I .はじめに
中国山地東部を占める兵庫県北西部には，鮮新世から中期更新世にかけて噴出した(Furuyama et al., 1993;先山ほか, 1995)鉢伏山,瀞川山,氷ノ山などの火山が分布し,これらの火山とその周辺地域には,大沼湿原,小沼湿原,古生沼,杉ヶ沢湿原,加保坂湿原などの高地湿原や池沼が発達している.このうち兵庫県香美町に位置する大沼湿原(図1)は,面積が約2haあって,兵庫県内で最大面積の高層湿原とされる(竹中・児島, 1987).大沼湿原周辺地域は大山火山の東方約80kmに位置しており,姶良Tn火山灰(AT:町田・新井, 1976)やアカホヤ火山灰(K-Ah:町田・新井, 1978)の広域テフラに加えて,大山火山起源のテフラが分布する(加藤ほか, 2001）.大山火山東麓においては, AT直上に堆積する大山上部火山灰層中のテフラとして,下位より順に下のホーキ(Sh) ,オドリ火砕流(Od) ,上のホーキ(Uh) ,弥山軽石(MsP)がある(町田・新井, 1979;津久井, 1984;岡田・石賀, 2000など）.これらの大山上部火山灰層に属するデフラの中でShおよびMsPが, K-AhやATとともに,大沼湿原の堆積物中に挟まれることが確認されている(加藤ほか, 2006). 2002年末から2003年にかけて大沼湿原において掘削された合計5本のボーリングコアから, K-Ah, AT,大山上部火山灰層中のSh, MsPに加えて,新たに2層のテフラが見出された.本研究では,新たに見出された2層のテフラの層位と層相,岩石記載的特徴を記載し,中国山地の大山火山や三瓶火山を給源とするテフラ,あ図!中国山地東部の大沼湿原と大山火山および三瓶火山の位置. Loc.1 (下福田)は大山中・上部火山灰層の模式地の1つ. ★印は琵琶湖高島沖ボーリングコア採取地点(吉川・井内，1991）を示す. Fig.1 Localities of the Ohnuma Moor in the eastern part of the Chugoku Mountains, and of Daisen and Sambe Volcanoes. Loc.l (Shimofukuda) is one of the type stratigraphic sections of the Daisen Upper Volcanic Ash Formation. An asterisk indicates a locality of the Takashima-Oki boring site in Lake Biwa (Yosikawa and Inouchi, 1991).るいは近畿地方において既知のテフラとの対比を試みる.さらに湿原堆積物について得られた多数の加速器質量分析法による放射性炭素(AMS-14C)年代に基づき,湿原堆積物中に挟まれるSh, MsP, ATの3層のテフラと,新たに発見,対比された2層のテフラの噴出年代を推定する.
湿原堆積物およびテフラの層相・層序
II.
大沼湿原は,西方を滑落崖により,北・南・東の3方を地すべりプロックにより,それぞれ境されたひょうたん状の外形を持ち,湿原面の最低標高は約810mである.本湿原は,約3万年前以前に鉢伏山北東斜面で生じた大規模地滑り・崩壊により形成された凹地が次第に埋積されて発達したものであり,現在の湿原はK-Ah降下前の約1.15万年前から形成されはじめたとされる(加藤ほか, 2006).大沼湿原の地下には厚さ30mをこえる堆積物があり,堆積物の厚さは湿原の幅が最も広くなる中央部付近で, 60m以上と最も厚い. 2002年11月～12月と2003年5月～6月に,湿原堆積物の厚さが最も厚い中央部付近において, OBI～ OBSとよぶ合計5本のボーリングコアを採取した. OB1コアは,湿原西方の滑落崖により近い箇所で掘削されたオールコアボーリングで,掘削深度は25mである. OB2コア掘削地点は, OB1コア掘削地点から北東に10m離れた湿原中央部付近に位置する.ここでは深度65mまでオールコアボーリングを行ったが,基盤の安山岩には達しなかった. OB3～OB5の3本のコアは,詳細古地磁気変動を明らかにするために新たに開発した定方位サンプリング手法(Katoh, 2005)により採取した.  OB3コアとOB4コアはOB2コア採取地点の0.5～1m東で、OB5コアは約1m西で,それぞれ採取した. OB3コアでは深度約4.5～16.7mの定方位堆積物を, OB4コアでは深度約3.9～5.3m,約6.0～7.1m,および約10.0～10.8mの定方位堆積物を, OB5コアでは深度約3.9～4.9mの定方位堆積物を,それぞれ採取した.これらのボーリング試料から,大沼湿原の堆積物は以下の地層から構成されることが明らかになった.深度約3mまでは未分解および弱分解の泥炭層から構成され,深度2.8～2.6mに褐色火山灰(K-Ah)が挟まれる. K-Ah前後と深度1.5～2m層準には,樹幹と思われる木片が多く含まれる.深度約3～17mは暗灰色～暗灰褐色の粘土〜シルト質粘土層から構成され,深度12m以深には安山岩の細礫が混入する層準が, 2, 3層準認められる.深度8.2～9.0m間に厚さ40～50cmの強分解泥炭層が挟まれる.深度約7.1～7.4mには明灰色火山灰(AT)が挟まれ,その直上の深度6.9～6.5m間には灰褐色火山灰と白灰色細粒軽石が挟まれており,それぞれ大山上部火山灰層中のShおよびMsPに対比されている(加藤ほか, 2006).深度約17m以深の堆積物は砂質粘土をマトリクスとする風化砂礫を主体とした粗粒堆積物から構成され,最上部の深度 17～20m と最下部の深度60〜65mに,安山岩角礫混じりの褐色砂質粘土〜粘土層と風化砂礫層との互層が発達する.図2に,深度25m以浅の大沼湿原堆積物の層相と層序を示す.大沼湿原における深度約17m以浅の細粒堆積物中には, K-Ah, MsP, Sh, ATの4層のテプラに加えて,新たに2層準で肉眼によりテフラが確認された(図2) . OB4コアの深度4.700～4.685mには、厚さ1.5cmの白灰色細粒火山灰(テフラ①)が挟まれる.テフラ①は,斜長石や緑色普通角閃石に加えて金色を呈する黒雲母の結晶が散在し,ややゴマシオ状を呈する. OB3コアとOB5コアの深度4.7m前後では重鉱物含有量の急増や重鉱物組成に占める緑色普通角閃石の割合の急増が確認され,肉眼では認定できないものの,堆積物の粒子組成の特徴から,テフラ①降灰層準を両コアにおいて認定できる. OB2コアとOB3コアでは,深度12.6～12.7m間に厚さ2cmほどで,緑色普通角閃石が濃集し,白色細粒軽石が散在するテフラ降灰層準が,肉眼で認定できる. OB3コアでは,緑色普通角閃石の濃集層準の境界は明瞭であり,テフラ純層に近い.本研究では, OB2コアのテフラ降灰層準をテフラ②, OB3 コアのテフラ降灰層準をテフラ③とよぶ.堆積物の粒子組成においても,これらのテフラ降灰層準で斜方輝石と不透明鉱物を主とする直上，直下の重鉱物組成が緑色普通角閃石を主とする重鉱物組成に急変しており,含まれる火山ガラスの特徴もテフラ降灰層準で変化する.このように堆積物の粒子組成の変化からも,両コアにおいてテフラ②•テフラ③の降灰層準が認定できる.
Ⅲ.湿原堆積物のAMS-¹⁴C年代
大沼湿原において採取したOB2～OB5の4本のコア堆積物について,全27層準で堆積物に含まれる樹幹や木片,堅果,および泥炭の,合わせて27試料を対象としたAMS-14C年代測定を実施した(表1). OB2コアでは10層準の10試料についてAMS-14C年代測定を実施した(表1,図2). AT直下の泥炭層最上部までは,得られたAMS-14C年代に層位的な矛盾はなかったが,この泥炭層の最下部(試料No.8)と深度9.73mの試料No.9では,得られたAMS-14C年代に上下が逆転する問題が生じた.このうち試料No.9は,コア採取時にAT上位の堆積物から混入した木片を測定したことが，その原因であると考えられる.試料No.8についテフラの名称と略号は,アカホヤテフラ(K-Ah),三瓶浮布テフラ(SUk),姶良 Tn テフラ(AT)は町田・新井(1992)に,それ以外は岡田・石賀(2000)に従った. Fig.2 Geologic columnar sections of the core sediments taken at the Ohnuma Moor with AMS-14C dates and correlated tephra layers. K-Ah: Kikai-Akahoya Volcanic Ash Beds, SUk: Sambe-Ukinuno Volcanic Ash Beds, MsP: Daisen-Misen Pumice Beds, Sh: Daisen Shitano-hoki Volcanic Ash Beds, AT: Aira-Tanzawa Volcanic Ash Beds, Nh: Daisen Nise-hoki Volcanic Ash Beds.  Tephra names are after Machida and Arai (1992) for K-Ah, SUk and AT, and after Okada and Ishiga (2000) for MsP, Sh and Nh.
1）バックグラウンドは名古屋大学で用意したRod Graphiteの結果を用いて差し引いた. 2）試料の¹ሩC/¹²C値は年代測定センターで作成した標準体(Hox-II)6個の測定結果を用いて算出した. 3）炭素同位体分別補正はTande-IIで測定したδ ¹³C値を用いて行った.ても,直上の試料No.7と類似したAMS-14C年代を示していることから,泥炭層の直上から混入した木片について年代測定を行なった可能性が考えられる. OB3コアは詳細古地磁気変動の解明を目的として採取したコア堆積物であるため，15層準の15試料について,測定試料を吟味したうえで AMS-14C 年代測定を実施した.得られた測定結果は, Sh 直上の木片試料(No.17)で上位よりも新しい年代が得られたほかは，層位やATの推定噴出年代と整合的な結果が得られた.試料No.17は,炭化処理後のグラファイト量が0.25mgと微量であり(他は全て0.8mg以上),測定試料のδ ¹³C値が－36 ‰と他の木片に比べて異常な値を示している(表1).こうしたことから,試料の前処理時に混入した何らかの新しい炭素の影響が大きく,年代が若返った可能性が高いと考えられる. OB4コアではテフラ①の16cm上位の層準(深度4.54m)に含まれる木片を試料(No.28)として, OB5コアでは最下部の深度 4.99m に含まれる木片を試料(No.29)として,それぞれ AMS-14C 年代測定を実施した.試料No.28では層位に矛盾のない年代が得られたが,試料No.29は明らかに新しい年代を示した.年代からみると,サンプラーの刃先に引っ掛けられた深度 3m 以浅の泥炭層中の木片が,サンプラー押し込み時に目的採取深度の堆積物に取り込まれたことが推定される.古地磁気測定によってもOBSコアでコア試料の乱れが著しいことが判明しており,この推定は確かであると考えられる.以上から本研究では, OB2コアについて得られた8層準のAMS-14C年代, OB3コアについて得られた14層準のAMS-14C年代, OB4コアについて得られた1層準のAMS-14C年代の,合わせて23層準のAMS-14C年代
IV. テフラの岩石記載的特徴
OB4コアの深度4.700～4.685mにはさまれるテフラ①, OB2コアとOB3コアの深度12.6～12.7m間に挟まれるテフラ②・テフラ③について,岩石記載的特徴を明らかにした(表 2,図 3).岩石記載的特徴は加藤ほか(2001)に従い,粒子組成・重鉱物組成・火山ガラスの形状組成を分析した.火山ガラス・斜方輝石・普通角閃石・カミングトン閃石については各30片以上の屈折率を,複原(1993)や鎌田ほか(1994)に従い,温度変化型屈折率測定装置(RIMS86／RIMS2000)を用いて測定した.以下に、各テフラの岩石記載的特徴を記載する.
テフラ①(深度4. 700～4. 685m,厚さ1.5cm)
テフラ①の粒子組成は，軽鉱物・火山ガラス・ガラス質岩片を主体とし，10％未満の重鉱物を伴う.軽鉱物には石英が含まれる.火山ガラスは無色透明の多孔質型が主であり.その他のガラスを伴う. AT起源と推定される無色透明の扁平型ガラスを少量混入する.その他のガラスでは、淡紫～淡褐色を呈して斜長石・石英や重鉱物のインクルージョンを含むプロック状ガラスが多い.重鉱物組成は,緑色普通角閃石(78.5％)とカミングトン閃石(7.5%)で85%以上を占め,少量の不透明鉱物(8.5%)と,微量(2%以下)の燐厌石・黒雲母・褐色普通角閃石・斜方輝石を含む.火山ガラスの屈折率はn=1.496-1.501 (モードは1.499)である.緑色普通角閃石では,屈折率n =1.672-1.680 (1.675-1.676)の結晶が大半を占め, n =1.687-1.691の高屈折率を示す緑色～褐色普通角閃石が極微量含まれる.前者の結晶の大半には火山ガラスが付着するが,後者の結晶には火山ガラスは付着していない.カミングトン閃石の結晶の多くには火山ガラスの付着が認められ.その屈折率はn;=1,661-1,667 (1.663)である.
テフラ②(深度12. 66～12. 68m,厚さ2cm: OB2コア),テフラ③(深度12. 663～12. 635m、厚さ2. 8cm:
OB3コア）
テフラ②とテフラ③は酷似した岩石記載的特徴を示し，湿原堆積物中に挟まれる深度も良く一致することから，同一のテフラであるとみなされる.いずれも90%以上が軽鉱物(石英を含む)とガラス質岩片からなり, 10%未満の重鉱物を伴う.火山ガラスは極微量(1％未満)である.火山ガラスは,テフラ②では無色透明の扁平型および多孔質型のガラスと,淡褐色～褐色に着色したガラスを含むその他のガラスからなる.扁平型ガラスには,上位にあるAT起源のガラスが混入している可能性が高い.テフラ③では火山ガラスの含有量が著しく少なく、着色したガラスを含むその他のガラスが大半を占める.重鉱物組成は,いずれも緑色普通角閃石(70％以上)が主で,少量の斜方輝石(5～20％)と, 5％未満の不透明鉱物・燐灰石・黒雲母・カミングトン閃石,極微量(1％以下)の褐色普通角閃石・単斜輝石・ジルコンを含む.緑色普通角閃石では,火山ガラスないしガラス質岩片が付着する結晶が半数以上を占める.斜方輝石にはそうした結晶がほとんど含まれず,溶食されて角が丸くなったり,端部がささくれ立ったりする結晶が大部分を占める.カミングトン閃石と緑色普通角閃石が共存する結晶が認められ,このような結晶を含めると緑色普通角閃石とカミングトン閃石の比率は,テフラ②で90％ : 10％,テフラ③で94%:6%である.火山ガラスの屈折率は,テフラ②でn=1.494-1.501(1.499),テフラ③でn=1.494-1.502(1.500)であり,良く一致する.斜方輝石の屈折率はいずれも広範囲であり, y=1.705-1.716の屈折率を示す結晶が多くy=1.694-1.703のより低屈折率の結晶を少量含む.緑色普通角閃石では,屈折率n 2=1.670-1.686(モードはテフラ②で1.679-1.680,テフラ③で1.677)の結晶が大半であり, n 2 =1.685-1.695の高屈折率を示す緑色普通角閃石が極微量含まれる.カミングトン閃石の屈折率は良く一致し, n₂=1.660-1.665 (1.662)である.
V.テフラの対比
大沼湿原の堆積物中に新たに見出された2層のテフラ(テフラ①とテフラ②・③)の層準は,テフラ①がK-Ah ～MsP間に層位し,テフラ②・③はATよりも下位に層位している.大沼湿原周辺地域では, AT下位に層位するテフラとして、大山中部火山灰層中の大山関金軽石(DSP:町田・新井、1979)が記載されている(加藤ほか、 2001）.テフラ②・③の下位にDSPは挟まれておらず,本テフラはDSP降仄後, AT降仄以前に噴出したテフラであると推定される.テフラ②は明瞭な層をなさないため，岩石記載的特徴，とくに重鉱物組成に関しては注意が必要である．重鉱物の主体をなす緑色普通角閃石は自形をなし、火山ガラスないしガラス質岩片の付着する結晶が半数以上を占めることから,テフラ構成粒子の大半を占めるとみなされる.しかし,斜方輝石の大部分は直上・直下の堆積
omposition: GI, volance glas, Rf, reserves, Lm, linerals, Hm, havy miterals, Ot, obergaine, Pi, etdsper, Oz, quatz, Flow, miteral composition: Opx, orbopyvonne, Opx, orbopyv物粒子の主体をなす斜方輝石と類似した風化の進んだ形状を示し,テフラ構成粒子の主体をなすとはみなせない.カミングトン閃石は,緑色普通角閃石と共存する結晶が認められることと,堆積物粒子中に全く含まれないことから、テフラ構成粒子とみられる.さらに,ほぼ純層とみなされるテフラ③の重鉱物組成からみて,本テフラの重鉱物組成は,緑色普通角閃石を主体とし,少量の斜方輝石・不透明鉱物・黒雲母・燐灰石,微量のカミングトン閃石・褐色普通角閃石を伴うものであると推定される.斜方輝石の屈折率分布(図3)では,大半を占めるy =ミングトン閃石の屈折率頻度分布.分析したNhの試料は大山火山南方の下福田露頭(図1, Loc.1)で採取した. Fig.4 Distributions of refractive index of volcanic glass shards, and of orthopyroxene, green hornblende, and cummingtonite phenocrysts for two tephra layers newly found in the Ohnuma Moor sediments and Nishe-hoki Volcanic Ash Bed (Nh) sampled at Shimofukuda south of Daisen Vocano (Loc.1 in Fig.1). 1.705-1.716の屈折率を示す結晶は二次的粒子であり，ッ＝1.694-1.703のより低屈折率を示す少量の結晶が、テフラ起源であると考えられる.こうした点から,テフラ②•③を構成する火山ガラスと重鉱物の屈折率特性は,火山ガラスで n=1.494-1.502 ( 1.499-1.500 )，緑色普通角閃石で n₂=1.670-1.686，カミングトン閃石でn²=1.660-1.665(1.662),斜方輝石でy =1.694-1.703であると考えられる. DSP〜AT間に層位し,緑色普通角閃石を主体とする重鉱物組成を有するテフラで,近畿地方にも分布すると予想されているテフラとして，三瓶火山起源の三瓶池田テフラ(SI:町田・新井，1992)がある．SI は多孔賀型火山ガラスを主体とし，重鉱物組成も黒雲母が多く，斜方輝石やカミングトン閃石を伴わない．緑色普通角閃石の屈折率もn²=1.670-1.676(1.673)である(町田・新井, 2003).このようなSIの岩石記載的特徴はテフラ②・③の岩石記載的特徴とはかなり異なっており,テフラ②・③がSIに対比される可能性は低い.一方,大山火山近傍ではATと大山倉吉軽石(DKP:町田・新井, 1979)との中間の層準にあたる大山中部火山灰層中に,成層した火山砂・火山灰と軽石の互層から構成される偽ホーキ火山灰(Nh:岡田・谷本、1986:岡田, 1996)が認められる. Nhは,鴨ヶ丘火山灰(KmA:準久井, 1984)に相当し,大山火山の東方20km程度内の範囲に分布している(岡田・石賀, 2000). Nhは,大山中・上部火山厌層中のテフラの中でも斜方輝石の含有量が著しく少なく,カミングトン閃石を含有している(岡田, 1996;岡田・石賀, 2000).こうした重鉱物組成はテフラ②•③の重鉱物組成と類似することから, Nhとテフラ②•③との対比が考えられる.しかしNhの岩石記載的特徴,とくに火山ガラスや重鉱物の屈折率特性が明らかにされていないため,本研究では大山火山近傍の蒜山原下福田(Loc.1,図1)において採取したNhについて,詳細な岩石記載的特徴を分析した(表2,図3). Nhの粒子組成は，軽鉱物(石英を微量含む)とガラス質岩片を主体とし，火山ガラスと重鉱物を10〜20％伴う.火山ガラスは,鉱物粒子に付着するガラスやプロック状のガラスからなるその他のガラスが 90%以上を占めるが,下部では多孔質型ガラスが 30％以上含まれる.重鉱物組成は,緑色普通角閃石(50～70％)が主体で, 20～ 30％の不透明鉱物, 10％未満の斜方輝石, 5％未満のカミングトン閃石を伴い,微量の黒雲母・燐灰石・褐色普通角閃石と極微量の単斜輝石・ジルコンを含む．火山ガラスの屈折率は n=1.494-1.500(1.498-1.499)，斜方輝石の屈折率はy=1.699-1.707(1.700-1.703)である.緑色普通角閃石とカミングトン閃石の屈折率は,中部の軽石層でn 2 =1.672-1.685 (1.675-1.676)およびn 2 =1.659-1.666 (1.662)を示す.緑色普通角閃石とカミングトン閃石が共存する結晶を含んでおり,緑色普通角閃石とカミングトン閃石の割合は95% :5% ～ 93% :7%である.このような Nh の岩石記載的特徴は,不透明鉱物やカミングトン閃石の含有量と,緑色普通角閃石や斜方輝石の屈折率のモードに相達が認められるものの,テフラ②・③の岩石記載的特徴に良く似ており,テフラ②・③はNhに対比可能であると考えられる. DKPやDSPに代表されるように、大山火山起源のテフラには分布の主軸が東方へ細長くのびる例が多い(岡田・石賀, 2000;町田・新井, 2003). Nhが大山火山の東方約80km付近まで分布している可能性が高いことは, Nh が類似した分布形態を取っており,大沼湿原周辺地域がこのような分布の主軸に位置しているためではないかと考えられる. K-Ah〜MsP間に層位するテフラ①は,斜方輝石をほとんど含まず,緑色普通角閃石と不透明鉱物•カミングトン閃石を主体とする重鉱物組成を示す.近畿地方では, K-Ah～AT 間に層位し,このような重鉱物組成を示すテフラとして,阪手火山灰(吉川ほか, 1986)が知られている.近畿地方に分布する主要なテフラの大半が記載された琵琶湖高島沖ボーリングコア(図1)では,阪手火山灰はBT6火山灰降灰層準に対比されている(吉川・井口, 1991).吉川ほか(1986)によれば,阪手火山灰はややゴマシオ状の層相を示す火山灰であり,軽・重鉱物を主体として構成され，10％前後の火山ガラスを伴い，軽鉱物として石英を含む．火山ガラスは無色透明～白色の中間・多孔質型で屈折率はn=1.498-1.503 (1.500)である.重鉱物組成は角閃石族を主体とし,微量の黒雲母を含む. BT6火山灰降灰層準では,粒子組成に占める火山ガラスの割合が58%,重鉱物組成に占める黒雲母の割合が 16％と多くなり,火山ガラスは中間型・多孔質型・その他のガラスから構成され、火山ガラスの届折率は n=1.498-1.501 (1.498-1.500)である（吉川・井口，1991）.このように模式地の阪手火山灰やその対比層においてカミングトン閃石が識別されておらず，緑色普通角閃石やカミングトン閃石の屈折率も測定されていないため対比の確度は落ちるが,テフラ①の層位,重鉱物組成,および火山ガラスの形状組成と屈折率は,阪手火山灰の特徴と酷似しており(表2)，両者は対比可能であると判断できる.阪手火山灰は,三瓶火山を給源とする三瓶浮布テフラ(SUk:町田・新井, 1992)に対比されている(町田・新井, 2003).しかし,中国地方から近畿地方にかけて記載されたSUkと阪手火山厌では,火山ガラスの屈折率や重鉱物組成に相違が認められる(吉川ほか, 1986;野村・田中, 1987;吉川・井口, 1991, 1993;野村ほか, 1995;加藤ほか, 1996). SUkに含まれる火山ガラスの屈折率はn=1.505-1.507(1.506)であり(町田・新井, 2003),阪手火山灰に含まれる火山ガラスの屈折率範囲(n=1.498-1.503)に比べて,かなり高い.加藤ほか(1996)は,神戸市で発見されたSUkに類似したテフラがカミングトン閃石を少量含むことから, SUk直下の浮布火砕流堆積物(U1:松井・井上, 1971)の遠方堆積相とみなしたが，福岡・松井(2002)は SUkの上部ユニットのマトリクスにもカミングトン閃石が含まれており,神戸市のテフラもSUkに対比できると述べた.テフラ①についても,火山ガラスの屈折率は SUkに含まれる火山ガラスの屈折率とは異なる.しかし, SUkの緑色普通角閃石の屈折率は n₂=1.672-1.678 (1.675) (加藤ほか, 1996),あるいは n₂=1.671-1.675 (1.673) (町田・新井, 2003),カミングトン閃石の屈折率は n₂=l.660-l.665(町田・新井, 2003)であり, SUkとテフラ①とでは,火山ガラスの屈折率以外の岩石記載的特徴が良く一致する.野村ほか(1995)は, SUkの火山ガラスの屈折率は下部でn=1.503-1.507,上部でn=1.498-1.503であると記載しており,上部ユニットで火山ガラスの屈折率が低い可能性を示唆している.したがって、テフラ①や阪手火山灰がSUkの上部ユニットに対比されるとすると,火山ガラスの屈折率も３者で良く一致していることになる.以上の点から,テフラ①と阪手火山灰は,いずれもSUkの上部ユニットに対比可能であるといえる.そして, SUkは上部・下部ユニットでカミングトン閃石の含有量や火山ガラスの屈折率が異なっており,中国地方から近畿地方西部にかけては下部ユニットが厚く分布し,より遠方の近畿地方中・北部には、上部ユニットが薄く、広く分布しているものと考えられる.
VI.大沼湿原堆積物に挟まれるテフラの推定噴出年代
大沼湿原の深度約17mまでの細粒堆積物中には合計6層のテフラが挟まれており,上位のテフラより, K-Ah, SUk, MsP, Sh, AT,およびNhに対比できることが明らかになった.一方,深度約17m以浅の堆積物中からは, 23層準で層位的に矛盾のないAMS-¹⁴C年代が得られている(表1,図2).本章では,これらのAMS-¹⁴C年代に基づいて,正確な噴出年代が推定されていない,あるいは加速器質量分析法による14 C年代測定に基づく噴出年代の推定がなされていないSUk, MsP, Sh, Nhの噴出年代を検討した.さらに従来の研究(松本ほか, 1987;村山ほか, 1993など)との比較のため, ATの噴出年代についても検討してみた.これらS層のテフラの噴出年代推定にあたり, OB2コアの深度4m以浅の４層準から得られたAMS-14C年代, OB3コアから得られた14層準のAMS-14C年代, OB4コアから得られた1層準のAMS-14C年代を用いて,湿原堆積物の堆積速度曲線を作成した（図 4）.この堆積速度曲線に基づき、各年代の得られた層準間の堆積速度を一定と仮定し, 5 層のテフラの噴出年代を算出する.
Nh (テフラ③: OB3コアで深度12.663～12.635m)
Nhは, OB3コアから得られたAMS-14C年代に基づいて噴出年代を推定した. OB3コアでは, Nh直下の深度12.750m層準から35,780±161 ¹⁴CyBP,上位の深度11.775m層準から34,418±144 ¹⁴CyBPの,それぞれAMS-14C年代が得られている.これら2層準間において厚さ1cmの堆積物の堆積に要する時間は, AMS-14C年代における標準誤差(1 σ )を考慮すると10.944～17.097年／cm(中央値は13.969年／cm)であり, Nhの降风した深度12.663mの年代は35,523～35,791 ¹4CyBP(中央値は35,658 ¹4CyBP)と算出される.テフラ降灰層準や年代測定層準の認定精度は±3cm程度(サブ・サンプリングの最大間隔)と考えられることから,算出値には30〜50年のサブ・サンプリング誤差が含まれる.したがってNhの推定噴出年代を, 35,660±200 ¹4CyBPと推定した. OB2コアでは、Nh (テフラ②)降灰層準(深度12.68m)の28cm上位の層準(試料No.10)において34, 994 ±227 ¹4CyBPのAMS-¹4C年代が得られており(表2), Nhの推定噴出年代と整合的である.
AT（OB3コアで深度7.399～7.100m）
ATの噴出年代は, OB3コアでMsP (深度6.675～6.500m)中に含まれる木片のAMS-14C年代(23,947±67 14CyBP)と, AT(深度7.399～7.100m)下位の深度7.973mにおける木片のAMS-14C年代(26,267±80 14CyBP)に基づいて,厚さ29.9cmのATおよび厚さ7.5cmのShが瞬時に堆積し,残りの細粒堆積物が一定速度で堆積したと仮定して算出した.結果として得られたATの推定噴出年代は, 24,814～24,837 ¹4CyBP (中央値は24,826 14CyBP)である.サブ・サンプリングによる年代誤差(70～80年)を考慮して,本研究ではATの噴出年代を24.830±100 ¹¹CyBPであると推定する.このATの推定噴出年代は,松本ほか(1987)の液体シンチレーション法による¹4Ｃ年代(24,720±290 ¹4ＣvBP)とは誤差範囲内で一致しているが，村山ほか(1993)によるAMS- 14Ｃ年代(24,330±230 14CyBP)よりは若干古い. ATについて得られたAMS-14C年代は24,000～25,000 14CyBP間にまとまるとされており(町田・新井, 2003),本研究の結果も,この報告と整合的である.
Sh（OB3コアで深度6.900～6.825m）
Shの噴出年代はATと同様にして求めたところ, 24,280～24,367 ¹4CyBP (中央値は24,324 ¹4CyBP)と算出される.サプ・サンプリングによる年代誤差(70～80年)を考慮して, Shの噴出年代を24,320±150  ¹4CyBPであると推定する.
MsP（OB3コアで深度6.675～6.500m）
MsPについては, OB3コアでMsP中(深度6.675～6.500m)に含まれる木片から23,947±67 14 CyBP, OB2コアでMsP直上に含まれる木片から24,067±85 ¹⁴CyBPのAMS-¹⁴C年代が,それぞれ得られている.したがってMsPの推定噴出年代は23,880～24,152 ¹4CyBPの間であると考えられ,両者の平均値とAMS-¹4C年代における標準誤差(1 σ )を考慮して, MsPの噴出年代を24,000±150  ¹4CyBPと推定する.なおMsPについては,サブ・サンプリングによる年代誤差を考慮する必要はない.
SUk（テフラ①：0B4コアで深度4. 700～4. 685m）
SUkに対比されたテフラ①では, OB4コアでテフラ層準の約16cm上位の深度4.542m層準から15,982±42 ¹⁴CyBPのAMS-¹⁴C年代が得られている. OB3コアでは,堆積物粒子の粒度組成や重鉱物組成の変動から深度4.700mにテフラ①の降灰層準が認定でき,その8cm上位の深度4.620m層準から16,432±43  ¹⁴CyBPのAMS-14C年代が,下位の深度5.588mの層準から20,191±53  ¹4CyBPのAMS-14C年代が,それぞれ得られている.したがって,これらAMS-14C年代が得られた2つの層準間における厚さ1cmあたりの堆積年代は37.841 ～39.824年／cm (中央値は38.833年／cm)と算出され,深度4.700mにおけるテフラ①,すなわちSUkの噴出年代は，16,708～16,778 ¹¹CyBP (中央値は16,743 ¹¹CyBP)の間であると推定される.他のテフラと同様にサプ・サンプリングの誤差(110～120年)を考慮して, SUk (阪手火山灰)の噴出年代を16,740±150  ¹4CyBPであると推定する.以上のように,大沼湿原堆積物に挟まれる$層のテフラの噴出年代は,下位より順にNhが35,660±200 ¹¹CyBP, ATが24,830±100 ¹¹CyBP, Shか24,320±150 ¹¹CyBP, MsPが24,000±150 ¹¹CyBP, SUkが16,740 ± 150 ¹4CyBPであると推定された. ATに関しては,これまでの報告と矛盾のない噴出年代が推定された. Nhは,本研究により初めて噴出年代が推定されたものである. Sh, MsPやSUkの噴出年代に関連しては,これまでにいくつかの報告がある.野村・田中(1986)は,兵庫県東部で記載したｂ火山灰をSh, Od, Uhのいずれかに対比できるとし,その直上に堆積する木片から24,300±410 14CyBPの，β線計測法による14C年代を得ている.加藤ほか(2004)によれば,カミングトン閃石を含まないb火山灰はShに対比可能である.本研究によるShの推定噴出年代は24,320±150 ¹⁴CyBPであり,上記の¹⁴C年代とは整合的である. SUk直下のU1に含まれる炭化木片からは, 16,000±400 ¹4CyBP(松井•井上, 1970), 14,780±400 ¹4CyBP (服部ほか, 1983), 16,400±140  ¹⁴CyBP(林・三浦, 1987)の¹⁴C年代が得られており, SUkは1.5～1.6万年前に噴出したと推定されている(松井・井上, 1971).神戸市で発見され, U,の遠方堆積相とされたデフラの直上と直下の泥炭質シルトからは、15,740±80  ¹4CvBPおよび15,490±120  ¹4CvBPの¹4C年代が得られている(加藤ほか, 1996).さらに野村ほか(1995)は, SUk噴出年代を15,800±250 14CyBPの14C年代の直後と推定した.これらのβ線計測法による¹⁴C年代に基づけば, SUkの噴出年代は15,500～16,500  ¹⁴CyBPであるとみなして良い.本研究で得られたSUkの推定噴出年代は16,740±150 ¹4CyBPであり,これはAMS-¹4C年代に基づいている.本年代は，β線計測法による推定年代よりは最大で1000年ほど古く推定されているが，U 1に含まれる炭化木片から得られた2つの14C年代とは誤差範囲でほぼ一致しており,大きな矛盾はない.野村ほか(1995)は, MsP直上の有機質シルトについて得られた17,400土1,800 14 CyBP頃に, MsPが噴出したとしている. MsPの上位の腐食質粘土，下位の泥炭からは16,200±360 ¹⁴CyBPおよび18,600±205 ¹⁴CyBPの¹¹C年代が得られており(野村・田中, 1986),野村ほか(1995)のMsPの推定噴出年代は,これら2つの中央値と一致している.これらのβ線計測法による14C年代によればMsPは16,500～18,500 14CyBPに噴出したとされ,これは本研究において推定したMsPの噴出年代(24,000±150  ¹⁴CyBP)に比べて, 5,500～7,500年も新しい. ATの噴出年代に関しては，β線計測法により得られた1°C年代が液体シンチレーション法やAMS法により得られた¹⁴C年代より,一般に2,000～3,000年新しくなる(町田・新井, 2003)が, MsPの推定噴出年代の違いは,こうした手法の差異では説明しがたいほどに大きい.野村ほか(1995)は,岡山県北部の細池湿原において, MsPに対比したテフラHs-4直上の14 C年代測定に基づいてMsPの噴出年代を推定している.同湿原においてHs-4と同様にMsPに対比されたテフラHs-9の下位には, Uhに対比されたテフラHs-10,さらにATに対比されたテフラHs-10が直接累重しており,これは大山火山近傍におけるAT〜MsPの層序や大沼湿原におけるAT, Sh, MsPの層序と良く一致する.しかし, Hs-4の下位にはUhやATは認められず, Hs-4が二次的堆積層であるか, MsPより新しいテフラである可能性を示している.野村・田中(1986)でMsPに対比されたｃ火山灰では,カミングトン閃石の含有が記載されていない. MsPの上位には,カミングトン閃石の含有量を除くと,岩石記載的特徴が MsP のそれに酷似する大山鏡ヶ平テフラ(DKg:町田・新井, 1979)があり,重鉱物組成や火山ガラスや斜方輝石,緑色普通角閃石の屈折率のみからは, c火山灰をMsPに対比することは困難である.さらに野村・田中(1986)では, c火山灰の30cm上位で11,700± 95 ¹⁴CyBPの¹⁴C年代測が得られており, c火山灰降灰後のみかけ堆積速度が異常に小さい.年代測定に用いられた試料が泥炭と腐食質粘土であることから,若い炭素の混入により1℃年代が若返っている可能性が考えられる.さらにMsPの上位に層位する草谷原軽石(KsP:津久井, 1984)の直上を覆う弥山火砕流(MiF:津久井, 1984)中の炭化木片からは, 18,100±180 ¹4CyBP(三浦・林, 1991)や17,200±400 ¹4CyBP(山陰第四紀研究グループ, 1969)の14C年代が得られており, KsPは18,000 14CyBP頃に降下したと考えられている(三浦・林, 1991). 17,400 14CyBP頃というMsPの噴出年代(野村ほか, 1995)は,このように大山火山近傍において上位のテフラから得られた14C年代とも逆転している.以上のように17,400 ¹4CyBP頃というMsPの噴出年代(野村ほか, 1995)は明らかに新しく,年代推定の根拠となったテフラの対比や,得られた¹⁴C年代の妥当性に問題が残されている.これらが本研究におけるMsPの推定噴出年代との大きな差をもたらした原因であると考えられる.
VI.まとめ
兵庫県北部の中国山地東部に位置する大沼湿原の堆積物中には，アカホヤテフラ（K-Ah）と始良 Tn テフラ(AT),大山上部火山灰層中の下のホーキ火山灰(Sh)や弥山軽石(MsP)が挟まれている.本研究では,大沼湿原の堆積物中に新たに２層のテフラ薄層を発見し,これらを大山中部火山灰層中の偽ホーキ火山灰(Nh)と三瓶火山起源の三瓶浮布テフラ(SUk)の上部ユニットに対比した.近畿地方北部でのNhとSUkの発見により、 Nhが大山火山の東方約80km付近まで分布することや, SUk上部ユニットが近畿地方中・北部の広い範囲を覆っている可能性が高いことが明らかになった。次に新たに同定・対比したNhとSUk,およびAT, Sh, MsPの5層のテフラについて,大沼湿原の深度17m以浅の堆積物から得られた23層準のAMS-14C年代を用いて,噴出年代を推定した.  AMS-14C年代の得られた層準間の堆積速度を一定と仮定して推定したテフラの噴出年代は，下位より順にNhが35,660±200  ¹4CyBP, ATが24,830±100 ¹4CyBP, Shが24,320±150 ¹4CyBP, MsPが24,000±150 ¹4CyBP, SUkが16,740±150 ¹¹CyBPである. AT, Sh, SUkについては,これまでの推定噴出年代と大きくは矛盾しない年代が推定された.しかし, MsPの噴出年代は5,500～7,500年も古く推定された.この違いは，β線計測法とAMS法により測定された¹⁴Ｃ年代では,後者が系統的に古く測定される例が多いという年代測定手法間の差異で解釈できないほど大きい.この原因は,噴出年代が推定されたテフラとMsPとの対比や,年代測定に用いられた試料の質に問題があったためと考えられる.謝辞大雪の中で実施した大沼湿原のボーリングコア掘削では，田中地質コンサルタント株式会社の諸氏，とくに野中寿信氏と上北孝氏にお世話になった.本研究の一部には,平成 14〜17年度日本学術振興会科学研究費補助金・基盤研究B(2)(研究代表者:加藤茂弘,課題番号14380034)を使用した.以上の方々,機関に厚くお礼申し上げます.檀原徽(1993)温度変化型屈折率測定法.日本第四紀学会編「第四紀試料分析法2,研究対象別分析法」: 149-157,東京大学出版会.福岡孝・松井整司(2002) AT降灰以降の三瓶火山噴出物の層序.地球科学, 56, 105-122. Furuyama, K., Nagao, K., Mitsui, S. and Kasatani, K. (1993) K-Ar ages of Late Neogene mono-genetic volcanoes in the east San-in district, Southwest Japan. Earth Science (Chikyu Kagaku), 47, 519-532.服部 仁・鹿野和彦・鈴木隆介・横山勝三・松浦浩久・佐藤博之（1983)三瓶山地域の地賀．地域地賀研究報告(5万分の1図幅),地質調査所, 168p.林正久・三浦清(1987)三瓶火山のテフラの層序とその分布.山陰地域研究(自然環境), 3, 43-66.鎌田浩毅・檀原 微・林田 明・山下 透(1994)中部九州の今市火砕流堆積物と類似火砕流堆積物の対比および噴出源の推定.地質学雑誌, 100, 279-291. Katoh, S. 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Correlation and AMS-14C dating of the Late Pleistocene Tephra Layers in the Ohnuma Moor Deposits in the Eastern Part of the Chugoku Mountains, Western Japan Shigehiro KATOH*¹, Kumiko HANDA*¹, Masayuki HYODO*², Hiroshi SATO*³, Toshio NAKAMURA* 4 , Tohru YAMASHITA* 5 , Tohru DANHARA* 5 1) Museum of Nature and Human Activities, Hyogo; Yayoigaoka 6, Sanda, 669-1546 Japan. E-mail: katochan@hitohaku.jp 2) Research Center for Inland Seas, Kobe University; Rokkodai 1-1, Nada-ku, Kobe, 657-8501 Japan. 3) Institute of Natural and Environmental Sciences, University of Hyogo; Yayoigaoka 6, Sanda, 669-1546 Japan. 4) Nagoya University Center for Chronological Research; Furo-cho, Chikusa-ku, Nagoya, 464-8602 Japan. 5) Kyoto Fission-Track Co., Ltd.; Ohmiya Minamitajiri-cho 44-4, Kita-ku, Kyoto, 603-8832 Japan. The Ohnuma Moor in the eastern part of the Chugoku Mountains, western Japan, is located about 80-km west of Daisen Volcano and more than 100-km west of Sambe Volcano.   The moor has thick sediments more than 65 meters which are composed of finer peat and organic clay and silt above about 17 meters in depths, and of coarser sand and gravels below. The finer part contains four tephra layers that were correlated with Kikai-Akahoya Volcanic Ash Bed (K-Ah), Daisen-Misen Pumice Bed (MsP), Daisen Shitano-hoki Volcanic Ash Bed (Sh), and Aira-Tanzawa Volcanic Ash Bed (AT) in descending stratigraphic order.   We have newly found two volcanic ash layers between the K-Ah and MsP, and below the AT in the finer sediments. Based on the petrologic characteristics of these two tephra layers, the upper tephra layer is correlated with the Sambe Ukinuno Volcanic Ash Bed (SUk), and the lower is correlative to the Daisen Nise-hoki Volcanic Ash Bed (Nh). The eruptive ages of five tephra layers except for the K-Ah are estimated on the basis of 22 AMS- 14 C dates obtained for the moor deposits above 17 meters in depths, with the assumption of a constant sedimentation rate between horizons where the AMS- 14 C dates are measured. As the results, the estimated eruption ages of the SUk, MsP, Sh, AT, and Nh are 16,740±150 14CyBP, 24,000±150 14CyBP, 24,320±150 14CyBP, 24,830±100 14CyBP, and 35,660±200 14CyBP, respectively.   The estimated ages are in good agreement with the results of the previous studies, although the MsP is considered to have erupted at the age by 5,500 to 7,500 years older than the previous estimated age of 16,500 to 18,500  ¹4CyBP. This may be resulted from mismatching of tephra correlation and/or pollution of materials used for the 14 C-age determination in the previous studies. Key words: Tephra correlation, AMS- 14 C dating, Eruption ages, Ohnuma Moor, Daisen Volcano, Sambe Volcano. Shigehiro Katoh, Masayuki Hyodo, Toshio Nakamura, Hiroshi Sato, Kumiko Handa, Tsuyoshi Yagi (2005) Paleoenvironmental changes during the last 50,000 years reconstructed from the moor deposits at Ohnuma in the Chugoku Mountains, Western Japan. Alloway, B.V., Froese, D.G. & Westgate, J.A. (editors), Proceedings of the International Field Conference and Workshop on Tephrochronology & Volcanism: Dawson City, Yukon Teritory, Canada July31st-August 8th, 2005. Institute of Geological & Nuclear Sciences Science Report 2005/22, 43.半田久美子・加藤茂弘・八木大沼湿原における５万年前以降の植生変遷.日本花粉学会第４６回大会講演要旨集, 31. Shigehiro Katoh, Masayuki Hyodo, Toshio Nakamura, Hiroshi Sato, Kumiko Handa, Tsuyoshi Yagi (2005.8) Paleoenvironmental changes during the last 50,000 years reconstructed from the moor deposits at Ohnuma in the Chugoku Mountains, Western Japan. 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