愛 鷹 火 山 の地 形 発 達 史

特異なテクトニクス場に位置する火山の成長

由 井 将 雄

1は じめ に

1本 論 の 目的

愛鷹 火 山は,静 岡県東部 に位 置す る開析 の進 んだ成層火 山であ る。 周

辺 に は富士 火山 ・箱根 火 山をは じめ とす る第 四紀大 型火 山が 分布 してい

る(第1図)。 また この地域 は,プ レー トの会合 部 にあた る地域 で もあ り,

フィ リピン海 プ レー トとユー ラシア プレー トの境 界 とされてい る駿 河 ト

ラフが,駿 河湾奥 か ら陸上 にあが り,愛 鷹火 山の南東 を通 り北北東 方 向

に延 びてい る と考 え られてい る(杉 村1972,中 村 ・島崎1981)。 この よ

うなテ ク トニ クス場 にあ る火 山が,ど の ような発 達史 をを とげて きた か

を明 らか にす るこ とは,火 山 とテ ク トニ クスの関係 を理解 す るうえで重

要 であ る。筆者 らは,以 上 の よ うな地理 的位 置 におい て,発 達 を続 けて

きた愛鷹 火 山 に注 目 し,そ の火 山層序学 的研 究 を行 って きた(由 井 ・藤

井1989)。 本 論 では前述 の研究 を踏 まえ,テ フ ロクロノロ ジー的手法 によ

り,愛 鷹火 山の地形発 達史 とその特 異性 につ いて検 討 す る。

2研 究史

愛鷹火 山 に関 す る これ までの研究 は平林(1899),沢 村(1956),小 川

(1981,1986)由 井 ・藤井(1989)等 が あ る。

平林(1899)は,愛 鷹火 山の活動 は大量の集塊岩 質泥岩 を噴出 した後,

新期溶岩 が 山頂部 を中心 に流 出 した と考 えた。 また,一 連 の活動 の 中心

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乍イρ 農第1図 愛鷹火山の位置図

伊豆半島から北伊豆地域の第四紀火山分布図を加えた

等高線は海底の地形をあらわしている

は,須 山大沢上流部にあ り,磐 梯式噴火により北東側 に開 口するカルデ

ラを形成 した と述べている。

沢村(1955)は,愛 鷹火山の噴出物 を岩石学的特徴記載 に基づき,AV1～

AVpの6部 層に区分を行 っている。沢村によれば,愛 鷹火山最下部の構

成層は,現 在 の熊 ケ谷付近に分布する凝灰角礫岩層(AV1)で,こ れは

68

玄武岩 質 の溶 岩 を挟 在 す る と記 して いる。 さ らに上位 に は,多 量の凝灰

角礫岩 か ら成 るAV2が あ り,そ の上位 にAV3～AV5ま での新期溶岩

が噴 出 した と記 してい る。愛鷹 火 山最後 の活動 は,山 体 北東部 に於 て粘

性 の高 い黒 岳溶岩(AVp)を 噴 出 した と述 べ て いる。 なお 沢村 は,発 達

史 につ いて は言及 してい ない。

小 川 は,愛 鷹 火 山の地質調 査 に よ り,本 火 山の噴 出物 を旧期 と新 期 の

2ス テ ジー に区分 し,さ らに各 ス テー ジを3部 層 に細 分 して い る。

由井 ・藤 井(1989)は,愛 鷹 火山 の噴 出物 を下部 層 ・中部 層 ・上部 層 ・

最 上部 属の4部 属 に区分 し,テ フラ層 との関係 か ら,愛 鷹 火 山の発 達 史

につ いて述べ てい る。

II愛 鷹火山の地形及び地質概説

1地 形

愛鷹火山は約240km2の 底面積 を有する開析の進 んだ成層火山で,山

頂部 を中心 とし放射状 に伸びる谷によって深 く侵食 されている。稜線部

には,越 前岳(1507m)呼 子岳(1300m>大 岳(1262m)位 牌岳(1457

m)等 の複数のピークがある。また,山 麓部には5.程 の緩傾斜地がひろ

がる。

愛鷹火山の地形 を空中写真により分類 したものが第2図(地 形面分類

図)で ある。山体 中腹部には新期溶岩の堆積面 を残 している。 また愛鷹

岳山頂付近 と山体北側 には,袴 腰岳 ・黒岳溶岩 円頂丘が見 られる。 山体

中央部には熊ケ谷 と呼ばれ る旧火口跡が見 られる。全般に火山原面は山

体南東部に多 く残 ってお り,南 西及 び北西側斜面 と好対称の地形的特徴

をもつ。 これは山体西部方向への新期溶岩 の流出量が少ないうえ,山 体

の北半分が富士火 山の噴出物(古 富士火 山 ・新富士火山)に より,埋 積

されているためである。

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第2図 愛鷹火山の地形面分類図

A:溶 岩円頂丘B:火 砕流堆積面C:新 期1溶 岩堆積面

D:新 期II溶 岩堆積面E:中 期火山山麓扇状地堆積面

F:熊 ケ谷 クレーターG:岩 脈の分布

等高線は200mお き

70

置

文

2地 質

愛鷹火 山噴 出物 を噴 出物 の岩質及 び岩 相の違 い によ り区分 した層序表

を第3図 に,愛 鷹 火 山の地質 図 を第4図 に示 した(由 井 ・藤井,1989)。

以下 に愛鷹 火 山の地質 について 由井 ・藤井(1989)の 記述 を概 説す る。

愛 鷹 火 山 の 基 盤 を成 す 地 層 は本 火 山地 域 内 で は露 出 して い な い。

Tsuya(1961)は 富 士市大淵 でお こなわれた ボー リング資料 か ら検 出 され

た玄武岩 溶岩 を愛 鷹火 山噴 出物 とし,陸 上 に噴 出 した もので ある と記 し

てい る。

愛鷹火 山の噴 出物 は大 き く4つ の部属 に区分 され,下 位 よ り,下 部 層・

中部層 ・上 部層 ・最上部 と呼 ばれて いる(由 井 ・藤井,1989)。

a)下 部 層(0)

愛鷹 火 山の最下部 を構成 す る地 層で,固 結 の進 んだ玄武岩 の凝灰 角礫

岩 層で ある下 部1(Otb)と,そ の上位 を構成 す る玄武岩～ 玄武岩質安 山

岩溶岩 と同質 の凝 灰 角礫 の互層 か らな る下部II(01)に 区分で きる。 さ

らに,こ れ らの溶岩類 を噴 出 した後 に,熊 ケ谷 火 口付 近 を中心 としたテ

フラの噴出活 動 を,旧 期 の第3ス テー ジ(Okm)と し,そ の際の火道 角

礫岩体 を下部IIIと した。

b)中 部 層(M)

中部 層 は凝灰 角礫 岩 を主体 とし,ご く少量 の玄 武岩質溶 岩か らな る。

現存 す る愛鷹 火山の全噴 出物量 に対 す る中部凝灰 角礫 岩 の量比 は約5割

に相 当す る。本 属 は,本 質 凝灰 角礫岩 か らなる中部1〈M.t.b.)と,そ れ

らが2次 堆積 した火 山麓扇状 地堆積物 中部II(M.v.f.)に 区分す る こ とが

で きる。

c)上 部層(U)

上 部層 は,玄 武岩質溶岩 を主体 とす る下位 層の上部1(YI)と,安

山岩 質～ デイサ イ ト質溶岩 を主体 とし,火 砕 流噴 出物 を伴 う上部層II(Y

II)に 細 分で きる。 上部層の溶岩 は中部 の凝 灰角礫岩 層 を開析 した谷 に

71

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第3図 愛鷹火山の層序表

()内 は各噴出物をあらわす略号 凡例は第4図 と同じ

沿って流下 してお り,山頂部及び山体南東部 にかけて広 く分布 している。

)d 最上部属(Yst)

愛鷹 火 山最上 部の構成物 は,袴 腰 岳(Yst-hk)及 び黒岳(Yst-kr)の

溶岩円頂丘の溶岩 と長窪火砕流堆積物である。 この噴出物は,デ イサイ

ト質の溶岩が主体で,斑 晶鉱物 として角閃石 を含む点で上部層の溶岩類

と異 なる。愛鷹火山最後の活動 として位置づけられる。

72

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第4図 愛鷹火山の地質図

地図中の略号は第2図 の層序表と同じ

表層のテフラを除いて表 わした地質図

73

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愛鷹 火 山東方 に分布 す るテフラ層 は,愛 鷹 ロ稲西ム団研(1969)・ 町 田ほ

か(1974)・ 高橋(1977)・ 由井(1983)等 に よる記載,細 分が お こなわ

れ てい る。

この テ フラ層 は40万 年 前か ら1万 年 前 まで の火 山活 動 に由来 す る も

ので(由 井,1983),全 層厚約60mに 及 ぶ。 この テ フラ層 は,明 瞭 な斜

交 関係 に よ り,愛 鷹上 部 ローム(Au)・ 愛鷹 中部 ロー ム(Am)・ 愛鷹 下

部 ロー ム(Al)・ 丹那 ローム(T)・ 三 島 ロー ム(M)・ 下和 田 ローム(Sm)

の5部 属 に区分 で き る。各 テ フ ラ層 の層序 に関 す る詳 しい記載 は 由井

(1983)で 述べ られて い る。 ここでは,テ フラ層 と,愛 鷹 火 山本体 を構成

す る噴 出物 との関係 に注 目 し,そ の層序 関係 及 び噴出時 期 につ いて記述

す る。

1下 和 田 ロー ム層(Sm)

現在愛鷹 火 山周辺地 域 で見 られ るテ フラ層の最下部 属 で あ り,愛 鷹 火

山の下部溶岩 に整合 的 に覆 われ る。下和 田 ローム層 は,54枚 の ス コ リア

及 び スパ ッター等 に よ り構 成 され るAAW型 テ フ ラ層(松 田 ・中村,

1970)で あ る。本 属の上位 は不整合 関係 で,上 部溶岩 の(梅 ノ木沢溶 岩 ・

池の平溶 岩)と 接 す る。

由井 ・藤井(1989)は,本 層 のSm44～16ス コ リア層 を,microdiolite

の異質岩 片 を含 む点 や,斑 晶鉱 物 の組 み合 わせ及 び化 学組成 か ら,大 磯

丘 陵丘陵 で記載 されてい る雑色 ローム層 のTll-21ス コ リア に対 比 して

い る。

Tll-21を 含 む雑色 ローム層 は,箱 根 火 山古 期成 層火 山期 の テ フラで(上

杉1976),Tll-9で390,000±80,000y.B.P.(鈴 木 ・杉原1983)の フィ ッ

シ ョン トラ ック年代が得 られ てい る。 以上の こ とか ら,愛 鷹 火 山下部 層

1及 び下 和 田 ロー ム層 の活動 期 は,箱 根 火 山古期 外輪 期 とほぼ同 時期 で

74

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第5図 愛鷹 火山噴出物 とテフラの関係ブロックダイアグラム

右側の番号は,層 位が確認できたテフラの略号

実線 は溶岩の上 『ド関係が確認で きたもの

図上方の記号は熊ケ谷火 口からの方位 をあらわす

あ り,35万 年前～40万 年 前 と推 定 で きる。

2三 島 ロー ム層(M)

三 島 ロー ム層は箱根 火山古期外輪 山溶岩 の一部 を整合的 に覆 う,層 厚

75

約30mの 風 成火 山灰 層で あ る。本 属 は角閃 石斑 晶 を含 む軽石 質 の テフ

ラを主体 とし,火 砕 流堆積 物 を含 む。小規模 な斜交関係 によ りM1～M4

の4部 層 に細 分 で きる。

本 属の特 徴 で あ る角閃石 に富 む軽 石 層は,1m以 上 の層厚 を有 す る こ

と,20～30mm以 上 の大粒 径軽石 を多量 に含 む こ と,愛 鷹 火 山熊 ケ谷 火

口凝 灰角礫 岩 と同質 の岩片 を含 む こ とな どか ら,愛 鷹火 山起 源 とされて

いる(由 井 ・藤 井1987)。 また,真 鶴岬 の テ フラ層及 び,大 磯丘 陵の早 田

ローム に対比 され三島 ロー ム層 は熊 ケ谷 火 口凝灰 角礫岩体 と同 じ活動期

で あ り,約25万 年前 と判断 され てい る(由 井 ・藤井1989)。

3丹 那 ロー ム層(T)

丹那 ロー ム層 は,箱 根 火 山南 麓 か ら西麓 にか けて分布 す るテ フラ層 で,

丹那 盆地 の髪 ノ沢 を模 式地 とす る。 本属 は角閃石斑 晶含 む発 泡の悪 い青

灰色軽 石 層が卓越 す る下 半部(T-1～9)と,赤 色 ス コ リア と軽石か らな

る上半 部(T-10～15)の2部 層 に細 分 で きる。両者 の間 には1mほ どの

埋 没土壌 層が見 られ る。主 な鍵 層 は,T-2(髪 ノ沢軽石)・T-5,6(軽

井 沢 ラ ピ リ)等 が あ り,い ずれ も角閃石 を含 む青灰 色の軽石層 を挟在 す

る。 この よ うな タイプの テ フラ層 は,箱 根 火 山北 方の矢倉沢 や,真 鶴岬,

大磯 丘陵 の土屋n－ ム層(Tu)に 多 くみ られ る。追跡調 査 の結果,T-

5～6(軽 井沢 ラ ピ リ)が 真鶴岬 のB2-8に 対 比 され,大 磯丘陵 のTu-

18～21(へ ・ト・ト')に 対比 されて い る(由 井 ・藤井1989)。 大磯丘陵 で

Tu-21の2枚 上位 層 であ るTu-23で,160,000±11,000y.B.P.の 年代

値 が,ま た下位 のTu・7で は210,000±30,000y.B.P.年 代 が測 られ てい

る こ とか ら。T-5～6(軽 井沢 ラ ピリ)は 約17万 年～20万 年前 に噴 出 し

た と考 え られ る。 中部 層IIの 火山麓扇状 地堆積物 には,丹 那 ロー ム居中

のT-5・6(軽 井沢 ラ ピ リ)挟 在 す る こ とか ら中部 層の時代 を17万 年前

～20万 年前 と判断 してい る。

丹那 ロー ム層上 半部(T-10～15)は,柳 沢(loc.-8)に て新期1の 柳

76

沢溶岩 に覆 われ る。

4愛 鷹下 部 ローム(A1-1)

愛鷹w－ ム団研(1969)の オ レンジ軽 石(OP)を 最下 部の鍵 層 として,

箱根新期 軽石(TPflow)下 低 約5mの 暗 色埋没 土層 までの間 を下部 ロ

ー ム と呼ぶ。

本 属 は箱根 火 山南 鹿部 方 向 に厚 さを増 し,丹 那盆 地 か らその南 の浮

橋 ・伊 東 方面 に も分布 す る。主 な鍵 層 としてはAl-1(OP)とAl-2(YP)

が あ り,両 者 の間 には袴腰 岳起源 の長窪 火砕 流が 挟在 す る。

OP・YPの2枚 の軽 石層 は,北 伊 豆地域 に追跡 す る ことが可能 で,白

尾(1981>のDP-4に,ま た葉室(1978)の オ レンジパ ミス,杉 原(1981)

の城 ノ平軽石(SP)に 対比 され る。 これ らの軽石 層 は,上 位 にあ る箱根

新期軽石 流(TPfiow)の 下位 にあた り両者の間 には2m以 上 の埋 没土 層

を挟 む こと,下 位 の丹 那 ローム層が,多 摩 上部相 当層で あ るな どの関係

か ら,下 末吉 ロー ムに対比 され る可能性 が高 い。杉 原(1981)は,斜 方

輝 石 の屈 折率 か ら城 の平軽石 を大磯 丘陵 のKmpの 一部 で あ る と述 べ て

い る。分布 す る鍵層 の枚 数が少 な いため,Kmpグ ループの いずれ に対比

で きるか特定 で きないが,層 位 的 には矛盾 しない。Kmpグ ル ープ は,箱

根 新期溶 岩(YS)に 対比 され てお り(町 田,1974),Kmp-1で98,000±

12,000y.BP.の フ ィッシ ョン トラ ック年代 が得 られ てい る。以 上 の こ と

か ら,愛 鷹火 山の最後 の噴 出物 であ る長窪 火砕 流 を噴 出 した活 動 は,約

10万 年前 で あ ると考 えられ る。

IV愛 鷹火山の地形発達史

日本の ような湿潤な地域における火山の侵食量は大 きいとされ,大 型

円錐 型火山で約50万 年間で地形 を認識 す ることが難 しくなる(守 屋

1979)。

愛鷹火山はその侵食が著 しい ことか ら,周 辺の富士火山や箱根火山に

77

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第6図 愛 鷹 火 山 噴 出 物 の 編 年 表

1一 愛 鷹 火 山 の 層 序 は 由 井 ・藤 井(1985,1987,1989)

2一 箱 根 火 山 はKuNo(1951)・ 町 田 ほ か(1968,1971)

3一 愛 鷹 ロ ー ム 層 は 由井(1983,1985,1986,1987)

4一 大 磯 丘 陵 は 上 杉(1976)を 引 用 し た

比べ,古 い火山であるとされていた。 しかし,こ れ まで述べてきた よう

に,そ の活動期 は箱根火山の外輪山を形成 した活動 とほぼ同 じである。

これは,火 山体の開析の度合は単純 にその歴史の新 旧を判断する指標 と

しては使いに くい ことを意味する。火山体の侵食量 を議論する事は,対

象 とする噴出物が失われてしまうため,定 量的な把握が難 しい。しかし,

愛鷹火山のように侵食の進んだ火山の地形発達史 を絶対年代 を求めなが

ら,で きうるかぎり定量的に考察 してゆ くことは,今 後,火 山の侵食 プ

78

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第7図 愛鷹火山iH期噴出物の分布図

ロセスを議論 してゆ くうえでのデータとして,ま た,侵 食作用に貢献 す

る因子をつきとめるうえで も重要な議論であると考える。以上の問題点

を踏 まえ,第6図 に示 した愛鷹火山噴出物 とテフラ層の関係か ら理解 さ

れ る本火山の地形発達史について考察する。

なお,愛 鷹火山の場合,層 序の記載で述べた部属区分が,直 接活動史

のステージ区分に対応 しているので,以 降の文中では,下 部層 を旧期に,

中部層を中期 に,上 部層を新期 に,最 上部属 を最新期 として扱 う。

1旧 期(0)の 活動 とその地形

旧期の活動 は,約40万 年前に開始 した と考 えられる。この時期の活動

は,構 成物 の違いにより3つ のサブステージに区分できる。 この時期の

79

噴出物に よって構成 されている原地形は存在 しない。なお旧期の噴出物

の分布図を第7図 に示 した。

・旧期凝灰角礫岩の活動

旧期初期の噴出物がこの凝灰角礫岩である。 このステージの活動は,

パ ン皮状火山弾 を含む凝灰角礫岩が主体であり,一 部に赤淵川でみ られ

るような玄武岩質の溶岩がある。 このステー ジにおける火山活動の中心

は,凝 灰角礫岩の分布が須津川一赤淵川一須山大沢までの山体北西部に

限 られていること,パ ン皮状火山弾の分布が偏在することな どから,現

在の熊ケ谷火 口の北西側 に位置する赤淵川中流付近であった と推察で き

る。その総噴出量は4km3,噴 火様式 は,そ の噴出物か らブルカノ式噴火

であった と考 えられる。

・旧期溶岩の活動

初期の噴火に引 き続 き(明 瞭な侵食間隙を示す証拠 はみつか らない),

玄武岩質溶岩の噴出を主体 とす る活動が始 まった。溶岩流の噴出 と同質

の角礫岩か らなる凝灰角礫岩層を堆積 させ,山 体 を成長 させた。現在確

認で きる総噴出量は,6.2km3,噴 火の様式は,ス トロンボリ式～ ブルカ

ノ式噴火であった と考 えられる。以上のような噴火は,下 和田ローム層

との関係 より約40～35万 年前である と考えられる。

・旧期熊 ケ谷火口凝灰角礫岩 とテフラの活動

約25万 年前 になると,火山灰の噴出を中心 とするプリニー式噴火へ と

活動の様式が変化する。前述のように,噴 火の中心 は熊ケ谷火口跡にあ

り,三 島 ローム層に見 られるような角閃石 を造岩鉱物 として含む,火 山

灰を堆積 させた。総噴出量は約1km3で ある。この時期の原地形 は残存 し

ていない。

現存する旧期の噴出物から推定 した当時の山体 を第7図 に示 した。現

在の山頂付近稜線部が,旧 期の凝灰角礫岩 により構成 されていることか

ら,旧 期の火山体 は標高1200m以 上の円錐型火山であった と推察 され

80

る。 山体の北西半分は富士山の噴出物 に覆われ,現 在確認することはで

きない。 また,現 在の愛鷹火山南東には,旧 期の噴出物は見 られない。

旧期IIと 旧期IIIの間には約10万 年の間隔があるが,こ の間に休止期

が存在 したかは限定で きない。 この間にマグマの化学組成 は一連の分化

によ り,玄 武岩質から珪長質へ と変化 している。

2中 期(M)の 活動 とその地形

中期の活動 については,不 明な点が多い。中期の噴出物は現存する愛

鷹火山構成層の中で,量 的に最 も多 くを占め,そ のほ とんどが凝灰角礫

岩からなるという特徴がある。中期の活動がいつごろ開始 したかを限定

する年代は不明であるが,前 述の ように,旧 期mの 活動が25万 年前であ

り,中 期IIの 扇状地堆積物が約17～20万 年前であることがわかってい

る。中期の活動は凝灰角礫岩 を主体 とする中期1と,土 石流などの堆積物

により構成 されている中期IIの2ス テージに細分できる。第8図 に現存

している中期凝灰角礫岩層の分布 と凝灰角礫岩層の上面高度 を併記 し

た。 山麓部 にこの時期の原地形 として現存する火山麓扇状地が認められ

る。 この地形 は先 に述べた丹那 ローム居中のテフラとの関係か ら,約

17～20万 年前の堆積物であると判断 される。

旧期の活動年代推定 されるか ら,中期の活動は25～17万 年前 までの最

大8万 年間であ り,こ の間に17.2km3の 噴出物 を生産 した。

・中期凝灰角礫岩(M.t.b.)の 活動

中期凝灰角礫岩の特徴 として,岩 相の多様性があげられる。本層には,

土石流堆積物が見 られ るほか,細 粒物質からなるマ トリックス分に富ん

だ,粉 体流的な岩相の堆積物などが見 られる。 これらは火山体崩壊 に伴

うものである と考えられる。一方で,量 的には少ない ものの,玄 武岩質

溶岩等の本質物質 も認め られる。 このような構成物から,中 期1の ステ

ージでは,山 体 を成長 させ るようなマグマ噴出活動 を行 うと同時に,そ

の一部 を崩壊するような活動 を平行 してお こなって きた と推察できる。

81

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第8図 愛鷹火山中期噴出物の分布図

なお,中 期凝灰 角礫岩 層(M.t.b.)の 原 地形 は存 在 しない。

・中期 火山麓扇 状地(m .v,f.)の 活 動 と地 形

第2図 及 び第8図 に示 した よ うに,現 在 の愛鷹 火 山 には中部 層II(火

山麓扇状 地堆積 物)に よ り構 成 され た地 形が広 く分布 す る。 この地形 を

構 成 す る中部 層IIは,マ トリックスに弱層理 の見 られ る亜 門の 巨礫 か ら

な る。 これ らの 巨礫 は,山 体 を構 成 す る物質 が2次 堆積 した もので,守

屋(1975)の 成 層凝灰 亜角礫岩 層 に相 当す る。前述 の ように,中 部 層II

の時代 は,約17～20万 年 前で あ る。

第8図 に示 した 中期 の噴 出物 等の 分布 図か ら,中 期凝 灰角礫岩 層(M.

t」).)のが 山体 の南東部 に偏在 す る こ とが読 み取 れ る。 また,そ の層厚 も

南東側 にむか い厚 くなってい る。これは,須 津jllと 下和 田川 を結 ぶNE-

82

SW方 向の線 を境 に,中 期凝灰 角礫岩 層(M.t.b.)総 体積 の70%が 南東

側 に集 中す る ことにな る と共 に,旧 期 の噴 出物が相 当量,中 期 の噴 出物

よ り高 い位 置 に分布 す る ことにな る。 この偏 在 の理 由 につ いては,の ち

ほ ど議論 す る。

3新 期(YI・Yn)の 活動 とその地形

新期 の活動 は玄 武岩質 マ グマ を噴 出す る活動 の新期1(YI)ス テー

ジ と珪長 質 マ グマ を噴 出 した新期II(YII)ス テー ジに細 分 した。

この時期 に噴 出物 は溶 岩 を主体 としてい るが,新 期IIス テー ジに は,

火砕流 も噴 出 して いる。 これ らの噴 出物 によ り構成 され る地形 は,山 頂

部 か ら山体 中腹 にか けて見 られ る。 由井 ・藤井(1989)に よる と,こ れ

らの活 動 は15万 年前 頃 か ら開始 した もの と考 え られ てお り,新 期1が

6.5km3の 溶 岩 を,新 期IIが2.Okm3の 溶岩 及 び火砕流 を噴 出 した。この

時期 の噴 出物 の 層位関係 を第5図 に,分 布図 を第9図 に示 した。

・新期1溶 岩 の活動 と地形

前半 のYI期 に噴 出 した溶岩 として は,須 山 ・梅 ノ木 沢 ・池 の平 ・柳

沢 ・高橋 川 ・愛鷹 岳 ・呼 子岳～大 岳 ・越 前岳等 が あ り,そ の大部 分が堆

積地形 を残 して い る。溶 岩 の岩 質 は,撤 撹 石一両輝 石玄武岩 で あ り,比

較的 流動性 に とむ。 これ らの溶岩 の うち初 期 の もの は,中 期凝 灰角礫 岩

層(M.t.b.)が 開析 され た谷 に沿 って 山麓 まで流下 して い る(愛 鷹岳溶 岩 ・

池 の平溶岩 ・越 前岳溶 岩 な ど)。 溶 岩 の堆 積面 は,比 較的良 く保存 され て

い る。 しか し,池 ノ平溶 岩 や,位 牌岳溶 岩,越 前岳溶岩 の ように,そ の

一 部 は堆積 後 の崩壊 な どで,失 わ れてい る。 池 ノ平溶岩 と愛鷹 岳溶岩 の

堆積 後,山 体 の南東方 向 に開 口 した,馬 蹄型 の火 口を形成 した ことが,

その後 の溶岩 な どの分布 か ら推 定 で きる。 この谷 に沿 って新期IIの 溶岩

流 が流下 した。

新期1の 活動 は,玄 武岩 質の溶岩 と少量 の ス コ リア を噴 出す るス トロ

ンボ リ式～ ブル カ ノ式 噴火 で,そ の 中心 は,各 溶 岩流が集束 する山頂部

83

ぎ第9図 愛鷹火山新期及び最新期の噴出物の分布図

の熊ケ谷火[]跡 ～越前岳付近であった と推定 される。 この地域には新期

1溶 岩 と同 じ化学組成 をもつ岩脈が旧期の凝灰角礫岩を貫いて多数分布

し,上 記の噴出口が存在 したことを裏付けている。一部では,ダ イクか

らスコリアが噴出した側噴火口跡が見 られ ることから,割 れ目噴火 をし

た可能性 もある。

・新期lI溶 岩の活動 と地形

後半の新墓肛1の 活動 は,安 山岩質溶岩か らデイサイ ト質溶岩の噴出を

行 っている。桃沢川溶岩及び火砕流,位 牌岳溶岩な どが噴出 した。 この

'時期の溶岩 として最 も早 く噴出 したのが,桃 沢川溶岩であ り,こ れまで

の活動 とは異な り火砕流の噴出を伴っている。 この溶岩は位牌岳南付近

よ り噴出 して,南 南東方向に伸びた谷 に沿って約4km流 下 している。桃

84

沢川溶岩の先端部には,比 高約20mの 急崖 を境 とす る扇状に広が った

明瞭な堆積原面 を残 している。 また,溶 岩噴出後に火砕流が発生 し,山

体南東麓に火砕流により構成 される扇状地状の地形 を形成 した。

引き続 き位牌岳溶岩1・IIが 現在の位牌岳周辺に位置する火 口から噴

出した と考 えられる。位牌岳溶岩の分布は,池 ノ平から位牌岳一愛鷹岳

を囲む範囲 に限 られている。

第9図 に示 した ように,新 期IIの 溶岩は,山 体の南東側 に片寄 って分

布する。前述の新期1の 溶岩のうち,山 体南東側 に分布する池 ノ平溶岩

及び愛鷹岳溶岩は,桃 沢川に面 した側の堆積地形の一部が失われており,

両者の間の古い谷地形が存在 している。 この谷に規制された形で新期II

の溶岩類が分布 している。現在の桃沢川最上流には,新 期IIス テージの

溶岩が厚 く堆積 し,中 期凝灰角礫岩層(M.t.b.)の 分布 も低 いと同時 に,

新期1溶 岩がほ とんど分布 しない。以上の ことから,新 期1溶 岩噴出後,

新期II溶 岩(桃 沢川溶岩)噴 出以前に山体の一部 を崩壊 し,南 東側 に開

口する馬蹄形の地形 を形成 した可能性があることを指摘で きる。

新期IIの 総噴出量 は約2.Okm3程 度で,噴 火の様式はブル カノ式噴火

であった と考 えられる。由井・藤井は,こ の噴火の時期 を13～15万 年前

と推定 している。

4最 新期(Yst)の 活動 とその地形

最新期 のステージは角閃石デイサイ ト溶岩の噴出により袴腰岳や黒岳

の溶岩円頂丘 を形成 した愛鷹火山最後の活動である。この活動の時期は,

長窪火砕流 とOP・YP等 の愛鷹下部 ローム層の関係 よ り約10万 年前 と

推定され る。総噴出物量は約0.4km3で あるが,こ れ以外にテフラ層 も噴

出 していると考 えられ る(米 澤ほか1982)。

・袴腰岳溶岩の活動 と地形

愛鷹岳 と位牌岳の間にわずかな平坦面 を形成するドーム状の地形が認

められる。周辺は侵食 により欠如 しているが,デ イサイ ト質溶岩 と火砕

85

流堆積物が認 められる。 この火砕流は山体南東麓 に広 く分布 し(地 点25

な ど),長 窪火砕流 と呼ばれている(町 田ほか1974)。 また,こ の火砕流

は愛鷹下部 ローム層のYP・OPテ フラに狭在される。 このテフラは,下

末吉 ローム層のKlpに 対比 されている(杉 原1981)こ とか ら,長 窪火砕

流 とこれを噴出 した袴腰岳溶岩の年代を約10万 年前 と推定 した。この活

動を最後 に愛鷹火山の噴出は確認 されていない。

・黒岳溶岩の活動 と地形

愛鷹火山北麓 に位置する,溶 岩円頂丘が黒岳である。 この円頂丘 は角

閃石デイサイ トの高粘性溶岩の噴出によ り形成 された。 この活動の時代

を示す証拠 は検出されていないが,こ の地形ほ とんど開析 されていない

こと及び前述 の袴腰岳の溶岩 と化学組成が良 く似 ることなどか ら,最 新

期の活動 と推定 した。なお,両 活動の前後関係は不明である。

V愛 鷹火山の地形的特徴

先 にも述べたように愛鷹火山はその開析が進んでいることか ら,周 辺

の箱根火山や富士火山より古い火山であるとされてきた。 しか しテフロ

クロノロノロジーにより判断され る愛鷹火山の活動 は,第6図 に示 した

ように,40万 年前か ら約10万 年前まで続 いてお り,カルデラ形成前の箱

根火山の とほほ伺 時期 に活動 していることになる。箱根火山には,古 期

成層火山を形成 した際の地形面(40万 ～20万 年前)が,空 中写真などで

認識で きるのに対 して,現在の愛鷹火山で認識できる最 も古い堆積面は,

中期火山山麓扇状地面(17万 年前)で ある。 これは,箱 根火山の古期成

層火 山や草津 白根火山の青葉溶岩 などの現在,絶 対年代が知 られている

地形面よ り,は るかに新 しい地形面が,そ の原地形を残 していない こと

になる。数多 くの他火山 との比較 をする必要があるが,少 な くとも隣接

する箱根火山 との比較では,時 間的な差が少ないにもかかわ らず,愛 鷹

火山の原地形の保存が悪 く見 える。以下に愛鷹火山が他火山に比べ,侵

86

食 が大 きい理 由につ いて議論 す る。

1中 期凝灰 角礫 岩層 と地 形の関係

愛鷹 火 山を構 成 する噴 出物 の中で最 も特徴 的な ものが中期凝灰角礫岩

層(M.t.b.)で あ る。 この ような堆積物 が火山体 の5割 近 くを構成 する こ

とに よる侵食 へ の影 響 について述べ る。

一般 に成層 火 山の内部構造 は,溶 岩 と砕 屑物の互 層か ら成 る と言 われ

て い る。愛鷹 火 山で も,旧 期 ステー ジの よ うに,溶 岩 と砕 屑物 か らな る

地 層 は確認 され るが,そ の全体量 は6.2km3と 少 な く,む しろ体積17.2

km3に 及 ぶ 中期 凝灰 角礫 岩層(M.t.b.)と 火 山麓扇状地堆積物(M.v.f,)

が 占 める割合 が大 きい。 この よ うに,一 般的 な成 層火山 と愛鷹 火山の内

部構 造 が異な る こ とが,他 の成 層火山 に比べ侵食 されやす くな った理 由

と考 え る ことが で きる。 では,一 般 的 に考 えられてい る成 層火 山 と異 な

る構 造 が,い か に してつ くりだ されたの であ ろうか,こ の説明 をす るた

め には,様 々 な岩相 を有 する,大 量 の凝灰 角礫岩 が どの ような活動で生

産 され たのか を,議 論 しなけれ ばな らない。 その説明 として,旧 期 の噴

出物 の分布 の中心 が現 在 の山体 よ りも北西側 にずれ てい る(第7図)事

お よび,1200mと 高 い位置 に分布 す るこ と,中 期凝 灰角礫岩 の偏在(第

8図)す る こ とな どに注 目して,以 下 に考察す る。

2愛 鷹火 山中期 の変動

前文 で述べ た よ うに,愛 鷹火 山 はプ レー トの会合部 とい う特異 な場所

に位置 してい る。 それ故 に,火 山体 の形成過 程 でテ ク トニ ックな影響 に

よる,変 形 を受 けた可 能性 もあ る。 その ような証拠 の一つ として,下 和

田 ロー ム層(水 成堆積)の 変形 が上 げ られ る。下和 田 ロー ム層 は,旧 期

溶岩 流のせ き止 めに よ り形成 され た,小 規模 な湖 に堆積 した水成 テフラ

(AAW型 テ フラ)で ある こ とは先 に述 べた。 この水成層 は,南 東方向 に

10。 ～20.傾 き堆積 して い る。この傾 きを堆積後 の 山体変形 に よる もの

と仮 定 す る と,中 期凝 灰 角礫 岩層(M.t.b.)の 偏在 を説明 で きる。

87

中期の噴出物が,第7図 より想定され る旧期の噴出中心 より大 きく南

東側 に偏在させるためには噴出中心 を移動する事 を証明で きれば,簡 単

に説明で きる。 しかし,そ の中心 と想定 される愛鷹岳周辺 には,岩 脈 な

どの集中や,火 口の存在 を示す証拠は全 く検出されない。中期凝灰角礫

岩の岩相が崩壊 に伴 う粉体流や,土 石流,本 質物質な ども含む多様であ

る点に注 目すれば,旧 期 と別の位置に新たに火口を想定するより,す で

に存在 していた周期の山体 を崩壊 させる活動 を想定 した方が合理的であ

る。つまり,中 期の愛鷹火山は,玄 武岩溶岩等の本質物質を噴出しなが

らも,下 和田ローム層に見 られる,山 体 の南東側が,沈 降するセンスの

変形 をしていた。 このため旧期の山体 を構成 していた物質の一部 と中期

の本質物質が相対的に低い南東側に崩壊 もしくは噴出 し,南 東側に広 く

分布 していった。北西側には旧期の山体が存在するために,中 期凝灰角

礫岩 は,現 在見 られるような偏在 をした と説明で きる。かつて南東側 に

分布 した旧期の噴出物 は,中 期凝灰角礫岩層(M.t.b.)に 厚 く埋積 され,

現在 は須津川 と下和副llを 結ぶNE-SWi線 の南東側 で は確認 され な

い 。

また,一 連の変形の後に残 った旧期の山体は,溶 岩 と砕屑物か らなる,

一般的成層火山 と同様の構造 をしているため,現 在 まで侵食 にさらされ

た ものの,第7図 に示 したように北西側の高い位置に分布 することが現

在で も認められ る。

以上の ように,愛 鷹火山の山体 を南東方向に傾動 させるセンスの変形

を想定することで,下 和 田ローム層の傾 き,旧 期噴出物の高度分布,中

期噴出物の偏在な どが説明できる。以上の仮説が正 しければ,愛 鷹火山

が,そ の噴出物の堆積地形を残 さない理由の一つとして,火 山体の中期

凝灰角礫岩層(M.t.b.)が その山体の大部分を構成 してお り,溶 岩に比べ

単純 に侵食 されやすいと考 える と同時に,愛 鷹火山はそのテク トニ ック

な位置ずけ故 に,一 般的な成層火山体 と異 なる形成過程(内 部構造)を

88

とって きたことになる。Kikawaほ か(1988)に よると,須 津川流域で計

測 された古地磁気のデータでは,新 期溶岩 を噴出 した際のダイクは顕著

な変形 していない といわれている。このことは,変 動があった とすれば,

旧期～中期の間(25万 年前～17万 年前)の 時期 にあったと解釈で きる。

中期更新世におけるより広域 な変動運動 との関係を含め,今 後検討 しな

ければならない。

3山 体の崩壊

新期溶岩は,中 期の山体 を開析 した谷に沿って流下 し山体の南東から

北西部 にかけての広範囲にわた り分布する。新期IIス テージの溶岩は山

体の南東部に分布 し,そ れ らの基底面高度分布 より新期1と 新期IIの 間

に,南 東部に開口する馬蹄形 カルデラを形成 した と考えることがで きる

(現在の桃沢川上流)。

平林(1899)は 須山大沢の地形 を磐梯式の噴火 による馬蹄形 カルデラ

であると判断 している。須山大沢で このような活動があった証拠 は現在

の ところ見つか らないが,少 な くとも桃沢川の上流 には馬蹄形のカルデ

ラがあった ことは確かであ り,こ の ような大規模崩壊が愛鷹火山の地形

を他 の成層火山より開析 されたもの と認識 させ る原因 となっている。

VIま とめ

1)愛 鷹火山の噴出物は旧期 ・中期 ・新期 ・最新期の4ス テージに大

別できる。

旧期の活動 は約40万 年前か ら始 まり,玄武岩か ら玄武岩質安山岩溶岩

を噴出する活動へ と推移 し,成 層火山体を成長させた。

その後,約25万 年前迄の間に,活 動はデイサイ ト質 テフラを噴出する

活動へ と変化 し,三 島ローム層を周辺地域に堆積させた。

中期の活動は玄武岩質の溶岩及 び凝灰角礫岩の生産 を中心に山体 を崩

壊 した。 山麓部 には火山麓扇状地地形が形成 され,こ れに挟在 され るテ

89

フラ層 との関係か ら約17万 年前であると推定 される。

新期の活動は山頂部を中心 に玄武岩質からデイサイ ト質の溶岩及び火砕

流 を発生する活動があった。一部では桃沢川上流 に見 られるように,山

体崩壊 させるような活動があった。最終期は約10万 年前に黒岳溶岩・袴

腰岳溶岩 を噴出し,円 頂丘 を形成 した。 また,こ の時期小規模 な火砕流

を噴出 し,こ の活動 をもって停止 した。

2)愛 鷹火山は箱根火山の活動期 とほぼ一致 し,活動はやや早い約10万

年前に終了 した。

3)愛 鷹火山は山体構成物申,凝 灰角礫岩の占める割合が高い。 その成

因については,噴 出物の各ステー ジ毎の分布範囲及 び,そ の高度分布等

を検討 した結果,旧 期以降,中 期にかけて山体が南東方向に傾動 したこ

とにより説明できる。 こ⑳傾動に関係 して侵食 されやすい中期凝灰角礫

岩層(M.t.b.)が 山体を構成 しているため,現 在 のような侵食地形 となっ

た と考 えられる。傾動量 を示す定量的な証拠 は今後の課題 として残 され

る。

謝 辞

本論 を執筆 する機会を与えて くださった小疇 尚教授 をはじめとする明 治

大学地理学教室の諸先生方に対 し,感 謝 した します。

また,愛 鷹火山の地質学的な研究に対 して,終 始ご指導いただ くとともに,

共同研究者 としてこの研究を進めて きて くださった,東 京大学地震研究所の藤

井敏嗣教授 に深 く感謝 したします。

現在九州大学の松田時彦教授および酒井治孝助教授,故 中村一明教授には,

地震研究所地質部勉強会等の席上,内 容について討論 していただいた。また都

留文科大学上杉 陽教授 および千葉大学理学部伊藤谷生博士 には現地討論 を

していただいた。また掲揚学園米澤 宏氏 にはテフラ層について御教示いただ

いた。以上の方々に対 しあわせて感謝いたします。

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YUIMasao

Ashitakav・1can・,・ituatedatthes・uthemf・ ・t・fF・jiv。1can。,cent,alJ

apan,isastratovolcanodissecredintensively.Thisvolcanoislocatedon

theboundaryareabetweenPhilippinseaplateandEurasiaplate.Th

・9r・Wthhi・t・ ・y・fth・A・hit・kav・1・a・ ・wasest・bli・h・dby。 、i。gth。

・st・atig・aphica1・e1・ti・n・hipb・tweenpy・ ・d・ ・ti・f・ll・andlavafl・w、.(Fig.5

92

andFig.6)

TheeruptiveproductsofAshitakavolcanoaredividedintofourstratigra.

phicalgroups;Oldergroup,Middlegroup,YoungergroupandYoungest

group.Thegmwthhistoryisasfollows:

1)Olderstage(400,000-250,000y.B.P.)

Thesubaerial'eruptionstartedproducingahugeamountofvolcaniclastic

materialsandformedseveralcones輌nthenorthemareaofthepresentmain

body.ThisactivitywasfoUowedbythestrombolianeruption;many

basalticlavaflowswereissued(about400,000y.B.P.).Theplinianeruption

attheKumagayacraterinthelastpartofthisstage(about250,000y.B.P .)

resultedinthedepositionoftheMishimaloamf◎rmationintheeasternarea

ofthemainbody.

2)Middlestage(200,000-170,000y.B.P.)

Themiddlegroupiscomposedofvoluminoustuffbreccia(M.t.b.);

depositsofitoccupymorethanhalfthevolumeofthemainbody.Themode

oferuptionisnotknownbutthinlavafiowsareintercalatedwithM.t.b..

DistributionofM.t.b.occupiedtheeasternandsouthernpartsofthernain

body.Thevolcanicfandepositswereformedduringthisstage(170,000y.B .

P.).

3)Youngerstage(about150,000-100,000y.B.P.)'

Morethan121avafiowseruptedfromthesurnmitarea.Thisstagemanbe

subdividedintotwosubstages,YoungerstageIandYongerstageII.During

YoungerstageI,thinbasalticlavafiowseruptedfromthesummitareaand

buriedtheerosivevalleyswithinM,t.b..InYoungerstageII,dac輌ticlava

fiowsandpyroclasticfiewserupteddowntowardthes皿theast.

4)Youngeststage(100,000y.B。P.)

ThisisthelasteruptivestageofAshitakavolcano.Hakamakoshi-dake

andKuro-dakedomes,anddaciticlavasformed.TheNagakubopyroclastic

flowissuedfromthefootofHakamakoshi-dakedomeanddescended

southeastward.

TheerosionalfeaturesofAshitakavolcanomayhavebeencontrolledby

itsstructureofthemainbodywhichiscomposedofM.t.b..Alargesupply

ofM.t.b.wascausedbythetectonicbendtowardthesoutheast,assuggest・

edbythedistributionofM、t.b.andthetransformofShimowadaloam

formation.

93