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>> 愛媛大学 - Ehime University Title Author(s) Citation Issue Date URL 日本における海跡湖の地形発達 平井, 幸弘 愛媛大学教育学部紀要. 第III部, 自然科学. vol.14, no.2, p.171 1994-02-28 http://iyokan.lib.ehime-u.ac.jp/dspace/handle/iyokan/2947 Rights Note This document is downloaded at: 2017-03-30 22:46:05 IYOKAN - Institutional Repository : the EHIME area http://iyokan.lib.ehime-u.ac.jp/dspace/ Mem． Fac． Educ． Ehime Univ．，Nat． Sci．， Vol． 14， No． 2 1−71 （1994） 日本における海跡湖の地形発達 平 井 幸 弘 （愛媛大学教育学部地理学研究室） （平成5年10月12日受理） Geomorphological Development of the Lagoons in Japan Yukihiro HiRAi 1）ePartment（ゾGθ09吻勿， FacultyげE伽α吻n， Ehime翫iversめ・ 3，・Bunllyozacho，ルtα ts zayama C吻，勘吻θ，790，ノ砂απ （Received October 12， 1993） Abstract In the coastal plains of Japan， such as the Okhotsk coastal plain in Hokkaido， the coastal plain of the northern part of the Honshu lsland， the northeastern part of the Kanto plain， and the coastal plains of the Hokuriku and San−in Districts on the Japan Se’a coast， many lagoons have developed．behind the sand bars and sand dunes． According to former studies regarding such coastal plains in Japan， lagoons 6riginated as inlets or bays which became closed by the formation of． offshQre bars on the shallow ocean floor during the Postglacial Transgression． In previouS studies the author suggested that the for皿er landforms under the aUuvium have had a strorig influence on the development of the alluvial lowland． And in the San−in and Okhotsk coastal plains it has become clear that the Pleistocene deposits lie under the Holocene sand bars or sand dunes． Furthermore， in the barrier coasts of the United States， Australia， and Morocco， it has been pointed out that the depositional condition of the alluvium during the Postglacial Transgression has been greatly affected by former landforms which were submerged at that time． In this paper the author deals with the seven coastal plains in Japan which have relatively large lagoons （more than about 20km2 in area）， And in each coastal plain he describs the distribution of the Last lnterglacial deposits， the geomorphological structure of sand bars and sand dunes which separate lagoons from the open sea， the basal landform of the alluvium in and around a lagoon， the depositional structure of the alluvium， and landforms of the lacustrine lowland and littoral zone of a lagoon， After that he makes clear the following four facts regarding the development of the lagoons in Japan： （1） The development of the sand bar The sand bar which separates a lagoon from the open sea is not always derived frorn the 1 平 井 幸 弘 offshore bar which was formed just after the Postglacial Transgression on the shallow ocean floor． Some of the primary sand bars in the Holocene were formed overlying the Pleistocene sand bars which developed during the Last lnterglacial Stage， and are now about 10−25m in height （e．g．， the Okhotsk coastal plain， the Tsugaru plain， the western and northern part of the Hachirogata plain， and the lzumo plain） or about 10m below the present sea level （e．g．， the southern part of the Hachirogata plain and the Yumigahama in the Yonago plain）． Others were formed over the wave cut terraces created during the Postglacial Transgression about 10m below the present sea level， and are found in the front of the Pleistocene marine terrace （e．g．， the Sanbongihara and the northeastern part of the Kanto plain）． （2） The formative process of the lake basin The original landform of the lagoon in each plain is a valley formed during the Last Glacial Stage． The valley is made up of a wide bottom （‘‘the Tachikawa terrace” formed in the latter half of the Last Glacial Stage）， a wall behind the terrace surface， and a deep and narrow ravine 〈less than about lkm in width）． This ravine has cut the terrace and has the basal gravel of the alluvium as its bottom． The depth of the Tachikawa terrace often affects the outline of the present lake bottom of each lagoon． When the terrace is relatively deep， the lake bottom is also deep （about 20m in depth） and the sublacustrine slope is conspicuous． On the other hand， when the terrace is near the present ground level， the whole lake bottom is relatively shallow and the sublacustrine plain is well developed． （3） The depositional process in the lake basin From the maximum period of the Last Glacial Stage to the end of the Pleistocene， the lower part of the alluvium was deposited in the valleys mentioned above． And during the maximum period of the Postglacial Transgression the water encroached on the land approx− imately 5−20km beyond the present lagoon area． The valley became submerged， and the mid− dle part ef the alluvium was deposited there． The deposits near the mouth of a lagoon are a maximum of 30m in thickness． The layer mainly consists of medium and coarse sands transported from the outer ocean by the tidal current， ln the central part of the lagoon the deposits are mainly made up of clay and silt， which are 10−15m in thickness． Just after the Postglacial Transgression the Holocene pri皿ary barrier developed and almost closed the mouth of the lagoon． Afterwards the upper part of the alluyium was deposited in the lagoon， the main cause of which is the development of river deltas． And in the lacustrine lowlands and littoral zone of the lagoon， two kinds of lacustrine terraces （one 2−5m， and the other 1−2．5m in height）， and one kind of submerged littoral shelf （1．5−3．5m in depth） were formed in accordance with the fluctuation of the lake level connected with the sea level changes in the Holocene． And at present， the sand beach， littoral marsh， and littoral sheli are developing at about 0−2m in depth． These terraces and shelves were formed over the flat surfaces of former river terraces and wave cut terraces． Therefore， the lacustrine lowlands and littoral shelve＄ of a lagoon are much more developed than those of a intermoun− tain lake． （4） The implications of crustal movement In the coastal plains， except for the Yonago plain， the Pleistocene marine terraces are we！1 develeped aroulld each ！agoofi． The raie o｛ crustal upli｛t in these plains after the Last ln− terglacial Stage is in the range of about O．1−O．2m per one thousand years． ln Yonago plain a slow subsidence of about O．lm per one thousand years is found， In the coastal plains where the alluvial lowlands occupied a large area， such as the Kushiro plain， the lshikari plain， the Niigata plain and the Noubi plain， fast subsidence can be observed， the rate of which is more than O．2m per one thousand years． ln these plains very shallow lagoons were temporarily formed just after the maximum period o± the Postglacial Transgression， but these lagoons are different from the lagoons dealt with in this paper from 2 日本における海跡湖の地形発達 a geomorphological viewpoint． And in the coastal plains where the Pleistocene deposits are over 50−100m in height， and the terraces are exceedingly dissected （e，g．， the coastal area of the Tohoku and Chubu Districts， and the Miyazaki plain in the Kyushu lsland）， it is known that rqpid upheaval （above O．5−1．Om per one thousand years） has been continuing at least since the Last lnterglacial Stage． And in these areas we cannot see any lagoons． The coastaユplains studied in this paper are reユatively stable areas compared with the two types of plains mentioned above． This fact is one of the most important reasons why the Pleistocene sand bar exists without much displacement or transformation， and this has strong− ly affected the development of the lagoons． During the Last Glacial Stage a valley was form− ed behind the Pleistocene sand bar， and this became the original landform of a lake basin． The maximum sea level of the Postglacial Transgression reached almost the same level as that of the Last lnterglacial Transgression， and the sea level has been stable since this time． Thus， it was possible for the Holocene sand bar to develop on and around the Pleistocene sand bar， creating the relatively large lagoon behind it． Key words： lagoons， geomorphological development， Pleistocence sand bars， Tachikawa ter− races， Holocene sand bars， crustal movement． 目 次 ロ 章12章r2345678章y 1 2 34567 ロ ロ サ コ コ ロ ロ ロ ロ ロ コ ロ コ コ ロ ロ ロ 第 第 ．第 第 I 皿 皿 第 V 序論・…・…・……・・…・・……………・…・…・・……………・………………・・…………………・…・・…・5 従来の研究の問題点と本研究の目的 …………・・……・…………・・…………・…・…・…・…t………・・…… 5 本論文の構成 …・……………・・…・・……………・・…・……………・……・…・…ttt…・・………・………・…… 9 海跡湖周辺の最終間氷期の堆積物および砂州地形 ……………・・…・……・・…………・…・・……………・10 オホーツク海沿岸平野中部 …・・……………・・………・………・……………………………・・・・・・…………10 三本木原 ・……・…………・………・・………・…・………・……・…………・・……・………・・………・…………14 津軽平野 ・………・……・・…………・………・……・・…………・…・…………・…・・『……・…・・……・…………17 八郎潟周辺平野 …・・………・・・・……・………・……・……………・・……………………tt……・…・・・・・・・……18 関東平野北東部 ……・・…………・・…・…………・……・…・…………・………………………・・…………・…21 米子平野 ．・……………・・・……・……・・……・・……・・…・……・・……・………・…・・……・…・……’・・…・……・…24 出雲平野 ………・……・……………・・……………・・……・・……・・…………・………・………・・……・・．・…・…29 まとめ…・…・…………・………・・……………・ttt・………・・…………………………・……・…・・………・・30 海跡湖周辺の沖積層および沖積層基底地形 ・…………・……・…・・……………・・…・……・………………31 オホーツク海沿岸平野中部 ………・…………………・…・・…・・…………・…・…・…・…・…………・…・・…・33 三本木原 ・…・…・…・……………………・…・……・…・………・……・………・…・・…・……………・…………33 津軽平野 ……・…・…・………・・……………・……・・一……………・………・…・……………・・…・・………・・36 八郎潟周辺平野 ・・・・…………・…・……・………・…・…・・……………・…………・・……・………・・・・・……・…38 関東平野北東部 …・・・・・…………・………・…・……・…・……・………・………・…………………………・・…38 米子平野 ……・…・………・…・・……………・……・…・………・…・……………・…………………・…………41 出雲平野 ………・・………t−tt……………・………………・…・…・……………・・…・……・……・・………・・…42 まとめ・…………・……・・……………・…・・………………・・…………・…………・……………・…………44 海跡湖の湖岸・湖底地形 …・…………・…・………・…・……・………・・………・・…・…・…・・……・…………45 湖岸段丘および湖棚 ………・………・・…・……………・…………・…・……………………・…・……………45 河成三角州および潮汐三角州 …・……・…・・………………・・………・・………・・…・……………・…………50 湖底平原 ……………・・…・…・・…・・…・……tttt……・…・……・……・………・………………・…・・…………・52 まとめ………………・・……・…・……・…・……………・…・……・・……・……・・…・……・…・…・・…・・……・53 海跡湖の地形発達に関する考察 ・…………・・…・・・・・……・………・・……………・…・・…・・……・・…・…・・…55 砂州の発達過程 …・・・・………・…・……・…………・・一・………・・・・・………一………・………………一・…56 3 平 井 幸 弘 ρ 00ゾー4 ［﹂じ﹂6CO 2．湖盆の形成過程 3，湖盆の埋積過程 4．地形発達における地殻変動の関わり 第V［章 結 面 謝 辞 参考文献 目 図 一 ﹁ 112345678910H1213141516123456 1皿 皿 V 図図 図 図 図 日本における主な海跡湖（面積4k㎡以上）の分布と研究対象とした海岸平野 オホーツク海沿岸平野中部の地形分類図 サロV湖および能取湖の砂州の地形・地質断面図 オホーツク海沿岸における最低位段丘面の地質柱状図 三本木原の地形分類図 三本木原の地形・地質断面図 津軽平野の地形分類図 津軽平野の地形・地質断面図 八郎潟周辺の地形分類図 八郎潟周辺の砂州の地形・地質断面図 関東平野北東部の地形分類図 関東平野北東部の地形・地質断面図 米子平野および出雲平野の地形分類図 譜ケ浜砂州および中海湖底の地質柱状図 弓ケ浜砂州および中海の地形・地質断面図 弓ケ浜砂州の地形分類図 出雲平野の砂州の地形・地質断面図 小川原湖周辺における地質断面図の位置 小川原湖周辺における沖積層の地質断面図 霞ヶ浦周辺における地質断面図の位置 霞ヶ浦周辺における沖積層の地質断面図 中海の湖底における音響記録 宍道湖の湖底における音響記録 海跡湖の湖岸低地および沿岸帯における地形分類図 海跡湖の湖岸低地および沿岸帯における地形断面図 十三湖および小川原湖にみられる河成三角州 十三湖，小川原湖および中海にみられる上げ潮潮汐三角州 海跡湖の湖底におけるボーリング・データと沖積層上部層の堆積速度 最終間氷期の海岸平野の古地理（約120，000−130，000年前） 最終氷期の海岸平野の古地理（約30，000年前） 立川面の埋没深度と埋積谷河口からの距離の関係 後氷期海進直後の海岸平野の古地理（約5，000年前） …・・…・…・…・・… 日本における海跡湖の地形発達模式図 目 表 次 表1−1 日本における海跡湖（面積4k㎡以上）の諸元 ……・・……… 表皿一1 調査地域における最終間氷期の堆積物と段丘面 表皿1−1 調査地域における沖積層の層序と層相 表］V−1 海跡湖の湖岸段丘面の標高および湖棚の深度 海跡湖における流入河川と河成三角州の発達状況 調査地域における埋没立川面の深度と埋山谷河口からの距離 表1▽一2 表V−1 4 5 72 82 93 43 6 3 9 0 1 3 74 8 皿 U04 O ﹃ ﹂4 0 84 1 12 13 15 16 17 18 19 10 22 23 25 26 22 1 σ2 44 F D ［ ﹂ 次 日本における海跡湖の地形発達 一一 鼈鼬 △冊 第1章 序 1．従来の研究の問題点と本研究の目的 日本の海岸平野のなかで，オホーツク海沿岸，本州北部の太平洋沿岸および同日本海沿岸， 関東地方北東部，北陸および山陰地方沿岸の海岸平野には，海岸線に平行して完新世の砂州・ 砂丘地形が発達し，その内側に面積の比較的大きな湖沼が点々と分布している（図1−1）， これらの海岸平野にみられる湖沼は，潟（潟湖）あるいは海跡湖と呼ばれ，多くの場合海と 連絡しているために，汽水域となっており，湖水面標高はほぼOmである．またこれらの湖沼 は，湖水面積に対して湖盆の最大深度が非常に小さく，大部分が10m以下で小川原湖の24mが 最大である（表1−1）． このような海岸平野に分布する湖沼の成因や形成過程に関する研究は，主として最終氷期極 相期以降の約2万年間の堆積物や地形を対象とした，沖積低地の地形発達に関する研究（池田， 1964；Oya，1977；海津，1981など）の一部としてなされてきた．それによると，日本の海 岸平野のうち釧路平野，石狩平野，新潟平野，河内平野などでは，完新世前半の海水準上昇に ともなって，浅海に海岸線と平行する砂州地形とその内陸側に閉鎖的な水域が形成され，完新 世後半にそれらが埋積されて低地が広がった，現在の海岸平野に見られる湖沼の多くは，その Nヰ ようなかっての水域がま だ十分に埋積されていな いものと理解され，この ような湖沼を一般には潟 （潟湖）と呼ぶ場合が多 い（中山，1973；西面・ 阪口，1980；中山，1981； 貝塚，1985；成瀬，1985 （ 1 Sea ofJapan 2 sea． of ^離潔＼ s Okhotsk 6 Hachirogata plain（Fig．ll−8） 8 9 う術語は，例えば「かつ 器＝＝＝； 11 一方，「海跡湖」とい 10 ：lgii aなど）． R 12 13 14 165 Xs−an．’ 奄盾獅№奄?≠窒 て海であった所が海と切 り離されて内陸に封じ込 ジ窄 規模な造陸運動によって oO 18 19 20 N N 21 生じたカスピ海やアラル 34﹁ 2 2 められてできた湖沼（大 i7 （Fig．II−4） 海なども含まれる）」（中 Izllmo plain and Yonago plain （Fig．II−12） Kanto plain（Fig．II−10） N x 22 尾，1985），あるいは「完 新世において海の一部が 外界と遮断されて生じた 湖，またすでに存在した 湖盆に海水が進入して生 Fig． 1 一1． Distribution of the main lagoons （lager than 4kdi in area； each name is shown in the table 1 一1） and investigated coastal plains in Japan． 図1−1．日本における主な海跡湖（面積4k㎡以上：各湖沼の名称 は表1−1参照）の分布と研究対象とした海岸平野 5 平 井 幸 弘 表1−1．日本における海跡湖（面積4k㎡以上）の諸元（太字は，本研究で対象とした海跡湖およびそれらが 位置する海岸平野） Table 1 一1． Data of the main lagoons （lager than 4kdi in area） in Japan． （Boldfaces are the investigated lagoons and coastal plains in this paper） 上房隔ド結有 川河出流 川河入流 汽分 区淡水 度明m透 線m岸長日延 m大深最水 面 m水宵月湖標 ○○○○○○○○○○○○○○××××××××××○○×x×××××× 酬 川川 ヤ 根 根 戸 道脚 創 馴 酬川面肥糖働卿 劉翻声ク 網 高 澗常鰐常六新猪今 船 大 軍船境大 川 川一川川鵡川川噺河 馴先 川 川川内鉱間内川別川ネ辺キ川 川 田川 利川川沢川川目川州川谷 川田川勅讐興野轟轟脚炉論酬購闘羅講蕩擢賜繋 1﹁D ﹁D 5 に﹂ 3 ﹁0暢坊ω鴛銘鴇昂陰湿ロ器輔怒認雅％酵皆口 淡汽汽汽三聖汽汽笛汽淡汽淡鼻翼汽汽淡淡汽淡淡嫌嫌汽汽汽汽汽汽汽汽汽汽 ⋮謝羅鰯携携蜘⋮禰旧領⋮撰鷹携鷹 2580285070050035500998060005000644223器翫鳳2U6U73724556，λ鳳包217163に96142074 ＊10101011108510000000310000000000 繍 覇繍 灘 騰 轄㎜瀦鱗腰講漏輔㎝棚論螺聴講㎜ 積 ㎞面 野平岸海 w灘 蜘 聡鵬繕灘灘欄講蝶蝶慰撫轍綴撫繍 1234567891011121314﹂1516171819202122232425262728293031 環境庁編（／989）＝『日本の湖沼環境（1985年度第3回自然環境保全基礎調査報告書）』より編集． ＊建設省国土地理院（1991）：『日本の湖沼アトラス』により補足． ＊＊国立天文台（1992）：『理科年表平成5年』により補足． 流入河川・流出河川はそれぞれの湖沼で最大のもので，地形図に名称の記入があるものを載せた． （i）干拓によって湖水面積が大幅に減少している．干拓以前の面積は214．67k㎡． （2）河川工事によって，かつての流出河川から利根川の河川水が流入し，かつての流入河川が放水路の一部とし て利用され，現在湖水は東京湾に注いでいる． じた湖（湖盆の起源が完新世以前にさかのぼる湖も含まれる）」（平井，1989）のように，「潟 （潟湖）」より広い意味合いで用いられている．なお近年では，r理科年表昭和64年』（国立天 文台，1989），『日本の湖沼環境』（環境庁，1989），『日本の湖沼アトラス』（建設省国±地理院， 1991）などでも，「海跡湖」という術語を用いている． 本稿では，日本の海岸平野に分布する湖沼の地形発達については，以下に述べるように更新 6 日本における海跡湖の地形発達 世後期までさかのぼって考察すべきという立場から，日本での従来の「潟（潟湖）」という術 語の理解にとらわれないよう，「かつての海域が砂州地形などによって外海から隔てられてい る湖沼」を広く「海跡湖」と呼ぶことにする．また本稿で使う「砂州地形」とは，砂州の上に 風成砂が堆積して砂丘となっている場合や，複数の浜堤列が発達する場合，砂州が砂誠意を呈 する場合などをすべて含める． ところで，山陰地方の日本海沿岸に分布する湖沼（海跡湖）と外海とを隔てている砂州・砂 丘の一部では，1960年代∼1970年代以降の広域火山灰を使ったテフロクロノロジーの進展にと もなって，最終問氷期の堆積物が完新世砂丘の骨格をなすことが明らかになってきた（三位・ 藤井，1972；裏漉，1975；木西，1977，1988；成瀬，1989など）．筆者も奪た，オホーツク海 沿岸サロマ湖前縁の完新世の砂丘堆積物の下に，更新世の堆積物が存在することを明らかにし た（平井，1987a）．これらの事実は，日本の海岸平野に分布する海跡湖の形成過程において， 少なく．ともその一部では更新世の堆積物やそれがっくる地形が深く関与していることを示唆し ている．かつて三位（1966）ぱ，日本海沿岸にみられる完新世砂州の発達と，更新世の海進堆 積物や第三系がしめす地質構造との関連について問題提起したが，その後この視点から海跡湖 を含めた海岸地形に関する系統的な研究は行われていない． 日本の海岸平野における更新世後期の堆積物や地形については，日本第四紀学会（1987）が 全国規模で更新世中期および最終間氷期の海成段丘の分布を，「日本第四紀地図1地形・地質・ 活構造図」にまとめた．これについて太田・米倉（1987a）ぱ，段丘分布の地域性を解説し， 段丘分布と地殻変動との関連や段丘形成の要因について論じている．また同じく「日本第四紀 地図」先史遺跡・環境図」では，下末吉期（約12万年前）の海岸線が描かれ，太田・米倉（1987 b）は当時の海面が現海面擁壁5∼6mの高さであったと述べている，さらにOta， et al． （1992）は，新しい資料を加えて最終間氷期最盛期（ほぼ12万5，000年前）の旧汀線を全国規 模の地図に示し，さらに代表的な20の海岸地域の地形分類図，模式断面図，古環境図等を掲載 した． これらに代表される日本の海岸平野における更新世後期の堆積物や地形の研究は，海成段丘 そのものの形成時代や形成機構，または海成段丘の変形から見た地殻変動様式を解明すること を，第1の目的としている．そのため調査対象地域も，海成段丘が典型的に発達する東北日本 北部（Miyauchi，1988；宮内，1988），日本海の佐渡島（太田，1987；太田ほか，1992）・粟 島（太田ほか，1988）・飛島（宮内・山下，1992），琉球列島および南・北大東島（太田ほか， 1991；大村・太田，1992；Ota and Omura，1992）などで，海跡湖や沖積低地を含めた海岸 平野全体の地形発達について論じたものはほとんどない． ところが，諸外国におけるラグーンやバリアーに関する研究では，完新世の地形発達を論じ る際に，更新世の堆積物や地形が重要な条件のひとつとして取り扱われた例が多い．例えば， アメリカ合衆国東岸の砂州海岸では，後氷期の海進期の堆積環境は，海進が及んだ地域の完新 世以前の堆積物のつくる地形に強く支配されていることが指摘されている（Kraft，1985）．例 えば，Delaware海岸のRehobothおよびIndian River湾では，ラグーン（1agoon）の湖底下 に更新世堆積物がつくる地形が埋没しており，ラグーン内の島のほとんどは海面の上昇によっ て沈水した更新世堆積物からなる丘陵の残存地形である．また，ラグーン全域の湖底堆積物は， 更新世の砂州や潮汐三角州が侵食されて供給されたものである（Kraft，1971 a，1971 b）．ま たこの地域および南のNorth and South Calorinaの海岸は，完新世の海面上昇期に陸側に移 7 平 井 幸 弘 動しながら形成された“primary barrier”と，その後に海陸に向かって発達した“secondary barrier”とから構成されているが，このうち“primary barrier”は，地形的な高まりをなす更 新世の砂州の方向に沿って形成され，更新世の砂州堆積物の一部が海面上に露出して島をつく っている（Pierce and Colquhoun，1970；Swift，1975；Moslow and Colquhoun，1981など）． また，オーストラリア南東部のNew South Wales海岸では，最終間氷期最盛期頃に形成さ れた砂州（Inner Barrier）と完新世に形成された砂州（Outer Barrier）が互いに並行して発達 し二重砂州（dual sand barrier）を作っている（Bird，1973；Thom，1985；Thom et aL，1981）． さらに同国南部South Australia南東部の海岸では，最終間氷期最盛期頃の砂州が現海岸線よ り約8∼9km内陸に位置し，最も海寄りのRobe砂州では，最終氷期中の亜間氷期に上下に重 なって形成された2時期の砂州のさらに上方に，完新世の砂州・砂丘が発達している （Schwebel，1984；大森ほか，1987）． さらにモロッコ大西洋沿岸の一部の海岸では，現海岸線に平行して最：大幅約1∼2kmの砂岩 からなる低位の卓状地が見られるが，そこにはしぼしばラグーンが発達している（Weisrock， 1985）．そのうちの一つであるOualidiaラグーンは，延長7km，幅O． 5knで，スコール（schor− res：平坦な泥の千潟）と水路からなる“Oulja”が広がっており，このラグーンと海とを隔て る砂丘は，一つ前の海進期の堆積物からなる固結した沿岸州（浜堤）がその骨格をつくってい る（Ballouche et Carrueesco，1986）． 近年日本でも，増田（1989），岡崎・増田（1989，1992）は，関東平野東部に分布する最終 間氷期の堆積物の堆積環境を復元し，約13∼14万年前の海進期に現在の下総台地東岸にバリ アー島が形成され，最終間氷期の最高海面期からわずかに海面が低下した時期に，現在の霞ヶ 浦や印旛沼南方がラグーンとなっていたと推定している．また筆者（1983a）はかって，関東 平野中央部における沖積低地の地形発達を論じた際，沖積層の層序・層相や低地の微地形が， 沖積層に埋没している更新世後期の地形面や侵食谷などの前地形の影響を強く受けていること を明らかにした． 以上のことを考慮すると，日本の海跡湖の地形発達を明らかにするためには，従来のように 湖盆が位置する沖積低地だけを対象とする研究では不十分で，海岸平野に分布する更新世後期 の堆積物や海成段丘と完新世の砂州・砂丘地形とを関連づけて，海跡湖が存在する海岸平野全 体の地形構造や形成過程について，少なくとも更新世後期までさかのぼって検討する必要があ る． そこで，本研究では海跡湖周辺の更新世後期とくに最終間氷期の堆積物の分布，海跡湖の湖 盆：と海とを隔てる砂州・砂丘の地形構造，海跡湖周辺の沖積層基底地形と沖積層の堆積構造， および海跡湖の湖岸・湖底地形を手がかりとして，更新世後期以降の海跡湖の地形発達を明ら かにすることを目的とした． 研究対象として，更新世堆積物や沖積層に関する資料や研究が蓄積され，比較的面積や最大 深度が大きい（面積約20k㎡以上，深度約10m以上）海跡湖が分布する代表的な7ヶ所の海岸平 野（オホーツク海沿岸平野中部，三本木原，津軽平野，八郎潟周辺平野，関東平野北東部，山 陰の米子平野・出雲平野）を取り上げた（図1−1，表1−1）． なおここで「更新世後期」と呼ぶのは，最終間氷期開始期（約13万年前）から最終氷期末（約 1万年前）までの期間をさす．このうち，約13∼7万年前（Emiliani，1978の酸素同位体ステー ジ5の全期間）を「最終間氷期」，約7万年∼約3万年前（同ステージ4，3）の期間を「最 8 日本における海跡湖の地形発達 終氷期前期」，そして約3万年∼1万年前（同ステージ2）の期間を「最終氷期後期」と呼ぶ． なお最終間氷期のうち「最盛期」としたのは，12．5万年前を中心とする前後約1万年間の時期 （町田，1981a）（Emilianiのステージ5e，関東での下末吉期に対応），また最終氷期のう ち「極相期」としたのは約2万年∼1．8万年前を中心とする時期（町田，1981b）を指す． 2．本論文の構成 本稿第E章では，既存の研究成果等を利用して個々の研究対象地域の地形分類図を作成し， 地形の特徴と最終間氷期の堆積物の層序・年代・堆積環境等を記載した．この際，各海岸平野 の地形発達を相互に比較・検討するための時間目盛りとして，最終間氷期最盛期以降に噴出し た広域テフラを利用した．まな，各平野における砂州地形に注目し，空中写真による地形判読 と現地での露頭調査，ボーリング資料の収集・解析から，砂州の地形構造を明らかにした． 第皿章では，各海岸平野における最終氷期から完新世にかけての地形変化を考察する手がか りとして，海跡湖の湖底および周辺の沖積低地におけるボーリング資料の収集・解析を行った． そして従来の研究成果も参考にして，海跡湖周辺の沖積層基底地形の形態と沖積層の堆積構造 を明らかにした． 第1＞章では，海跡湖の湖岸段丘・湖棚，河成三角州・潮汐三角州，湖底平原の構造とそれら の形成過程について記述した．最後に第V章で，日本の海跡湖の地形発達について，砂州の発 達過程，湖盆の形成過程，および外積過程，そして地殻変動の関わりの4点から考察を行った． なお本稿では，最終氷期前期の地形や堆積物についてはとくに触れなかった．それは，本研 究で対象とした地域が海岸部であるために，最終氷期前期の地形や堆積物は，同後期の海水準 低下によって，多くの場合侵食されて明瞭には残されていないためである． 9 平 井 幸 弘 第皿章 海跡湖周辺の最終問氷期の堆積物および砂州地形 本章では，各海岸平野における海跡湖周辺の最終間氷期の堆積物の分布，層序，堆積年代， 堆積環境について記載した（表1［一1）．そして，これらの堆積物に注目しながら海跡湖と外 海とを隔てている砂州地形の構造について記述した．なお各平野の堆積物の堆積時期について は，壷皿一1に示した広域テフラとの関係から推定した．それぞれの広域テフラの噴出年代に ついては，本文中でとくに断わらない限り，町田・新井（1992）の『火山灰アトラス』にまと められた値を用いた． 表皿一1．調査地域における最：終間氷期の堆積物と段丘面 Deposits and terrace sur｛aces during Last lnterglacial period in the studied areas． Table ll 一 1． 出雲平野 米子平野 関東平野北東部八郎潟周辺平野 津軽平野 三本木原 オホーツク海沿岸平野 年代 時代区分 i西部）（東部） （潟西）（森岳） hzumo P， Yonago P， Kanto P， Hachirougata P． Tsugaru P． Sanbonngihara Okhotsk coastal P． 恃N前 ● ●：∴ ● P4 一 粘土層＝＝ lf MP ● 「＝二 ?驤鼈 HK−OP OnP−m1 粘土層： 三1竜碕 1 三こ二 ；一 黶Q＝一＿胃 I 鼈黶 一 P2 − 1丁＝＿ 岺壕鼈 Aso lV ｦ砂層＝’︵河成︶幽 r P0 − 最終間氷期 W − 最終氷期 U − 更新世後期 4 − K一 IP7 ’1 @ ト妻 oya ∴でKp lV翻登 田 臣 海層湯町層 弓ケ浜層 成田層 見和層 山田野層 高館層S ヰｼ層 h床層T jatanisi f， ≠唐奄高堰@Yuma㌻i Yumigahama Narita Miwa f， Yamadano f． Takada亡e f，f 盾?狽盾汲潤@f， C f．・ C f， 古砂丘砂（paleo−dune deposits） 段丘面（terrace surface） 海成層（marime or lagoonal deposits） 広域テフラとその名称 （marker−tephra and its name） ．オホーツク海沿岸平野中部 北海道のオホーツク海沿岸には，北からクッチャロ湖・コムケ湖・サロマ湖・能取湖・網走 ・濤沸湖・風蓮湖・温根回など比較的面積の大きい海跡湖が分布している（図］1−1）．こ らの海跡湖の背後，北見山地山麓の標高180m以下には，4段の海成段丘がほぼ連続して発 している（第四紀総研北海道グループ，1969）．このうちサPマ湖および能取湖周辺に分布 る最低位の段丘堆積物が，最終間氷期の堆積物に対比され，登温床層と呼ばれる（遠藤・上 ，1972，1977）． （1）サロマ湖周辺 サロマ湖前面に発達する砂州のうち，西側の湧別台地から登栄床（図豆一1：To）を経て 宮台にいたる約14kmの部分，およびワッカ（図E−1：Wa）付近東西約2kmの部分は，更 世の堆積物からなる幅100∼600m，標高5∼10mのほぼ平坦な台地状の地形を呈する（図H 0 日本における海跡湖の地形発達 L，Komuke L．Shibunotsunai a Sea of Okhotsk ぬ ロロ 綴 ≠ ・・ 十 A溝菰一 b 侮’ c a e る㌔ tS 鳥 誓 L．Notoro o ＝＝di ；pti 〇 10km Ab 腿1醜・□・口・［コ・□・ Okhotsk coastal plain． 1． hill and mountain， 2． pre−Late Pleistocene 蓼 Fig．皿一1． Geomorphological map of the central part of the terrace， 3． Late Pleistocene terrace （marine）， 4． Late Pleistocene terrace （fluvial and pyroclastic flow）， 5． Holocene sand dune， 6． Holocene lowland 図9−1．オホーツク海沿岸平野中央部の地形分類図 1，丘陵・山地，2．更新世後期以前の段丘，3．更新 世後期の海成段丘，4．更新世後期の河成段丘，火砕流 堆積物，5．完新世砂丘，6．沖積低地 （A−A’∼D−D’は図皿一2の地形地質断面図の位 置，a∼fは図ll 一3の地質柱状図の位置） 一2：A−A「，B−B’）．この台地状の砂州の上には，比高2∼7m，幅100m以下の海岸線 に平行する1∼2列の完新世の砂丘が発達している． この部分の砂州の主体をなす標高7∼8m以下の黄褐色∼灰褐色の中風∼粗粒砂層堆積物が 登栄床層で，水平層理や斜交層理が良く発達している．登栄床層の最上部は，厚さ数十cmの風 成砂層となっているところもある．この上位に，厚さ約20∼80cmの澄褐色ローム層が認められ， その上部約10∼40cmは黒色腐植土となっている． 奥村（1985）は，登司床層を覆うローム層下部に3∼4万年前に噴出した支笏降下軽石一1 （Spfa−1）・を認め，登栄床層が最終間氷期以前の堆積物である可能性を指摘した．遠藤・上 杉（1972，1977）は，この登栄床層を次に述べる常呂平野およびサロマ湖岸に見られるの更新 世の最低位段丘形成期の砂州堆積物と考えている． サロマ湖東岸に位置する岐阜台地は，主として標高約20∼35mの海成段丘からなり，この台 地を構成する一連の地層は岐阜層と呼ばれる（遠藤・上杉，1972）．この岐阜台地の周縁部に は，岐阜層がつくる台地より一段低い標高10∼20m弱の最低位の段丘が帯状に分布している． この最低位段丘を構成する地層は，堆積物の層序・層相から上述の登栄床層に対比される．常 呂町西6線10号の露頭（図■一1：d地点）では，段丘の地表面より2．5m以下は水平層理の ある軽石質砂礫層で，含まれる礫の多くは礫径2∼3cm程度最大7∼8cmの，チャート，頁岩， 泥・シルト岩である．この砂礫層の上位には，厚さ約2mの灰黄色∼灰白色の火山灰質の細砂 ∼シルト層が整合に重なっており，その上部約1．5mは重粘土化している．これらの砂礫層・ 11 平 井 幸 弘 砂層・粘土層を覆って，さ Lake Saroma ＾ 20 ローム，そして最上部に約 酢﹁ らに厚さ約30cmの黄褐色 A B 20cmの黒色腐植土が認めら れる（図ll 一3， d）． 3 10 一方，サロマ湖西岸の湧 別台地では，山麓部に標高 15∼25mの緩斜面が見ら o れ，その前方に標高約5∼ e looom 15mの最低位段丘面が広が っている．この段丘堆積物 Lake Notoro 10 0 ’ 義 c D D 禽⋮撫 述の登山床層に対比でき る．すなわち湧別町東2線 7号（図■一1：a地点） 2 m﹃ も，その層序・層相から上 での観察によると，地表面 から約2m以下が灰褐色の o f 火山灰質中粒砂層で，これ を整合に覆って厚さ1．4m の灰黄色∼灰白色の火山灰 質シルト層が認められ，そ の上部約20cmは重粘土化し L＿」oo・□1図2□3□・ Fig． 1 一2． Topographic and geologic sections of the barrier at Lake Saroma and Lake Notoro （locations are shown in the Fig． 1−1）． ている．最上部の厚さ約60 1． Late Pleistocene deposits， 2． volcanic pumice flow cmは，白色の火山灰混じり and ash deposits， 3． Holocene marine and lacustrine deposits， 4． Holocene dune deposits の黒色腐植土となっている （図■一3，a）．さらに 段丘面東端の湧別川の沖積 図ff 一2．サPマ湖および能取湖の砂州の地形・地質断面図（位置は 図皿一1） 1、更新世後期の堆積物，2．軽石流および火山灰， 3．完新世の海成・湖成堆積物，4．完新世の砂丘堆積物 低地との境付近では，段丘 面との比高約1∼2mの小規模な完新世の砂丘も認められる． またサPマ湖南岸の浜佐呂間（図皿一1：Ha）・幌岩（同：Ho）付近にも，標高8∼15m 弱の最低位段丘面が分布している．浜佐呂間西側（図二一1：c地点）では，白亜紀の湧別層 群・佐呂間層群の基盤岩上に，礫径約5∼10cmの頁岩の角礫を含む厚さ約1m弱の基底礫層， その上に礫径1∼5cmの亜円∼三角礫混じりの水平葉理が発達した厚さ約2．5mの細砂層，最 上部に厚さ約1mの灰白色火山灰が堆積している（図］1−3， c）．また幌岩集落北西（図］1 −1：b地点）では，粒のよくそろつた生痕のある青灰色海成砂層の上に，埋木を含む厚さ3 ∼5mの泥炭層が見られ，最上部に厚さ3．5mの無層理の軽石質細砂層が認められる（奥村， 1987MS）（図Ir−3， b）．このうち青灰色海成砂層の上部には，更新世中期の噴出物と推定 されている屈斜路軽石流W（KP LI［）が挾在し，最上部の軽石質細砂層は屈斜路軽石流1V（KP N）と同定されている（奥村，1978MS）．また泥炭層はその中間にある薄い粘土・シルト層 によって2層に分けられ，花粉分析の結果から下位の泥炭層堆積当時は現在より若干寒冷で， 12 日本における海跡湖の地形発達 mO b a 145 d c 13s1 f e 12．6 14 11．0 ＼關／ 1111 TP 10m KP工V 1 ／ 一／ 2 ひ； ／ × 3 Dl孟・ 4 宰 Jl．“H 5 壷’ 6 7 囮1園・圏・團・圏・團・図・□・囮・團10國11 Fig． 1 一3． Columnar sections of the lowest terrace deposits at the Okhotsk coastal plain （locations are shown in Fig． U 一1） ． a． Kamiyuubetsu， b． Horoiwa （after Sakaguchi， 1989）， c． Hamasaroma， d， Tokorochyo， e， Tokorominato， f． Katayama 1， black humic soil， 2． volcanic ash， 3． pumice flow deposits， 4． heavy clay soil， 5． silt， 6． sand， 7． gravel， 8． peat， 9． bed rock， 10． burried wood， 11． trace fossil 図皿一3，オホーツク海沿岸における最低位段丘の地質柱状図（位置は図ll 一ユ） a．上湧別，b．幌岩（阪口，1989）， c，浜佐呂間， d．常呂町， e．常呂港東，f，嘉甲山 1．黒色腐植土，2．火山灰，3．軽石流堆積物，4．重粘土，5．シルト， 6．砂，7．礫，8．泥炭，9．基盤岩，10．埋没材，11．生痕化石 上位の泥炭層堆積当時は現在の気候とそれほど違わなかったと推定されている（阪口，1989）． （2）能取湖周辺 常呂低地と能取湖の間に位置する丘陵先端付近には，標高10∼20mの段丘面が分布している． このうち常呂港東の露頭（図■一1：e地点）では，第三紀層からなる基盤の上に，最大礫径25 cmの偏平円礫からなる厚さ数十cmの基底礫層，その上に厚さ約3mの茶褐色の海成砂層が認め られ，それを厚さ約1．4mのローム層が覆っている（図］1−3， e）． また能取湖の砂州噛西側部分（図且一1：C−ct）では，標高12m以下が黄褐色∼褐色の 中粒砂層で，それを厚さ約1．5∼5mの外来岩片や炭化木片に富む無層理の白色火山灰質堆積 物が覆い，その上目さ1．7mが黒色腐植土となっている．最上部に比高最大約5mの完新世の 砂丘が形成されている （図」一2，C−C’断面）．このうち無層理の火山灰質堆積物は，中に 含まれる火山ガラスの主成分分析により屈斜路軽石流Nであることが明らかにされている（奥 村，1987M）．地形面の連続性や堆積物の層序・層相の類似性から，常呂港東の露頭のP一ム 層も屈斜路軽石流］Vと考えられる。 13 平 井 幸 弘 能取湖の砂州の中央部分には，第三紀層からなる標高20∼70mの分離丘陵が存在し，その東 側に頂部の標高10∼15mの完新世の砂丘が東西に発達している（図皿一1：D−Dt）．この砂 丘の断面を観察すると，標高約5m以下は厚さ1．2m以上の黄褐色∼黒褐色のシルト層で，上 部が火山灰質，下部が腐植質となっている．この上位の厚さ30∼60cmは，カキ殻・木片を多く 含む円高・軽石混じりの砂礫層で，顕著な斜交層理が発達する．その上は，水平層理が発達す る厚さ約4mの黄褐色火山灰質シルト層となっている（図］1−2， D−D’断面）．これら一連 の堆積物を土台として，最上位に厚さ約3∼4mの完新世の風成砂層が堆積している． このうち，中部の砂礫層と上部の火山灰質シルト層は，その層相の特徴から軽石流堆積物が 二次堆積したものと推定され，その層相や分布する位置から，能取湖北西部のポント沼付近で みられる屈斜路軽石流Nと同時期のものに対比できる．したがって，最下部のシルト層ぱ最終 間氷期最盛期頃の堆積物で，その層相から波浪のあまり無い潟湖の堆積物と考えられる． 一方能取湖南方の標高10∼30mの台地のうち，網走湖北西岸の嘉山山キャンプ場付近の露頭 （図ll 一1：f地点）では，少なくとも7m以上の白色軽石流堆積物を覆って，厚さ2∼3m の白∼黄色の砂礫層が堆積している．この砂礫層の上位には，厚さ約50cmで軽石混じりの無層 理の火山灰質堆積物が堆積し，最上部の厚さ約50cmは灰褐色の腐植質土となっている（図皿一 3，f）。このうち上部の無層理の火山灰質堆積物は，屈斜路軽石流IVに対比される（奥村，1987 MS）．屈斜路軽石流1▽に覆われる砂礫層は，基質が全体として火山灰質で，礫径3∼4cm以 下のシルト岩のほか，発泡した黒色の岩片や安山岩の亜円礫が含まれる．これらの礫は，能取 湖の湖岸でみられる礫州の礫と同じ様な偏平礫が多く，礫層中には水平層理や一部斜交層理が 良く発達している．このような層相から，この砂礫層は下位の軽石流堆積物を主な母材として， 湖岸や海岸などで堆積したものと推定される． 以上述べたように，能取湖周辺に分布する標高10∼30皿の最：低位段丘面の構成層は，いずれ もll∼12万年前に噴出した屈斜路軽石流IV，あるいはその二次堆積物に整合的に覆われており， サロマ湖周辺の最低位段丘を構成する登山南層に対比できる． 2．三本木原 下北半島南部に広がる三本木原には，標高およそ100m以下に数段の更新世段丘が広く発達 し，それらの段丘面を刻んだ開析谷中に小川原湖およびその北方の尾駁沼・鷹架沼・市柳沼・ 田面木沼などの海跡湖が位置する．本地域における最終間氷期の段丘面は標高約2⑪∼50mで， 小川原湖南部に流入する七戸川とその支流の河谷に沿う部分，および海岸付近の現海岸線にほ ぼ平行する追約1∼5kmの帯状部分に分布する（図11−4）．本稿ではこの段丘面を高館面（中 川，1972の高館段丘，新戸部，1975，1976の三沢面，宮内，1985の高館面），その堆積物を高 館層と呼ぶ． 内陸の七戸川沿いに分布する高館面は，ほぼ平坦で東側に緩く傾斜している．七戸川下流左 岸の鳥口平（図皿一4：To）では，高館層下部は厚さ約4m前後のカキ礁をはさむ泥層（沼 崎魚層）で，上部は厚さ15m前後のやや締まった白色凝灰質砂層となっている．この白色凝灰 質砂層の上部には，浅海相を指示するサンドパイプが多数存在する（新戸部，1975）．そして このほぼ直上に厚さ10∼15cmの洞爺火山灰（90−120ka：町田・新井，1992）が認められる（宮 内，1985），また七戸川下流右岸の上野付近（図lr−4：Ue）では，標高11m以下は厚さ約3 14 日本における海跡湖の地形発達 kDn Mutsu Bay ／L lij；’ Ar eTakase R， 亀 IIIIU：1．in 諏 l Pacitic Ocean 1 ダへ fLHIk！ 、∴♂ ， ．．：：．．◎ LOga’ 幽． 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的に発達している（図■一5）．この部分の高館面の太平洋側には，標高15ん20mと標高10∼15m の高館面離水以後に形成された更新世の海成段丘面（地形面の境は不明瞭）が南北に細長く発 達している．それぞれの地形面の離水時期や，堆積物については不明であるが，図皿一5では これらの地形面と高館面との関係を，海岸部の沖積層の資料から推定して示した．この地域に 分布する高館層は，標高およそ5m以下が中砂∼礫混じp粗砂層で，その上位の厚さ約10mは 暗灰∼暗褐色の細砂層となっている．このような堆積物や古砂丘の分布の特徴から，小川原湖 東岸の高館層はかつて海岸付近に堆積した砂州堆積物と推定される． mA A ecxn ． pajeo−dune 鍵 40 麗〆 ‘’liinbitrr）oi）一fi 畷 20 older dune 1畑疋 sstxts L． Ogawara ア 到 o t｛t 龍31即d鵬 elb x 40 o lgcom “ θ ぞ yタ 20 噛 ／ 一 ［］1「］・□・囮・■・［コ・圃・［亜］・ Fig．皿一5． Topographic and geologic section of the Sanbongihara （location is shown in the Fig． 1 一4） ． 1． Late Pleistocene deposits， 2． sand and gravel， 3． sand， 4． volcanic ash， 5． silt and caly， 6． dune deposits， 7． shell， 8． peat 図」一5．三本木原の地形・地質断面図（位置は図■一4） 1．更新世後期の堆積物，2．砂礫，3．砂，4．火山灰，5．シルト・粘土， 6．砂丘堆積物，7．貝殻，8．泥炭 一方，小川原湖の湖口付近を中心とした南北約40kmの海岸には，幅1．5∼2，5kmの完新世の砂 州地形が形成されている．ここでは海岸線に沿って幅100m前後，標高約3m以下の現成の浜 堤が連続して形成されており，その内陸側に新旧2時期の砂丘列が見られる．旧砂丘は最も内 陸側にあって，幅300m前後，頂面の標高15∼20mで起伏に富み，南湖口より南の六川目（図 八一4：Mu）付近と北の新納屋（図∬一4：Ar）で更新世段丘の段丘崖と接し，一部では 段丘面上に乗り上げている．これに対し新砂丘は，幅200∼300m，頂面の標高5∼10mで緩や かに起伏して連続し一部で旧砂丘を覆う． 小川原湖東方の海岸では，これらの完新世の砂州・砂丘の地下，海面下約8m付近に，更新 世の堆積物が認められる（図III−5）．すなわち，この部分の完新世の海岸低地は，一部侵食 された更新世の段丘堆積物を土台として発達している． 16 日本における海跡湖の地形発達 3．津軽平野 Y・1 津軽平野は，東西の幅6∼15km， 南北約60kmに達する構造性の盆地状 iA L，Jusan 堅黛 ，t−srevge @ 雰l hV． ・ 1；：；1 kFS？LL；li @ 之木山）に達する屏風山砂丘が平野 西側の屏風山砂丘地域の，一部完新 ＾ 面構成層は，一部に泥画をはさむ層 ．σ■． 津軽平野の東西に見られる山田野 ・、．歪 ・晩 ノ 野面）である． 評 毎 艶亨 。，，馨三婆停 ∼25m，幅3∼4㎞の段丘面（山田 蜜⋮⋮驚 世の砂丘堆積物に覆われた標高約20 三 KO L a 酌 m… a 穐㎎ aU 10 κ ⇔．菱． ，，・．牌 部に分布する標高15∼20mと，平野 罵 倭8ぜ 面は，津軽平野東側の津軽山地山麓 ρ ρ 本地域における最終間氷期の地形 、犠 6）． o 購． と日本海とを隔てている（図■一 隻三隅旨齋 @ 。。。8。δ の延長約30km，最高点78．6m（住吉 Wはnd ．Ki 60 詫 ∼15m以上）成層砂が大部分である ⋮雛講h馨 Φ。8。εの 西側には東西の幅約3∼5km，南北 動．．詫 ；・』翼・． 第三系よりなる津軽山地に限られ， 理の発達した灰色∼褐色の厚い（8 霧縷． Japan Sea ている。平野の北と東は主として新 ／ 平野で，その北端に十三湖が存在し （水野ほか，1968；中川，1972）． しかし，海側の屏風山砂丘地域の山 田野層は，全般的に細礫質成層砂か らなるのに対し，内陸の津軽山地山 麓で見られる山田車懸中部は中∼細 粒砂およびシルトで前者より細粒に なっている（中川，1972）．これら の山田野層は，厚さ1∼4皿の火山 灰層に覆われており，平野東側の中 里町大沢内では，その火山灰層下部 e skm 懸1［コ．2□・麟・□5 Fig． ll 一6． Geomorphological map of the Tsugaru Plain． 1． hill and mountain， 2． Late Pleistocene marine terrace （Yamadano terrace）， 3． Holocene terrace （Dekijima terrace）， 4． Holocene sand dune， 5， Holocene lowland De： Dekijima， Go： Goshyogawara， に厚さ約20cmの洞爺火山灰（Toya） Ka：Kamegaoka， Ki：Kizukuri， Ko：Kosimizu， が確認されている（町田ほか，1987）． 図皿一6．津軽平野の地形分類図（A−A’は地形・地質断 面図の位置） 1．丘陵・山地，2．更新世後期の海成段丘（山 平野西側の山田野上が堆積当時， 砂州として堆積したのか，あるいは 最終間氷期以降の海退期に岩木川の 侵食によって砂州状に残されたの O： Oosawauchi， U： Ushigata 田野面），3，完新世の段丘（出来島面）， 4．完新世砂丘，5．沖積低地 De：出来島， Go；五所川原， Ka：亀が岡， Ki l木造， Ko；越水， o：大沢内， U：牛潟 か，現在のところそれを議論する十 17 平 井 幸 弘 O m 4 かし，屏風山地域の山田野 縁のそれより高く，断面形 A ぬ ロ ロ セ ド Dekijima ferra〔e ↓ ，． 20 ↓ ねの む セ ゆ i。。 面の高度は全般的に平野東 ，A 分な証拠を得ていない．し 鵬㎞㎞dl 態が砂州・砂丘状を呈して いること（図皿一7），ま o た上述した両地域における 山田野山の層相の違いなど 一20 L」。・・［＝］1団・□・□・iミ・ から，平野西側の山田野層 は砂州地形として堆積した 可能性が高い． 一方，十三湖の湖口付近 には，延長約5㎞，幅約 500m以下の2列の完新世 Fig． 1 一7． Topographic and geologic section of the Tsugaru plain （10cation is shown in the Fig。豆一6）． 1． Late Pleistocene deposits， 2． volcanic ash， 3． Holocene deposits （marine and fluvial）， 4． Holocene dune deposits， 5． basal rock （Middle Miocene） 図■一7．津軽平野の地形・地質断面図（位置は目皿一6） の浜堤が形成されている． 1．更新世後期の堆積物，2．火山灰，3．完新世堆積 物（海成・河成），4．完新世砂丘堆積物，5．基盤岩 また，屏風山砂丘南西部の （中期中新世） 日本海に面する出来島付近 と十三湖南方の誌面付近には，標高約10m以下のきわめて平坦な完新世の段丘面（出来島面） が見られる（平皿一6）．出来島の海岸露頭での段丘堆積物（出来島層）は，標高約2mより 下位が泥炭を含む暗褐色の粘土層で，その上位約2mが泥炭の薄層をはさむ砂層，それより上 位が砂丘砂となっている．最下位の粘土層中の炭質物の14C年代が，2，980±90 yBP（Gak− 1232）である（高橋・柴崎，1972）ことから，出来島層は沖積世最大海進期以降の海退期に形 成された沼沢地の堆積物と推定されている．また角田（1978）は，出来島付近の出来島面と山 田野面との段丘崖が不明瞭であること，また出来島層は山田野面の凹地を埋積するように堆積 していること，さらに出来島北方の海食崖で距離2km以上にわたって，最上部に木片を多数含 む層厚2m以上の泥炭が連続して堆積していることなどから，出来島付近の出来島層はかつて 沖合いに砂丘が存在し，その背後の潟湖の部分に堆積した堆積物と推定している． なお，出来島層の標高01n以下の部分については資料が得られていないため，この部分にお ける更新世の堆積物と完新世の堆積物との関係については不明である． 4．八郎潟周辺平野 秋田県の能代平野と秋田平野の間には，現在八郎潟干拓地が広がっているが，干拓以前の八 郎潟は面積214．67k㎡を有する日本最大の海跡湖であった．この八郎潟南西側（潟西地区）と同 北側（森岳地区）には，最終間氷期に形成された標高20∼60mの潟西面が広く分布しており， その段丘構成層は面素層と呼ばれる．両地区の間には，幅1．5∼2km，最高標高60 m以上に達 する完新世砂丘が発達しており，また，八郎潟南側の男鹿市脇本から秋田市追分にかけての海 岸には，最大幅約4kmの完新世の浜堤列が形成されている（図■一8）． 潟西地区の潟西面は扇面3km，標高20∼65 mで寒風山北東麓から北東方向へ約7km続いてい る．潟西面は南西側と日本海に面する北西側が高く，北東方向へ次第に低くなっている．潟西 18 日本における海跡湖の地形発達 04 海岸線と平行な南西一北東 十 面を開析する主な谷は，現 ・：：φS高・ A はこの方向にかつての浜堤 と推定される数列の凸部と ’ ノ 方向に発達し，段丘面上に 〃 ake 凹部が配列している（内藤， Japan Sea ループ，1983）． この地区南部の樽沢南側 0 では，潟西層下部ぱ下位の eGC EC 1977；潟西層団体研究グ Hachirogata reclaimed tand 安田層にアバットする関係 にあり（短命層団体研究グ ループ，1983），男鹿半島 ・’ ≠hS力’ 北部海岸では，厚さ3∼5 mの海浜性砂礫層からなる 潟油層は下位の安田層を不 a， eclJ 讃 chi，1988）．これらの地域 Wa ’’”疑 にみられる安田層には，従 体研究グループ，1981）， 卿 ♂ 喝 山灰が洞爺火山灰（Toya） 穣藩． 魅 であることを明らかにした． 以西地区の潟三層は，下 位から樽沢曲部層（Ta）， その上位に整合的に重なる 角間三組部層（Ka），これ と斜交しおもに日本海に面 する北西側に分布する松木 沢砂礫部面（Ma），そし てこれらを整合関係で覆う 憂隷 uchi（1988）は，この火 i轟 モ 町田ほか（1987）・Miya− ヨ る 里，1975；白石・潟西層団 鍛 “﹁＝□ タフ」が知られていたが（北 曳 哨難 聡 来鍵テフラとして「ピンク こ憲 整合に覆っている（Miyau− IE：，・ i・：vi． ；， ir・ O 5km ” Japan Sea Te ｝etr〈，Akit．a c． ． Fig．1 一8． Geomorphological map around Lake Hachirougata． 1． hill and mountain， 2． Late Pleistocene marine terrace （Katanisi terrace）， 3． Holocene sand ridge and dune， 4． Holocene lowland GC：General Center， Oi：Oiwake， Oo：Oohashi， Sa：Sakagawa， Ta：Tarusawa， Te：Terauchi， 本内砂部外（Ho）に細分 Wa： Wakimoto される（図■一9：D− 図■一8．八郎潟周辺の地形分類図 1．丘陵・山地，2．更新世後期の海成段丘（潟西面）， D’）．これらのうち，最上 3．完新世の浜堤・砂丘，4．沖積低地 部を除く各部層は浅海性お GC：総合中心地， Oi：追分， Oo：大橋， Sa：逆川， Ta：樽沢， Te：寺内， Wa：脇本 よび汽水・内湾性の軟体面 19 平 井 幸 弘 A 側の角間団匪部層と樽沢南 部層は細粒となっている． これらの事実からこの地区 懲 B v ：， ．［ tll：X；x 藁 の潟西層は，北西側のもの o が砂嗜・沿岸州として，南 鍬野 東側のものがそれによって 一一 S0 Fr卜 ’ ！ o為σ ▽ o 糸織警姦， 一 ・・｝一」 1 一 ♂1’ 黶@ ’ 層 罵箪 @鴫 一30 mo る．森岳地区西部の東西幅 6 o 分には砂州堆積物の上に一 中 D D Ho y n一1 面は，標高10∼50mの高ま りになっているが，この部 c 一 森岳地区でも，標高20∼ 2．5km，南北約10kmの潟西 c ，T 究グループ，1977，1983）． 40mの潟西面が広く発達す ’ 推定される（潟西層団体研 ＿雛。 欝欝鮮 外洋と隔絶された汽水また は内湾域で堆積したものと 噂＼、B Om20 礫は海浜礫に類似し，南東 ！ 5 ＾ 西側の松木沢砂礫部層中の mO 物化石を含む．そのうち北 ’twMa wwKa 耀耀．，Ta K’N E 部整合，一部軽微な不整合 i：o マ で古期砂丘堆積物が堆積し ほか，1985）．この古血丘 一40 30ny 上の逆川付近では，古点砂 丘堆積物の基底から0．5∼ 2m上位に，厚さ3∼7cm の連続性のよいピンク色の 細粒火山灰が挟在し，その 火山灰が洞爺火山灰に対比 されている（大沢ほか， 1985）． 古砂丘より東側（内陸側） の潟西面は，標高20∼30m 照 ︷ ている（内藤，1977；大沢 F ド ．L、 t．一華一、．懸 o O 1 2km 臨1薩・□・畷・匡iヨ・［OD］・ Fig． E 一9． Topographic and geologic sections of the barrier around Lake Hachirougata （locations are shown in the Fig． II 一8）． 1． Pre−Late Pleistocene deposits， 2． Late Pleistocene deposits， 3． Holocene deposits， 4． sand， 5． silt and clay， 6． shell 図皿一9．八郎潟周辺の砂州の地形・地質断面図（位置は図 6mの砂・植物遺骸を含む 淡褐色∼灰白色の粘土層が 皿一8） 1．更新世後期以前の堆積物，2．更新世後期の 堆積物，3，完新世の堆積物，4．砂，5．シル ト・粘土，6．貝殻（A−A’：内藤，1977；B −B’，C−C’＝藤岡，1965；D−D’：潟西層 団体研究グループ，1983；E−E’：松本，1984 および藤岡，1965；F−F’：松本，1984より編 堆積している（内藤，1977： 集） の平坦面をなし，下部の海 成砂礫層の上位に厚さ2∼ 図皿一9，A−At）．この 20 日本における海跡湖の地形発達 粘土層は，上述の古砂丘によってその背後に形成された低湿地地の堆積物と考えられている（同 上）． 森岳地区と潟西地区の中間に位置する砂丘地帯では，地形・地質断面図（図1−9：B− B’，C−C’）や沖積層の基底をなす滋強層の表面地形図（藤岡，1965）によると，森岳地区 の古砂丘の南端付近から八郎潟干拓地総合中心地の南付近まで達する幅約2㎞，頂面が海面下 一5∼一10mの高まりが認められる．完新世の砂州・砂丘は，この高まりを土台としてそのや や海側の位置に発達している． 一方，八郎潟南部の海岸低地には，完新世の3列（内陸側から浜堤1，同H，同皿：三位， 1966；角田，1975；Moriwaki，1982）あるいは4列（同様に1，1’，皿， m：松本，1984） の浜堤列が発達しており，南部の追分や秋田市寺内付近でej ，最も内陸の浜堤1の背後に標高 30∼40mの開析された潟西面が点々と分布する（図■一8）．追分より北側の陸上には潟西面 は現われていないが，岩佐（1954）や三位（1960）の地質断面図や藤岡（1965）の潟西嶺の表 面地形図によると，追分から天王町大橋付近までの浜堤1のすぐ内陸側の沖積面下一10∼一15 mに，北北西へ延びる幅約2kmの更新世の堆積物からなる高まりが存在している（図■一9， E−E’）． 追分付近では，潟西面と浜堤1との問に男潟・女潟などの大小の池沼や湿地が形成されてい る（図H−9，F−F「）．象潟の湿地帯（標高10m）に堆積している厚さ4，5mの泥炭層基底 の14C年代は，4，470±130 yBP（TH−767）であり（松本，1984），浜堤1上の腐植質砂層の 中には縄文後期（約4，000∼3，000年前）以降の遺物が含まれている（角田，1975），これらの 事実から，第1浜堤列は約4，500年前にはすでに離水し，縄文後期にはその形成を終えていた と推測される． すなわち本地域における完新世の最も古い浜堤列は，完新世の海進最高期から海退に向かっ た頃（約4，500年前），潟西面あるいは海面下山一10∼一15mに存在する更新世後期の堆積物の 高まりの前面に沿って形成された． 5．関東平野北東部 関東平野北東部を西から東に流れる利根川の左岸には常陸台地が，右岸には下総台地が広が っている．これらの台地は，主として最終間氷期に形成された更新世の段丘面で，この段丘面 を開析した谷の中に澗沼，霞ヶ浦，北浦，手賀沼，印旛勲等の海跡湖が分布する（図五一10， 図］1−11；A−A’）． 常陸台地は茨城県南部一帯を占める台地の総称で，北東から那珂台地，東茨城台地，鹿島台 地，行方台地，新治台地，稲敷台地に細分される（坂本，1986）．これらの台地面の標高は25 ∼50mで，その構成層は常陸台地北部では見和層・茨城粘±層（坂本ほか，1972）と呼ばれ， 霞ヶ浦周辺では成田層・常総粘土層（小玉ほか，1981）と呼ばれる．いずれも最上部は厚さ2 ∼4mのローム層に覆われている． このうち見和層は下部・中部・上部の3層に細分され，上部層がその主体をなす．澗沼周辺 での見和層上部層は，見出座中・下部層および先第四系の大洗層または中部更新統の石崎層を 不整合に覆い，その基底面は標高15m前後でほぼ平坦である（坂本，1975）．見和層上部層は， 一般に下部が均質でラミナのあまり発達しない細粒砂を主とし，上部がラミナの発達した細面 21 平 井 幸 弘 i麟謙 i…1奪撃 雛脚 ilil（（Q ， ＿ 1i’1典≒尊峠… ；舜Piei看自 A’ jashima−nada sea ： ： L，Kasumigaura 鋤焼欝⋮⋮ 鍵鎌 ’：：：醐蜘：Φi翻：： Pacific Ocean ii ． ● ：［1・1・1：1：1：｝INIII； ・：IIIII：L・k・｛・・liY“IS（17・1111116N’a111・，1：III：111111111：1／AXI：11 iiilililililiiili＞＞．liliiiViliii〈1，．E，S． liliiili’iilililililililiiiiKlxi） N＞liiivj， 無 E蝋庖 餐，鐸 z；：ww cl）．）：iV5 （lilililililillt’1’il：1・1・ii1：lrli1Tli ，ノnba k’Ql 雛 鴨 Bt ．’ 懸物 ● Tone XNtxfe， ノ 1：III：111；」・；1：1：1±III：I／（：EIIE’｝・ Shimousa upl and III：1）＞rx ‘iEi；／ds T。ky。： @．・・娠i ！…i i蝋…K’｛．，：’：縢凄曜 Eiay ／，r，1． ‘KL；VXZ，LL2：31 1 i 1 i 1 i 1 i 1 i 1 i 1 i 1 i 1 i i i 1 i 1 i 1 i 1 i 1 i i i ltt，1’S’．ge，cf，2Vth ・・・・・・・… ・．v ”！seT，：evrs！ 0L⊥一．＿il，e・・懸1團・羅・灘・□・ Fig． ff 一10． Geomorphological map of the northeastern part of the Kanto plain． 1． hill and mountain， 2． Late Pleistocene marine terrace， 3． Late Pleistocene fluvial terrace， 4． Holocene sand ridge and dune， 5． Holocene lowland L．K： Lake Kaminoike， 1： ltako， Ki： Kiorosi， Na： Narita， Om： Omigawa， Ta：Tamatsukuri， Ya：Yachimata， Yo：Youkaichiba 図■一10．関東平野北東部の地形分類図 1．丘陵・山地，2．更新世後期の海成段丘，3．更新世後期の河成段丘，4， 完新世の浜堤・砂丘，5．沖積低地 LK：神の池，1：潮来， Ki＝木下， Na：成田， Om：小見川， Ta：玉造， Ya＝八街， Yo：八日市場 混じりの中∼細粒砂からなる浅海成層である．層厚は澗沼西側の東茨城台地で10m前後，海側 の鹿島台地で15∼18mで前者より若干厚い（坂本，1975；鈴木，1989）．澗沼西側の東茨城台 地東端では，白和層上部層の上部に層厚5cmの見和中部軽石層（Miwa−M）が認められる（鈴 22 日本における海跡湖の地形発達 m lnashiki upland Kashima upland Narnekata upland Lake Kasuinigaura Lake Kitaura 酉 o 」 一 郎雫『一 一e一一 ro ， 0 50 40 2 A A as B m O 6 B ua 20 0 0 4戸 D 20 Tone R， Fukashiba bar Hasaki bar Pacific Ocean Lake Gonoike θ 暴3 −ヴ o ’ Kashima lowland Choshi upland ／ ［］1㎜・□・團・□・F］・匹］・ Fig． ll 一11． Topographic and geologic sections of the northeastern part of the Kanto plain （locations are shown in the Fig．皿一10）． 1． Pleistocene deposits， 2． volcanic ash， 3． Holocene deposits， 4． sand and gravel， 5． sand， 6． silt and clay， 7． shell 図ll−IL関東平野北東部の地形・地質断面図（位置は図■一10） 1．更新世の堆積物，2．火山灰，3．沖積層，4．砂礫，5，砂，6．シルト・粘土， 7．貝殻 木，1989）．この軽石層は，約13万年前に噴出したと推定される吉沢第7軽石層（KIP−7： 町田，1971；町田・鈴木，1971；新井ほか，1977）に対比され，見和層上部層は最終問氷期最 盛期の海面上昇期の堆積物と考えられている（鈴木，1989）． 見和層の上位に重なる茨城粘土層は，鹿島台地西縁の標高35m以下の部分と東茨城台地全域 に分布する．この茨城粘土層は，厚さ1∼3mの灰色∼青灰色または灰褐色を呈し，見和層堆 積後に生じた浅い静かな水域に，火山灰が堆積したものと推定されている（江口ほか，1967； 坂本，1975）． 一方，常陸台地南部および下総台地を構成する成田層は，模式地の印旛沼周辺において，細 粒∼中粒砂からなる下部層と中粒∼粗粒砂からなるクPスラミナの発達した上部層とに二分 （関東第四紀研究グループ，1969），または砂質の最下部層，砂泥質の下部層，砂質の上部層 に三分（大森ほか，1972）される．成田層の基底面は太平洋側に向かって高くなっており，こ れを刻んで東から西に向かう複数の谷地形が認められ，霞ヶ浦の主要部分はこの谷の部分に位 置している（大森ほか，1972）． 成田層下部層（あるいは最下部層と下部層）は上述の谷地形を埋積するように谷部のところ で厚く（15m以上）堆積し，場所によってはその最下部に厚さ5∼6mの青灰色シルトが発達 している（関東第四紀研究グループ，1969）．成田層上部層は，おもに斜交層理の発達する中 23 平 井 幸 弘 粒砂からなり（真野，1965，1986），模式地一帯では貝化石が密集して化石床を形成している （井尻・藤田，1949）． 成田層を整合的に覆う常総粘土層は厚さ1∼4mで，層相にもとづいて下部・中部・・上部の 3層に区分される．下部層は灰白色の火山灰質粘土層で，約12∼13万年前に噴出した吉沢下部 軽石層（Klp）群が含まれる．中部層は無層理の中粒∼粘土質中粒砂層で，吉沢中部軽石層 （Kmp）群と約8∼9．5万年前に噴出した御岳第一軽石（On−Pm 1）が挟まれる（菊地，1981）． 上部は火山灰質粘土層を主としヨシ・スゲなどの水生植物の根の痕跡とみなされる多数の褐色 ∼暗褐色の管状斑紋が認められ，約6．6万年前に噴出した小原台軽石層（Hk−OP）が挾在する （菊地，1981）．このような粘土層の層相と介在する軽石層の年代から，常総粘土層も上述の 茨城粘土層と同様に，成田至上立動堆積後に，広域に出現した湿地∼沼沢地の堆積物と推定さ れている（菊地，1981）． 下総台地北部のおもに利根川沿いおよび霞ヶ浦南方では，成田層と常総粘土層との間に，下 位の成田層と一部不整合または指交して河成の竜ヶ崎砂層が堆積している．この砂層は，最終 間氷期以降の海面低下にともなって拡大した古鬼怒川水系の扇状地および三角州の氾濫原堆積 物と考えられている（成田研究グループ，1962；関東第四紀研究グループ，1969；上杉ほか， 1977；菊地，1981；池田ほか，1982など）． ところで，増田（1989），岡崎・増田（1989，1992）は，常陸台地南部および下総台地を構 成する成田層・常総粘土層・竜ヶ崎砂層の岩層，堆積構造，含有化石や分布などから，各地域 におけるそれぞれの堆積環境（内湾・潟，三角州，バリアー，外浜など）を識別し，斜交層理 や斜交葉理のフォーセット面の最大傾斜から古東京湾の古流系を復元した．それによると，最 終間氷期の最高海面期からわずかに海面が低下した時期には，現在の霞ヶ浦東岸の行方台地の 西部と，銚子台地北西端の小見川からその南西方向の八街にかけての細長い地域にバリアー島 が形成され，その内側の茨城県玉造および潮来付近と八日市場から成田，木下にかけての地域 に上げ潮潮汐三角州が発達し，現在の霞ヶ浦や印旛沼南方はラグーンとなっていたと推定され ている． 一方，利根川最下流部左岸には標高9m以下，幅3∼8kmの鹿島低地が広がっている．鹿島 低地北部では，北方の鹿島台地南端から南西に向かって幅2∼3 km，延長約8㎞の無調砂州が， また旧神の池の東側から現利根川河口の波崎まで幅3∼4km，延長約27kmの波崎砂州が延びて いる（菊地，1968）．波崎砂州上には，海岸線に沿って幅約200m，標高5∼10mの砂丘が連続 して分布し，その内陸側には標高20∼30mに達する規模の大きい砂丘が数ヵ所残されている． この低地では，現海水準以上に完新世以前の堆積物は認められないが，上記の砂州の地下約一 20m付近には，最終氷期最盛期以降の海進期の海面の一次的停滞あるいは小海退時に形成され た基盤岩からなる波食台が埋没している（菊地，1968；Kikuchi，1969；菊地，1988 a；図H −IL B−B’）． 6．米子平野 山陰沿岸の島根半島と中国山地との間に広がる中海一宍道湖低地帯は，東西約55km，南北約 5∼10kmで，西から斐伊川・神戸川の沖積低地，宍道湖，中海が分布する（図ff−12）．現在 斐伊川は出雲市北方で東流して宍道湖に注ぎ，大橋川・中海を経て境水道から三保湾に流れ出 24 日本における海跡湖の地形発達 4 su 繋勲 Japan Sea p ㎝●． @8 K ｝ 〆急、 誌副 5。。・∼も い、、9・ VZ MatsLiTe L，shinii ”””’ e Sa 鑑，・ ゆ δ ぐ 蕊、 。飛 ゆ 駒 ＼ 」。」 ＿」0㎞§ミヨ1■・口・□・ J加 Z 、α L Fig． g 一12． Geomorphological map of the Yonago plain and the lzumo plain． 1． hill and mountain， 2． Late Pleistocene terrace， 3． Holocene sand dune， 4． Holocene lowland Sa： Sakitabana， Ta： Taishya 図皿一12．米子平野および出雲平野の地形分類図 1．丘陵・山地，2．更新世後期の段丘，3．完新世の砂丘，4，沖積低地 Sa：崎田鼻， Ta＝大社 ている．しかし，1639（寛永16）年または1635（寛永12）年の洪水以前は，斐伊川は出雲市付 近から西流して神戸川と合流し，「風土記」の時代には「神戸水海（カンドノミズウミ）」と呼 ばれる内湾∼湖を経て大社の南で日本海に注いでいた（建設省出雲工事事務所，1980；高安ほ か，1985）．また，宍道湖・中海低地帯の沖積層の基底地形は，松江市東方の標高100∼300m の山塊を分水界とし，それぞれ東西に延びる顕著な2つの谷地形となっている（大西，1987）． そこで，本稿では中海一宍道湖低地帯を，東側の弓ケ浜半島・中海およびその周囲の低地域（本 稿で米子平野と呼ぶ）と，西側の宍道湖から出雲砂丘までの低地域（本稿で出雲平野と呼ぶ） の，二つの海岸平野に分けて取り扱う． このうち東側の米子平野では，更新世後期の段丘面は，中海南岸の東出雲町崎田鼻などに部 分的に見られるにすぎない．ここでは3段の段丘面が識別され，そのうち最も低位の標高10m 前後の段丘面が，最終間氷期の地形面である．この段丘構成層は，礫径5∼20cmの淘汰の悪い 亜角∼亜縁礫を含む厚さ1∼1．5m砂礫層で，大山松江軽石（DMP：約10∼12万年前）以上 の厚さ約0．5∼1mの火山灰層に覆われる．この段丘面は，堆積物の層相から，最終間氷期最 盛期頃の河成面と推測されるが，これに連続する海成面ぱ，米子平野の陸上部では現在のとこ ろ確認されていない． しかし中海と三保湾とを隔てている弓ケ浜半島の地下，海面下およそ一10m以深には最終問 氷期の海成堆積物である弓ケ浜層が埋没している（図］一13）． 中海湖底でのオールコア・ボーリングによると，海面下約15m以深に厚さ最大約10mの弓が 25 平 井 幸 弘 m Miho bay side bottom of L， NakaumL L， Nakaumi side 10 no，3 no，6 no，5 no，9 no，4 no，7 no，8 一 一 一 ！ ﾀレ！ ≡ ≡ ≡ 一 ≡＝ 、 、 、 ＝蓬一 、 、 、 汐 ρ ’ f 一二汐タ 一8夕 一％6 轟 一10 、 、 fine sand layer with sh け タ 一 一 一 6sand and gravel layer 一 一 一一 o 一 タ 一 一 NB．12 NB．17 峯謡 ¥＝ ﾁ帯 ≡ ≡ ≡一 … 一喪 ≡ 一Yumigahama 一 皿base rock AA告 基 浬 ∩ρ `A ｿ r 20 渉 》 j 葦一 一 一30 y 汕 薫 ≡≡ ≡≡ …Nakaumi f． ≡≡＝竺＝垂垂ぬsugi￡ F：：1： □、a。d □ sand＆gravel にコ。、1， 挫 ｝ 匡ヨ。。y ?ﾟ と 一40 ｣。。h ｝ 匝］、．mus 一 國 ∂6一 一50 一 pumice 囮。h。II Fig．1 一13． Borehole data of the Yumigahama barrier and the bottom of Lake Nakaumi （locations of borehole data are shown in Fig．皿一15；after Mizuno at al，1972 and Mitsunashi ＆ Tokuoka edi．， 1988）． 図豆一13．弓ヶ浜砂州および中海湖底の地質柱状図 （ボーリングの位置は図皿一15，水野ほか，1972；三二・徳岡編，1988より編集） 浜層が，その上位に厚さ6∼8mの最終氷；期の堆積物である安来層が，そして最上部に厚さ約 5mの完新統の中海層が堆積している（図皿一13， NB12， NB17）．弓ケ呼鈴上半は泥質，下 半は砂礫質となっており，このうち泥質部の上部と，泥質∼砂礫質との境界付近に，それぞれ 薄い火山灰層が認められる（水野ほか，1972）．これらは重鉱物組成の特徴から，前者が大山 下部火山灰の上位に，後者が同中央部の軽石質粘土層に対比されている（正岡，1972）．大山 下部火山灰は，大山松江軽石層（DMP）から大山生竹軽石層（DNP：約8万年前）までとさ れる（岡田ほか，1987）．一方弓が浜層の花粉分析の結果からは，上半の泥質部の下部から上 部に向かって，気候が温暖化したと推定されている（大西，1977）．これらの事実から，弓が 浜層は最終間氷期最盛期頃の堆積物であると推定される． 一方弓ケ浜地域で行われた地質調査ボーリング（建設省計画局ほか，1967）によると，弓ケ 浜半島の中海側，三保湾側とも海面下一10∼一20m以下に，礫混じり粗砂層を一部にはさみ弓 ケ浜層に対比できる黄灰色∼黄褐色シルト混じり細砂層が堆積している．この細砂層上半には 軽石が多く含まれ，全体として火山灰質となっているのが特徴的である．この上位には，上述 26 日本における海跡湖の地形発達 2 m 一 Ltmama maSetohama一 o 一20 一40 Fig，皿一14． Topographic and geologic section of the Yumigahama barrier and Lake Nakaumi． （location is shown in the Fig． 1 一12 and 15） ． 1， base rock， 2． Late Pleistocene deposits， 3． sand and gravel， 4． sand， 5． silt and clay， 6． dune sand， 7． shell， 8． peat Ym： Yumigahama f．， Yg： Yasugi f．， Na： Nakaumi f． 図皿一14．弓ヶ浜砂州および中海の地形・地質断面図（位置は図ll−12，15） 1．基盤岩，2，更新世後期の堆積物，3、砂礫，4．砂，5，シルト・粘土， 6．砂丘砂，7，貝殻，8．泥炭 Ym：弓ヶ浜層， Yg：安来層， Na＝中海層 の安来層に対比可能な厚さlm以下の黄灰色∼淡青色火山灰層または暗褐色∼黒灰色腐植質混 じりシルト層が認められる．最上部には，貝殻を含む厚さ5∼10mのシルト混じり細砂層と， 礫径2∼20㎜のおもに石英粒を含む厚さ5∼10mの砂礫層が堆積している．これらの細砂層お よび砂礫層が，完新世の砂州地形を形成しており，上述の中海層と同時異相の関係にある． 以上を参考に，弓ケ浜半島南部の夜見∼彦名を通る地形・地質断面図（図Ir−14）を作成し た．この図によると，弓ケ浜層（Ym）は現在の弓ケ浜半島の地下で砂州状の高まりをなし， 中海の湖底下では海面下一10∼一20m以下に分布する．弓ケ浜砂州地下の弓ケ浜層は，一部に 小礫・粗砂をはさむ全体として細砂層からなり，中海湖底下での弓ケ浜層の層相は，上半が泥 質となっている．この泥層からは，内海∼内湾型種を主とする珪藻が産出し（野口・水野， 1971），また海水∼高鍼汽水型の貝化石が含まれている（水野ほか，1972）．このような弓ケ浜 層の垂直的な分布状況および水平的な層相の変化から，弓ケ浜層堆積当時，現在の弓ケ浜とほ ぼ同じ位置に砂州地形が，そしてその内陸側に内湾∼湖が形成されていたと考えられる． 現在の弓ケ浜半島は，幅3∼4km，延長約18㎞で中海と三保湾とを隔てている．ここには， 大別して3列の完新世の砂州（中海側から内浜砂州，中浜砂州，外浜砂州）が形成されている （図皿一15）．このうち内浜砂州の南部には，最高標高20m以上に達する砂丘が砂州方向と直 角に発達し，北部には砂州方向に平行する標高約10m以下の砂丘が見られる．中浜砂州は標高 3∼5mで，北部でぱ複数の幅100∼300mの浜堤と一間低地が発達している．外浜砂州は標高 およそ3∼4m以下で，海岸線と直角方向に幅数十mの低地が500∼1000m間隔で認められる． これらの砂州の形成年代ぱ，それぞれの砂州上で発見された考古遺跡・遺物の年代からおよそ 27 t’i 識 ，、藩製 ＋ もx 1ts1 ・還 一． M’力oBay ＋灘 藪諮 午 む← 4＋斗 ＋十 一一 占＋＋ 十 ＋＋ 鰐響 9 ￥1・palP− 慰露 ］ 平 井 幸 弘 一 一 3 賎・’毒 難“ 騰臨 襲ま 6 → 噂 一 ，A 5 ノ 幡 一 ． ＋＋ 咤も蚕一一き 4 ・ 一ltT 辱 ’ 乙．〈takaumi ， 號嚇 一 ＋ e、o’ご ’＿ 9 コニ ほ →ギ ψ一，一 」 「貞謹 一 一一 ぱはロココ キ キ ゑ ロ … ．蕊 Awa・him・ ts e・ ｝… 十 ＋ ＋ k二 @… 蕾 @「 百 8 閥B12 A囲B17 一二匿三；＝ Fig． 1 一15． Geomorphological map of the Yumigahama sand barrier． 1． sand barrier， 2． sand dune， 3． back swamp， 4． artificial land， 5． Miocene bedrock 3一一9， NB12， NB17： borehole data （Fig．1−13）， A−A’： Topographic and geologic section（Fig．皿一14） 図皿一15．弓ヶ浜砂州の地形分類図 1．砂州，2．砂丘，3．後背湿地，4．干拓・埋立地，5．中新世の基盤岩 3∼9，NB12， NB 17：ボーリング・データ （Fig．二一13）， A−A’：地形・地 質断面図（Fig．1：一14）の位置 次のように推定されている．まず内浜砂州が縄文時代前期（約5，000∼3，000年前）までに離水 し，ついで弥生時代までに中浜砂州北部の浜堤列が形成され，その後約900年前頃に中浜砂州 全体が完成した（式・藤原，1967）．そして外浜砂州の形成は，日野川上流域で行われた鉄穴 流しによって砂の供給が増大したために，近世初頭以降急速に進行したと考えられている（貞 方， 1985， 1989）． このうち最も古い内浜砂州の基部（南端）には，中新統よりなる勝田山（標高40．6m）や城 山（同90．4m）が残丘状に分布し，また同砂州南部の中海側にも同じ地質の粟島（同36m）が 存在する．平面的にみると，内浜砂州はこれらの基盤岩の高まりを連ねる線より外洋側（三保 湾側）に向かって発達している． 28 日本における海跡湖の地形発達 7．出雲平野 m4 O 出雲平野の南北の山地および松江周辺の山地 B工nosand dune B i 繍一蓋淵、細，． 山麓には，部分的に標高15∼30mの中位段丘と 標高5∼10mの低位段丘が認められる．このう ち低位段丘を構成する湯町層が最終間氷期の堆 20 積物と考えられる．湯町版は，層厚2．5m以上 o 臼MP カk Kawamuko sand f， コヒ き ロとむ f’ 1 、 で下部が礫層，上部が泥画の堆積物で，最上部 を上乃木軽石（大山松江軽石：DMP）が覆っ 一ro O 1000m ている（大西，1977，1979，1988）．上部の泥 層には，ブナやツゲなどの植物と，トウヒ属・ ［1圏・［・ ［・□・醜・ 五葉マツ類・スギなどの花粉が含まれることよ り，堆積当時はやや温和な気候であったと推定 され，鳥取平野に分布する下末吉期の堆積物で Fig．1 一16． Topographic and geologic section of the western part of the lzumo plain （location is shown in the Fig．1−12）． ある津ノ井粘土層に対比されている（大西， 1． Late Pleistocene marine 1977， 1988）． deposits， 2． Late Pleistocene 一方，出雲平野西縁の出雲砂丘では，標高15 dune sand， 3． volcanic ash， 4． Holocene dune sand， ∼20mの段丘面が認められる（図皿一16）．こ 5． Holocene deposits， 6． bedrock （Middle Miocene） 図］1−16．出雲平野の砂州の地形・地質断面図 の段丘構成層である差海層は，厚さ10m前後の 砂礫層で，下部はコブシ大の円礫を含む厚さ最 （位置は図皿一12） 大約5mの礫層，中部が板状斜交層理あるいは 1．更新世後期の堆積物，2．更新 水平層理が発達する厚さ2∼3mの砂層，上部 4．完新世の砂丘砂，5．完新世の 約2mは無層理の風成砂からなる（三位・藤井， 堆積物，6．基盤岩（中期中新世） 世後期の砂丘砂，3．火山灰， 1972；鹿野ほか，1989）．上部の風成砂は，川 （三浦，1988）と呼ばれ，厚さ30∼50c皿の大山松 向砂層（大西，1979）または古砂丘堆積物1 1988；鹿野ほか，1989）．差出層下部の礫層に含まれ 江軽石（DMP）に覆われている（三浦， また中部の砂層は淘汰が良い（山陰第四紀研 る礫は，日本海側へ向かって覆瓦状配列をなし， これらの事実から，差海層下部・中部の堆積物は， 究グループ，1969；三位・藤井，1972）． 最終問氷期最盛期頃に海岸の砂州として堆積物したものと考えられる． 最終間氷期から最終氷期にかけては，古砂丘堆積物1（川向砂層）を覆って，さらに厚さ20 m前後の黄灰色風成砂層が堆積した．この風成砂層は，石谷砂層（三位・藤井，1972；三位・ 藤井，1972）または古砂丘堆積物III（三浦，1988）と呼ばれ，最下部に阿蘇IV火山灰（Aso W； 約7∼（9）万年前）を挾在させる厚さ約1mのP一ム層に覆われている（三浦，1988）． このローム紅血上部にはアカホや火山灰（Ah；約6，300年前）が確認されており，これよ り上位は完新世の砂丘堆積物である．これとは別に，出雲砂丘北部の神戸川河口付近の低地に は，延長約5㎞，幅約1㎞以下の完新世の2列の浜堤・砂丘地形が見られる．また，神戸川河 口東方の標高41mに達する砂丘（浜山公園）は，表面は完新世の砂丘堆積物で覆われているが， 沖積層の基底面高度ぱこの周囲で浅くなっており（山内ほか，1988；鹿野ほか，1989），砂丘 の内部に更新世以前の古い地層が埋没している可能性も考えられる． 29 平 井 幸 弘 8．まとめ 研究対象とした海岸平野では，最終問氷期の海岸性∼内湾性の堆積物が，それぞれの平野の 縁辺と砂州部分に分布している．そのため現在の海跡湖の概形や砂州の発達する位置ぱ，最終 間氷期の堆積物からなる地形に強く規制されている．取り上げた7つの海岸平野における，完 新世の砂州の形態的特徴および発達過程は，最終間氷期の堆積物や地形との関連から，以下の 3類型に整理される． 更新世段丘卓越型：三本木原および関東平野北東部では，最終間氷期最盛期の海成堆積物か らなる，標高20∼50mの広い海成段丘面が平野の主要部分を占める．海跡湖の湖盆は，これら の段丘面を刻んだ複数の河谷の合流地点に位置し，湖盆と外海との間にも，最終間氷期の堆積 物からなる標高20m以上，幅3∼5kmの段丘面が存在する． この段丘面の海側の段丘崖下と海跡湖の湖口付近に，幅2∼4㎞，延長10km以上におよぶ完 新世の砂州・砂丘が発達するiこれらの完新世の堆積物下の海面下一10∼一20m付近には，更 新世の堆積物が侵食されて形成された海食台が存在している．完新世最初の砂州は，この海食 台を土台として後氷期の海面上昇にともなって上方に成長しおよそ5，500∼4，500年前に離水し た． 更新世砂州＋完新世砂丘型：オホーツク海沿岸平野中部，津軽平野，八郎潟西・北部の海岸 平野，出雲平野では，最終間氷期の堆積物からなる標高約10∼25mの段丘面が，海岸の完新世 の砂丘下と平野内陸の山麓部に沿って分布する．海岸の更新世堆積物は砂州状の地形を呈し， これを一部覆いその先端に付け加わるように，延長3∼5km，幅数百∼約1km以下の完新世の 砂州が，後氷期の最高海水準期以降湖畔付近に形成された． 更新世砂州埋没型：八郎潟南部および中海周辺では，最終間氷期の海成堆積物からなる広い 段丘面は残されていない．しかし，八郎潟南部の浜堤列平野の部分や，中海の湖盆と外海とを 隔てる弓ケ浜の地下，海面下およそ一10m以深に，最終間氷期最盛期の堆積物からなる砂州状 の高まりが埋没している．完新世の砂州地形は，この高まりの上にほぼ重なるように，後氷期 の海面上昇とともに更新世砂州の最も内陸側の部分で上方に成長し，約5，000∼3，000年前に離 水した． 30 日本における海跡湖の地形発達 第懸章海跡湖周辺の沖積層および沖積層基底地形 本章では，各海岸平野の海跡湖およびその周辺低地における沖積層の基底地形と沖積層の堆 積構造を記述し，海跡湖の湖盆の原形をなす河谷の形態を明らかにする． 沖積層という術語は，日本では従来沖積世（完新世）に形成された地層という年代層序的な 意味と，低地を構成するN値の低い軟弱な地層という意味を持っていた．しかし，おもに1960 年代以降の堆積物の14C年代値を用いた研究の蓄積によって，低地を構成する地層の下部は約 1万年前より古い更新世末期のものであることが明らかになった．そのため現在では，沖積層 という言葉を年代層序的な意味に使うことは不適当であり，本稿では「更新世末期にそれ以前 の地層を切って形成された谷を埋嫁し，低地を構成している一連の堆積物」として沖積層とい う言葉を用いる． 各海岸平野の記載の前に，研究対象地域における一般的な沖積層の層序・層相・堆積年代を 表皿一1に示す．なお，オホーツク海沿岸平野中部では，サロマ湖・能取湖および周辺低地で のまとまったボーリング資料が得られなかったため，南湖の中間に位置し比較的研究が進めら れている常呂川下流低地および網走湖湖底での資料を示した． 表皿一1によると，研究対象地域の沖積層はほぼ共通して約1．1∼1万年前と約5，000年前と を境に，大きく下部層，中部層，上部層の3層準に分けられる．下部層および中・上部層は， その年代と層相からそれぞれ東京低地での七号地層（更新世末期）および有楽町層（完新世） （Shibasaki et a1，1971）に対比される． 沖積下部層の下限については不明な地点が多く，すべての平野で明らかになっているわけで はない．しかし，出雲平野や関東平野北東部，オホーツク海沿岸の網走湖の湖底では，沖積層 最下部に約2．0∼3万年前の14C年代を示す砂礫層（沖積層基底礫層：以下BGと記す）の存 在が確認されている．沖積下部層と同中部層との境には，およそ9，000∼10，000年前の年代を 示す砂礫層が，オホーツク海沿岸平野と出雲平野を除く他の平野で認められる．この砂礫層に 対比される堆積物は，関東平野の古鬼北島や奥東京湾の埋没谷中で明瞭に認められ，完新世基 底礫層（以下HBGと記す）と呼ばれており（Endo et al．，1982；遠藤ほか，1983），本稿でも その名称を用いる． 沖積下部層は，BGとHBGに挟まれるおよそ2万数千年∼約1万年前の堆積物で，海面 下一20∼一40m以深に分布する．砂質堆積物が主体で，泥炭やシルトがはさまれることが多い． 沖積中部層は，およそ10，000年前∼5，000年前にHBGを覆って堆積した貝殻混じりの軟弱 なシルト・粘土層である． 沖積上部層は主として砂からなるが，比較的連続性の良い泥炭やシルト・粘土が介在してい ることが多い．このうち泥炭は，ほぼ共通して沖積上部層最下部（約5，000年前）と同層中央 付近（約2，500∼3，000年前）の2つの層準にはさまれる．前者は，後氷期の海進最盛期直後の 海水面の停滞あるいは低下開始期に，当時の汀線付近や後背湿地に堆積したものと推測される， 後者は，下位層を浅く削った谷を埋めた堆積物であることが，小川原湖南部の七戸川下流低地 （本章第2節）や津軽平野の岩木川下流低地（海津，1976）で確認されている．この層準の泥 炭層は，縄文時代後・晩期から弥生時代中期頃にかけての，いわゆる「弥生の小海退」（井関， 1985）の時期に形成された浅谷の中に堆積したものと考えられる． 31 表皿一1．調査地域における沖積層の層序と層相 Table皿一1． Stratigraphy and sedimentary facies of the alluvium in the studied areas， 年代 逕N前 層序区分 出雲平野 米子平野 hlzumo P． xonago P． 0 一 纒泊w 上部層 斐伊川 飯 上部中層 ② 泥炭 ② 海 シルト 南 部層 砂泥 東 ③ S土 P6 一 @ 泥炭 @ 互層 層 （下限不明） ｻ礫④ シルト 層 ① w ｻ礫② @シルト D ⑤ 泥炭⑥ 島 18 − ① ∼ 部 Vルト @西 @部 @層 泥①② 沖積 D炭 繩咜w 砂泥炭⑥ 沖積 B④⑤ 基底 礫層 一 DAT 砂シルト ① 上部層 S土 ② 泥炭 ③ シルト Vノレト部 沖積 To−Cu 下部 前期泥層 シルト シルト シルト ⑤ 粘土 ⑥ S土 S土層 @ ⑦ ﾝ層 シ・レト⑦ 砂泥⑧ 五所川原 洪積末期 ｻ礫層 ｻ礫層 ^積末期 ｻ泥互層 挾む （下限不明） @ ④ 中部 so−HP 下部 Vルト ﾝ層 ｻ ｻ泥 ⑧ ｻ泥 ﾝ層 ⑨ @ ⑩ （下限不明） 基底 I層 層 22 nkhotsk coastal P． 砂泥炭① （下限不明） Q0 一 ク海沿岸平野 オホーツ ｻ 中部 D炭 ｻ層 三本木原 ranbonngihara ?厓ｻ層 ．三 黶@北 ｺ大 ｺ部層 境港層 P4 @ 泥 シルト 飯田 泊w @ ⑧∼⑩ 砂泥 沖積 下部砂 12 下部泥層 ⑦ 上部 ｻ部 砂 ｼ 部 層 簸川層 10 m。 砂 中部泥層 ⑥ 層 中部層 層 沖積 8 一 9。 @ ③ 十 北条 一 6 津軽平野 ssugaru P． @Nosiro P． 湖 ｻ ∼ ｺ部層 最上部層 ① 田 S 砂 ① 能代平野南部 層 2 − 沖積 中 斐伊川 関東平野北東部 @Kanto P． 砂礫 ⑪ 礫 24 一 砂 櫟 26 y浦礫層 14C年代（○数字） ｻ礫⑦ @ ⑧ ①1050±85 ②2740±90 ③6920±90 ①1540±100 ②3060±100 ③2940±80 ①7780±170 ②9920±230 ③9980±260 AT（Ca22000） ④3850±140 および テフラの推定年代 ①8060±300 ②12240±80 ①2550±220 ①2550二湖 ①840±85 ②1340±115 ③2240±90 To−Cu（Ca5500） ③3920±50 ④10120±180 ④2480±85 To−HP（CalOOOO ④4690±110 ⑤5550±130 ⑤14930±420 ⑤2900±85 ⑥6150±150 ⑥18480±610 ⑦7560±160 ③7980±150 ⑨9200±300 ⑩9820±390 ⑦28400±680 ⑥5290±145 ⑦6650±115 ⑧9050±250 ⑧29910亡ll〔盈 ②2950±70 ∼13000） ⑤5840工鵠1 ⑥11900±100 ⑦8520±120 ⑧9210±ioO ⑨13580±1030 ⑩18070±1530 ⑪19980亡1翻 参 考 文 献 林（1982，1989） 水野ほか（1972） ﾑ・三浦（1986） 蜷ｼ（1987） 池田ほか（1977） 牛島ほか（1962） 牛島ほか（1962） 鈴木（1970） 海津（1983） 涛｡ほか（1983） O位（1966） ｬ田（1987） rakaguchi et． aL（1985） ﾄ藤（1986） 註ﾎ（1990） ｬ貫ほか（1963） C津（1974，1976） ｽ井（末公表） k海開発局（1982） 日本における海跡湖の地形発達 1．オホーツク海沿岸平野中部 オホーツク海沿岸平野中部では，本稿で対象としているサロマ湖や能取湖の湖盆，およびそ の周辺低地におけるボーリング資料が，十分得られなかった．そのため，本地域の沖積層の基 底地形について，地形・地質断面図を示しての議論はできないが，サロマ湖西岸の湧別町の低 湿地では，地下水調査のための電気探査によって，沖積層の下限深度はおよそ30mと報告され ている（伊藤・小原，1956）．また，サロマ湖東方の岐阜台地を隔てた常呂川下流低地では， 沖積層の基底が海面下40数mに認められている（海津，1983）．さらに，網走湖の湖底最深部 のボーリング資料によると，海面下一46．6m以下に，礫径5∼40㎜の円礫を含む厚さ1．9mの 砂礫層が存在し，その直上の貝殻を混在する粘土層の14C年代が，18，070±1530 y．B．P．と報 告されている（北海道開発局，1982）． これらの事実から，サロマ湖や能取湖およびその周辺低地における沖積層の基底地形として， 海面下およそ30∼50mに達する埋没谷が存在すると推測される．しかし，その埋没谷の規模や 正確な位置・方向などについては不明である．ただし，サロマ湖の湖底のうち西側部分の芭露 川河口付近に広がる水深約3mの平坦面や，東部南岸のキムアネップ崎から北方のワッカに延 びる水深約5mの岬状の浅瀬部分は，堆積物との関係などから埋没した更新世の段丘面あるい はその侵食面と推定されている（大島ほか，1966；佐竹，1967；大島，1971；平井，1985）こ とから，上述の埋没谷は，湖盆全体を含むほどの規模ではないと推測される、 一方本地域の沖積層は，常呂川下流低地および網走湖の湖底での資料を参考にすると，下部 より沖積層基底礫層，下部心止互層（ここまでが沖積下部層），中部シルト・粘土層（沖積中 部層），および沖積上部層に分けられる，常呂川下流低地の最も海岸寄りの地点では，下部砂 泥互層はあまり明瞭でなく，基底礫層の上に直接厚さ約20・nの粘土層からなる沖積中部層が堆 積している（海津，1983）．そしてそれを覆う沖積上部層は，厚さ約20mの砂礫層となってい る．これに対し，網走湖の湖底では，沖積層基底礫層の上に厚さ3．Omの下部砂泥互層が認め られ，その上部の14C年代は13，580±1030 y．B．P．である（北海道開発局，1982）．これを覆う 沖積中部層は，厚さ約15mの粘土層で，その上位の沖積上部層はヘドロ混じりの粘土層あるい はヘドPとなっており，粗粒な堆積物は認められない． 2．三本木原 三本木原の小川原湖およびその周辺低地5ヵ所における地形・地質断面図を作成した（図皿 一1，III−2）．小川原湖の南部に流入する七戸川と砂土路川の河口付近では，海面下一40∼ 一45m，同一30 m前後，同一10∼一15mの3つの鋸盤に砂礫層をともなう埋没谷が認められる （図皿一2，A−At）．このうち最深部の砂礫層は一連の谷埋め堆積物の基底をなしており， いわゆる沖積層基底礫層（BG）に相当する．一方海面下一10∼一15 rnの礫層直上には，埋没 ローム層と思われる厚さ1∼2皿の黄茶褐色シルトや腐植土層が見られ，また海面下一30m前 後の礫層直上にも一部に腐植土層が認められる．これらの両三準の砂礫層は，その分布状況や その直上の堆積物の特徴から，河成の埋没段丘礫層と推定される， 七戸川やその南の奥入瀬川沿いには，最終間氷期の海成面である高館面より新しい何段かの 河成段丘面が発達している．それらば七戸川沿いで，七戸面，三本木面の2面に，奥入瀬川沿 33 平 井 幸 弘 いで柴山面，七戸面，三本 木面の3面に区分されてい る（宮内，1985）．このう ち七戸面はおもに大不動火 砕流堆積物（OPfl）からな る堆積面で，その形成時期 は14C年代からおよそ25， 000年前頃とされる（宮内， 正985）．上述のA−A’断面 で認められる下位の埋没段 丘礫層には，粒径3∼30㎜ の軽石が多く混入してお り，その層相から上流側の 七戸面に対比可能である． 上位の埋没段丘について は，ボーリング資料が限ら れるために詳細は不明であ るが，上に述べた下位の段 丘面との関係から，約5∼ 7万年前に形成された柴山 面（宮内，1985）に対比さ れる可能性がある． 小川原湖の湖盆中央部で は，沖積層の最深部の基底 一」一SOk・懸1［コ・匿ヨ・［＝］・□・ Fig．皿一1． Locations of the geologic sections（Fig．皿一2）around 地形や上述の埋没段丘の詳 Lake Ogawara． 細は不明であるが，少なく とも深度一30m以上に達す 1． hill and mountain， 2． Late Pleistocene fluvial terrace， 3． Late Pleistocene marine terrace， 4． Holocene sand dune， 5． Holocene lowland る幅2∼3kmの谷地形が認 められる（図専一2，B− 図皿一1．小川原湖周辺における地質断面図（図皿一2）の位置図 1．丘陵・山地，2．更新世後期の河成段丘， 3，更新世後期の海成段丘，4．完新世の砂丘， B’）． 5．沖積低地 小川原湖北部の湖口付近 では，海面応需一70mにBGが，同一40m前後に段丘礫層およびそれを覆うローム層が認め られ，沖積層基底地形は全体として幅約2㎞の埋没谷となっている（同，C−C’， D−D’）． 海面下一40m前後の埋没段丘面は，埋没深度や段丘堆積物中に軽石が含まれることから， A− A’断面で認められる下位の埋没段丘面に連続すると考えられる．また埋没谷の肩の海面下一 10m前後に認められる平坦面は，埋没深度や広がりから後氷期の海進期に形成された海食台の 一部と推定される．湖口付近に発達する完新世の砂州地形は，この海食台のほぼ上方に位置し ている． 次に本地域の沖積層の堆積構造について述べる．七戸川・砂土路川河口付近にみられる沖積 層下部の海面下一20∼一30mには，粒径2∼10㎜（最大20㎜）の軽石を多量に含むN値10以下 34 日本における海跡湖の地形発達 で，有機物をはさむ厚さ5∼9mの褐色∼暗灰色砂層が認められる．この砂層ぱ，その層相か ら七戸川上流域に厚さ最大50∼IOOcmで分布する八戸火山灰（To−HP：約10，000∼13，000年 前；町田，1987）または八戸火砕流（To−HPf1：同上）およびその二次堆積物と考えられる （図II［一2， A−A’ではTo−HPfl’として示した）．湖口付近でぱこのTo−HPfl’の堆積物に 対比可能な地層が不明瞭なため，沖積下部層と同中部層との境界ははっきりしない．しかし， 海面下一55m以深ではN値20∼30の腐植物混じりの砂層・シルト層が卓越し，それ以浅ではN 値10以下の貝殻混じりのシルト・粘土層となることから，図皿一3，E−E’ではこの層準を 両層の境とした． To−HPfl’を覆う厚さ10∼20 mの貝殻混じりのシルト・粘土層中（沖積中部層）には，粒径 2∼10㎜の軽石を多量に含む凡慮が認められ，湖底では厚さ約15cmの層をなす．この軽石は， はさまれる層準と層相から約5，500年前（町田，1987）に噴出した十和田火山の中抵火山灰 （To−Cu）（大池，1972；中川ほか，1972；早川，！983）に対比される． 貝殻混じりのシルト・粘土層の上位には，これを一部侵食した浅い谷が認められ，それを埋 めるように有機物混じりのシルト層が堆積し，さらに厚さ約5mの砂層が覆っている．砂土巨 川河口地下で浅い谷を埋めているシルト層最下部の腐植物の14C年代値は，2，550±220 yBP （GaK：一10685）（平井，未公表）であった． 以上のテフラや腐植物の14C年代を参考にすると，本地域の沖積層のうち，更新世末期の沖 積下部層は最下流出ではBGの谷の中に限られ，中・上流部では最終氷期後期の河成段丘面 を覆っている．これに対し沖積中部層は，幅2∼3kmの埋没谷の中に厚さ約10mから最大約30 mで堆積している．この層は下流の湯口付近で最も厚く，．その上部が海側から内陸側に向かう くさび状の砂質堆積物となっていることが特徴的である．約5，500年前に噴出した中隔火山灰 （To−Cu）の層準に注目すると，この時期より少し前から，海岸付近の海食台のほぼ上方に砂 州が形成され，内陸側には細粒のシルト・粘土が堆積するような閉鎖的な内湾環境が出現した と推定される（図幅一2，C−C’， D−D’， E−Et）． 沖積上部層は，羽口付近では厚さ20∼30mの貝殻および礫径1cm以下の円礫混じりの細砂層 となっているが，湖盆部分では厚さ約10mの，下部が貝殻混じり上部が腐植物混じりの粘土層 となっている．このような層相の水平的変化は，湖口付近では海温から砂質堆積物が供給され， 堆積体が上方かつ内陸側に成長し，それより内陸側の湖盆部分では，海馬からの砂質堆積物は 届かずもっぱら細粒物質が堆積したことを示唆している．また，流入河川の河口付近では，貝 殻混じりのシルト・粘土層は薄く（厚さ約5m以下），これを一一部侵食して厚さ約10mの河成 の有機物混じりシルト層および砂層が覆っている． なお小川原湖の湖底下の沖積層の基底をなす谷地形は，現在までの間およそ半分程度しか埋 積されていない．そのため，湖盆形態は沖積層基底地形を反映し，最大水深が24．Omと日本の 海跡湖の中で最も大きく，湖棚崖から続く湖底斜面が顕著で湖底平原もほとんど発達していな い． 35 平 井 幸 弘 m 20 o 255e±220yBP 一20 一40 20 P 1 LOgawara 。↓ 1 −LvJ一． ﹂ お −roG TD−Cu ＼牙＝一θ一一メ’ 、鼻㌧、＝一タマご「一一 一、。」 〇 ㎜m m℃ 一 タ 一 一 o o ム ∂ 一￡’． 二ニー一 だこ・1 』 ， 一 タ 夕 ． 。 一ro 9 6 0 糧’一㌃｛＝ 一一難餐， 些一一 To−C旧一 グ． ^＿一＿タ @ 寒 P 一ua 一 一 一 ： ご 一60 ρ 障“ 匠 一 、工隔一ま h 一巳鵬 1000怖 享 0 一 Fig．皿一2． Geologic sections of the alluvium around Lake Ogawara 1． Pleistocene deposits， 2． sand and gravel， 3． sand， 図皿一2．小川原湖周辺における沖積層の地質断面図（位置は図皿一1） 1、更新世の堆積物，2．砂礫，3．砂，4．シルト・粘土， 3．津軽平野 津軽平野では沖積層基底地形に関する新たな資料が得られなかったが，すでに小貫ほか （1963）や海津（1976）によって沖積面下に2段の埋没段丘の存在が確認されている． 下位の埋没段丘面は，十三湖の湖口から約20∼30km上流の木造町付近の海面下一20∼一25 m に広がっていることが確認されており，陰面と呼ばれる（海津，1976）．林面は，深度一40ユn 以上に達する岩木川埋没谷（幅約2∼3km）と山田川埋没谷（幅約500 m）によって切られ， 両埋没谷は下流の十三湖南方で合流して，深さ一60m以上，幅2∼3㎞のひとつの埋没谷とな る、林面が，岩木川の下刻中に形成された河岸段丘か，海進期中における一時的な海退期に形 成された面かについては不明である（海津，1976）． 36 日本における海跡湖の地形発達 胸 m o と o 20一 7 dder〔Lπ押脚gαd鵬 一一 タ 一 一 夢 ＝＿一 − 一一 ﾕ ワ搬、 H 『一 一 −＝： ∂ 一一一 ﾞタ．・、 一﹃二 _一 ♪タ ︳一 一 〃 一 タ @ タ 〃 戟@・ 汐 ρ タ ’ 鑑一 一 鱈ピ 望θ θ一’ 一20一 一 ，r’、 汐 ^ ■ 、 ’＼ 、 U 」 嚇 ゴ ／・ θ 6 タ 汐で﹃ L r 一 譲り” @▽ ﾂ タ 一 ▽ LO㈹a o一 一 一 @『 @ タ 一 をド♂ Sadoro R． 一 ぬα存0 d θ θ θ ρ θ ﾆ一’へ， 噛 ・＝． 一 一 一 1’、 調煮讐 、 、 一 亀 一 ＝ ク聚 ?@ 一 一 、こごこここ∼ 、 gPfセ＼艮 鼈黶 一as 一 一 、 @一一 A ｱ」こ㌦∼＿∼＿ @ 、 聰 一 @一 ∼ ∼ 「 x ∴黶 一 一50 @一 一 一一 @ θ 一『『一…尋L＝．く乏 鼈黶 一『 Qこ＝ 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平野北部の十三湖付近では，この堆積物を含むおもに細砂からなる厚さ約30mの沖積中部層 下半部が，厚く堆積しているのが特徴的である．沖積層の堆積場という視点から見ると，津軽 平野では最終氷期後半における河谷形成後から後氷期の海進開始期までに，上流から多量の堆 積物の供給があって上述の埋没谷の谷底がかさ上げされている．そのため，現在の十三湖の湖 盆が非常に狭く浅く．なっている（湖盆底の最大深度一L．5m）と解釈でぎる． 沖積中部層上半部は，厚さ10∼20mのシルト・粘土層で，木造町・五所川原市以北の平野全 域で低地の幅いっぱいに広がって堆積している。木造・五所川原地域におけるこの地層は，海 水の影響が弱く河川水の影響の強い潟湖の汀線付近の環境で堆積したと考えられている（海津， 1976）． 4．八郎潟周辺平野 八郎潟周辺平野では資料が制約されるため，沖積層の基底地形および沖積層の堆積構造につ いて，現在のところ他の地域と同じように詳細な議論ができない．しかしながら，八郎潟北西 部の砂丘地帯および八郎潟南部の完新世浜堤列のそれぞれのすぐ内陸側の地下には，肉南2 km， 海面下一5∼一15mの砂州状の高まりが存在している（第Ir章第4節参照）．さらにそれぞれ の砂州状の高まりの内陸側には，沖積層の基底をなす潟西層の南北方向の谷地形が認められる （藤岡，1965）．藤岡（1965）の地質断面図によると，埋没谷の最大深度は海面下一55mに達 するが，谷の東側には深度一10∼一20mの平坦面の存在が推定される．詳細は不明であるが， ここでは深度一50m以上の深い谷の部分は限られ，比較的広い埋没砂州や埋没段丘面が沖積層 基底地形の大部分を占めていると推定される． 5．関東平野北東部 関東平野北東部の霞ヶ浦・北浦およびその下流低地6ヶ所（図皿一3，皿一4）における地 質断面図を作成した．霞ヶ浦および北浦の湖底では，それぞれ海面下一40ん一50m，同一15∼ 一25mと，さらに霞ヶ浦の海面下一5∼一15mの，合わせて3層準の砂礫層が識別できる（図 皿一4，A−A’， B−B’）．このうち海面下一40∼一50 mの砂礫層がBGで，幅約1km以下 の深く狭い谷底に堆積している．上位の2つの層準の砂礫層は埋没段丘砂礫層で，この砂礫層 がつくる埋没深度一5∼一10mおよび同一15m前後の2段の段丘面が，霞ヶ浦・北浦地域にお ける沖積層基底地形の大部分をなす． 霞ヶ浦湖底の2段目埋没段丘面は，それぞれ上流の桜川低地の埋没段丘面に連続する．その うち上位面は赤木火山の鹿沼軽石（Ak−KP；31，000年∼32，000年前：町田・新井，1992）よ り上位の立川ローム層をのせる（遠藤ほか，1983）．下位面は，姶良火山灰（AT；約22，000 年∼（25， OOO年）前：町田・新井，1992）の下位20cmより上位の立川ローム層をのせ，その構 成砂礫層（土浦礫層）中の材の14C年代は，28，400±680 yBP （鈴木ほか，1981），29，910 38 日本における海跡湖の地形発達 tl198 yBP （池田ほか，1977）が得られている．これらの埋没段丘面を構成する礫層の礫種 は，現在の桜川上流に広く分布する花嵩岩をほとんど含まず，砂岩・凝灰岩・安山岩などの鬼 怒川系の礫からなる（池田ほか，1977；鈴木ほか，1981；遠藤ほか，1983）．すなわち，霞ヶ 浦湖底の埋没段丘面は，約3．2∼2．8万年前の問（立川期）に鬼怒川が桜川低地を経て霞ヶ浦地 域を流下して形成された幅広い谷底面である．なおBGには，鬼怒川系の礫は含まれていな いことから，BG堆積期には鬼怒川は流路を小貝川低地以西に移し，霞ヶ浦地域では立川期 の河床が下流側から狭く深く切り込まれ段丘化したと推定される． 一方，霞ヶ浦・北浦下流の鹿島台地南端と小見川町背後の下総台地とを結ぶ低地では，両台 地よりにそれぞれ幅約1km以下，最大深度一40∼一60 mの埋没谷が認められる（目皿一4， C −C’）．両埋没谷の間は，ボーリング資料が少なく詳細は不明であるが，新藤・前野（1982） 十 の霞ヶ浦周辺低地の沖積層基底面等深線図を参考にすると，深度一10∼一20mの比較的浅い段 丘状の地形が埋没していると 。 推測される． 本地域の沖積層のうち更新 世末期の沖積下部層と同中部 層下半部は，狭く深いBG の谷の中に限って分布する． 沖積中部層上半部以上の地層 却 は，おもに深度一5∼一15 rn 以前の立川期に形成された段 し． Kasumigaura 丘面や完新世の海進期に形成 L． Kitaura された海食台の上に，層厚約 5∼10mで薄く広がるように C＆ NL． ．Sotonasakaura D pl・ Tone B；・ 堆積している． 沖積層基底地形の大部分 が，海面下一5∼一15mに広 魅 無 c がる立川期の段丘面である霞 勢 ユ鐙 ヶ浦・北浦では，この段丘面 を覆って細粒のシルト・粘土 層からなる沖積中部層上半部 鵜 および同上油層が広く水平に 堆積している。そのため，両 三では面積に比して最大深度 OL⊥」o・・薗1□・□・口・□・ Fig．皿一3． Locations of the geologic sections （Fig．皿一4．）around がそれぞれ海面下一6．Om， Lake Kasumigaura． 同一7．Omと小さく，湖底平 原が極めて良く発達している 1． hill and mountain， 2． Late Pleistocene marine と考えられる． terrace， 3． Late Pleistocene fluvial terrace， 4． Holocene sand ridge and dune， 5． Holocene lowland 図皿一3，霞ヶ浦周辺における地質断面図（図皿一4）の位置図 鹿島台地より南の鹿島灘に 1．丘陵・山地，2．更新世後期の海成段丘，3．更新世 後期の河成段丘，4．完新世の浜堤および砂丘，5．沖積 面する鹿島低地では，更新世 低地 中期の地蔵堂層および笠森層 39 平 井 幸 弘 B B m mじ 2 ＾∴1 @ @ げ、20 @ A @ L血Sσm’gau旧 ､ ／∴羅 ． 、 黶D ＿ ．『 一＿ ＿ ＿ コ ． 一 「「 7 一 国 o 灘饗職灘藏嚢画一 蟹饗一二 一ro 一ee @ 驚 ’ 濃 釣忍 壕こゼ＝：く母 ・軍∴・←一B6 0一。Om 一40 o ．．一 一ua 欄層 C m 繁 20 i”／ L，Sotonasakaura Tone R． コ ゾ∫ タ e 署 θ ニ愚書筆享『4b． ノで錠 タ ，、 ．汐 ︷タ ．ご．∫f’： di O 1000m @一 4− T 、赫 総：馬． ・’乎・tt「e 一20 ．β︸ @ ノ ” ・三 b’ 9鳶 〃︸ 一40 e 一 ’f’t”’ 一ター E 一」 L． 7 11，Xli’一r’？（一BG ノノ O 1coOm ＝ 一〇〇一一 ’ D’ o u里 迎 、 ，y㌃ ㌔一一」 一 @ 「P一’ @ o ． ． o bS0 9 ■ 9 @●． T鷺蝶 f歓灘 ，﹃￡。 ﾔ館亭．11離 ・＼ ．L’ ：・。 ．．，こ ◎ ． @ ・ 売 ￨ ■ O 、− @− 一 一． ㌔ ． ．幅． 3； @ 曇曽60m ．．． A三’．副駆．隔 一 霧・．．・．＿F． ． @0 ．・・ 黶著W＝．．．・謹・．一 司を AミP4∫二・．’ r −」T． ， @ Um ・u，’， 一響 @● ． ， D 緊 @ ・． ’”・∫・＝・．・’臥 ・u @ 署一 ■ 7 7 o． 一…一；」 ＝一 E’ 噂 ● ． 1き。＝ ．…1 こ u奪：巳薦；譲三訊翫 @ ［ ?蛛u鴇 酵 ． ￨20 t・ Di’撫詩 ?@ L 馳と，．． M 易 o 弓 ﾔ・．汀認㌃ P帆 ， τ @6 u ￨20 u 曾 ≡ o Kasumigaura．（10cations are @ 執こ窯 」 「 ∴難隷ii讃ギ脚’ E40 言i「。瑠岨へ㍉”i’．響’・ C60 shown in the Fig．皿一3）． 1．Pleistocene deposits， 2．sand and grave1， 3．sand， 4． silt and clay， 5．leam，6． she11， F’ 堰B肛’ o 普@ 一 ノ L 、、Nこ「 ガ1 毒 U ． 自 r き・・趣 @欝燃購 r @ 扇惇’．、 隅一 e鴇；二．．一． 楓層㌧ズ ℃ い「 ℃ @ 「 ℃ ト @ ∵蝋．．■㌦、噛’…． @ r 乳 1983；D−D’， E−E「 F−F「：after Kikuchi，1968） @ ℃二日 一 11』 T 1 @ Q l ． ， @ 2 3 4km （A−A’：after Endo et al， 図皿一4 ．霞ヶ浦周辺における沖積層の地 ‘9 D 、 @’ Vしじ 一60 m ｫ難融 c，、∵馳 @● ， ， ， E40 7．plant remains ．一． ∫＝’曜 ， ・， ． ， o ’“ ｣20一 二．二一司著を．一 降 @ ＝ @ ； rU ゴ @0 ≡ Fig．M−4． Geologic sections of the alluvium around Lake @ ．し @ 験 イ無∫． □1圃・□・Eヨ・㎜・θ・if・7 質断面図（位置は図皿一3） 1．更新世の堆積物，2．砂礫， 3．砂，4．シルト・粘土， 5．ローム，6．貝殻， 7．植物遺体 （A−A’：遠藤ほか，1983； D−D「 E−E’ F−F「： リ タ 菊池，1968より編集） 40 日本における海跡湖の地形発達 からなる起伏をもった地形が沖積層の基底となっている．本低地における沖積下部層の基底面 等高線図（菊地，1968；Kikuchi，1969；菊地，1988 a）によると，北浦から三門逆浦を通っ て南へ延びる谷と，四神の池から南そしてさらに南東方向に深度一50m以上に達する深い谷地 形が認められる．この2ヶ所の深い谷地形の間は北の鹿島台地から張り出したように，深度約 一20mの平坦面となっており，その上に完新世の砂州（帯芝砂州）が発達している（図心一4， F−F’）． 完新世の海進期から最高位海水準期にかけて，霞ヶ浦・北浦，利根川および鬼怒川の下流低 地には「古鬼怒湾」が広がっていた（遠藤ほか，1983）．その湾口部にあたる鹿島低地では， この時期（約8，000∼4，000年前）に堆積体が上方に成長しバリアーが形成されたと考えられて いる（斉藤，1986，1987；鈴木・斉藤，1987；斉藤ほか，1990）．そしてその内陸側の堆積物 は，南側の鹿島低地側で厚く粗粒であることから，霞ヶ浦の南部地域では鹿島地域に形成され たバリアーの潮流口を通じて上げ潮潮汐三角州が発達していたと推定されている（斉藤ほか， 1983）．鹿島低地の砂州地形は約5，500年前に離水しており，約4，000年前以降は海側から内陸 側への堆積物の供給はほとんど行われていない（斉藤，1986；鈴木・斉藤，1987；斉藤ほか， 1990）． 6．米子平野 中海湖底下の堆積層の音波反射記録（午下一5；三梨ほか，1986，1987三梨・徳岡編1988） A パ oee ee o e e g pm e op gee ↓湖底 o Asr””一’x一一．．Al． le A3 ム4 A5 B2 C 20 30 Dl B4 40 D2 撃 Bl D： ．c’ ・庭薦． ・鋤 rJom o 1 3km 2 ge egeeeeeee B Bl D 博「・ B3 D B忌3 B4 o le 20 へ麟耀 D 30 40 50m 3 2 o pt ＠eeeee re o ↓湖底 B2 B3 一 As As Bl A BI ’A A5 B’ 4 rJ km Fig．皿一5． Echo−sounding records at the bottom of Lake Nakaumi（after Mitsunashi and Tokuoka edi．， 1988）． A： Nakaumi formation， Bl and B2： Yasugi formation， B3 and B4： Yumigahama formation， D：Neogene 図七一5．中海の湖底における音響記録（三梨・徳岡編，1988より） A・A1∼A5：中海層， B1・B2：安来層， B3・B4：弓ヶ浜田， D：新第三紀層 41 平 井 幸 弘 によると，基盤の新第三紀層の凹地を最終間氷期最盛期頃の弓ケ浜層（B3・B4）が最大層 厚14mで下積している．その上位に整；合的に，最終氷期の堆積物である安来層（B 1・B2） が厚さ約10mほど堆積し，海面下一15∼一20mの平坦面をつくっている．安来層は，下位から 順に砂質の軽石層，腐植質粘土および泥炭層，火山灰質粘土層からなるが，下部の軽石層は， 重鉱物組成から大山倉吉軽石層（DKP：約4．3∼5．5万年前；町田・新井，1992）であること が明らかにされている（正岡，1972）．また安来層中部に淀まれる泥炭の14C年代は；下部が 29，100±l188 yBP（GaK−2270）で，上部が32，800 yBP＜（GaK−2269）である（水野ほか，1970）． 安来層は，中海湖底下では比較的よく認識できるが，弓ケ浜砂州地下のボーリング資料では識 別し難い．腐植質粘土層および泥炭層からなる安来層の中間部は，主として中海地域に堆積し， 砂州状の高まりになっていた弓ケ浜地域には，もともとあまり堆積しなかったと考えられる． 沖積層基底地形は，その大部分が安来層のつくるほぼ平坦な地形面で，部分的に幅100∼200 m，深さ10m以下，最深部が海面下一20∼一25mの小規模な谷地形が認められる．完新統の中 海層（A1∼A 5）はこの谷地形を埋め，安来層の上に厚さ約10mほど堆積している．中海層 は軟弱泥沼からなり，最下部の14C年代は，7，980±150 yBP （GaK−3226；一18，6∼一18．8 m）， 8，950±200 yBp （GaK一 3225 ； 一19．6’x・m19・7m）， 8，350±150 yBP （GaK一 1125 ； 一19．97∼一20．27m）等を示す（水野ほか，1970，1972）．これらの年代値から約8，000∼ 9，000年前には，中海に海水が侵入したと推定される．弓ケ浜地域での沖積層最下部の年代ば 得られていないが，地質断面図（図皿一14）を参考にすると，弓ケ浜地域でもほぼその頃に三 保訳出で堆積が始まり，後氷期の海進にともなって西方（中海側）かつ上方へ堆積体が成長し たと推定される． 中海に注ぐ飯梨川や大橋川，意宇川の河口沖では，幅数百∼1㎞，最深部が海面下一20∼一30 mの谷地形が認められる（建設省計画局・鳥取県・島根県，1967；林・正出，1987）．また弓 ケ浜半島の南部では，中海側1こ向かって複数の小規模な谷地形（忌数百m以下，最深部は海面 下一10∼一20m）が見られる．これらの谷地形は上述の安来層を刻んだ埋没谷とともに，最終 的には中海北東部の米子空港付近から小篠津町・新屋町付近の地下に認められる幅約1km，最 深部が海面下面一30mの埋没谷（建設省計画局・鳥取県・島根県，1967）に合流し，ここから 三保湾へぬける． 本地域の沖積層のうち，沖積下部層（境港層）は，弓ケ浜半島先端付近に存在する最深部が 海面下一50m馬丁に達する谷の谷底付近に限って分布し，そのほかの所では沖積中部・同上部 層（中海層）が薄く広がっている（水野ほか，1972；大西，1987）． 7．出雲平野 出雲平野東部の宍道湖湖底の音波反射記録（図皿一6；三二ほか，1988；三論・徳岡編， 1988）によると，基盤の新第三紀層（T）がっくる海面下心一20mの幅広い盆地状の凹地を埋 毒するように，厚さ約5∼10mの安来層（S2， S 2 a， b， c）がほぼ水平に堆積している． 宍道湖湖底下の沖積層基底地形の大部分は，この安来層からなる海面病訴一15∼一20mの平坦 な堆積面であり，部分的に面面100∼200m，深さ10m以下の小規模な谷が認められる．湖岸付 近の海面下一3∼一IOmには，基盤岩の平坦面が認められ，これは直接中海層上部のシルト・ 粘土層に覆われていることから，後氷期の海進期に形成された海食台または波食棚と推定され 42 日本における海跡湖の地形発達 Cノ ⑪⑩＄＄⑦⑥嬢④φ3⑱・⑱￠ コ o ↓湖底 B鷲 ・薬罫 一一一一 Sl S1 ’『ゴ IO 20 30 40 50m D ，1 II』’1’ o’1 2 ・た・ 購 a＠ o ap e．s o＠ ＠ ＠o ＠ ＠o ＠eo oe e o e e g’ 0 ．”L−L ↓湖底 勾 T T ］ e 騨 10 T 20 30 ，；0 50m 3 2 r） km Fig． M 一6． Echo−sounding records at the bottom of Lake Shinji （after Mitsunashi and Tokuoka edi．， 1888）． Sl： Nakaumi formation， S2 （S2a and S2b）：Yasugi formation， T： Neogene 図工一6．宍道湖の湖底における音響記録（三梨・徳岡編，ユ988より） S1：中海層， S 2・S2a・S2b・S2c：安来層， T：新第三紀層 る． 沖積上部層（中海層：S1）は安来層を刻む小規模な谷を埋めて，安来層の平坦面の上位に 厚さ10∼15mで堆積している．宍道湖湖底下の沖積中部層のうち，高鍼∼真鍼水域にすむ貝類 を含むのは同引上野洲（簸川層の最上部）に限られ，そのほかの層準は中郷∼低触汽水種によ って特徴づけられる（水野ほか，1972；大西，1987）．同じく宍道湖湖心における沖積中部層 上半部（約7，500∼5，500年前）のボーリング資料の有孔虫群集の解析によると，その上部にの み内湾の湾口部から湾奥部に広く分布する種を中心とする群集が認められ，下部では湾奥秘の 陸水の流入の多い汽水域を中心に分布する種がほとんどである（前本ほか，1988）．すなわち， 本地域の沖積中部層は一部分を除いて，かなり閉塞的な環境下で堆積したものと推測される． 一方出雲平野西部の斐伊川下流低地では，ほぼ東から西方に向かう証約1k皿，最深部が海面 下一30m（宍道湖西岸）から同一80m（大社湾沿岸）に達する深い埋没谷が認められ，その谷 底にはBGが堆積している（小畑，1967；林，1982；大西，1987；山内ほか，1988）．この埋 没谷下流右岸（平野北部）は，北側の山地から連続する基盤岩の急斜面となっているが，左岸 （平野南部）の地下には，海面下一10∼一20mの深さの平坦面が広く分布し（山内ほか，1988）， 山麓に近い部分には海面下一3∼一10mの基盤岩からなる平坦面も見られる（小畑，1967）． このうち出雲市今市付近の海面下一10∼一20 mの深さの平坦面は，弓ケ浜層の上部泥層の堆 積面（一部侵食されている）である．そしておもに平野南部と東部にみられる海面下一15m∼ 一25mの平坦面は，厚さ約5mの安来層がつくる埋没段丘面と推定されている（山内ほか， 1988）． すなわち出雲平野東部の斐伊川，神戸川の河成低地における沖積層基底地形の大部分は，海 43 平 井 幸 弘 面下一10∼一25mに分布する最終間氷期から最終氷期にかけて形成された海成または河成面で ある．そしてこれらの地形面は，BGを堆積させている最深部が海面下一30∼一80 mに達す る幅1㎞以下の深く狭い谷によって開析され段丘化している． 出雲平野西部の沖積層のうち，沖積下部層および沖積中部層下半部は，BGを堆積させて いる幅の狭い谷中に限られる．沖積中部層上半部以上の地層は，上述の埋没段丘を広く覆って 低地全体に堆積している． 8．まとめ 研究対象とした海岸平野の海跡湖およびその周辺低地では，最終氷期後期（関東平野での立 川期にほぼ相当）に形成された埋没谷や地形面が，沖積層の基底地形の大部分をなしている． 沖積層の基底地形には，大別して以下の2つの型が認められ，その違いは各海跡湖における湖 盆の埋積過程や現在の湖盆形態に反映している． すなおち，三本木原，津軽平野における沖積層の基底地形は，全体として幅約2∼3㎞，谷 底が最大海面下一30∼一70mに達する断面の大きな埋没谷となっている．埋没谷の最深部には， 沖積層基底礫層（BG）が幅約1k皿以下で堆積し，海面下一30∼一40 m付近にぱ立川期に形成 された河成段丘面が認められる．三本木原の小川原湖や津軽平野の十三湖の湖底下では，厚さ 約20∼25mの沖積中部層および同上部層がBGの谷を埋積し，さらに立川期の段丘面を覆っ て堆積している．現在の小川原湖では，沖積層は埋没谷断面のおよそ半分程度しか山積してお らず，湖盆最深部は水深20m前後と比較的大きく，湖棚棚から続く湖底斜面が顕著で，湖底平 原はほとんど発達していない．これに対し十三湖では，最終氷期後半の河谷形成後から後氷期 の海進開始期までに，上流からの多量の堆積物の供給によって，上述の埋没谷の谷底がかなり 埋積され，現在の湖盆は非常に浅くなっている． 一方，関東平野北東部，八郎潟周辺平野，米子平野，出雲平野における沖積層基底地形は， 大部分が海面下一5∼一20mに広がる立川期に形成された埋没河成段丘面である． BGを堆 積させている谷は，この段丘面を最大海面下一 40∼一50mまで刻んでいるが，幅はおよそ1㎞ 以下と狭い．これらの平野に分布する海跡湖の湖底下では，沖積下部層および同中部層下半部 はBGの谷の中に堆積し，沖積中部層上半部および沖積上部層が，立川期の河成段丘面上を厚 さ5∼10mで，覆い尽くすように堆積している．そのため，現在の海跡湖の湖盆はいずれも浅 く，湖底平原がよく発達し，最深部でも水深は約6∼8mしかない． 44 日本における海跡湖の地形発達 第N章 海跡湖の湖岸・湖底地形 第lr章で述べたように，各海岸平野の海岸部では，後氷期の海進最盛期頃（約6，000∼5，000 年前）に，更新世の堆積物からなる地形を核または土台として，完新世の砂州地形が形成され た．これにともなって，砂州背後のかつて最終氷期後期に河谷が形成され，後氷期海進期に内 湾となった部分は，外海と隔てられて海跡湖の「湖盆」となった．本章では，完新世の砂州形 成後の「湖盆」への堆積物の供給，および「湖盆」の埋積過程を明らかにするために，海跡湖 の湖岸段丘および湖棚，流入河川の河口に広がる河成三角州および湖口付近の潮汐三角州，湖 盆中央の湖底平原の構造と発達過程について記述する． 湖底地形の調査では，国土地理院発行の1万分の1湖沼図を利用し，各地主面の現湖水面か らの水深，傾斜変換線堆積物等に注目して微地形を分類した（大矢ほか，1982，1984，1985， 1987）．一部の湖沼では，沿岸帯数ヵ所でハンドレベルによる湖底地形の断面測量，および音 響測深機を利用した湖底地形の詳細な地形断面図を作成した．また，その測線上で堆積物を採 取して粒度分析・鉱物分析をおこない，堆積物の特徴を明らかにした． 1．湖岸段丘および湖棚 海跡湖の湖盆をとりまく山地・丘陵，または更新世段丘の段丘崖と現湖岸線との間には，忌 詞の砂浜や湖岸湿地のほか，標高2∼5mと標高1∼3．5mの2段の湖岸段丘が形成されてい ることが多い．また湖岸の水深数m以浅には，幅広い湖棚が発達している．この湖棚もまた， 水深，底質，平面形態，分布状態などから2段に区分される．このうち本稿では，高位の湖面 段丘を湖岸段丘工，低位のものを湖岸段丘■，そして湖岸に近い水深の小さい湖棚を湖棚1， 表］V−1．海跡湖の湖岸段丘面の標高および湖棚の深度 Table N−1． Altitude of lacustrine terraces and depth of littoral shelves at the lagoons in Japan． 一 面積 平均湖水位 最大水深 i姉） iT．P．m） iT．P．一m） 湖岸段丘（T．P．m） 皿 名 称 @1 湖 棚 （TPrm） @1 文 献 @ ∬ サロマ湖 151．6 0．0 19．0 3∼5 2∼3 0．4∼0．5 1．6∼2．5 平井（1987a） 能取湖 網走湖 57．9 0．11 23．1 2．5∼4．1 2．0∼3．6 0．1∼1．6 2．6∼3．6 大矢・平井（1983） 34．1 0．40 16．1 1．3∼1．8 0．8∼L9 0．4∼1．4 1．7∼2．7 小川原湖 62．3 0．56 24．1 1．0∼1．5 0．5∼1．5 2．0∼2．5 平井（1983） 十三湖 八郎潟 霞ケ浦 20．6 0．0 1．5 3∼4 3∼5 1．5∼2．5 0．0∼0．5 ｝ 海津（1976） 220．4 0．0 4．7 4．5 3．5 0．0∼1．0 2．0∼2．5 籠瀬（1979，1980） 167．7 0．16 6．0 1∼2 0．5∼2．0 2．0∼3．5 平井（1989） 36．1 0．16 7．0 4∼6 4∼6 1．5∼2．6 0．5∼1．5 1．5∼2．5 大矢ほか（1986） 97．7 0．0 8．0 2．0∼3，5 2．0 0．5∼2．0 2．0∼3．5 境港市史（？） 79．7 0．0 5．6 3．9∼4．3 2．1∼2．3 0．5∼1。5 1．5∼3．5 島根県教委（1987） 北 浦 中 海 宍道湖 〃 一 ㈹ 面積は理科年表（1989）による．ただし，八郎潟は干拓前の面積． 湖水位は現地の水位観測資料および理科年表（1989）． 最：大水深は1万分の1湖沼図（国土地理院発行）から湖底平原の最深部の値を読みとった． 湖岸段丘の標高は現地調査および右覧の文献による． 湖棚の水深は現地調査および1万分の1湖沼図からの読図による． 45 平 井 幸 弘 沖合いのものを湖棚］1と呼ぶ． これらの湖岸段丘や湖棚をつくっている沖積層の基底は，海面下一5∼一20m付近に広がる 平坦な地形面である．これらの平坦面は，最終氷期後期に形成された河成段丘面，または後氷 期の海進期につくられた海食台や波食棚である（第皿章）．すなわち，海跡湖の湖岸段丘や湖 棚は，過去に形成された平坦面を土台としてその上に形成されたものである．また背後の段丘 崖も，基本的には最終氷期後期に形成された河谷の谷壁，あるいは後氷期の海進期に形成され た海食崖で，それらが湖岸段丘1の離水時までに一部修飾・変形された地形である．したがっ て，後氷期海進最盛期以降，背後の更新世段丘の段丘崖が侵食されて，直接湖盆へ供給された の堆積物の量はそれほど多くないと考えられる． 以下湖岸段丘と湖棚それぞれの形態，形成および離i水時期について，平井（1983 a ，1983 b， 1987a，1987b，1989）の一連の成果をまとめて記述する．なお，ここで扱う湖岸段丘および 湖棚は，対象とした海跡湖全体を通して，その標高または水深が非常に良くそろっている（表 ］V−1）．この事実は，各海跡湖における湖岸段丘や湖棚の形成や離水がばらばらに起こった のではなく，海水準の変動に連動してほぼ一様におこったことを示唆している． （1）湖岸段丘 湖岸段丘1は，幅約100∼200mで，更新世段丘の段丘崖下に湖岸線とほぼ平行して分布する （図N−1）．段丘面前縁には比高約1m，幅数十mの浜堤やそれを核として表面を風成砂が覆 った砂丘が認められることもある．湖岸段丘Irとは，比高2∼3mの小崖あるいは緩斜面で境 される（図IV−2）． 霞ヶ涌南岸の美浦村上新田で，湖岸段丘1に対比される尖角洲の構成層（砂層）中の木片の 14C年代は，6，710±190 yBP．（GaK−6131）（籠瀬，1976）である．またオホーツク海沿岸 平野中部の常呂低地で，湖岸段丘1に対比される上位沖積面の堆積物中のマガキを主とする自 然貝層（標高3．6m）の14C年代は，5，840±ill yBP．（TH−855）（海津，1983）である．すな わち湖岸段丘1は，後氷期の海進期に形成され，その最盛期直後（6，000∼5，000年前）に離水 したものと考えられる． これに対し，湖岸段丘丑は盤面100∼500mで，湖岸段丘1に比べて分布範囲が広く地形面が 連続している．湖岸段丘■の前縁にも，比高1m前後の砂や礫からなる浜堤が形成されている 場合がある．湖岸段丘］1の湖岸狽l／は，現在侵食され湖水面と比高約0．5∼1mの小崖をなして いる部分と，湖水面からの比高約1m以下の現成の砂浜や湿地となっている部分がある（図IV −2）．湖岸段丘lrは異常の洪水時に一部冠水して地形が若干修飾・変形されることはあるが， 地形面としての骨格の形成は過去に終了し，すでに段丘化した地形である． サロマ湖東岸における湖岸段丘［［［の段丘構成層上部には，トコロ火山灰皿（約1，000年前） がはさまれている（遠藤・上杉，1972）．またサロマ湖北西部の谷埋め堆積物中の泥炭忌中に は，湖岸付近に堆積したと思われる上面高度2．4mのくさび状の砂層が認められ，その砂層直 下の泥炭の14C年代は950±40 yBP（K−649）である（平井，1987 a）．また霞ヶ浦や北浦で は，湖岸段丘1面上にのみ条里制遺構が復元でき，湖岸段丘■面には認められないことから， 湖岸段丘皿は条里造成期以後に離水した地形と考えられている（紙冠，1976）．したがって， 湖岸段丘［［［の最終的な離水時期は，約1，000年前頃と考えられる． 46 日本における海跡湖の地形発達 謬・熟翅1 《ン． 医揚〃L 7♂o ^ 乃イ 1撚∼ グ，1転 ノ﹀づ1’ノ0μ 留落，擁に 1、’3∵ メ1・．．唱・ ． 噸ぺ IJ！ 艮” 聾 1 ．一ラ 1イ；が8㌦， @ 帆 ﾓぐ ㌘u ん㌦／！㌔、／｝ ほし 鍔5 ，1∫、畠 vx ロドト リロ 潟マグ牛ノq 鳥 一「 （b）LNotoro 澹、，・・鞍覆1範零 ’．／「； 1撫lll／二 雛繕築 轟・一ヂ 『 ∼ 警鯵難黍葬 L ・ 」 撚蕪蒸藁 ら もノ ひ 跨膣． 、 召・ ?ﾙ葦 「1！隔．子 “武一瑚 一一 ロ 潤秩D 7．1ン」 ・ 」β ’ （a）L．SGromQ 賂’ 爵 煢ﾆ計 ニ ロ ノニ むロリニヘハユ レ 嚢㌧l！ _／ 馬）＼ ㍗シ「将♂岬， 1 ，． Etk、 寒ゾ・ 謹『41潤 ∴／泌Fメ誕言署i㌔・1尋溝丁，可v ，：諸雛難薪仁・』． 1難1窪 序品讐熱1 1讐瓢 （d｝LAbashiri（east｝ （C）L．Abashiri｛wes⇔ 、1熱＼ ’ ；i灘難 躍 @恭譲蓋 。ii菱葡・ 、 N 灘、二＼：V ロ モ P 「 、 ’致＼ 一酒 醜 r囁 、、 ノ蒙 騰 一．囁 A ．“1 ＼興銀 黶@ 今 慧賜多箔・「凄ミ ％ ＿ミ ’ ト 一一一一 ・眠．、 噛∵「邑テ． （f）LKasumiga−ura （e）LOgawara 左 ’・R▼鴎㌦ 月 ㌔ ノ」忌 馳｝ ：1 ▼・ 1戦… 差 暖︸ ㌦ ノ11 ’ 轟 、 1ittoraL shelf三一 Pleistocene terrace torGI she互f l一 S民爬line O 500m tu LRe 、 一lqcustrin laCUSt「旧e teaSQCe 1 一IQcustrine beQch，llttorQi Fig． N−1． Geomorphological maps of the lacustrine lowland and littoral zone at the investigated lagoons （after Hirai， 1989）． 図N−1．海跡湖の湖岸低地および沿岸帯における地形分類図（平井，1989） 47 平 井 幸 弘 a kTI一→トー一一T皿一一一→ 一 トー一一SI一一→ k一一Sll一一一司 （a） LSaro ma X w． L．．Qom b X一一一一一一一一一一vAfN a’ k一 TI一→ k一一一一丁ll一一一一一→ eSI 一一一一一一 （b）LNoto ro X．x wLF o．iim b’ “’Ti一” kTi［’ k−si一 k−sp iX W L．＝ O． 40 rn （C）L．Abashiri（west） ’VV−1 ，， d 卜一丁工一一一一勃 ドー一TI一一一→ k一一 SI一一一メ kS皿づ K−lu−ot leI［一 ’ W．L＝ O．40m d’ （d） L．Abashiri （easO e 叩→k”Tll“ （e’）L．Ogawara V．，fSI一 k’Sll− W． L．＝ O．56 m ノ e P 5 τ f ←TI一→ K−T皿引 m 5 犀 コ 剛→ f ’ ， （ f ） LKa sumiga−ura 泓11 0 ” 狽狽n AOO 200 ’O 200 400 600 800 Fig．N−2． Transections of the lacustrine loWlands and littoral zone at the investigated lagoons （after Hirai， 1989）． 図】V−2，海跡湖の湖岸低地および沿岸帯における地形断面図（平井，1989） 48 ，m 日本における海跡湖の地形発達 ② 湖 棚 2段の湖棚のうち湖棚1は，水深0．5∼2．em，幅200∼300mで，湖岸にほぼ連続して発達す る．網走湖西岸のように固結した基盤岩の露出部分では，湖棚1はさらに水深約0．5m，幅最 大約100mの波食棚（湖棚Iuとする）と，水深LO∼2．Om，熟瓜100mの砂質の堆積地形（湖 棚Ilとする）の2段に細分できる．霞ヶ浦南東部の天王崎のように基盤の地層が未固結の砂 層である部分では，湖棚Iuの幅はわずか数mで，湖岸から緩斜面をへて湖棚11に移行する． 一般に湖棚Ilは細∼中砂を主とする砂質堆積物からなる． 湖棚1は海跡湖の湖岸・湖棚地形の中で，最も分布が広くかつ連続している．この地形面上 には，比高0．2∼0．6m，幅数十m，長さ数百mにおよぶ細長い湖岸線と並行する砂州状の微高 地が認められることが多い（図1V−2）．これらの事実から，湖棚1は波浪や湖岸流などによ り，現在の湖水準に対応して形成されている現成の地形と考え．られる． これに対し湖棚llは，水深1。5∼3． 5 rnの湖棚1の沖合いに，部分的に認められる．その分布 は，おもに背後の更新世段丘を侵食する谷の出口や，流入河川の三角州や唯事の潮汐三角州の 沖合い，または現成の砂嗜地形が発達している部分や湖棚Iu （店舗の波食棚）が明瞭に発達 している部分の沖合いなどに限られる（図N−1）． 一般に湖棚五をつくっている表層堆積物は，砂あるいは砂礫となっており（1万分の1湖沼 図の底質図），湖棚1の表層堆積物とは若干異なる．例えば霞ヶ浦南東の天王崎沖における湖 棚1，同∬の表層堆積物の粒度分析の結果，湖棚皿の先端部の堆積物は湖棚1の先端や湖棚皿 の中央部のものより沖合いに位置するにもかかわらず，より粗粒である（平井，1987b）．こ れらの事実から，湖棚豆の堆積物のすべてが現成の営力によって移動・堆積したものとは解釈 し難い．また，霞ヶ浦の湖底堆積物に介在する火山灰を手がかりにすると，湖棚部分は少なく とも霞ヶ浦の汽水化以降（西暦1500年前後）無堆積に近く，残遺的であることが明らかにされ ている（斉藤ほか，1983）．さらに，霞ヶ浦や澗沼における現在の漂砂の移動限界水深は，そ れぞれ約0．6m（宇多ほか，1987）と約0．5m（宇多・酒井，1986；宇多・山本，1986）である． 以上の事実から，湖棚IIIとした地形面は現成の地形ではなく，過去の低位湖水準に対応して形 成され，その後湖水準の上昇によって沈水し化石化した地形と推定される． 湖棚■の形成時期については，複数の時期が考えられる．小川原湖南東の砂土路川河口付近 の低地では，海面下組一7mに達する埋没浅谷が認められ，その谷底の腐植物の14C年代は2， 550±220yBP （GaK−10685）であった（第日章2節）．また湖尻付近では，砂丘中の南江ク Pスナ層上面に恵山式土器（約2，300∼2，000年前）がはさまることから，約2，500年ほど前の 時期に砂丘上に腐食層が形成されるような海水準の低下期が推定された（平井，1983）．一方 サPマ湖の北西湖岸では，海面下一〇．5m以上に泥炭層が発達するが，その泥炭層基底の14 C 年代は4，420±80yB．P．（TK−648）であった（平井，1987a）．網走湖西岸でも，海面下一〇． 15m以上に泥炭層が発達しているが，その泥炭層基底の14C年代は310±65 y．B．P．（N−4967） であった（平井，1987a）．これらの証拠から湖棚且の形成時期を特定することは困難である が，およそ約4，500年前，約2，300∼2，000年前，そして約300年前の3時期に海水準が若干低下 し，これらの時期のうちいずれかあるいは複数の時期に形成された可能性が高い． 49 平 井 幸 弘 2．河成三角州および潮汐三角州 （1）河成三角州 一般的に海跡湖の流入河川の河口部に発達する三角州は，後氷期の海進期に堆積した海成・ 湖成のシルト・粘土層を覆って堆積し，湖盆を埋積している．日本の沖積低地の発達過程につ いてまとめた海津（1981）によると，沖積低地の発達過程の違いは，流域の面積や面積高度比 積分，傾斜などの流域の地形特性と深い関わりがある．そこで，本研究でもそれぞれの海跡湖 における最大流入河川に沿う三角州の発達状況と，流域の地形条件について表］V−2にまとめ た． 表1＞一2．海跡湖における流入河川と河成三角州の発達状況 Table IV 一2． Rivers and deltas at the investigated lagoons． 海跡湖 サロマ湖 能取湖 網走湖 小川原湖 十三湖 八郎潟 霞ケ浦 中海 宍道湖 湖全流域面積 719k㎡ 336k㎡ 1301k㎡ 805k㎡ 2519k㎡ 689k㎡ 1597k㎡ 593k㎡ 1300k㎡ 流入河川 左河川の流域面積 サロマベツ川 卯原内川 網走川 七戸川 岩木川 馬場目川 381k㎡ 198k㎡ 1120k㎡ 458k㎡ 2519k㎡ 211k㎡ 桜川 飯梨川 斐伊川 350k㎡ 208k㎡ 920k㎡ 流域最大高度 三角州の発達状況 829m 337m 995m 1022m 1625m 1037m 876m 847m 1279m 3㎞ 2km 6km 5㎞ 28km 5km 5k皿 5km 21㎞ 三角州の発達状況については，各海跡湖周辺の沖積低地の地形分類に基づき，海進最盛期の 海岸線（湖岸線）と推定される地点から現河口までのおよその距離を計測した． その結果，流入する河川の流域が広く，流域最大高度の高い岩木川や斐伊川の下流低地で三 角州の発達が著しく，これに対し流域面積が狭く，流域最高高度の低いオホーツク海沿岸平野 のサロマベツ川，卯原内川下流低地では三角州の広がりはわずかである．さらに沖積低地の発 達については，上流域の地質条件も重要である．例えば岩木川の上流域には，急傾斜でもろい 地質の岩木火山が存在し，さらに第皿章で述べたように岩木川支流の浅瀬石川流域には八戸火 砕流（To−HPfl；約10，000∼13，000年前）が堆積している．また，斐伊川上流の深層風化の進 んだ花崩岩地域では，近世初頭以来鉄穴流しによって多量の廃砂が下流域へもたらされたこと も重要である（貞方，1985）． 一般に現在でも海跡湖の流入河川の河口部には，鳥趾状あるいは突状の三角州が良く発達し ている．例えば，津軽平野北端の十三湖の南部に注ぐ岩木川の河口部では，湖盆が浅く上流か らの堆積物の供給が非常に多いために，三角州の頂置面，前置斜面が十三湖の湖底中央付近ま で張り出し，すでに現湖盆の約半分ほどが河成三角州のつくる地形に占められている（図］V− 3 a）． また，三本木原の小川原湖南西部に流入する七戸川の河口には，突状の三角州が見られる（図 1V−3b）．河口沖合いの湖底地形断面図によると，河口から約200 mまでが水深0．5mの三角 州頂置面で，そこから沖へ約100m，水深約4mまでが三角州前置斜面となっている（平井， 1983）．この斜面基部は水深約4mの平坦部となっており，その沖ぱ再び急斜面となっている． 50 日本における海跡湖の地形発達 陸上部の地質断面図による と，厚さ10∼20mの貝殻混じ りのシルト層を覆って，深度 一7∼一8m輪廓に厚さ数m の腐植物およびシルト混じり 砂層が，そしてそれを覆って 深度一4∼一51n以浅に厚さ 約5mの砂層が堆積してい る．この2つの地層の境界面 は，七戸川河口沖合いの一4 mの平坦面にほぼ連続する． このうち，下位の腐植物およ びシルト混じり砂層は，沖積 低地の横断面図（第二章油皿 一2，A−At）によると， 下位の貝殻混じりのシルト層 b でのこれに対比される地層最 下部に含まれる腐植物の14C R’Sh蛎・；l SE÷J一 年代は，2，550±220yBPで ある．これらのことから，上 Lake Ogawara 記の腐植物およびシルト混じ り砂層は約2，500年前の湖水 wnt ヨ 地層である．砂土路川河口部 團励声園︻国 を浅い画意に切って堆積した @メ 準が若干低下した時期に堆積 tu O 1000rn した三角州堆積物で，その後 厚さ約5画面新しい三角州堆 積物がこれを覆ったと解釈で Fig．IV−3． Fluvial deltas seen in Lake Jusan（a） and in Lake きる． 1． reclaimed land， 2． littoral shelf， 3． topset flat， Ogawara （b） ． 4． foreset slope， 5， fairway， 6． submarine bar 図］V−3．十三湖（a）および小川原湖（b）にみられる河成三角州 （2）潮汐三角州 各海岸平野で完新世の砂州 1．干拓地・埋立地，2．湖棚，3．三角州頂置面， 4．三角州前置斜面，5．濡，6．水中の砂州 が形成されて以降は，海から 湖盆への堆積物の供給は，海跡湖の湖口を通してのみ行われている．そのため海跡湖の湖口付 近には，満潮時に外海から潮流口を経て郭内に流入する潮汐流によって，上げ潮潮汐三角州が 形成されている場合が多い． 対象とした海跡湖のうち，小川原湖，十三湖，八郎潟，中海では湖口付近の水深0．5∼1．5m に，半径約1∼1．5kmの上げ潮潮汐三角州が形成されている（図］V−4）．上げ潮潮汐三角州は， 一般に堆積物の供給が十分である場合には潮間帯に形成されるが，十分でない場合には海面下 （低潮位下）に形成される（斉藤，1987）．ここに挙げた海跡湖付近の潮汐差は，小川原湖で 51 じ 平 井 幸 弘 中海では同0．1m（境）で， 烈 大潮差0．9m（八戸）で， a いずれの潮汐三角州もそれ ぞれの低潮位より下位に形 成されており，現在海側か ノ 一”一 ・ 灘 轟。 Xrt ら壷口を経て湖内へ活発に 堆積物が供給されていると take Jusillllillli；siiil Lake Ogewar は考え難い． c は，上げ潮潮汐三角州の発 達はさらに悪い，サロマ湖 では，新冠口（1929年開削） Lake Nakaumi s／til 付近の水深3，5∼41nと， それ以前の上口（現在は閉 塞）付近の水深2．5∼3m に半径約1㎞の潮汐三角州 as O 10com が見られる．能取湖の消口 では水深2∼4mに，幅 100mほどの平坦面がわず かに認められるにすぎな コ ヨ 野のサロマ湖や能取湖で 國□［醗半国 一方オホーツク海沿岸平 Fig．］V−4． Tidal deltas seen in Lake Jusan（a）， in Lake Ogawara（b） and in Lake Nakaumi（c）． 1．reclaimed land，2．1ittoral shelf，3．亡opse亡 flat， 4． foreset slope， 5． fairway， 6． submarine い．いずれも現在，海側か bar ら湖心へ供給される堆積物 図］V−4，十三湖（a），小川原湖（b）および中海（c）にみら れる上げ潮潮汐三角州 1．干拓地・埋立地，2．湖棚，3．三角州頂置面， 4．三角州前置斜面，5．濡，6．水中の砂州 は非常に少ないと考えられ る． また関東平野北東部の劇 ヶ浦および北浦では，現成の明瞭な上げ潮潮汐三角州ぱ形成されていない．これは，それぞれ の詠口から外海までの距離がいずれも約40kmと長いために，海側から楽匠まで堆積物を移動さ せるのに十分な潮汐流が無いためと考えられる． 3． 湖底平原 流入河川による河成三角州や，上げ潮による潮汐三角州の粗粒な堆積物が届かない湖盆中央 の湖底平原では，細粒のシルト・粘土層が堆積している．図IV−5には，各海跡湖の湖底平原 におけるボーリング資料を示した．ただし十三湖では湖底での資料が得られず，岩木川の三角 州先端でのボーリング資料を示した．そのため上部の厚さ約15mのシルト層は三角州頂置層あ るいは後背湿地堆積物で，その下の厚さ約20mの砂層は三角州前置層堆積物である．これらの 資料によると，海跡湖の湖底平原では，沖積中部層の上位に沖積上部層がほぼ連続して堆積し ている．綱走湖および中海で5，000∼6，000年前の14C年代を示す腐植物を挾むほかは，明瞭な 堆積の中断を示すような地層は認められない． 52 韓 日本における海跡湖の地形発達 mO t4 一23．0 05 一18，5 一5．5 一6．8 一5，3 peaty clay 10 9820 peaty 6100 To−Cu ±2so oassoo clay ＋一390 5550 sheil 030 H9200 ・：士300 0． ．’ 6 ・．i base 20 含163。。 shell 113soo 蟹 lo3e 30 翫 号 6庵 base Ostrea 1二i。 8060 ±300 9920 40 L．Abashiri 総siしk川aI 1．6 L．Ogawara ［．8 しJusan L、Hachirou @gata 6フ 4．6 L．Kasumigaura 3．8 L．Shhii L，Nakaumi 2．7 L2 香^1〔〕00ycar referances Hokkaido dev Mu！su Ogawara i1982＞ р?魔P1978） Ushiilma U＄hilima ?狽￡@962） ?煤@al（1962） Salto et aI i1983） Mizuno ?煤@al（1972） Mizuno ?煤@al（マ972） 圏［コロロ■㎜θif clay silt sand sand and gravel peat base rock sheil plant remajns Fig． IY 一5． Borehole data at the lake bottom and depositional rates of the upper alluvium （the number at the top of the each column is the depth of the boring point）． 図N−5．海跡湖の湖底におけるボーリング・データと沖積上部層の堆積速度 （柱状図右肩の数字は，ボーリング地点の水深；海面下rn） 図IV−5下段には，完新世後半の沖積上部層の堆積速度を示した．湖底における堆積速度に ついて正確に議論するためには，圧密による影響を除くためにく㎎／c㎡／年〉といった表現方法 が有効である．しかし，このような方法で堆積速度が算出されている例はまだ少なく（井内ほ か，1983；中海・宍道湖自然史研究会ほか，1986，1987），堆積速度の算出期間も最近数百年 間に限られている．そこで本稿では資料の制約上，地層にはさまれる貝殻片や泥炭層の14C年 代値および年代既知のテフラを利用して，単位時間当りの層厚〈m／1，000年〉という形で堆積 速度を示した．それによると，海跡湖の湖底平原（十三湖は除く）での完新世後半（約6，000 ∼5，000年前以降）における堆積速度は，1．2∼4．6m／1，000年となる．ここに現れた堆積速度 の違いは，流入河川の河口からの距離を反映しており，湖心部で小さく（網走湖，小川原湖， 宍道湖），流入河川の河口に近いところで大きい（八郎潟，中海）． 3．まとめ 海跡湖の湖岸に発達する湖岸段丘および湖棚，河成三角州および潮汐三角州，湖底平原の構 53 平 井 幸 弘 造と発達状況について記述し，完新世の砂州形成後の湖盆の埋積過程を明らかにした． 湖岸段丘や湖棚は，最終氷；期後期に形成された河成段丘面，または後氷期の海進期に形成さ れた海食台などの平坦面上に形成されている．また，背後の段丘崖も基本的には最終氷期後期 に形成された河谷の谷壁，あるいは後氷期の海進期に形成された海食崖である．すなわち後氷 期海進最盛期以降，背後の更新世段丘の段丘崖からの湖盆への堆積物の供給は，ほとんど無か ったと推定される。 流入河川の河口部では，後氷期の海進最盛期以降，三角州の発達によって河口付近を中心に 湖盆の埋積が活発に進んでおり，津軽平野と出雲平野では湖岸線が約20㎞以上，その他の低地 でも4ん5km前進している．これに対し海跡湖の湖口付近では，海側から湖盆への堆積物の流 入によって，半径最大約1∼3kmの潮汐三角州が形成されているが，その規模はいずれも小さ い．オホーツク海沿岸のサロマ湖や能取湖，関東平野北東部の霞ヶ浦や北浦では，完新世の砂 州形成後は，海側から湖盆への堆積部の供給はほとんど行われていないと考えられる． 海跡湖の湖底平原では，粘土・シルトなどの細粒物質が，湖盆を埋積しているが，その垂直 方向の堆積速度は1，000年当り約1．2m∼4．6mで，湖心部で小さく流入河川の河口に近いほど 大きい． 54 日本における海跡湖の地形発達 第V章 海跡湖の地形発達に関する考察 本研究では，日本の海岸平野のうち比較的面積や深度が大きい海跡湖が存在する代表的な7 ヶ所の海岸平野を研究対象とした．これらの海岸平野では，海岸線に沿って完新世の砂州地形 が発達し，平野の内陸側縁辺と外洋に面する部分には，いずれも最終間氷期最盛期頃に堆積し た海成堆積物が分布している．これらの堆積物のうち，外洋に面する部分の堆積物は，第皿章 で述べたように一般に淘汰の良い細砂∼中砂で，その上位にしばしぽ厚さ約20mに達する古砂 丘砂も分布する．これに対し平野の内陸側に分布する最終間氷期の堆積物は，おもに汽水・内 湾性の貝化石を含むシルト∼粘土層からなる．これらの堆積物の分布とそれぞれの層相の特徴 4 ”：t ノ ロ る り り り A 三三圏國國團□♪ ミ ㍉ノ 蜜ムト 執 から，最終間氷期にこれらの平野では海岸寄りに砂州・砂丘地形が形成され，その内陸側に閉 4，t，， Tsugaru plain di ）； ，．： O 10km sanbongihara 、／c・：：謀 ゐン g 、．、 ヘ ヤヒ へ ， ＼ト ’ 聡 e ’．’ 求@w． 々鳳屑 ∵照 嬰 籠 Hachirogata Plain Yonago palin nomb−eastern part of the Kanto platn （aier Masuda，1 989） パ・一J t lzumo plain Fig． V 一 1． Paleogeographical map of the coastal plains at the Last lnterglacial Stage （ca． 120，000−130，000y． B． p．）． 1． hill and mountain， 2． barrier， 3． marsh， 4． pyroclastic flow deposits， 5． shoal， 6． tidal delta， 7． water surface， 8． present coastal line 図V−1．最終間氷期の海岸平野の古地理（約120，000−130，000年前） 1．丘陵・山地，2．砂州，3．湿地，4．火砕流台地，5．浅瀬，6．潮汐三角洲， 7．水面，8．現海岸線 55 じく セ じおゴな ドぼ ㌦ “、．＼骸轡雛愛 バ El 、、・・ぺ‘、︶﹄ ノ箆ノ 平 井 幸 弘 鎖的な内湾∼湖のような環境が出現したと推定される（図V−1）． 以下本章では，まず最終間氷期の堆積物や地形に注目して，砂州の発達過程について考察す る．ついで最終氷期に形成された河谷地形との関連から，海跡湖の湖盆の形成過程について論 じ，さらに沖積層の層序・層相と現在の海跡湖の湖岸・湖底地形を手がかりに，更新世末期∼ 完新世における湖盆の埋積について考察する．そして最後に，本研究で取り上げた海跡湖の地 形発達と地殻変動との関わりについて検討する． 1．砂州の発達過程 各海岸平野における完新世の砂州の位置および概形ぱ，各海岸平野に分布する最終間氷期の 堆積物がつくる地形に強く規制されている．すなわち完新世の砂州地形ば，必ずしも従来の理 解のように，後氷期の海進期に浅海底に形成された沿岸州から新たに形成されたのではなく， 研究対象とした海岸平野の砂州は，いずれも上述の更新世の砂州や段丘地形を土台として発達 したものである．各平野における完新世の砂州の形態的特徴およびその発達過程は，最終間氷 期の堆積物や地形との関連から，以下の3類型に整理される． 更新世段丘型：三本木原および関東平野北東部では，最終間氷期最盛期の海成堆積物からな る標高20∼50mの海成段丘面が平野の主要部分を占める．海跡湖の湖盆と外海との問には標高 約20m以上，幅3∼5kmの最終間氷期の段丘面が存在し，完新世の砂州地形はその海山の段丘 崖下および湖口付近に，幅約2∼4kmで連続して発達している．完新世の砂州地形下の海面下 一10∼一20m付近にぱ，更新世堆積物が侵食されて形成された幅約1∼3kmの海食台が存在し， 完新世最初の砂州はこの海食台を土台として，後氷期の海面上昇にともなって上方に成長しお よそ5，500∼4，500年前に離水した． 更新世砂州＋完新世砂丘型：オホーツク海沿岸平野中部，津軽平野，八郎潟西・北部の海岸 平野，出雲平野では，最終間氷期の堆積物からなる標高約10∼25mの段丘面が，海岸の完新世 の砂丘下と平野内陸の山麓部に沿って分布する．海岸の更新世堆積物は砂州状の地形を呈して おり，完新世の砂州は後氷期の最高海水準期以降，その更新世堆積物を一部覆いまたはその先 端に付加するように，延長3∼5㎞，指数百∼約Ikm以下で海跡湖の湖口付近に形成された． 更新世砂州埋没型：八郎潟南部および米子平野の弓ヶ浜では，全体で幅3∼4kmの完新世の 砂州・砂丘列が発達し，その地下の海面下およそ一10m油島に，最終間氷期の砂州堆積物が埋 没している．完新世最初の砂州は，後氷期の海面上昇とともに，更新世砂州の最も内陸側の部 分で上方に成長し，約5，000∼3，000年前に離水した． 2、湖盆の形成過程 研究対象とした海岸平野では，最終間氷期にいずれも海岸部に砂州地形が形成され，その内 陸側には閉鎖的な内湾∼湖が出現したと推定された．この時期の個々の閉鎖性水域あるいは湖 盆の大きさや深さについては明らかにできなかったが，およそそれぞれの平野における最終間 氷期のシルト・粘土などの細粒堆積物の分布範囲と考えられる．現在の海跡湖の周囲には，そ のような堆積物が分布していることが多く，現在の湖盆の位置は，最終問氷期に湖盆であった と思われる部分とほぼ一致している． 56 日本における海跡湖の地形発達 それぞれの海岸平野では，最終問氷期から最終氷期にかけて，海水準低下にともない河川に よる下刻が進行した．この時海岸部には，最終間氷期に形成された砂州地形（一部ではそれを 覆って砂丘も発達した）が存在し，海岸部における相対的な凸地形をなしていた．これに対し その背後の最：終間氷期に閉鎖性水域∼湖となった部分は，海岸部における相対的な低地となっ ていた．そのため最終氷期の海面低下期には，河川ぱ最終間氷期に形成された砂州地形を迂回 し，かつての水域の部分を削り込むように下刻していったと推定される（図V−2）． 各海岸平野における現在の海跡湖の湖底およびそみ周辺に堆積している沖積層の基底地形 は，基本的には上述のように最終氷期に形成された河谷地形である．これは主として，最終氷 期後期に形成された河床面（立川面に相当）とその背後の谷壁，および立川面を刻みその谷底 に沖積層基底礫層（BG）を堆積させている谷からなる．このうち立川期に形成された地形面 十 齢鶏 l’f’ i Okhotsk coastat plain 懸［諾々園圏 騰懸物い、、、、聾 ／ や〆・ 蕪 鷲l 灘簿 、9 ｝，総 T 丁sugaru plain o一・・蔀・ 1．’ ．魚％ Sanbongihara ノらノン ‘・ ﾗ∴弘l ） k、 1i 擁．． o 、 ヒ 拶，・sx一 ／t「命 も p へ kd 践 軌、 Hach［rogata plain 読蹴ビ Qff ’・・ m燕 ＼ ＼ く ぱソ・ 毎∼ ロリ @コ し ロ リ リ ・戴． ？ ロ 《 Z，fZpm i （ g n 〉‘y4｛’ ，〈tL（5〈Xss＞Y Yonago plain ？v ／’ y ・？一ew・・ ／ ・／ Tzumo plain nortn−eastern part of the Kanto plain Fig．V−2． Paleogeographical map of the coastal plains at the Last Glacial Stage （ca． 30，000y， B． P．）． 1． hill and mountain， 2． last interglacial deposits， 3． valley plain and coastal lowland at the last glacial stage， 4． Tachikawa terrace （ca． 30，0eOy． B， P．）， 5． river course at Tachikawa period， 6． water surface， 7． present coastal line， 8． present isobath 図V−2．最：終氷期の海岸平野の古地理（約30，000年前） 1．丘陵・山地，2，最終間氷期の堆積物，3，最終氷期の谷底平野および海岸低地， 4．立川面（約30，000年前），5．立川期の河道，6．水面，7．現海岸線，8．現在の等 深線 57 平 井 幸 弘 が，いずれの平野でも相対的に広い面積を占め，BGが堆積している谷の幅は約lkm以下と 狭い．すなわち各海跡湖の湖盆の原形は，最終氷期後期（立川期）に形成された河谷地形であ り，現在の海跡湖の湖盆の平面および断面の概形は，立川面の広がりとその埋没深度をある程 度反映している． すなわち，立川面の埋没深度が深い湖では，湖盆の原形をなす河谷地形は現在半分程度しか 埋積されておらず，湖の最大水深は約20m前後と大きく，湖棚崖から続く湖底斜面が顕著で湖 底平原がほとんど発達していな：い．逆に，立川面の埋没深度が浅い湖では，湖の最大深度は約 6∼8mと小さく，全体的に浅く湖底平原が非常によく発達している． 立川面の埋没深度の違いは，現在の海岸線より沖合いに伎置した立川期の河口から，それぞ れの海跡湖までの距離が違うたφと考えられる．そこで立川期に形成された地形面について， 複数の地点で地形面の埋没深度が確認できる三本木原，関東平野北東部，米子平野，出雲平野 の4地域で，立川面の埋没深度（海面下一m）と当時の河口からの距離を調べ（表V−1）， 両者の関係を図示した（図V−3）． 第皿章で述べたように，上の4地域の沖積面下に埋没している立川面の形成年代は，いずれ もおよそ2．5∼3万年前である．約3万年前の古海水面の高度は，南関東の段丘面の資料から 一40∼一50mと推定されている（町田ほか，1974）ので，本稿では立川期の古海水面の高度と して一50mという値を用いた．それぞれの平野における当時の河口の位置を直接求めることは 一般に困難なので，本稿では現在の海跡湖の湖底および沖積面下で推定されるBGの谷を現 海底面の最深線に沿って延長し，これと一50皿の等深線との交点を20万分の1地勢図から読み 表V−1．立川面の埋没深度と埋積谷河口からの距離 Table V−1． Depth of the Tachikawa surface and the distance from the ancient river mouth． 地域・地点 50m等深線 ｩらの距離 @（km） 三本木原 小川原湖砂州 砂土路川河口 七戸川河口 霞ケ浦湖奥﹃ 関東平野北東部 鹿島低地海岸 霞ケ浦湖心 米子平野 弓ヶ浜海岸 弓ヶ浜湖岸 中海湖心 飯滑川河口 出雲平野 出雲砂丘海岸 出雲平野東部 斐伊川河口 宍道湖湖心 宍道湖湖奥 7 25 26 （15） 56 72 （19） 22 27 36 一 立川面の深度 i海面基準：m） ｶ 献 一40 一30 一30 一 一15 一5 遠藤ほか（1983） 遠藤ほか（1983） 一 一20 一13 一13 後藤ほか（1989），三梨・徳岡（1988） 徳岡ほか（1990），三梨・徳岡（1988） 林・正忌（1987），三梨・徳岡（1988） 一 （6） 26 27 41 45 一 一24 一23 一17 一15 『 58 山内ほか（1988），林（1991） 山内ほか（1988），徳岡ほか（1990） 徳岡ほか（1990） 三明・徳岡（1988），徳岡ほか（1990） 日本における海跡湖の地形発達 取って，立川期の河口の位置 Distance（krn） とした． 0 図V−3によると，現在最 大深度24．Omの小川原湖の湖 盆と当時の河口との距離は約 しく短く，立川面の埋没深度 Ct−20 浦では，湖盆は当時の河口か Omの中海や同5．6mの宍道湖 の湖盆は，いずれも当時の河 〆ガ l器謝 一40 に対し最大深度6．Omの霞ヶ 立川面の埋没深度は一5∼一 25mと浅い．また最大深度8． ．1．． 十 Sanbongihara 8’ 一30 は一30∼一40mと深い． これ ら約45∼70㎞上流に位置し， 幡酵ボ 言 7kmで，他の平野と比べて著 一10 O 10 20 30 40 50 60 70 80 e lzumo piain 一50 Fig．V 一3． Relations between the depth of the burried Tachikawa surface and the distance from the ancient river mouth （solid line： lake basin， broken line： alluvial lowland）． 図V−3．立川面の埋没深度と埋叶谷河口からの距離の関係 （実線は海跡湖の湖盆，破線は沖積低地） 口から約20∼45k皿上流に位置し，立川面の埋没深度も一15∼一20mと比較的浅くなっている． 3．湖盆の埋積過程 最：終氷期極相期から更新世末期までの間，最終氷期に形成された河谷の中には沖積下部層が 堆積した．立川面の埋没深度が深い平野では，沖積下部層はBGの谷の中および下位の立川 段丘面を一部覆って堆積している．これに対し立川面の埋没深度が浅い平野では，沖積下部層 はBGの谷の中に限って堆積している． 後氷期の海進期には，現在の海跡湖の範囲より最大5∼20kmほど内陸まで海進が及び，そこ に沖積中部層が堆積した．研究対象とした各平野の湾口部にet ，最終間氷期の堆積物からなる 段丘あるいは砂州状の地形が存在しているために，その内陸側に形成された水域ぱ，奥行きに 対して入り口の狭い内湾であったと推定される（図V−4）．沖積中部層は，湖口付近では最 大層厚約30m以上の砂層で，現在の海跡湖の湖底では層厚約10∼15mの粘土・シルト層となっ ている．すなわち後氷期の海進期には，湾口部では流入する潮流によって砂質堆積物が上げ潮 潮汐三角州として厚く堆積したのに対し，湾奥部では外洋からの砂質堆積物は届かず，閉鎖的 な堆積環境下で細粒物質が堆積したi なお濃尾平野，大阪平野，東京低地など広大な沖積低地が発達する海岸平野では，本稿の沖 積中部層に対比される地層は一般に沖積中部泥層と呼ばれ，その泥質部分には内湾性の貝や珪 藻が多産する．これらの中部泥層は，後氷期の海進期に現在の海岸平野の奥部まで拡大した内 湾に堆積した浅海底堆積物と考えられている（井関，1983）．本研究で対象とした海岸平野で の沖積中部層には，津軽平野や出雲平野のように，内湾よりもさらに閉鎖性の強い水域で堆積 したものも含まれる． 後氷期の海進最盛期直後には，最終間氷期の堆積物からなる地形を土台として，湾口部を閉 塞するように完新世最初の砂州が形成された．その結果，これ以降は湖口を通して湖盆：域への 堆積物の供給はほとんど行われなくなった．その後の湖盆の埋積は，もつぼら流入河川の三角 59 平 井 幸 弘 謬 諺㍊凝一 鼠；謡中業耀く騰馬麟醒酔llぎ野踏 総麟灘鑓 艀、 dt ＝ も嵩’竃 ♂ 舞∴∴癒適 g，i 、 め 興 轟 舗酒 へ を奪 裁鳩懲 鞭翫ぽ 虚膨ψ撫・ ’”帯 織㌣ 義蟻難 翠蟻 巨 野芝∼∼ρ『 勾購 諺 m 三唱．酬 e m 胆 07 加 三霧選壽 n O h モ欝沁 二、髭．歌麟轟 lzumo plam 一’﹁ 峯無．、 N Yonago plain 55二 7 弓眠 阪β溺 ｝’2乙 1灘 ん／ご廓 ／ 象ヴ馬幽庸． 、も ’ 亡 J／ ’ 潔 麟麟馨 醤 鱒 ご翠認蓄・轟娠．、隔．W蟄 y O lekn Sanbongihara 、 召 a P 13 鳶 ＼ 齋 @譲㌶ Haeh 09a “−， 。、h。，。k。。as，、l plaln 論翻野 Tsugaru plain v器コ 心馳 十 Pt蕪漏態1碁儀「蕪二歳懸き蔑癒 隅撰 Ka n沁 P悟 m Fig V 一4 Paleogeographical map of the coastal plams just after the Postglacial Transgression （ca 5，000y B P） 1． hill and mountam， 2 last mterglacial deposits， 3 Holocene pnmary barner， 4． valley plam， 5 marsh， 6． water surface， 7 present coastai lme 図V−4 後氷期南進直後の割前平野の古地理（約5，000年前） 1 丘陵 山地，2 最終間氷期の堆積物，3 完新世最初の砂川，4 谷底平野， 5 湿地，6 水面，7 現侮岸線 州の発達によるところが大きく，主に砂質堆積物からなる沖積上部層が堆積した 沖積中部層およひ同上部層は，立川面の埋没深度が深い平野では，ほほ平野全域の地下に厚 く（厚さ約20∼30m）堆積している しかし，立川面の埋没以深度か浅い平野ては，沖積中部 層下半部はBGの谷の中に堆積し，沖積中部層上半部以上が立川面を広く薄く（厚さ約5∼ 10m）覆って堆積している したがって後者の平野ては，沖積層全体の厚さは， BGを堆積さ せている谷の部分て最大約50∼60mに達するか，他の大部分のところては約15m以下にすきな い 後氷期海進最盛期以降，海水準は±数mの範囲内て数回上下変動をして，現在に至っている． 海跡湖てもこれと連動した湖水準の変動によって，標高2∼5mと標高1∼3．5mの2段の湖岸 段丘面，現成の砂浜 湖岸湿地およひ湖棚，そしてその沖合いの水深15∼35皿に部分的に張 60 日本における海跡湖の地形発達 り出した舌状の平坦面が形成された．すでに第】V章でも述べたように，このうち，高位の湖岸 段丘面は後氷期海進最盛期（約6，000∼5，000年前）直後に，低位湖岸段丘面は約1，000年前に 離水した．一方現成の湖棚沖合いの平坦面は，約4，500年前，約2，300∼2，000年前，約300年前 の3回の低位海水準期のうちのいずれか，あるいはこれら複数の時期に形成された流入河川の 三角州上置面や砂州，波食棚などが沈水し化石化した地形面と推定される．これらの地形面は， 最終氷期後期に形成された河成段丘面，または後氷期の海進期に形成された海食台など，すで にそこに存在した平坦面を修飾するように形成された．そのため海跡湖では，山間の湖沼に比 べて湖岸低地や湖棚が広く連続して発達していると考えられる． 4．地形発達における地殻変動の関わり 本節では，各海岸平野における地殻変動が，上述した海跡湖の地形発達とどのように関わっ ているのかについて検討する． まず各平野における地殻変動の特徴を知るために，最終間氷期の海成堆積物の現在の分布高 度に注目した．各平野における最終間氷期最盛期頃（約12∼13万年前）に，当時の沿岸付近に 堆積した堆積物の現在の頂面高度は，三本木原，関東平野北東部で標高約30∼35m，八郎潟西・ 北部で標高約10∼60m，津軽平野で標高約20∼25m，オホーツク海沿岸平野中部，出雲平野で 標高約10∼15m，八郎潟南部と米子平野の弓ケ浜でおよそ海面下一10mである． 最：終間氷期最盛期頃の古海水面は，現海面より約5m前後高かったと考えられている（太田・ 米倉，1987b；菊池，1988 b）、各平野における堆積物と過去の海水面高度との関係について は，当時の潮汐差を考慮したり堆積物の堆積構造等から，それぞれの堆積物がどのくらいの深 度あるいは海面上どのくらいの高さに堆積したものかを明らかにしておく必要がある．最近そ のような研究もかなり進展してきたが（鹿島ほか，1990；増田，1989；Okazaki and Masuda， 1990；岡崎・増田，1989，1992；藤本，1990など），本稿で対象としたすべての海岸平野で当 該の研究はまだ行われていない．そこで，以下では一次近似として海成堆積物の頂面高度をそ のまま当時の古海水面と仮定した． 上記の仮定にしたがってそれぞれの地域の地殻変動速度を推定した結果，三本木原と関東平 野北東部，および八郎潟西・北部の一部では1000年当たり約O．2m前後の隆起，オホーツク海 沿岸平野中部，津：軽平野，八郎潟西・北部の一部，出雲平野では1000年当たり約0．1m前後の 隆起で，八郎潟南部と米子平野では1000年当たり約0．1mの沈降となる． このような地殻変動の傾向と変動速度の違いは，本章の1．で述べた砂州部分の形態的特徴 と発達過程の3つの類型とよく対応している．すなわち，およそ0．2m／1000年の隆起傾向の平 野では，最終間氷期の海成段丘面が卓越し，完新世の砂州がその段丘面の海側段丘崖下に発達 する更新世段丘型となり，隆起速度が0．1m／1000年程度の平野では，最終間氷期の砂州堆積物 が低い段丘面をなし，これを完新世の砂丘が覆う更新世砂州＋完新世砂丘型となっている．さ らに若干の沈降傾向の平野では，完新世砂州堆積物の下に最終問氷期の砂州堆積物が埋没する 更新世砂州埋没型となっている（図V−5）． 一方日本の海岸平野の中で，1000年当たり0．2m以上の速度で沈降している釧路平野，石狩 平野，新潟平野，濃尾平野などでは沖積低地が卓越している．これらの平野では，最終間氷期 の海岸堆積物やその地形面は，現在の海岸付近の地下深くに埋没していると考えられる．この 61 平 井 幸 弘 二二撫！I ・tN． @ 1 u；“ “ ．／” 9 ．．ノ ．⊇、．㌻、藪葬鑑ゑ ノる ロに ｝iktll’ ＋O，5m／lOOOy〈 ．飛磯’ 峯 lagoon 、も ド ＋0．2m／1000y 膨＼暴 蟻響葉雛馬漕＝。cenebarr、er 噸商船触一． 堤 幽盛 ‘ジ多 y．．1− 一 x iagoon ．4r・； 、 拶蛙 lagoon ，‘メウ ∠孟ン ヘ ドを 『叢饗『 ハ＾”． 繋難論1諮鍵璽 叢鞍・難ii雛蓼繍 basal rocks last interglacial deposits −O，lm／lOOOy Last lnterglacial x く一〇．2m／lOOOy ！・ Middle Holocene Fig．V 一5． Schematic geomorphological development of the 1agoons in Japan． 図V−5．日本における海跡湖の地形発達模式図 62 日本における海跡湖の地形発達 ような平野でも，後氷期の海進最盛期頃（約6，000年前）に沿岸州が発達して内陸に潟を生じ た．しかし，この沿岸州は後氷期海進期にそれ以前の地形が埋積されて平滑になった浅海底に， 新たに形成されたものである（成瀬，1987a，1987 b，1987cなど）．そのため，背後の潟は 最大水深約1∼21nと非常に浅くて小さく，本稿で対象とした海跡湖とは地形発達上，区別さ れるべきものである． また，逆に1000年あたり約0．5∼Im以上の速度で隆起している東北および中部日本の日本 海沿岸の半島部や，西南日本の太平洋沿岸の宮崎平野などでは，最終間氷期の海岸堆積物の頂 面は現在標高50∼100m以上で，段丘面は大小の谷によって分断されている．沖積低地の広が りは小規模で海跡湖は存在せず，沖積層基底地形の埋没深度は浅い．例えば宮崎平野では，最 終間氷期最盛期頃に形成された三財原面が標高85∼90mの高度にあり（長岡，1984），沖積低 地は大淀川や一ッ瀬川，小丸川などの河川沿いとその河口付近に限られ，現在海跡湖は存在し ない．海岸低地は幅最大約6㎞で，ここに幅2． 5∼3kmの完新世の浜堤・砂丘列が発達するが， その地下0∼一10m以深は後期中新世∼鮮新世の基盤となっている（木野ほか，1984；平井， 1986）． 本研究で対象とした海岸平野は，上述の沖積低地卓越型の平野や最終間氷期の海成段丘面が 分断されているような平野に比べて，比較的地殻変動が穏やかな地域である．そのため最終間 氷期に形成された砂州地形はその後あまり変形を受けずに海岸部に存続し，最終氷期の河谷は 砂州を迂回してその背後を下刻し，現在の海跡湖の湖盆の原形がつくられた．そして後氷期の 海進期に，海水準が最終間氷期最盛期頃の古海水準とほぼ同じ高さまで達し，その高さ±数m の範囲で安定したため，最終間氷期に発達した砂州や最終氷期に形成された河谷を骨格として， 完新世の大規模な砂州・砂丘，および比較的面積が広く深度が大きい海跡湖が発達したと言え る． 63 平 井 幸 弘 一一 ′ △冊 第W章 結 本研究では，日本における海跡湖の更新世後期以降の地形発達を明らかにすることを目的と し，比較的面積や深度が大きい海跡湖が存在する代表的な7ヶ所の海岸平野を対象とした．そ して，海跡湖周辺に分布する最終問氷期の堆積物や，湖盆周辺の沖積層基底地形となっている 最終氷期の河谷地形，および現在の海跡湖の湖岸・湖底地形に注目し，以下の点を明らかにし た． 各海岸平野で海跡湖の湖盆と外海とを隔てている完新世の砂州地形は，必ずしも後氷期の海 進期に浅海底につくられた沿岸州から新たに形成されたのではなく，研究対象とした海岸平野 の砂州はいずれも最終間氷期の堆積物からなる地形を骨格として発達している．すなわち完新 世の砂州は，最終間氷期の砂州地形が標高10∼25mの段丘面とな：っているところでは，その更 新世段丘面の海面と海跡湖の現壷口側に付加するように発達している．また多くの場合，完新 世の砂州地形地下の海面下一10∼一20m付近には，最終間氷期の砂州地形あるいはそれが侵食 されて形成された海食台が存在し，完新世最初の砂州はこれらを土台としてその最も内陸側の 位置で，後氷期の海面上昇とともに上方に成長し約5， OOO∼3，000年前に離水した． 海跡湖の湖盆の原形は最終氷期に形成された河谷地形であり，主として最終氷期後期に形成 された河床面（立川面に相当）とその背後の直壁，および沖積層基底礫層（BG）を谷底にも つ谷からなる．このうち立川期に形成された地形面がいずれの平野でも相対的に広い面積を占 め，BGが堆積している谷の幅は約1km以下と狭い．現在の海跡湖の湖盆の平面および断面 の概形lg ，立川面の広がりとその埋没深度にある程度規定され，立川面の埋没深度が深い場合， 湖盆の原形をなす谷地形は半分程度しか埋積されておらず，現在の湖の最大水深は大きく湖棚 崖から続く湖底斜面が顕著で湖底平原は未発達である．逆に，立川面の埋没深度が浅い場合， 現在の湖底は全体的に浅く湖底平原がよく発達する． 最終氷期極相期以降更新世末期までの間，氷期に形成された河谷中には沖積下部層が堆積し， 後氷期の海進期には沖積中部層が堆積した．沖積中部層は，湖口付近では最大層厚約30m以上 の砂層で，現在の海跡湖の湖底下では層厚約10∼151nの粘土・シルト層となっている．すなわ ち，湖口部では流入する潮流によって砂質堆積物が厚く堆積し，湖盆中央部では細粒物質が堆 積した．後氷期の海進最盛期には，湾口部を閉塞するように完新世最初の砂州が形成されたた め，これ以降の湖盆の埋積は，もっぱら流入河川の三角州の発達にともなって，主に砂質堆積 物からなる沖積上部層が堆積した． 後氷期海進最盛期以降，海水準変動と連動した湖水準の変動によって，海跡湖の湖岸には血 忌の砂浜・湖岸湿地および湖棚のほかに，標高2∼5mと標高1∼3．5mの2段の湖岸段丘面 と，水深1．5∼3．5mの舌状に張り出した沈水した平坦面が形成された．これらの地形面は，最 終氷期後期に形成された河成段丘面，または後氷期の海進期に形成された海食台など，すでに そこに存在した平坦面を修飾するように発達した．そのため，海跡湖では山間の湖沼に比べ湖 岸低地や湖棚が広く連続して分布する． すなわち本研究で対象とした海跡湖は，最終問氷期に形成された砂州，最終氷期の河谷や河 成段丘面，そして後氷期海進期の海食台などを骨格・土台として発達したものである．かつて 石狩平野や新潟平野などに存在した潟e1 ，後氷期の海進期にそれ以前の地形が埋積されて平滑 64 日本における海跡湖の地形発達 になった浅海底に形成された沿岸州を起源としている点で，本研究で取り上げた海跡湖とは地 形発達上区別される． 上述のように，海跡湖の地形発達において最終間氷期および最終氷期につくられた地形が大 きく関与しているのは，次の2つの理由によると考えられる．まず研究対象とした海岸平野で のおよその地殻変動速度は，1000年当たり約O．2m前後の隆起∼約0．1mの沈降の範囲内であり， 日本の平野の中では地殻変動が比較的穏やかな地域である．そのため，最終間氷期に形成され た砂州地形が，その後あまり変位・変形を受けずに海岸部に存続し，最終氷期の河谷がその砂 州を迂回して背後を下刻し，そこに現在の海跡湖の湖盆の原形がつくられたためである．2つ めの理由は，後氷期の海進が最終間氷期最盛期頃の古海水準とほぼ同じ高さまで達し，その高 さ±tw mの範囲で安定したことがあげられる．このため，完新世後半における砂州や湖岸低地・ 湖棚などり地形形成の場が，過去のそれらの地形とほぼ重なるような：条件が整えられたと考え られる． 最後に，残された問題について記す．本研究で対象とした海岸平野は，上述のように日本の 中では地殻変動が比較的安定した地域と見なせるが，このうちいくつかの平野では平野内の活 断層や波長数k皿∼20km程度の地殻変動によって現在の海跡湖の湖盆周辺に部分的な変位が認め られる．例えば，オホーツク海沿岸平野中部の網走湖・能取湖の東岸には，西落ちの網走湖東 方断層群（活断層研究会，1980，1991）が知られ，三本木原の七戸川下流部では，東西に延び る盆状の向斜軸によって小川原湖南部付近が相対的な沈降部と推定されている（宮内，1985； Miyauchi，1987）．また，霞ヶ浦・北浦や印旛沼などの湖沼域は，関東造盆地地域の中のさら に小さな沈降盆の中心に位置すると指摘されている（菊池，1974；貝塚，1974；小玉ほか， 1981）．すなわち，各海岸平野における海跡湖の位置は，平野外縁の砂州地形や内陸の山地・ 丘陵との境付近に対して，相対的な沈降部となっている可能性が考えられる．海跡湖の地形発 達において，このような波長の短い部分的な地殻変動が，どのように関与しているのかについ ては今後の課題としたい． 謝 辞 本研究にあたって，阪口豊東京大学名誉教授（現専修大学教授），ならびに東京大学理学部地理学教室の米倉 伸之教授，大森博雄教授をはじめとする諸先生方には，大学院在学中以来終始ご指導を頂いた．また，早稲大 学の大矢雅彦教授には，本研究の端緒となった「小川原湖周辺地形分類図」をはじめ，多くの海岸平野での地 形分類図作成の貴重な機会を与えて頂いた．さらに，愛媛大学教育学部社会科の諸先生方には，本研究に関し て快く10ヵ月間の内地研究（1989年度）を許して頂いた。以上の先生方には，この場を借りて深く感謝いたし ます， また，北海道開発局網走建設開発部，建設省東北地方建設局高瀬川開発事務所，建設省関東地方建設局利根 川下流工事事務所ならびに同霞ヶ浦工事事務所，建設省中国地方建設局出雲工事事務所においては，ボーリン グ資料等の提供並びに現地調査の便宜をはかって頂いた．以上を記して，厚くお礼を申し上げます． なお本稿は，1993年10月に東京大学へ提出した学位請求論文の全文である。 文 献 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一特性記載とそれに関連 する諸問題一．第四紀研究，16，19−40． 65 平 井 幸 弘 井尻正二・藤田至則（1949）：化石床（Fossil Enclosure）（新称仮称）一化石の成因，とくに化石の堆積機構 の研究．地球科学，1，29−37． 伊藤政夫・小原常弘（1956）：湧別町字東地下水調査報告．北海道地下資源調査報告，15，9−16．（未見，大 島，1971による） 井内美郎・斉藤文紀・横田節哉（1983）；霞ヶ浦湖底泥の堆積速度一火山灰を用いた堆積速度算定法一．地質 学雑誌，89，125−128． 池田俊雄（1964）；東海道におげる沖積層の研究．東北大学地質鉱物学邦文報告，60，1−85， 池田 宏・小野有五・佐倉保夫・増田富士雄・松本栄次（1977）：筑波台地周辺低地の地形発達一鬼怒川の流 路変更と霞ヶ浦の成因一，筑波の環境研究，2，104一一113． 池田 宏・水谷かおり・園田洋一・伊勢屋ふじこ（1982）：筑波台地の地形発達一“古霞ヶ浦”の鳥趾状三角 州一・筑波の環境研究，6，150−156． 井関弘太郎（1983）：『沖積平野』東京大学出版会，145p． 井関弘太郎（1985）：弥生時代の環境．近藤i義郎ほか編『日本考古学2 人間と環境』岩波書店，165−211． 岩佐三郎（1954）＝八郎潟底層における有孔虫群の変遷．有孔虫，3（未見，藤岡，1965による） 上杉 陽・遠藤邦彦・岡 重文・菊地隆男・羽鳥謙三・府川宗雄（1977）：関東地方の第四紀構造盆地の形成 過程に関する一考察．地質学論集，14，133−149． 牛島信義・島田 郎・三位秀夫・木越邦彦（1962）；八郎潟底層および十三湖中の泥炭，かき殻の14Cによる絶 対年代．岩石鉱物鉱床学会誌，48，108−111． 宇多高明・酒井佳治（1986）：砂嵐地形周りのアーマーコートの形成（講演要旨）．地形，7，208． 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