姶良カルデラ妻屋火砕流堆積物の特徴，噴出量と給源
上 野 龍 之
＊（2015 年 3 月 5 日受付，2016 年 6 月 21 日受理）
Features, Source, and Eruption Volume of the Tsumaya Pyroclastic
Flow Deposit of the Aira Caldera, Southern Kyushu, Japan
Tatsuyuki U
ENO＊The Tsumaya pyroclastic flow deposit is one of the main units of the Aira pyroclastic eruption, which produced the Aira caldera in Southern Kyushu, Japan, 30,000 years ago. The Tsumaya deposit overlies the main plinian unit, the Osumi pumice fall deposit, and is covered by the large-volume pyroclastic flow unit, the Ito pyroclastic flow deposit. The Tsumaya deposit consists of massive facies associated with smaller volume of stratified facies. The total eruption mass is 2.8×1013kg (estimated by the crystal method), of which approximately 48 % was elutriated to a co-ignimbrite ash fall. The upper part of the Osumi pumice fall deposit is intercalated with the stratified facies of the Tsumaya pyroclastic flow deposit, indicating that the Tsumaya eruption began during the final phase of the Osumi eruption. The Tarumizu pyroclastic flow and the Osumi pumice fall were produced from the same vent in the southern part of the caldera. The Tsumaya pyroclastic flow deposit has been considered to be the same stratigraphic unit as the Tarumizu deposit; however, the two deposits have contrasting origins and different contents of lithic fragments, indicating they were erupted from different vents. Lateral variations in the altitudes of the depositional surface of the Tsumaya deposit indicate that the Tsumaya pyroclastic flow was erupted from the northeastern part of the Aira caldera.
Key words: Aira caldera, Tsumaya pyroclastic flow, grain component, eruption volume, vent position 1．は じ め に 南九州の鹿児島湾最奥部に位置する姶良あい らカルデラ （Matumoto, 1943）は，約 30,000 年前（30.009±0.189 cal ka BP: Smith et al., 2013）に大規模な噴火活動を起こした （以下, 姶良火砕噴火と記す）．このときの噴出物は， 大隅 おおすみ 降下軽石層，垂水たるみず火砕流堆積物，妻屋つま や火砕流堆積物， 入戸い と火砕流堆積物（亀割坂かめわりざか角礫層を含む）および AT 火 山灰である（荒牧, 1969; 町田・新井, 1976; Kobayashi et al., 1983; 福島・小林, 2000）． このうち姶良カルデラ内外に分布する妻屋火砕流堆積 物（Fig. 1）は，大隅降下軽石（体積 98 km3: Kobayashi et al., 1983）と入戸火砕流（体積 250 km3: Aramaki, 1984） の間に噴出した，姶良火砕噴火の中では比較的小規模な 噴出物（体積 13.3 km3: Aramaki, 1984）であるが，プリ ニー式噴火（大隅降下軽石）から大規模火砕流（入戸火 砕流）への推移を明らかにする上でも重要な噴出ユニッ トである．また，妻屋火砕流堆積物は大隅降下軽石層を 覆い，入戸火砕流堆積物に覆われるという点では，姶良 カルデラの南に分布する垂水火砕流堆積物と同じ層準に あるが，分布域が異なるため，お互いの関係が分かって いないなどの問題点がある．本研究では主に妻屋火砕流 堆積物の地質学的特徴を記載するとともに，粒径分布や 構成粒子種などの室内分析結果を合わせて，堆積物の特 徴，噴出量，噴出源の位置を明らかにし，垂水火砕流堆 積物との関係についても検討する． 2．研 究 手 法 本研究では地質調査に加えて，採取した試料について 粒径分布，構成粒子組成測定および火山ガラス粒子の気 泡径観察を行った．分布域の 12 地点で 1 カ所あたり妻 屋火砕流堆積物を 3 kg 以上，計 18 試料を採取した．ま た，比較のために垂水火砕流堆積物も同様に 4 地点で 6 e-mail: [email protected] 〒202-0011 東京都西東京市泉町 3-4-18
3-4-18 Izumicho, Nishitokyo, Tokyo 202-0011, Japan. ＊
試料を採取した．採取地点は Fig. 1 に示す． 粒径分布測定では，乾燥させた試料を粒径 128〜0.063 mm（−7〜4 φ）まで 1 φ 間隔で乾式ふるい分けを行った． なお φ スケールは粒子の直径を D（mm）とすると，φ= −log2D で表せる．径 0.063 mm（4 φ）以下の細粒火山灰 に関しては，日本大学文理学部地球科学科のレーザー回 折式粒径測定装置（島津製: SALD3000 S）を用いて湿式 分析し，乾式ふるい分けの結果に接合した． 妻屋・垂水の両火砕流堆積物に含まれている粒子の種 類と量比を知るために 1 φ 間隔でふるい分けた試料を構 成粒子ごとに区分した．直径 4 mm（−2 φ）より粗粒な 粒子は肉眼とルーペで，4 mm より細粒な粒子は双眼実体 顕微鏡下で，石質岩片，遊離斑晶，発泡した本質粒子（軽 石と火山ガラス粒子）に分類した．本研究では軽石を， 直径 1 mm（0 φ）より粗粒な発泡した本質粒子で斑晶を 含むものと定義し，火山ガラス粒子を，直径 1 mm より 細粒な発泡した本質粒子で斑晶を含まないものと定義す る．なお，斑晶と火山ガラスが合わさって単一の粒子と なっている場合は，火山ガラスが多ければ「火山ガラス 粒子」に，斑晶が多ければ「遊離斑晶」として区分した． 区分する各粒径階の試料は可能な限り 200 個を超えるよ うにした．直径 0.25 mm（2 φ）より粗粒な粒子について は各粒子種の個数カウントと秤量を行い，径 0.25〜0.063 mm（2〜4 φ）の粒子については個数カウントのみを行っ た．その後，径 0.5〜0.25 mm（1〜2 φ）の各粒子種の平均 重量比を用いて，径 0.25〜0.125 mm，0.125〜0.063 mm の 粒子に関しても各粒子種の重量を見積もった．また，径 0.063 mm（4 φ）より細粒な粒子は区分しなかったが，鏡 下の観察ではその多くが火山ガラス粒子からなるため， 全て火山ガラス粒子として扱った． 妻屋・垂水の両火砕流堆積物は，平均的に直径 0.5〜 0.25 mm（1〜2 φ）前後の粒子を最も多く含むため，各試 料から直径 0.5〜0.25 mm の粒子を抽出し，火山ガラス粒 子の気泡形態を調べた．粒子は洗浄・乾燥後，双眼実体 顕微鏡下で観察した．気泡の壁の一部分であるガラス粒 子は，気泡の元の形が分からないこともある．そのため， 気泡形態による火山ガラス粒子の分類は単純に気泡の大 きさによるものとし，本研究では直径が 0.1 mm 以上の 気泡を含む火山ガラス粒子をバブル型，0.1 mm 未満の気 泡のみを含むものを軽石型とした．なお，気泡の壁の一 部分である火山ガラス粒子に関しては，気泡壁の曲率か ら気泡のおおよその大きさを見積もり，区分した． 3．妻屋火砕流堆積物の特徴 3-1 代表的地点の露頭記載 Fig. 1 に代表的な観察地点を示したが，以下に主要な 4 地点における妻屋火砕流堆積物と上下の堆積物の岩相を 記載する．なお，堆積物の同定は従来の研究（荒牧, 1969; Aramaki, 1984）を元に行った． Loc. 1: 姶良カルデラの中心から 15.5 km 西南西に位置 する鹿児島市長田町（Figs. 1, 2; Loc. 1）では，標高 40 m の古土壌の上に層厚 90 cm の成層した淘汰の良い大隅降 下軽石層が認められる．構成粒子は主に白色〜黄白色で 亜角礫状の軽石質火山礫・火山灰からなり，火山灰サイ ズの遊離斑晶と少量の異質岩片である石質火山礫・火山 灰を含んでいる．露頭面で最大 3 個の軽石の長径の平均 値（以降 MP と記す）は 60 mm，最大 3 個の石質岩片の 長径の平均値（以降 ML と記す）は 18 mm である．その 上には，下から軽石質火山礫を含む層厚 5〜10 cm の火 山灰層，層厚 10〜15 cm の降下軽石層，層厚約 9 m の妻 屋火砕流堆積物が認められる．妻屋火砕流堆積物の下部 Fig. 1. Distribution of the Tsumaya pyroclastic flow
de-posit (gray shading: modified after Aramaki, 1984). Oblique stripes indicate the Tarumizu pyroclastic flow deposit (after Fukushima and Kobayashi, 2000). The filled triangle and the diamond mark the centers of Sakurajima Volcano and Wakamiko Caldera, respec-tively. Locality numbers (Loc. 1〜16) are sample local-ities. Italic numbers indicate altitude (meters above sea level) of the top of the Tsumaya and Tarumizu pyro-clastic flow deposits. The topographic contour interval is 200 m.
Fig. 2. Representative columnar sections of the Tsumaya and Tarumizu pyroclastic flow deposits. Outcrop localities are marked in Figure 1. pfl: pyroclastic flow deposit; pfa: pumice fall deposit; Th: thickness of the Tsumaya or Tarumizu pyroclastic flow deposits; TsM/TsS: massive/stratified facies of the Tsumaya pyroclastic flow depos-it; TrM/TrS: massive/stratified facies of the Tarumizu pyroclastic flow deposdepos-it; LCZ: lithic concentration zone; PCZ: pumice concentration zone.
1.5 m 程は，ほぼ水平な平行層理や火山豆石も認められ， 堆積物は赤みがかった灰褐色を示す．含まれる軽石質火 山礫は亜円礫状であり，MP は 20 mm，ML は 12 mm で ある．妻屋火砕流堆積物の中上部は，下部に比べ粗くな り，最上部は石質岩片を大量に含む入戸火砕流堆積物の 石質岩片濃集部（亀割坂角礫層: 荒牧, 1969; 入戸火砕流 堆積物の石質破片基底濃集部: 横山, 1970; 1972）に覆わ れる． この地点での妻屋火砕流堆積物の直下の降下軽石層 は，淘汰が良く白色〜黄白色で亜角礫状の軽石質火山礫 を含むなど，下位の大隅降下軽石層と粒径，岩相や構成 粒子が良く似ている．また，この降下軽石層の下位に認 められる軽石質火山礫を含む火山灰層は，円磨された軽 石質火山礫を含み，淘汰が悪く，堆積物は赤みがかった 灰褐色を示すなど妻屋火砕流堆積物の下部と粒径，岩相 や構成粒子が良く似ている． Loc. 6: 姶良カルデラの中心から 16 km 北北東に位置 する霧島市国分重久岩戸（Figs. 1, 2; Loc. 6）では，標高 115 m 付近の古土壌の上に層厚 180 cm の大隅降下軽石 層が認められる．大隅降下軽石層に含まれる構成粒子の 種類や形状は Loc. 1 と同じであり，弱く成層している． MP は 37 mm，ML は 11 mm である．大隅降下軽石層の 上には，下から層厚 55 cm の少量の軽石質火山礫を含む 火山灰層，層厚 10 cm の降下軽石層，層厚 24 m の妻屋火 砕流堆積物が認められる．妻屋火砕流堆積物の最下部 70 cm は，少量の軽石質火山礫を含む火山灰層である． 軽石質火山礫は白色〜黄白色の亜円礫状である．堆積物 は赤みがかった灰褐色を示し，数 mm〜数 10 cm 間隔で 平行または斜交層理を示す成層した部分が認められる． この成層した部分の MP は 17 mm，ML は 9 mm である． 妻屋火砕流堆積物の成層した部分より上には軽石質およ び石質の火山礫と少量の火山岩塊を含み，淘汰の悪い火 山灰を主体とする塊状・無層理な堆積物（Fig. 3a）が 23 m の厚さで堆積している．この部分の軽石質火山礫・火 山岩塊は白〜黄白色，亜円礫状であり，堆積物は明るい 灰褐色を示すことが多い．塊状・無層理な妻屋火砕流堆 積物の下面から 6 m 上の MP は 37 mm，ML は 42 mm， 11 m 上の MP は 47 mm，ML は 30 mm，18 m 上の MP は 83 mm，ML は 60 mm となっており，上部になるにつれ て緩やかに軽石と石質岩片の最大粒径が大きくなる傾向 が認められる．標高 140 m で，塊状・無層理な妻屋火砕 流堆積物の上位に，直径数 10 cm の石質岩片を大量に含 む入戸火砕流堆積物の石質岩片濃集部が認められる．な お，この地点では妻屋火砕流堆積物と石質岩片濃集部と の境界は不明瞭である． 妻屋火砕流堆積物の直下の降下軽石層は MP が 23 mm，ML が 8 mm である．淘汰が良く白色〜黄白色で亜 角礫状の軽石質火山礫を含むなど，下位の大隅降下軽石 層と粒径，岩相や構成粒子が良く似ている（Fig. 3b）．こ の降下軽石層の下位に認められる少量の軽石質火山礫を 含む火山灰層は MP が 12 mm，ML が 3 mm である．堆 積物は円磨された軽石質火山礫を含み，淘汰が悪く，赤 みがかった灰褐色を示し，数 mm〜数 cm 間隔の水平ま たは斜交層理が認められる（Fig. 3b）．これらの特徴は， 上位の妻屋火砕流堆積物の成層した部分と良く似てい る． Loc. 7: 姶良カルデラの中心から 17 km 北北東に位置 する霧島市国分重久妻屋（Figs. 1, 2; Loc. 7）では，標高 80 m の古土壌の上に層厚 150 cm の大隅降下軽石層が認 められる．大隅降下軽石層に含まれる構成粒子の種類や 形状は Loc. 1，6 と同じであり，MP は 25 mm，ML は 5 mm である．大隅降下軽石層は層厚約 50 m の妻屋火砕 流堆積物に覆われる．妻屋火砕流堆積物の下部 3 m は赤 みがかった灰褐色を示し成層しており，斜交層理や直径 10 mm 以上の火山豆石も認められる．妻屋火砕流堆積物 の下面から 1 m 上の MP は 15 mm，ML は 6 mm，2 m 上 の MP は 22 mm，ML は 10 mm である．妻屋火砕流堆積 物の中上部は塊状無層理で明るい灰褐色を示す．全体に 逆級化しており，妻屋火砕流堆積物の下面から約 30 m 上の MP は 33 mm，ML は 30 mm，約 45 m 上の MP は 47 mm，ML は 38 mm となる．妻屋火砕流堆積物をさらに 上方へ観察してゆくと flow unit 境界や石質岩片濃集部 無しに入戸火砕流堆積物の溶結部となる．この地点では 標高 130 m 付近で妻屋火砕流堆積物から入戸火砕流堆積 物へ漸移している（Fig. 3c）． Loc. 12: 姶良カルデラの中心から 10 km 東南東に位置 する垂水市二川（Figs. 1, 2; Loc. 12）では，古土壌の上に 層厚約 8 m の大隅降下軽石層が認められる．MP は 150 mm，ML は 60 mm である．大隅降下軽石層の上には成 層し，赤みがかった灰褐色を示す妻屋火砕流堆積物が 14 m の厚さで認められる．成層構造は数 cm〜数 10 cm 間 隔の平行もしくは緩い斜交層理であり，大隅降下軽石層 上の起伏を埋めながら，ほぼ水平に堆積している（Fig. 3d）．妻屋火砕流堆積物の下面から 0.5 m 上の MP は 37 mm，ML は，12 mm，7.5 m 上の MP は 52 mm，ML は 10 mm，13.5 m 上の MP は 22 mm，ML は 10 mm となってお り，層理毎の粒径の違いはあるものの，妻屋火砕流堆積 物全体での級化・逆級化構造は認められない．妻屋火砕 流堆積物の最上部は，標高 210 m 付近で入戸火砕流堆積 物の石質岩片濃集部に浸食されて覆われる（Fig. 3e）． 3-2 分布および層相の特徴 近接した地点では，妻屋火砕流堆積物の上面はほぼ一
Fig. 3. Field photographs of the volcanic deposits and their relationships. (a) Massive facies of the Tsumaya pyroclastic flow deposit (TsM). (b) Stratified facies of the Tsumaya pyroclastic flow deposit (TsS) and Osumi pumice fall deposit (Os) showing an interfingering relationship. (c) Indistinct boundary between the TsM and the Ito pyroclastic flow deposit (Ito). (d) The TsS forms horizontal stratified beds infilling a valley above the Os. (e) Zone of concentrated lithic fragments in the Ito pyroclastic flow deposit (Ito LCZ) covering the TsS. The boundary between the two deposits is erosional. Columnar sections of the rocks shown in (a)〜(e) are provided in Figure 2. (f) Co-ignimbrite ash fall deposit related to the Tsumaya pyroclastic flow (TsCIAF) intercalated between the Osumi pumice fall deposit (Os) and the Ito pyroclastic flow deposit. The outcrop is located 40 km north of the center of the Aira caldera.
定の標高を示すが，その層厚は基盤の凹凸を埋めるよう に大きく変化し，明らかに谷埋め型の堆積を示している． 例えば，互いに 1 km 程離れた Loc. 6 と Loc. 7 における 妻屋火砕流堆積物の上面は，それぞれ標高 140 m と 130 m で大きくは変わらないが，Loc. 7 の基盤の高度が低いた め，それぞれの層厚は 24 m と 50 m で異なる（Figs. 1, 2）． 前節での記載や他の露頭での特徴もまとめると，妻屋 火砕流堆積物は数 mm〜数 10 cm 間隔での粒径変化や， 平行層理または斜交層理が見られる成層相（TsS: strati-fied facies）と，全体に均質な塊状相（TsM: massive facies） に区分できる（Fig. 2）． TsS は妻屋火砕流堆積物の主として下部に認められ， その層厚は数 cm〜10 数 m と地点によって大きく変化す るが，姶良カルデラの東〜北東側で厚く，北西〜南西側 では比較的薄くなる．TsS は平行あるいは斜交層理を示 し，全体に赤みがかった灰褐色を示すことが多い．また， Loc. 12（Fig. 3d）で見られたように成層構造は基盤地形 の起伏を埋めながらほぼ水平に堆積している．TsM に 比べると TsS は軽石質および石質の火山岩塊を欠き細 粒であることが多く，しばしば火山豆石を含み，その直 径は 1 cm を超えることもある． TsM は妻屋火砕流堆積物の主に中・上部を占め，姶良 カルデラ北東部の霧島市付近で最も厚く約 20 m〜100 m 以上に達し，それ以外の地域では，数 m〜50 m 程度と比 較的薄い．Loc. 12 のような例外を除いて TsS に比べて 層厚が大きいことから妻屋火砕流堆積物の主体を成すの は TsM であると考えられる．TsM は全体に明るい灰褐 色を示し，部分的にガス吹き抜けパイプが認められるも のの，全体として塊状・無層理である．TsS に見られた ような淘汰の良い軽石火山礫層は認められない．ただ し，無層理ではあるものの堆積物上部に向かって，軽石 と石質岩片の最大粒径が徐々に大きくなる傾向がいくつ かの地点で認められる．TsS と比較すると粗粒である が，同地点における上位の入戸火砕流堆積物に比べて全 体的に火山礫や火山岩塊の含有量が少なく，その最大粒 径も小さい傾向がある． 3-3 大隅降下軽石との境界部 TsS と大隅降下軽石層の境界には Loc. 1 や Loc. 6 で記 載したように淘汰の良い降下軽石層と少量の軽石質火山 礫を含む火山灰層がしばしば挟まれる．福島 (2001) が 述べたように，この降下軽石層は，同地点で下位の大隅 降下軽石層と粒径，岩相や構成粒子が良く似ており側方 変化も一致するため，大隅降下軽石層の一部と考えられ る．また，少量の軽石質火山礫を含む火山灰層も，同地 点で上位の TsS と粒径，岩相や構成粒子がよく似ている ことから，TsS の一部と考えられる．以上より，大隅降 下軽石層と TsS の一部は互層していると考えられる． 3-4 入戸火砕流堆積物との境界部 妻屋火砕流堆積物と入戸火砕流堆積物の境界は，入戸 火砕流堆積物の石質岩片濃集部の存在により定まること が多い．石質岩片濃集部が認められない場合，姶良カル デラの北〜北東地域では妻屋火砕流堆積物の上部（TsM） が粗く，入戸火砕流堆積物との粒径分布に大きな差がな く漸移し，境界は不明瞭であることが多い（例えば, Fig. 2 の Loc. 7, Fig. 3c）．一方，北西〜南西地域では両堆積物 の粒径の違いが大きく，石質岩片濃集部が見られなくて も明瞭な境界が認められることが多い．また，石質岩片 濃集部の有無に関わらず，その境界には波打つような凹 凸が認められることがある．ただし，妻屋火砕流堆積物 と入戸火砕流堆積物の境界部分には，堆積の時間間隙を 明瞭に示す降下軽石・火山灰層，二次堆積物，酸化帯お よび風化の痕跡などは認められない． 4．堆積物の粒径分布・構成粒子の特徴 4-1 粒径分布 試料の中央粒径値（Mdφ）は，TsS が 0.17〜0.063 mm （2.5〜4 φ）前後，TsM が 0.5〜0.17 mm（1〜2.5 φ）前後， 垂水火砕流堆積物は成層相（TrS）と塊状相（TrM）で特 に違いが出ず，それぞれが 1〜0.25 mm（0〜2 φ）前後で あった（Table 1）． Mdφ‒σφプロット上（σφは淘汰度=標準偏差）に示す と，垂水火砕流堆積物は粗粒で淘汰が悪く，TsS が細粒 で，TsM がそれらの中間となる（Fig. 4）．また，同様に 分析した入戸火砕流堆積物の Mdφおよび σφ（上野, 未公 表データ）と比較すると，TsM はほぼ同じ領域にプロッ トされ，特に細粒であるとは言えない． 4-2 構成粒子組成 各堆積物の代表的な試料の粒径・構成粒子組成を Fig. 5 に示す．軽石，火山ガラス粒子，遊離斑晶および石質 岩片の含有率は，妻屋火砕流堆積物が，それぞれ 3.6〜 14.5（平均 7.7）wt.%，34〜72.1（平均 51.4）wt.%，12.2〜 28.3（平均 21.7）wt.% および 10〜35.1（平均 19.2）wt.% で あった（Table 1）．一方，垂水火砕流堆積物は，それぞれ 18.2〜44（平均 33.2）wt.%，26.1〜59.3（平均 35.9）wt.%， 13.4〜27.3（平均 21.6）wt.% および 3.1〜16（平均 9.2） wt.% であった（Table 1）．垂水火砕流堆積物よりも，妻 屋火砕流堆積物は石質岩片を多く含み，軽石に乏しい． 4-3 火山ガラス粒子の気泡形態 妻屋火砕流堆積物に含まれる火山ガラス粒子の気泡形 態はさまざまであり，球状の気泡をもつ粒子，チューブ 状の気泡をもつ粒子，単一の粒子中に球状とチューブ状 の気泡をもつもの，あるいは気泡の壁の一部分である粒
子なども認められる．ただし，4 φ よりも粗粒な粒子に ついてはマグマ水蒸気噴火を示すような全面が破断面か らなる低発泡度のブロック状火山ガラス粒子（例えば, Sheridan and Wohletz, 1983）は，TsS，TsM 共に認められ なかった． バブル型火山ガラス粒子の含有率は，TsS が 27〜77.7 %（平均 41.8 %），TsM が 30.8〜91 %（平均 73.6 %），垂水 火砕流堆積物が 9.5〜46.8 %（平均 29.9 %）であった （Table 1）． 垂水火砕流堆積物は軽石型の火山ガラス粒子に，TsM はバブル型の火山ガラス粒子に富む．TsS はそれらの中 間から垂水火砕流堆積物に近い特徴を持つ．また，同様 に分析した入戸火砕流堆積物はバブル型火山ガラスを 43〜97 %（平均 74 %）含み（上野, 未公表データ），TsM に似ている．
5．妻屋火砕流に伴う co-ignimbrite ash fall 堆積物
一般に火砕流は，火砕流の流動と共に舞い上がった灰 神楽からの火砕物降下（co-ignimbrite ash fall: CIAF）と， Table 1. List of samples from the Tsumaya and Tarumizu pyroclastic flow deposits.
Fig. 4. Median diameter (Mdφ) versus standard deviation (σφ) of the massive facies (TsM) and stratified facies (TsS) of the Tsumaya pyroclastic flow deposit, the Tarumizu pyroclastic flow deposit and the Ito pyro-clastic flow deposits. The values for the Ito pyropyro-clastic flow deposit are from unpublished data of the author.
その堆積物（以下 CIAF 堆積物と記す）を伴う（例えば Sparks et al., 1973 の Layer 3）．しかしこれまでの調査で， 妻屋火砕流堆積物の最上部を覆った妻屋火砕流に伴う CIAF 堆積物は認められなかった．また，妻屋火砕流堆 積物分布域外においても，大隅降下軽石層と入戸火砕流 堆積物の境界や入戸火砕流堆積物の直下などに，CIAF 堆積物は 1 地点を除き確認できなかった．この 1 地点は 姶良カルデラ中心から約 40 km 北方で妻屋火砕流堆積物 の分布域から離れた伊佐市にある．この地点では大隅降 下軽石層（層厚 12 cm）と入戸火砕流堆積物に挟まれる 層厚 5 cm 程のガラス質火山灰層（Fig. 3f）を確認した． この火山灰層の粒径分布は Mdφが 4.03 φ，σφが 1.7 φ で あり細粒で淘汰が良く，遊離斑晶や石質岩片をごく少量 しか含まず，ほぼ火山ガラス粒子から成る．また，この 火山灰層に含まれる直径 0.5〜0.25 mm（1〜2 φ）の火山 ガラス粒子はバブル型が 94 % と大半を占める．した がって，TsM または入戸火砕流堆積物，もしくはそれら に伴うものと考えられるが，TsM や入戸火砕流堆積物に 比べて遊離斑晶や石質岩片の量は明らかに乏しい． 以上の観察事実や，一般的には火砕流堆積物に高密度 な斑晶や石質岩片が濃集し，CIAF 堆積物に火山ガラス 粒 子 が 濃 集 す る 傾 向 が あ る こ と（Sparks and Walker, 1977）を考慮すると，この火山灰層は火砕流堆積物では なく CIAF 堆積物であると考えられる．ただし入戸火砕 流に伴う CIAF 堆積物である AT 火山灰層は，給源から 数 100 km 離れていても Mdφが 3 φ 以上と粗粒である （町田・新井, 1976）．したがって，Mdφが約 4 φ と細粒な この火山灰層はより規模の小さな妻屋火砕流（TsM）に 伴う CIAF 堆積物と考えられる．また，四国や中国地方 などで見つかる AT 火山灰層の最下部に認められる細粒 火山灰層も火山ガラスの形態から妻屋火砕流に伴う CIAF 堆積物であると考えられている（町田・新井, 2003）． このように妻屋火砕流に伴う CIAF 堆積物は，給源から 離れた地点でのみ認められ，現時点では確認できる地点 も限られている． 次に妻屋火砕流に伴う CIAF 堆積物の体積について検 討した．CIAF 堆積物の分布図から精度良く堆積物量を 求めることは難しいため，ここでは結晶法（Walker, 1980; Rose and Chesner, 1987）を用いて，堆積物量を見積もっ た．結晶法は，火砕物の中で斑晶が高密度かつ比較的粗 粒〜中粒な粒径分布を持つことから，給源の近くに集積 する傾向があることを利用して，その総量を測定し，こ れをマグマ（軽石）の斑晶含有率で除することによって， 遠方に飛散した火砕物を含めた総噴出量を求める方法で ある．妻屋火砕流堆積物の体積は 13.3 km3，密度は 1,100 kg/m3と推定されている（Aramaki, 1984）ので，妻屋火砕 流堆積物の質量は 1.46×1013kg となる．妻屋火砕流堆積 物の軽石の斑晶含有率は測定されていないが，大隅降下 軽石層の軽石は 13.5 wt.%（Kobayashi et al., 1983），入戸 火砕流堆積物の軽石は 13.1 wt.%（Aramaki, 1984）と測定 されている．また，姶良火砕噴火噴出物を通じて噴出物 の鉱物組成や化学組成はあまり変化しないこと（津久井・ 荒牧, 1990）から，妻屋火砕流堆積物の軽石の斑晶含有率 を入戸火砕流堆積物と同じ 13.1 wt.% と仮定する．構成 粒子種の分析から，妻屋火砕流堆積物は遊離斑晶を平均 21.7 wt.%，斑晶を含む軽石を平均 7.7 wt.% 含むので，妻 屋火砕流堆積物に含まれる斑晶の質量は 3.33×1012kg と見積もられる．妻屋火砕流に伴う CIAF 堆積物に斑晶 や石質岩片が含まれていないと仮定すると，石質岩片を Fig. 5. Representative grain-size histograms and
compo-nent abundances of the stratified facies (TsS) and the massive facies (TsM) of the Tsumaya pyroclastic flow deposit and the Tarumizu pyroclastic flow deposit. Sampling localities are marked in Fig. 2.
含む妻屋火砕流噴火の総噴出量は 2.82×1013kg となり， CIAF 堆積物の質量は 1.36×1013kg となる．仮に CIAF 堆積物の平均堆積密度を 1,000 kg/m3とすると，その堆 積量は約 14 km3になる．つまり，妻屋火砕流とそれに 伴う CIAF を合わせ，約 27 km3の堆積物が生じたと考え られる． 6．妻屋火砕流と他の姶良火砕噴火噴出物との関係 6-1 大隅降下軽石との関係 Aramaki (1984) は，大隅降下軽石層をもたらしたプリ ニー式噴火が終了した後に，妻屋火砕流の噴出が始まっ たと考えている．しかしながら，3-3 節で記載したよう に妻屋火砕流堆積物の主に下部に見られる TsS と大隅 降下軽石層は一部が互層している．このため，福島 (2001) が述べたように，大隅降下軽石の噴出・堆積末期 に，妻屋火砕流の流下と TsS の堆積が始まったと考えら れる． 6-2 垂水火砕流との関係 垂水火砕流堆積物と妻屋火砕流堆積物は，大隅降下軽 石層と同時もしくは上位，入戸火砕流堆積物の下位に認 められることで一致している．このような特徴に加え， 福島 (2001) は，以下の（1），（2）の特徴を示した．（1）垂 水・妻屋の両火砕流堆積物共に，主として下部に成層相， 上部に塊状相が認められる．（2）垂水・妻屋の両火砕流 堆積物共に，堆積物の下部から上部にかけて火山ガラス 粒子の気泡形態が同じように変化する．これらの共通性 を示すことから，福島 (2001) は大隅降下軽石のプリニー 式噴煙が部分崩壊，もしくは全崩壊して同時期に発生し た火砕流が，南方に流れたものは垂水火砕流堆積物とな り，北方へ流れたものは妻屋火砕流堆積物となったと推 定している． 一方，本研究の 1〜2 φ（0.5〜0.25 mm）の火山ガラス粒 子の気泡径の特徴（4-3 節）からは以下のことが言える． TsS のバブル型火山ガラス粒子の含有率は TsM よりも 垂水火砕流堆積物に似ており同じ火砕流を起源とする可 能性がある．それに対し，TsM のバブル型火山ガラス粒 子の含有率の平均値（73.6 %）は，垂水火砕流堆積物のそ れ（29.9 %）とは大きく異なる．よって妻屋火砕流堆積 物の主体である TsM は，垂水火砕流堆積物と同一のも のとして対比することは困難である． また，軽石質の火砕流は給源から離れるにつれ，粗粒 な粒子や高密度な石質岩片を優先的に堆積させていくこ とから，軽石質の火砕流堆積物は一般に給源から離れる ほど淘汰され細粒化し，石質岩片の含有率が低下する性 質がある（例えば Taupo ignimbrite: Walker and Wilson,
1983）．堆積物各試料の中央粒径値（Mdφ）を横軸に，各 試料全体に対する石質岩片の含有率（wt.%）を縦軸に とったプロット（Fig. 6）では，以下のことが分かる．す なわち，ばらつきはあるものの TsM，垂水火砕流堆積物 および入戸火砕流堆積物（上野, 未公表データ）は，細粒 になるにつれて石質岩片の含有率が低下し，また，プロッ ト上に占める領域がそれぞれ異なる．一方，TsS につい ては，垂水火砕流堆積物の変化の延長上にあるのではな く，TsM の変化の延長上にあり，細粒であっても石質岩 片の含有率は高い．大隅降下軽石と同じ姶良カルデラ南 部から，垂水火砕流と妻屋火砕流が同時期に流下したと 仮定すると，給源近くに分布する垂水火砕流堆積物が粗 粒で，比較的遠方に分布する TsS と TsM が細粒である ことは説明できるが，TsS と TsM が共に高密度な石質岩 片を多く含む点では矛盾する． これらのことから妻屋火砕流堆積物（TsS, TsM）と， 垂水火砕流堆積物はお互いに異なった給源に由来すると 考えられる．あるいは同じ給源からであっても異なった 時期に 2 つの火砕流が噴出・流下した場合，前述の特徴 は垂水火砕流よりも妻屋火砕流に取り込まれた石質岩片 の量が多くなるメカニズムが働けば説明できるかもしれ ない． 7．妻屋火砕流の給源 7-1 これまでの給源推定 Aramaki (1984) は，最も大きな軽石と石質岩片を含む 妻屋火砕流堆積物が，現在の桜島の近傍に見られたこと， 妻屋火砕流堆積物が非常に細粒な事から，大隅降下軽石
Fig. 6. Median diameter (Mdφ) versus lithic fragment con-tent of the Tsumaya pyroclastic flow deposit massive facies (TsM), stratified facies (TsS), the Tarumizu pyroclastic flow deposit, and the Ito pyroclastic flow deposits. The values for the Ito pyroclastic flow de-posit are from unpublished data of the author.
の噴出で拡大した火口内でのマグマ水蒸気噴火によって 噴出物の破砕が進んだと推測し，大隅降下軽石と同じ姶 良カルデラの南部（現在の桜島中心付近）を妻屋火砕流 の給源と推定した．一方，福島・小林 (1996) は，姶良カ ルデラ北東部の妻屋火砕流堆積物が南西部のそれより も，粒径分布の中央粒径値が粗粒であり，堆積上面高度 が高いことから，姶良カルデラ北東部（若尊カルデラ: 桑代, 1969）付近に給源があったと推定した．ところが 福島 (2001) は，6-2 節で述べた理由から，妻屋火砕流の 給源を大隅降下軽石や垂水火砕流に同じ，姶良カルデラ の南部にあったと改めて推定している．本研究では妻屋 火砕流堆積物の上面高度と堆積物の石質岩片含有率の地 域変化から給源の位置の再検討を行った． 7-2 堆積物の上面高度からの推定 妻屋火砕流堆積物の上面は，その直後に噴出した入戸 火砕流堆積物によって覆われて保存されているため，精 度良くその高度を測定することが可能である．姶良カル デラ内外の複数地点で上面高度を測定すると，カルデラ 北東側の霧島市付近で高く，南西側の鹿児島市付近では 低いことが分かる（Fig. 1）．試みに姶良カルデラの北東 部に位置する現在の若尊カルデラの中心と，姶良カルデ ラ南部の桜島の中心を給源とした場合の堆積物の上面高 度の側方変化をプロットした（Fig. 7）．若尊カルデラの 中心を給源と仮定した場合は，給源から離れると堆積物 の上面高度は次第に低下する（Fig. 7a）．一方，桜島の中 心を給源と仮定した場合は給源から離れると堆積物の上 面高度は上昇する傾向となる（Fig. 7b）． 火砕流堆積物の上面高度は火砕流がその高度まで到 達・堆積し得たことを示している．火砕流の力学的エネ ルギーは，大気の取り込みや地表面との摩擦などで流走 するにつれ散逸するので，給源から離れるほど堆積物の 上面高度は低くなることが予想される（例えば, Sheridan, 1979; 服部・他, 1983）．例外としては，火砕流が周囲の 地形的高所を覆ってしまったため，給源から離れても堆 積物の上面高度が低くなる傾向が見られない入戸火砕流 堆積物（横山, 2000）や Taupo ignimbrite（Wilson, 1985） などがある．しかしながら，妻屋火砕流堆積物は姶良カ ルデラ内外の地形的高所には存在せず，低所にのみ堆積 する（Fig. 1）ことから，入戸火砕流や Taupo 火砕流より も流動性は低く，そのため給源から離れるほど堆積物の 上面高度は低下すると考えるのが自然である．したがっ て妻屋火砕流堆積物の上面高度の変化は，妻屋火砕流の 給源が姶良カルデラ北東部付近にあったことを示唆して いる． 給源が姶良カルデラ北東部にあったとすると妻屋火砕 流堆積物は給源を点対称とする分布になっておらず，東 側には狭く，南西側には遠方まで分布していることにな る．このような非対称分布になった原因として，妻屋火 砕流流下時の地形が考えられる．姶良カルデラの東〜南 東壁は，カルデラの内側に姶良火砕噴火以前の火砕流堆 積物をアバットさせていることから，姶良火砕噴火以前 から，このカルデラ壁が存在していたと考えられている （小林・岩松, 1980; Aramaki, 1984）．このため，妻屋火砕 流噴出時に姶良カルデラ東〜南東壁が地形的障害とな り，東側や南側の垂水地域には流下しなかったと考えら れる．一方，遠方まで分布している方向には，妻屋火砕 流噴出時に火砕流を阻害するような地形が存在しなかっ たと考えられる． 7-3 堆積物の石質岩片含有率からの推定 軽石質の火砕流堆積物に含まれる石質岩片は，軽石や 気泡を含む火山ガラス粒子に比べて高密度なため，粒径 によらず給源の近くに堆積しやすい傾向がある．そこで 妻屋火砕流堆積物の石質岩片の含有率（wt.%）を縦軸に とり，姶良カルデラ北東部（若尊カルデラの中心）と， 姶良カルデラ南部（桜島の中心）からの距離を横軸にとっ てそれぞれプロットした．その結果，姶良カルデラ北東 Fig. 7. Lateral variations in the altitude of the top of the
Tsumaya pyroclastic flow deposit. Vent positions are presumed to be the center of the Wakamiko caldera (a) and the center of the Sakurajima volcano (b).
部から離れるほど石質岩片の含有率は減少し（Fig. 8a）， 逆に姶良カルデラ南部から離れるほど増加する傾向が認 められた（Fig. 8b）．石質岩片含有率の側方変化からも， 妻屋火砕流の給源は姶良カルデラの北東部付近にあった と考えられる．なお，姶良カルデラ北東部は姶良火砕噴 火より古い姶良-福山噴火，姶良-岩戸噴火，姶良-大塚噴 火などの給源が推定されており（長岡･他, 2001），姶良カ ルデラ地域の中でも大規模噴火の噴出口が集中している 場所である． 8．ま と め 妻屋火砕流堆積物は成層相（TsS）と塊状相（TsM）の 岩相に区分できる．このうち堆積物の主体を占める TsM は，入戸火砕流堆積物と比べても特に細粒とは言え ない．結晶法で妻屋火砕流噴火の総噴出量を推定すると 約 2.8×1013kg となった．このうち少なくとも 48 % が
妻屋火砕流に伴う co-ignimbrite ash fall として降下・堆積 した．大隅降下軽石層の一部が TsS に挟まれることか ら，大隅降下軽石の噴出の途中で妻屋火砕流の噴出が始 まった．妻屋火砕流堆積物と垂水火砕流堆積物は同層準 にあるが，石質岩片の含有率が異なることから給源もし くは噴出時期の異なる噴出物と言える．さらに堆積物の 上面高度と石質岩片の含有率の側方変化から，妻屋火砕 流は姶良カルデラの北東付近から噴出したと考えられ， 垂水火砕流とは噴出時期が同じでも給源が異なる火砕流 として区別される． 謝 辞 本研究は，筆者が神戸大学大学院自然科学研究科で 行った博士学位論文研究の一部と，その後の知見をまと めたものである．NPO 法人「桜島ミュージアム」（元鹿 児島大学）の福島大輔博士には，現地を案内して頂き， その後も様々な機会に議論・ご教示を頂いた．神戸大学 の佐藤博明名誉教授および鈴木桂子准教授，東京大学の 荒牧重雄名誉教授，日本大学の遠藤邦彦名誉教授，高橋 正樹教授および安井真也准教授，産業技術総合研究所の 宮城磯治博士，帝京平成大学の小森次郎博士，東京都文 京区教育センターの鈴木正章氏には，様々な機会にご指 導やご助言を頂き，研究の便宜を図って頂いた．匿名の 査読者と北海道大学の中川光弘教授，また，編集を担当 して頂いた東京大学の前野 深博士の建設的な査読意見 により本論文は大きく改善された．以上の方々に深く感 謝する． 引 用 文 献 荒牧重雄 (1969) 鹿児島県国分地域の地質と火砕流堆積 物．地質雑，75，425-442.
Aramaki, S. (1984) Formation of the Aira caldera, southern Kyushu, ~22,000 years ago. J. Geophys. Res., 89, B10, 8485-8501. 福島大輔 (2001) 姶良火砕噴火の推移とマグマの発泡・ 破砕プロセス．鹿児島大学大学院博士論文，77 p. 福島大輔・小林哲夫 (1996) 妻屋火砕流の噴出堆積機構 と噴火地点について．日本火山学会講演予稿集 1996 年度秋季大会，187（P39）． 福島大輔・小林哲夫 (2000) 大隅降下軽石に伴う垂水火 砕流の発生・堆積様式．火山，45，225-240. 服部 仁・鹿野和彦・鈴木隆介・横山勝三・松浦浩久・ 佐藤博之 (1983) 三瓶山地域の地質．地域地質研究報 告（5 万分の 1 地質図），地質調査所，168 p. 小林哲夫・岩松 暉 (1980) 姶良カルデラ壁南東部垂水 市牛根地区の火山地質と山くずれ災害．桜島地域学術 調査協議会調査研究報告，89-97.
Kobayashi, T., Hayakawa, Y. and Aramaki, S. (1983) Thick-ness and grain-size distribution of the Osumi pumice fall deposit from the Aira caldera. Bull. Volcanol. Soc. Japan,
28, 129-139.
桑代 勲 (1969) 姶良カルデラに関する二・三の問題． 鹿児島地理学会紀要，17，63-66.
町田 洋・新井房夫 (1976) 広域に分布する火山灰─姶 良 Tn 火山灰の発見とその意義─．科学，46，339-347. Fig. 8. Lateral variations in lithic fragment content of the
Tsumaya pyroclastic flow deposit. Vent positions are presumed to be the center of the Wakamiko caldera (a) and the center of the Sakurajima volcano (b).
町田 洋・新井房夫 (2003) 新編火山灰アトラス─日本 列島とその周辺─．東京大学出版会，336 p.
Matumoto, T. (1943) The four gigantic caldera volcanoes of Kyushu. Japanese. J. Geol. Geogr., 19, 57 p.
長岡信治・奥野 充・新井房夫 (2001) 10 万〜3 万年前の 姶良カルデラ火山のテフラ層序と噴火史．地質雑，
107，432-450.
Rose, W. I. and Chesner, C. A. (1987) Dispersal of ash in the great Toba eruption, 75 ka. Geology, 15, 913-917. Sheridan, M. F. (1979) Emplacement of pyroclastic flows: a
review. In Ash-flow tuffs (Chapman, C. E. and Elston, W. E. eds), 125-136. Geol. Soc. Am. Spec. Pap., 180.
Sheridan, M. F. and Wohletz, K. H. (1983) Hydrovolcanism: Basic consideration and review. J. Volcanol. Geotherm.
Res., 17, 1-29.
Smith, V. C., Staff, R. A., Blockley, S. P. E., Bronk Ramsey, C., Nakagawa, T., Mark, D. F., Takemura, K., Danhara, T. and Suigetsu 2006 Project Members (2013) Identification and correlation of visible tephras in the Lake Suigetsu SG06 sedimentary archive, Japan: chronostratigraphic markers for synchronising of east Asian/west Pacific palaeoclimatic records across the last 150 ka. Quat. Sci. Rev., 67, 121-137. Sparks, R. S. J. and Walker, G. P. L. (1977) The significance
of vitric-enriched air-fall ashes associated with crystal-enriched ignimbrites. J. Volcanol. Geotherm. Res., 2, 329-341.
Sparks, R. S. J., Self, S. and Walker, G. P. L. (1973) Products of ignimbrite eruptions. Geology, 1, 115-118.
津久井雅志・荒牧重雄 (1990) 姶良火砕噴火のマグマ溜 り．火山，35，231-248.
Walker, G. P. L. (1980) The Taupo pumice: product of the most powerful known（ultraplinian）eruption? J. Volcanol.
Geotherm. Res., 8, 69-94.
Walker, G. P. L. and Wilson, C. J. N. (1983) Lateral variations in the Taupo ignimbrite. J. Volcanol. Geotherm. Res., 18, 117-133.
Wilson, C. J. N. (1985) The Taupo eruption, New Zealand II． The Taupo ignimbrite. Phil. Trans. R. Soc. Lond. A., 314, 229-310. 横山勝三 (1970) 姶良カルデラ北方の入戸火砕流堆積物 とその地形．地理学評論，43，464-482. 横山勝三 (1972) 姶良カルデラ入戸火砕流の流動・堆積 機構．東京教育大学地理学研究報告，16，127-167. 横山勝三 (2000) 入戸火砕流堆積物の分布北限．火山，45， 209-216. （編集担当 前野 深）
