日本のテフラ由来土壌による古環境の解析
Paleoenvironmental analysis of tephra-derived soils in Japan
井上

弦

＊

Yudzuru INOUE＊

九州大学 中央分析センター
Center for Advanced Instrumental Analysis, Kyushu University

摘

要

土壌は過去の多くの環境情報を含む。特にテフラ（火山灰や軽石などの火山砕屑物）を主な母材にした日本の土壌では、過去の植生、気候、火山噴火、黄砂の堆積、火災の痕跡などの古環境情報が得られる。特に、火山周辺ではテフラの堆積と土壌の生成が繰り返されながら、テフラと土壌が累積する。このようなテフラ－土壌シークエンスの解析では、テフラの噴火年代を時間軸として古環境の変遷が明らかになる。また
テフラが土壌の上に短期間で厚く堆積する場合、その埋没土壌は一種のタイムカプセ
ルとなって、その時代の環境情報をよく保存する。したがって、テフラ直下の埋没土
壌を調べれば、より高精度な古環境情報が得られる。一方で“土壌”をよく理解しな
いままでの土壌の解析では、土壌の貴重な古環境情報を十分に活かせない。日本のテフラ由来土壌による古環境の解析では、土壌の特殊性をよく理解し、土壌から有効な試料を選定、採取して、複数の分析により補完することが有効である。

キーワード：古環境、植生、テフラ、母材、埋没土壌
Key words：paleoenvironment, vegetation, tephra, parent material, buried soil
1．はじめに
日本には多くの火山があり、その噴出物であるテフラ（火山灰、軽石などの火山砕屑物）を主な母材にした土壌が広く分布する。2010 年 12 月には、神奈川県の広い地域で“謎の黒い粉塵”が堆積し、その様子が世間を賑わした。これは富士山の裾野に堆積するテフラが強風によって巻き上げられ、再堆積したものであった。また、2011 年 1 月には、九州南部霧島火山群の新燃岳が噴火し（図 1）、テフラが堆積する様子が連日報道された。このような事例を含
め、日本の土壌は古来から多くのテフラを主な母材に生成してきた。その土壌は、大きく有機物と無機物で構成される。
土壌中の有機物は多くが植物由来であり、その植物の痕跡を解明できれば、土壌生成当時の植生、併せて気候などの情報が得られる。しかしながら、ほとんどの地域が温暖湿潤な酸性土壌環境下の日本において、植物は土壌生成過程で分解され、植物自体が土壌中に残ることはほとんどない。一方、このよ
うな環境下にあっても植物自体ではないものの、植物珪酸体、花粉化石、炭素安定同位体などは、土壌中に当時の植生の痕跡として残る。したがって、土壌中の植物珪酸体、花粉化石、炭素安定同位体比な

図1

霧島火山群新燃岳噴火でのテフラ（火山灰や軽石などの火山砕屑物）の放出（2011 年 2 月撮影）．

どを調べれば、当時の植生を部分的に解明できる。
また、日本の土壌を構成する無機物は、岩石が風化し細粒化したものやテフラなどを起源とするものが多い。そのテフラを主な母材にした土壌では、土壌に混入するテフラの同定から当時のテフラのおおま
かな降下範囲や堆積年代を明らかにできる。特に火山周辺地域では、テフラの堆積と土壌の生成が繰り返されながら、テフラと土壌が累積していく（図 2）。
このようなテフラ－土壌シークエンスにおいて、垂直方向に数 cm ずつ連続的に試料を採取し、その試受付；2011 年 6 月 7 日，受理：2011 年 7 月 7 日＊〒 816-8580 福岡県春日市春日公園 6-1，e-mail：yuinoue@mm.kyushu-u.ac.jp
2011 AIRIES

129

井上：日本のテフラ由来土壌による古環境の解析料について各種分析を行うと、時系列に伴う古環境の変遷についても解析できる。また、テフラが土壌の直上に短期間に厚く堆積する場合、その埋没した
土壌は、一種のタイムカプセルとなって、当時の環境情報をよく保存する。したがって、噴火年代が明らかなテフラ直下の埋没土壌を調べれば、古環境の解析がより精度の高いものになる。このような解析は、テフラの瞬時性と広域性という性質を利用し、自然から人文にまたがる種々の歴史的事象を時系列にしたがって解き明かすテフロクロノロジー（火山1）
灰編年学）
研究 の一つでもある。
日本のテフラ由来土壌による古環境の解析では、後述するいくつかの方法によって、過去の植生、気候、火山噴火、黄砂の堆積、火災などのイベントが部分的に解明できる（図 3）。本稿では、日本のテフラ由来土壌による古環境の解析で利用される主な分析項目を述べ、日本での事例を中心に紹介する。
2．土壌断面調査による古環境の解析

図2

テフラ－土壌シークエンスの一例（鹿児島県垂水市）．

テフラは主に橙色部分で，土壌とテフラが繰り返し堆積している．
シャベルの長さは 97cm．

130

土壌断面調査は、野外において土壌の色（土色）、
斑紋・結核、有機物、土性、構造、コンシステンス（粘着性、可塑性、緻密度、砕易性）、孔隙、根、水分状態などを調べ、その結果に基づいて層位を分け、
2）
その層位名、深さ、層界の状態を記録する 。その土壌断面調査は、一般に土壌の分類や農林業目的のために行われる。一方で、土壌断面調査は、古環境解析に利用可能な項目も含む。
3）
土色はマンセル表色系に準じた標準土色帖 によって色相、明度、彩度の順に表示する（例えば、黒色であれば 7.5 YR 1.7/1 などと記載）。このうち湿状態の土色から、おおよその有機物含量が推定でき
4）る（表 1）。さらに、湿状態の土色の“明度 2 以下”、“彩度 2 以下”は、「日本の統一的土壌分類体系－第5）二次案」の分類基準“多腐植質”の指標の一つになっている。すなわち、この基準を満たせば、有機物の給源植物が生育した当時、植生が旺盛に繁茂していたことがわかる。
斑紋は、土壌中で主として鉄（Fe）やマンガン（Mn）が、ある部分に集積あるいは溶脱し、土色が4）周りの基質と区別されるものを指す 。岡山市の津島遺跡では、斑鉄の集積層とマンガン斑の集積層から水田跡が検出され、その遺跡における弥生時代の6）
水田の変遷が明らかになった 。一方で、水田跡の判定は、現在の地下水位の上下動によっても斑鉄やマンガン斑の集積層が形成されることから慎重に行う必要がある。
コンシステンスのうち、緻密度（土壌の堅さ）
は山
7）
中式土壌硬度計 で測定できる。山中式土壌硬度計
は、硬度計の円錐部を土壌に垂直に圧入するときの抵抗を内部のスプリングの縮みの大きさとして mm2）単位で表すものである 。遺跡の発掘調査では、こ地球環境 Vol.16 No.2

図3

表1129－138（2011）

テフラ由来土壌における主な古環境解析の方法．

テフラ由来土壌（黒ぼく土）の有機物含量と土色 ．
4）

土色

色相

明度

彩度

有機物含量

≧4

≧5

20 g kg

－1

前後

褐色

4

3～4

30 g kg

－1

前後

暗褐色

3

3～4

50 g kg

－1

前後
前後

褐色

黒褐色～暗褐色

7.5YR ～ 10YR

3

2～3

80 g kg－1

黒色～黒褐色2

2100 g kg

－1

前後

黒色

≦2

120 g kg

－1

前後

1

ので、異種母材混入の判定に利用できる。
また、層界から畑跡の畝や畝間が検出できる場合もある。図 4 には現代の事例ではあるが、火砕サージと土石流の堆積物に覆われた畑跡の写真を示す。これは、火砕サージに覆われる以前、畑であった地点であり、畝や畝間の様子がよくわかる。一方
で畑跡の判別は、土壌断面を畝に対して平行に露出させると畝が確認できない場合や自然地形との判別が難しい場合も多いので注意を要する。いずれの事
例も、土壌断面調査だけで判断せず、後述する分析も含め総合的な解析が必要である。
図4

火 砕サージと土石流の堆積物に覆われた畑跡の一例（長崎県島原市）．

火砕サージ堆積物が畝間を埋めている．ネジリ鎌の長さは 31 cm．

の土壌硬度計を用い、踏圧などが原因で硬化した土
壌と硬化していない土壌の堅さの違いを調べる。土
壌硬度計が、道路状遺構の路面を検出する判断材料
8），9）の一つに利用されている。野外土性は、現場において土塊を指で触り、砂の感触の程度、粘り具合（粘着性）、どの程度まで細く長くのばせるか（可塑4）性）などを判定する 。これは粒径組成も反映する

3．土壌の分析による古環境の解析
3.1 理化学性分析
土壌の理化学性分析による古環境解析では、土壌の構成成分のうち土壌中で移動しにくい成分を用いる。
土壌中の炭素（C）は古環境の推定に最もよく用いられる。日本のテフラ由来土壌における有機態の炭素含量（有機炭素含量）はその多くが植物由来であり、時間経過とともに多かれ少なかれ分解し減少す131井上：日本のテフラ由来土壌による古環境の解析る。しかし、テフラ直下の埋没土壌では、数千年経において、C 4 植物の比率が高い場合、草本植生の－1
過後も 100 g kg を超える高い有機炭素含量を示
ススキなどによる寄与が大きいと推定され、また、10）
す場合がある 。有機炭素含量が高い層は当時植生
ススキ植生（C 4 植物）が長く継続する場合、人為的の繁茂が旺盛であり、気候が温暖であったことを示
な野焼きなどによるススキ草原の維持、管理が想定
唆する。阿蘇、愛鷹、十和田の各火山地域では、完される。ススキは人による管理がなければ、新たな新世における古気候の推定にテフラ由来土壌の炭素
植物種に遷移するためである。
11）
含量が用いられている 。また、男体山や赤城山周
一方で、この手法は、土壌中に供給された植物遺辺のテフラ由来土壌でも、腐植特性（炭素含量など） 体の種類を特定できるわけではない。したがって、
12）から完新世の生物気候環境が推定されている 。そ後述する植物珪酸体分析や花粉分析の結果と併せての他にも炭素含量の垂直方向への変遷から古気候の植生解析が行われる。八甲田山南山麓の溶岩台地上
13）－ 15）推定が行われる事例は多い。
に分布するテフラ由来土壌では、黒色土と褐色森林
1320）
土壌中のリン（P）の起源は、母材、動物遺体、植土の土壌有機物についてδ C 値が調べられた 。黒物遺体などであり、農耕地では肥料などが推定され色土の腐植の給源としてススキなど C4 植物が 45％る。リンの化合物、リン酸カルシウム（Ca（POは～53％を占め、C4 植物の植物遺体が約 4,000 年にわ34）2）脊椎動物の骨や歯の主成分であり、日本のような酸たって土壌中に供給されたこと、褐色森林土には、性土壌中では次第に溶解する。しかし溶解によって主に C3 植物の植物遺体が供給されたことが明らか
20）
骨や歯が形状を失っても、構成成分のリン自体は土にされた 。また、九州南部都城盆地の 3 地点にお壌中のアルミニウムなどと結合して残存する。骨やいて、古植生推定の試みとしてテフラ由来土壌の
13
15
22）
歯が含まれていた層では、周辺の土壌よりリン含量
δ C 値とδ N 値が調べられた 。同じく都城盆地が高くなる。一方、土壌中のカルシウムは、降雨なの別地点のテフラ由来土壌では、後述する植物珪酸
どによって溶脱しやすいので、リンに比較して長期体分析の結果と併せて、特に有機炭素含量が高い埋間一つの層に残存することは難しい。このような土没腐植層でメダケ属などの C3 植物が優勢であるこ壌中のリンやカルシウムの解析では、その含量を対とや、テフラの堆積によって植生が壊滅的な打撃を
照土壌と比較することで、生物の関与が明らかにな受けた場合には、最初に先駆種である C4 植物のスる。群馬県における縄文時代の遺跡では、遺跡内にスキ属などから回復することが明らかにされてい21），23）ある住居跡、土坑、および土器内の土壌と遺跡外のる。
対照土壌において全リン・全カルシウム含量が調べ
3.3 植物珪酸体分析
16）られた 。その結果、全リン含量は、60 遺構のう
植物珪酸体は、高等植物の細胞に非晶質含水珪酸
ち 44 遺構で対照土壌より明らかに高い値を示した。 （SiO 2・nH 2O）が沈積することにより形成される生24）
一方、全カルシウム含量は 22 遺構でのみ対照土壌体鉱物である 。植物珪酸体は植物毎に特徴的な形
より高い値を示した。このことは、リンとカルシウ態を持つことも多いので、土壌から採取した植物珪
ムの溶出速度の違いを示唆し、遺構内でリンの供給
酸体を形態毎に類別・同定すれば、その植物が繁茂16）源になった何らかの生物の関与を示唆した 。また、した当時の植生が部分的に明らかになる。植物珪酸
東京都の方形周溝墓群の遺跡では、周溝内土坑のリ体は多くが母植物の枯死と共にその場の土壌構成成24）
ン酸含量の分布から遺体埋納位置を推定した事例も分となるので 、局所的な古植生の解明には有効で17）紹介されている 。さらに、浅間山噴火（1783 年） ある。ただし、植物珪酸体は全ての植物中に含まれに伴う泥流によって埋没した畑土壌では、可給態リるわけではなく、また、植物に含まれる植物珪酸体
ン酸含量や交換性カリウム含量が調べられ、それらの個数は植物毎に異なり、植物珪酸体の形状が類似
18）
成分を含む肥料の畑への施用が推定されている 。
する植物も多い。しかし、テフラ由来土壌では、土3.2 炭素安定同位体比分析
壌中の主要な植物珪酸体の量が土壌中の有機炭素含1310），25）－ 27）
土壌の炭素安定同位体比（δ C）分析では、主に量と相関を示し、併せて特に腐植層におい1313δ C 値から算出した C 3 植物と C 4 植物の比率が古て、δ C 分析から算出した C 3 植物と C 4 植物の比環境の解析に利用される。日本のテフラ由来土壌に率の変遷が、主要な植物珪酸体の含量から算出した
21），23）おける炭素の給源の多くは C3 植物と C4 植物の二者
C3 植物と C4 植物の比率の変遷と一致する。こに区分できる。C 3 植物は樹木などの森林植生のほのことからも、テフラ由来土壌の植物珪酸体組成がか、タケ、ササ類やイネなどであり、C 4 植物は、
当時の植生をよく反映すると考えられる。
ススキ、チガヤのほか、シバ、ヒエ類などである。
さらに関東南西部のテフラ由来土壌では、海洋酸
13
C 3 および C 4 植物起源炭素のδ C 値の平均は、そ
素同位体ステージ（MIS；Marin Isotope Stage）5.1
19）
れぞれ－27‰および－13‰であるので 、これを利 （約 8.5～7.4 万年前）の温暖期以降の植物珪酸体組成20），21）用した計算式から両者の比率が求められる。
が調べられ、ササ属／メダケ属の植物珪酸体量の変13
このように土壌のδ C 値は土壌炭素の給源植物の動が MIS によるグローバルな古気候変動によく対
1328）
δ C 値を反映する。例えば日本のテフラ由来土壌
応することが報告されている 。ササ属／メダケ属
132

地球環境 Vol.16 No.2の比は、ササ属が寒冷でメダケ属が温暖でよく生育することを利用し、寒冷／温暖の指標にしたもので29）30）ある。九州中部では、阿蘇山東方 と南西麓 において、テフラ由来土壌の植物珪酸体分析から過去 3
万年間の植生変遷が明らかにされている。また、九州南部においても、テフラ由来土壌の植物珪酸体分
析から最終氷期以降の照葉樹林の発達史が明らかに31）されている 。このように、植物珪酸体分析は、テフラ由来土壌の古植生解析において有効な分析手法になっている。一方で、黄砂の中から植物珪酸体が発見されるなど植物珪酸体が遠方から移動し堆積す32）る事例 や、植物珪酸体の垂直方向への移動の問
33）
題 、各植物種において植物珪酸体の生産量が異な
34）ること など、植物珪酸体分析による植生解析ではまだ注意すべき点も残る。したがって、植物珪酸体分析による古植生の解析においても、試料採取や結果の解釈については、改めて十分な注意が必要である。
3.4 花粉分析
花粉は、胞子等と同様に植物分類群に固有の表面
組織や形態を有し、スポロポレニンと呼ばれるテル
ペン類似の強靭な膜を持つため、堆積物中、特に水35）が停滞するような嫌気的条件下でよく保存される 。
したがって、形態による花粉の類別・同定は、植物
珪酸体分析などと同様に植生解析の有効な手法の一つになっている。特に、湿原や湖底の堆積物から時系列に沿って採取した試料では、同定した花粉の粒数の垂直方向への変化から、植生変遷や気候変動などが明らかになる。加えて、それらの堆積物が年縞堆積物であれば、花粉分析は、ほぼ 1 年単位の高い
時間分解能での植生変遷や気候変動を明らかにする。
一方、土壌中の花粉は、通気性の良い酸化的条件
下で差別的な分解を受けやすく、堆積物試料などと26）比べ残存する花粉も著しく少ない 。また、土壌中の花粉組成における時系列変化は、堆積物とは異なる堆積状態のために、堆積物ほどの高い時間分解能を有してはいない。したがって、土壌の花粉分析か
ら古植生の解析を行った事例は少ない。しかしながら、森林下の土壌では、花粉の保存条件が良ければ、花粉分析による植生の解析は十分に可能との報告も36）ある 。さらに、適湿で強い酸性を示す森林下の土
壌は、花粉分析における分析対象として有効であり、
また、土性が粗粒かあるいは乾性の酸性土壌でも、花粉・胞子の絶対数が豊富で、それらの保存状態の違いから生じる分析値の歪みを補正すれば、定量分37）析は充分可能とされる 。このように、これまであまり行われていない土壌の花粉分析についても条件さえ注意すれば有効な植生解析の手法となる。そして、土壌の花粉分析は前述した植物珪酸体分析などと補完すれば、より詳細な植生解析を可能にする。
テフラ由来土壌の花粉分析の事例として、九重火

129－138（2011）

山一帯を覆う草原の土壌と山麓のミズナラ林内にお38）ける崩積土壌の報告がある 。そこでは、火山活動が及ぼす現在および過去の植生の成立やその推移が38）
報告されている 。その他にも花粉分析は、特に森林地域のテフラ由来土壌の古環境解析に利用されて
39）－ 46）いる。一方で、風媒花と虫媒花では花粉の散布様式が異なり、風媒花ではかなり遠方にまで花粉が飛散する場合もあり、同じ風媒花であっても花粉
47）の飛散距離は異なる 。虫媒花では、花粉が昆虫に47）運ばれる以外、花粉は親植物の近辺に落下する 。
このように、花粉の散布様式は、植物によって異なり、植物の種類によっては局所的でなく、より広い
地域の植生を反映することにも注意が必要である。
また、花粉の同定は、植物分類学上の属レベルに留まることも多いので、植物種の特定には他の分析に
46），47）
よって補完する必要がある。
3.5 鉱物による解析
テフラ由来土壌の一次鉱物の解析では、偏光顕微鏡などを用い、鉱物粒子を観察・同定する方法と粉末 X 線回折（XRD：X-ray diffraction）による方法とがある。偏光顕微鏡や XRD による一次鉱物の同定
では、細砂画分（0.02～0.2 mm）の中でも粒子径 0.1～0.2 mm あるいは 0.05～0.2 mm サイズが用いられ48）
る 。日本のテフラ由来土壌で同定される主な一次鉱物は、斜方輝石、単斜輝石、角閃石、橄欖石、磁鉄鉱、黒雲母、長石、石英、岩片、スコリア片、火山ガラスなどである。さらに火山ガラスは、その形状によって、バブル型、軽石型、小滴型、急冷破砕
1）型などの区分もある 。一次鉱物組成によって、肉眼では確認できないテフラの堆積が確認できる。関
東地方南部 3 地点における完新世の腐植層では、一次鉱物組成が調べられ、それぞれ南部では富士山起源、北部では北関東系の火山起源、中間部にあたる
武蔵野台地南部でも北関東系の火山起源のテフラが49）
完新世に堆積したことが推定されている 。また、
関東地方南部の遺跡では、層位毎に連続して採取したテフラ由来土壌の一次鉱物組成が調べられ、火山
ガラス密集層の存在から、九州南部、姶良カルデラ
50）
51）
起源の姶良 Tn テフラ （AT）
（2.9 万年前噴火 ）の
52）
堆積が確認されている 。さらに、九州南部都城盆地のテフラ由来土壌でも一次鉱物組成が調べられ、
51）
6,400 年前 に開聞火山群池田湖から噴火した池田
51）
湖テフラ（IK）と西暦 1235 年 に霧島火山群御鉢から噴火した高原テフラ（Kr-Th）などが確認されてい53）る 。
また、日本の多くのテフラ由来土壌は黄砂（風成塵）を含む。風成塵は、黄土高原、ゴビ砂漠、タク
54）
ラマカン砂漠などを起源とし、粒度は 20μm 以下
で、その主要鉱物は、雲母（イライト）、バーミキュ
ライト、カオリナイト、石英、長石、カルサイトな55）
どである 。テフラ由来土壌ではあまり見られない
雲母やバーミキュライトなどの 2：1 型粘土鉱物や133

井上：日本のテフラ由来土壌による古環境の解析

シルトサイズ（0.002～0.02 mm）の石英の顕著な存在
から、風成塵の堆積が推定できる。その過去の風成塵の堆積は、ほとんどの場合、野外において目視で同定できるわけではなく、粒径組成や X 線回折（XRD）による分析が必要になる。しかしながら、この両方法だけでは確定的ではないので、さらに風成
塵の主要鉱物の一つで、風化抵抗性が高い石英につ
56）
い て 、 酸 素 同 位 体 比 、 熱 ル ミ ネ セ ン ス（ T L ：57）
Thermoluminescence） 、電子スピン共鳴（ESR：
Electron spin resonance）
分析による酸素空格子信号
58）
強度 などを調べ、風成塵（黄砂）起源か否かが判定59）される 。日本における風成塵の堆積量は、温暖期の MIS 1（約 1.2 万年前～現在）に比べて最終氷期最60）
盛期の MIS 2（約 2.4～1.2 万年前）は約 2 倍多い 。
これは、MIS 2（寒冷期）に、シベリア高気圧が発達して、アジア大陸北方に広がる風成塵の給源地（中国東北部からシベリアの先カンブリア紀岩地域）
が、極度に乾燥したことで、降雪量が現在よりも減少し、
冬でも雪に覆われない砂漠が拡大したため、日本へ
60）の風成塵の堆積量が増大したと考えられている 。
一方、MIS 1（温暖期）は、冬季の北西モンスーンが弱くなり風成塵の運搬が減少するとともに、給源地が湿潤化したため、風成塵の供給が減少したと考え60）られている 。また、MIS 1 には、風成塵の給源地が MIS 2 とは異なり、現在の風成塵のようにタクラマカンやゴビなどの中国内陸砂漠へと移り、亜熱帯ジェット気流によって風成塵が日本へと運ばれる60）ようになったと考えられている 。このように、風成塵の堆積量が多い MIS 2 の最終氷期最盛期（2.3～
1.9 万年前）には、風成塵の堆積が日本の植生や気候に何らかの影響を与えた可能性が高い。逆に、当時の気候変動によって、風成塵の堆積量が増大したとも考えられる。
いずれにしても、風成塵の堆積量の増減は古環境解析の上で重要である。岩手火山東麓のテフラ由来
土壌では、約 13 万～9 万年前噴火の洞爺テフラ以降に堆積した風成塵について、粘土鉱物組成、粘土およびシルトサイズの石英含量、石英（1～10μm）
61），62）の酸素同位体比などが調べられた。岩手火山
東麓地域で風成塵が最も堆積した時期は、寒冷期の最終氷期後期（約 3.4 万～2 万年前）であり、その堆
61），62）積速度は 1,000 年当たり 4 cm であった
。北海63），64）65）
道十勝地方と栃木県喜連川町 においても、
テフラ由来土壌のシルト中石英含量や粘土鉱物組成などによって、
風成塵の堆積量の増減が調べられた。
0
日本周辺における広域風成塵の堆積速度は概ね 10－1－2－1～10 mg cm y のオーダーであり、寒冷な時期に堆積速度（堆積量）が増加し温暖な時期に減少す59）る 。
すなわち、風成塵の堆積量の変遷が古気候変動
65）（モンスーン変動）と一致することが示されている 。
3.6 土壌微細形態による解析
土壌微細形態による古環境解析では、不攪乱の土134

壌を薄片にして、光学顕微鏡などで観察し、そこに含まれる有機物や過去の人為的な攪乱の痕跡などを調べる。テフラ由来土壌に関連する土壌薄片の微細形態の観察では、
これまでに遺跡の住居跡床面から、藁のような繊維を編んだ敷物の断面の形跡が、同じく住居跡から、被熱した粒子や炭化物が発見され、
66）
炉跡の存在が明らかにされている 。また、畑跡や66）
水田跡を識別した事例も報告されている 。
さらに、
1783 年の浅間山噴火によって埋没したテフラ由来
土壌の畑跡と、土地利用や植生から人為的影響を受けていないと考えられる地点を対照地とした採取試料で、土壌薄片が作製され、観察の結果、孔隙の形態などが、畑跡では密な状態、対照地では粗な状態にあり、畑跡と対照地での土壌微細形態の違いが明67）
らかにされた 。その他にも、群馬県吹矢三角遺跡の畑跡土壌などで、土壌微細形態分析による古環境
68）
解析の事例が紹介されている 。
3.7 微粒炭による解析
堆積物や土壌中に産出する黒色の木片あるいは植物片は、微粒炭、炭化片、炭化物、木炭物、炭質物などと呼ばれ、多くは植物燃焼に伴う炭の可能性が69）
報告されている 。すなわち炭の検出は、焼畑、山焼き、野焼きなどの人間活動に伴う火災や自然発火
69）による火災など、火災の痕跡を示す 。特に、粒子径 100μm 以上の大きな微粒炭（macro-charcoal）の70）
多くは、ほとんど飛散せずに近場に落下するので 、近隣での火災史を明らかにする上で有効な試料になる。琵琶湖西岸に分布するテフラ由来土壌の黒色土層では粒子径 125μm 以上の黒色植物片が採取され、反射率や水素（H）と炭素（C）の含量比（H／C）な
どから、黒色植物片が植物の被熱によって生成した
71）
微粒炭であることが報告されている 。また、阿蘇
外輪山北部の草原におけるテフラ由来土壌の黒色土層から採取された 100μm 以上の微粒炭の解析では、当該地の草原が約 1 万年前から頻繁に火を入れ72）ることで維持されてきた可能性が示唆された 。さらに、新潟県から長野県に広く分布するテフラ由来
土壌のローム層中では、1 mm 以上の炭粒子を多く含む層準が発見され、約 12～11 万年前、約 10～9万年前、約 7 万年前の 3 層準において大規模な森林
69）
火災の痕跡が示唆された 。さらに、粒子径に関わらず、植物炭化物片は土壌有機物の構成物質として73）
看過しえないことが報告された 。これは、土壌が生成した当時、何らかの火に伴う事象が起こり、その痕跡が土壌中に残ったことを示唆する。
4．土壌による古環境解析での注意点
土壌によって古環境を解析する上では、土壌構成
成分が土壌中を移動することと併せて“土壌”についての基礎情報をよく理解しておくことが重要である。

地球環境 Vol.16 No.2

表2

主要な土壌攪乱作用

129－138（2011）．

75）

土壌攪乱作用の形態

土壌攪乱の原因

気体性攪乱

Aeroturbation

ガス，空気，風人為攪乱

Anthroturbation

人為

液性攪乱

Aquaturbation

水

粘土性攪乱

Argilliturbation

スメクタイトのような膨張性粘土による粘土の膨張収縮

凍結攪乱Cryoturbation

凍結解凍作用や氷晶

結晶性攪乱

Crystalturbation

氷や様々な塩のような結晶成長

動物性攪乱

Faunalturbation

昆虫を含む動物

植物性攪乱

Floralturbation

植物

重力性攪乱

Graviturbation

葡行のようなマス・ムーブメント

衝撃性攪乱

Impacturbation

彗星や隕石のような地球外からの衝撃，および例えば砲弾や爆弾のような人間が生み出した衝撃

地震性攪乱

Seismiturbation

地震

土壌構成成分の一部は、水溶性の元素や画分として降雨などの浸透する水に伴って地下へと溶出する。最も溶出しやすい土壌中の主要無機成分は、塩素や硫黄であり、ナトリウムやカリウムもケイ素や74）
アルミニウムに比較して移動しやすい 。このように、溶脱作用によって上層から移動してくる元素もあり、また集積作用によって新たに層の中に付加される元素もある。また、そのまま洗脱作用によって土壌から放出される元素もある。したがって、土壌による古環境解析では、深さに伴って採取した土壌
構成成分の位置関係が、その年代値の上下関係と必ずしも一致しない場合があり、注意が必要である。
その他にも土壌の構成成分は土壌攪乱作用（Pedoturbation）によって少なからず元の位置（原位置）から移動することも重要である。ここでは詳述しない
75）が、主要な土壌撹乱作用のタイプを表 2 に示す 。
一方、“土壌”をよく理解していない人にとって、
5）
例えば、黒味の強い黒ぼく土 は、外国の黒土のイメージから肥沃な土壌を連想させる。しかし、現代の農業で利用される黒ぼく土が肥沃なのは、近代の様々な土壌改良の賜物であって、元来、黒ぼく土は農耕地に適した肥沃な土壌ではない。したがって、遺跡などでの古環境の解析において、この土壌を肥沃な土壌として考えると誤った解釈へと繋がる。また、一見、同じ色で同じように見える数メートル先の土壌であっても異なる時代に生成している場合もあり、また土色が異なっていたとしても同時代に生成している場合もある。このようなことが土壌では起こりうることにも注意が必要である。
土壌は多様な成分で構成されているために複雑である。一方で、それがために土壌は様々な情報を含んでおり、“土壌”をよく理解した上で土壌を利用すれば、土壌は古環境解析の有効なツールになる。

気候、火山噴火、黄砂の堆積、火災の痕跡などの古環境の情報が得られる。土壌は過去の様々な情報を含んでおり、特にテフラによって埋没した土壌は、その当時の環境がパックされた状態にあるので、古環境解析の上でも有効な試料になる。
一方で、
“土壌”
をよく理解しないままでの土壌の解析では、その貴重な古環境情報を十分に活かせない。日本のテフラ
由来土壌による古環境の解析では、土壌の特殊性をよく理解し、有効な試料を選定、採取して、複数の分析により補完することが必要である。このような結果に基づき総合的に解析することで、土壌から、より高精度な古環境の情報が得られる。
謝

辞

本稿の一部は、科学研究費補助金 基盤研究
（C）
「埋没土壌の炭素貯留量と埋没作用が土壌の性状に与える影響の解明」（課題番号：22510014、研究代表者：
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素・窒素安定同位体自然存在比の変遷－植物珪酸36）三浦 修（1990）森林土壌の花粉分析－方法論的問題

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57）鴈澤好博・窪北耕治・鈴木直太・長内郁典（1998）－とくに過去の植被の違いについて．第四紀研究，

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53）井上 弦・長友由隆・高木 浩（1997）都城盆地におけ70）井上 淳（2007）火災史を考える上での macro-char-

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coal 研究の重要性と分析方法－日本の火災史研究

ペドロジスト，41，42-54．

におけるその役割．植生史研究，15，77-84．

54）井上克弘・成瀬敏郎（1990）日本海沿岸の土壌およ71）井上 淳・吉川周作（2005）琵琶湖周辺に分布する黒び古土壌中に堆積したアジア大陸起源の広域風成

色土中の黒色植物片について－黒色土中の微粒炭

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研究の新たな取り組み．第四紀研究，44，289-296．

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庄子貞雄・鈴木 皓・服部 勉・三土正則・和田光史から見た阿蘇外輪山の草原の起源．名古屋大学加137井上：日本のテフラ由来土壌による古環境の解析

速器質量分析計業績報告書（XIII），236-239．
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138

井上

弦

Yudzuru INOUE

福岡県出身。宮崎大学農学部卒、同農学研究科修士課程終了、鹿児島大学大学
院連合農学研究科博士課程修了後、同研究生を経て、2004 年東京工業大学大学
院総合理工学研究科助手、同助教。任期終了後、2008 年から九州大学中央分析センター学術研究員（現職）。専門は土壌学。博士（学術）。現在、先端研究施設共用促進事業「講習機能を備えた大学先端分析施設・機器の産業利用仕組みの構築」に関し、主に X 線光電子分光分析装
置（X-ray Photoelectron Spectroscopy, XPS）を利用した職務に従事。併せて、「埋没土壌の炭素貯留量と埋没作用が土壌の性状に与える影響の解明」と題した火山灰編年学を利用した土壌の生成に関する研究を継続中である。