 多くの場合

遠隔地に運ばれる間にふるい分けが起こるので, 対比・同のであろう。そしてそのどこかが発泡し地表に噴出し始なお数多くのテフラがわかってくるとテフラの中には,

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ほぼ同時またはわずかな時間をおいて活動した別火山起源のものが重なり, 見かけ上一層をなしている場合も知7.今後のテフラ研究 水底に堆積したテフラ

られている（例:35-38万年前奥飛騨起源のTE-5a,と別火山起源のTE-5b）14）。こうした例は上記の話題とは異テフラ層は大規模噴火により瞬時に広域を覆うという特性をもつところから多分野に役立つ鍵層と認識されてることである。

知るという面に焦点を当てた。

きた。本稿ではテフラから爆発的火山活動とその影響をなるが, 当然テフラの対比・同定に当たっては注意を要す

テフラの組成陸上に堆積した降下テフラは, 給源から遠い地域ほど,野外調査を基礎にしてテフラの給源

また時代が古いものほど, 堆積物としては保存の程度が似た組成のテフラを供給し続けてきたかどうかがわかる。

すぐに覆われたものははるかによく保存されている。湖

落ちて使い難くなる。これに対して湖や海に降下堆積し,はどの火山（群）かが推定できると, 同一火山（群）はよく

成層や海成層のテフラはもとのテフラの性質をよく保持

同じ火山のテフラでも時代が違うと鉱物組み合わせがしているとみなされる。火山ガラスや斑晶鉱物も新鮮な違ったり, 化学組成に差があったりする場合がある。マので, その組成を研究し, 全国の火山活動史を考察する

グマが発生して周りの地殻岩石を溶かして上昇する場合,

圧力, 温度条件, 揮発成分, 原岩の条件がマグマの性質上で有用である。そればかりでなく上下の地層中に環境に個性が生じるのであろう。ある地域にまとまった大型可能にする。

変化や年代を知るための資料が多く, 高分解能の研究ををきめ, 毎回独特な組成のものを形成していくのでテフラ

日本列島周囲の広大な海底の堆積物は地球環境変化

成層火山（群）が形成された場合も, 単純に似た性格のマグマが活動し続けたのか, あるいは違った複数のマグマの解析を進め国際的な編年枠組みを構築することを可能う。それを知るにはテフラの多様な性質の中でどのよう上で有力な鍵層となり, コア同士, あるいは海底と陸上のにしている。テフラも海底堆積物の層位・編年を研究するがありそれらが混合して活動したのか, 種々の場合があろ

地層の対比を可能にする。また陸上では分布が限られるな組成上の指標を選んだらよいのであろうか。最近の分ことから層位関係が不明だったテフラ間の層位関係も明析技術の発達によって微細な火山ガラス, 鉱物についてらかになる。

主成分や微量成分が測定できるようになった。とくに火海底堆積物の残留磁気特性, 有孔虫殻の酸素同位体

山ガラスはマグマのメルトなので, その微量成分は地域比などはさまざまな環境変化（世界共通の気候変化も含的な上部マントルから地殻にかけての構造, マグマの生む）の基準となり, 同時にテフラの年代判定に役立つ。太

成過程を推定するのに重要視される。
テフラから火山活動史を推理

平洋側のコアでは世界各地の大洋からの資料と対比可

能な気候変化史（とくに有孔虫酸素同位体比変動）が編

従来○○火山はいつ

まれ, そのコアから何枚かのテフラが検出されて年代がから活動を始めいつまで続いたか, がテフラから議論され報告された（たとえば鹿島沖コア23））。また日本海や東ることがあった。例えば南関東のテフラ層序から, 富士山は約10万年前から, 箱根山はおよそ50～60万年前からシナ海などのコアでは氷期-間氷期の海面変化の結果,活動し始めたとされる。しかしそれ以前にもこれらの大海流に大きな変化が生じたこともテフラに関係して論じ型火山域からはテフラや溶岩が噴出しており, 活動開始

られた24,25）。

期もまた終了期も決めるのは難しい。一つの火山とは何

海底の試錐コアのみが資料になるばかりではなく, 変かという命題もテフラから考えてみる必要がある。
破局的なマグマ水蒸気噴火

動帯日本では隆起した海成層や湖成層が陸上で観察できる場所が多い。そこでは第四紀層や新第三紀層のテマグマの発泡がどこでフラについて詳しく調べられてきた。南関東の上総層群,

起こり, 爆発したかはテフラの形成に関わる重要な問題

犬吠層群, 男鹿半島の安田～北浦層, 越後の魚沼層群,である。湖底や海底, あるいは海岸近くで起こった噴火

大阪～琵琶湖周辺の大阪層群, 古琵琶湖層群, 東海層

では, 多量の外来水の存在が, マグマの粉砕度に大きく群などがその例である。そこでは日本列島と周辺の火山関係する。上掲の巨大噴火の例はいずれもマグマが湖から飛来したテフラ層が海成・湖成層としてよく保存され水や海水と接触した例で, マグマの粉砕が徹底的に行わている。水底に沈積したのちすぐに覆われたからである。

れた。ただしどれも初期のプリニアン噴火では粉砕度のそのため周囲の陸域に堆積したものに比べると驚くほど小さい軽石が出た。この種の軽石は, 発泡が火道のやや厚いことが多い。海成のテフラの場合, 一般に細粒の火深い位置で起こり, 勢いよく火口から噴出して高い噴煙

山ガラスや鉱物が多く, 軽石は少ない。軽石は浮いて流多量のマグマは地表近くで海や湖の多量の水と接触・発下し一次的に海底まで沈積したもののほかに, 海流・沿岸

柱を立ち上げたものであろう。しかし最後に一挙に出た

れ去ることによるのであろう。海成テフラ層は海面に降泡して, 破局的なマグマ水蒸気噴火に至った。

流で流されてきたもの, あるいは周囲の海底や陸地に堆積したものが二次的に流入堆積したもの（タービダイト）も含まれる。二次的なテフラ層は成層構造や浮遊性の

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火山

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火山

微化石, あるいは陸からもたらされた粒子を含むことが多69.

い。房総半島の上総層群には多数のテフラ層が介在し,

11）広井良美・宮本 毅・田中倫久（2015）：十和田火山平安噴火（噴火エピ

たとえば約100万年前に中九州の猪牟田カルデラから噴

12）町田 洋・新井房夫（1976）:広域に分布する火山灰---姶良Tn火山灰

ばれるもの）はもっとも厚い, 優れた指標層の一つで, 全

13）町田 洋・新井房夫（1978）：南九州鬼界カルデラから噴出した広域テ噴火堆積後しばしばタービダイトが発生したことが推定

14）町田 洋・新井房夫（2003）：「新編火山灰アトラス」, 東大出版会,

従来からテフラの噴出年代は各種の放射年代測定法

15）寺平 宏（2013）：伊那谷の火山灰—重要露頭と鉱物（付:各地のテフ

底堆積物の年縞の計測から高分解能かつ高精度の値が16）藤原 治・町田 洋・塩地潤一（2010）：大分市横尾貝塚に見られるアカ

福井県の三方五湖の一つ水月湖は, まわりの斜面や17）
山下勝年（1988）：清水ノ上貝塚で発見されたアカホヤ火山灰層と縄に年々沈積した花粉, 珪藻, ダストなど細粒堆積物が後18）成尾英仁・小林哲夫（2002）：鬼界カルデラ, 6.5kaＢP噴火に誘発されどれも遠隔地起源であるのに厚く新鮮に保存されている。

ソードＡ）の噴出物層序及び噴火推移の再検討, 火山, 60, 187-209.

出した広域テフラSs-Pnk（上総層群では大田代7と呼の発見とその意義, 科学, 46, 339-347.

体の厚さは2ｍを超す場合がある。これは成層していて

フラ−−アカホヤ火山灰, 第四紀研究, 17, 143-163.

される。

336ｐ.

を適用して求められてきたが, 次に述べる例のように, 湖ラ）飯田市美術博物館調査報告書4, 75ｐ.

詳しく追及されている。

ホヤ噴火に伴う津波堆積物, 第四紀研究, 49, 23-33.

流域がごく狭く, 海に接続せず独立しているので, 湖底文土器, 知多古文化研究, 4, 1-10.

期更新世以後乱されることなく, 季節変化を示す年縞をた2度の大地震, 第四紀研究, 41, 287-299.

なしている。そのために湖底堆積物はその年縞を数え

19）東京地学協会（1985）：特集 硫黄島の地学, 地学雑誌, 94, 1-170.

ることによって, 樹木年輪と同様, 過去の出来事の優れ

20）森脇 広・町田 洋・初見祐一・松島義章（1986）：鹿児島湾北岸におけるた時計となる。湖成層中に多数の後期更新世以降のテ

マグマ水蒸気噴火とこれに影響を与えた縄文海進, 地質学雑誌, 95,

フラ層が見出されている。このため遠隔地由来のテフラ

84-113.

層について年代や組成, 気候や植生といった古環境の各

21）小野晃司・渡辺一徳（1985）：阿蘇火山地質図1:50,000, 火山地質

種情報が得られている。注目すべきはK-Ａh:7.2-7.3ka,

U-Oki:10.2ka, ＡT:30kaなどのデータで,測られた年数に代わって標準となった26）。

図4, 地質調査所.

従来14C法で22）新井房夫・町田 洋・杉原重夫（1977）：南関東における後期更新世の示標テフラ層−−特性記載とそれに関する諸問題−−, 第四紀研究,16,

本稿では, 陸上の露頭でテフラを詳しく観察すると,19-40.

様々な分野の研究に発展していくこと, したがってその作

23）青木かおり・入野智久・大場忠道（2008）：鹿島沖海底コアの後期更新業が基礎であることを強調したつもりである。そして最世テフラ層序, 第四紀研究, 47, 391-407.

後に水成テフラの重要性を述べた。テフラ研究は進んだ

24）新井房夫・大場忠道・北里 洋・堀部純男・町田 洋（1981）：後期第四紀が, まだなすべき課題は有り余るほどある。

における日本の古環境−−テフロクロノロジー, 有孔虫群集解析, 酸素
同位体法による−−, 第四紀研究, 20, 209-230.

引用文献25）大場忠道（1989）：日本海の環境—過去8.5万年の歴史—, 科学, 59,
672-681.

1）浦上啓太郎・山田 忍・長沼裕二郎（1933）：北海道に於ける火山灰に関する調査, 火山, 1, No.3, 44-91-136.

26）Sｍith, V.C., Staff, R.Ａ., Ｂlockley, S.P.E., Raｍsey, C.Ｂ., Nakagawa,T., Mark, D.F., Takeｍura, K., Danhara, T. and Suigetsu 2006：2）
山田 忍（1958）：火山噴出物の堆積状態から見た沖積世における北海
道火山の火山活動に関する研究, 地団研専報, 8, 40ｐ.

Project Meｍbers（2013）：Identification and correlation of

Geografiska Ａnnaler, 1-217.

Jaｐan: chronostratigraｐhic ｍarkers for synchronizing of east3）Thorarinsson,S.（1944）：Tefrokronologiska studier ｐar Island,

visible teｐhras in the Lake Suigetsu SG06 sediｍentary archive,
Ａsian/west Pacific records across the last 150ka. Quaternary4）
町田 洋（1977）：「火山灰は語る」蒼樹書房, 249ｐ.

Science Reviews, 67, 121-137.

5）町田 洋・新井房夫・森脇 広（1981）：日本海を渡ってきたテフラ, 科学,

27）
Yatsuzuka, S., Okuno, M., Nakaｍura, T., Kiｍura, K., Setoｍa, Y.,

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Miyaｍoto, T., Kiｍ, K.H., Moriwaki, H., Nagase, T., Xu Jin, Ｂo Lu

6）町田 洋・白尾元理（1998）：「写真でみる火山の自然史」, 東大出版会,

Jin, Takahashi, T., Taniguchi, H.（2010）：14C Wiggle-Matching

201ｐ.

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7）町田 洋（2010）：「大陸からきたテフラ」の回想と展望, 日本地質学会

Radiocarbon, 52, 933–940.

News 13（10）,16-18.
8）瀬川司男（1978）：縄文期以後の火山灰と遺跡, 岩手県を中心に, どる
めん, 19, 70-82.
9）平山次郎・市川賢一（1966）：1000年前のシラス洪水, 地質ニュース,
140, 10-28.
10）
富樫泰時（1978）：大湯浮石層と鹿角盆地の遺跡, どるめん, 19, 55-42