茨城県自然博物館総合調査報告書
北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明(2006-2008)
Report of Comprehensive Surveys of Plants, Animals and Geology
in Ibaraki Prefecture by the Ibaraki Nature Museum
Cenozoic Geology, Fossils and Paleoenvironmentsof Kita-ibaraki area in Northeastern Ibaraki Prefecture(2006-2008)

IBARAKI NATURE MUSEUM

Bando, Ibaraki, Japan
March 2011

はじめに
ミュージアムパーク茨城県自然博物館では，茨城県内の動物・植物の分布・生態・生息環境の特性，地質・気象などの地学的特性を把握し，それらの相互関係や変遷のメカニズムを解明することを目的とした総合調査研究を継続実施している．この総合調査は，当館の活動の基本方針に掲げた｢地域自然の継続的調査研究｣を推進し，動植物の分布状況や保全状況を把握するとともに，調査で得られた情報を活用し，地域の自然的特性に応じた生物多様性の保全を図るための活動につなげるものである．
今回発行される総合調査報告書「北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明」は，第Ⅰ期総合調査で概要のみの調査が行われた北茨城地域の新生界について，第Ⅱ期総合調査
で地質や産出するさまざまな化石および推定される古環境について総合的に実施した調査の成果をまとめたものである．
今回の報告は，一部の地域に限定されたものであるが，この地域は常磐堆積盆の形成にかかわる地質学的に重要な要素を含んでおり，その成果によって茨城の大地の形成過程の解明が進むものと考えられる．このような調査と標本の蓄積を継続することによって，茨城県の地質とその形成過程の解明が進むものと確信している．
最後に，総合調査に参画した多くの方々の地道な調査研究に感謝申し上げるとともに，本書が各方面で広く活用されることを願ってやまない．
ミュージアムパーク茨城県自然博物館
館長

菅

谷

博

�

�

総合調査研究について1

総合調査研究における化石および堆積相の調査について

2

北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明3

− 1 −

総合調査研究における化石および堆積相の調査について
第Ⅰ期総合調査では，化石および堆積相に関する分野では，以下の地域および内容について調査を実施した．
第 1 次 県南部地域の第四系貝化石および堆積相
第 2 次 鹿島・東茨城両台地の見和層中部から産した貝化石，東茨城台地を構成する上部更新統下総層群見和層の堆積相
第 3 次 多賀層群の層位学的意義と日立層の貝化石，完新統後退性
海浜堆積物の貝類遺骸，里川の地形と堆積物
第 4 次 棚倉破砕帯の新第三系と貝化石群，新第三系鮮新統久米層の底生有孔虫化石，久慈川河床巨礫の起源と挙動調査地域については，県内を大きく 4 つに地域に分けて調査テーマを設定し，1 地域 3 年の調査期間として，12 年で県内を一巡できるように計画した．第Ⅱ期第 1 次総合調査では，原則として茨城県西部地域を対象としている．しかし，化石および堆積相に関する分野では，県内全域の地質を把握する上で，今後調査が必要な地域に著しく偏りがあるため，今回の調査では北茨城地域に分布する新生界を調査対象とした．
この調査は，長年にわたり化石および堆積相について研究を進めてきた調査員 6 名，調査協力者 15 名からなる茨城古生物研究会（代表：安藤寿男 茨城大学理学部教授）に委託して実施した．

− 2 −茨城県自然博物館総合調査報告書
茨城県自然博物館総合調査報告書 北茨城地域の新生界の地質・古生物・古環境の解明
北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明

北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明
茨城古生物研究会
２．常磐沖堆積盆とは？

調査概説
本調査の目的は，常磐地域の茨城県側について，比１）地質学的にみた常磐地域の定義

較的地層がよく露出する北茨城地域の地質や古生物の常磐地域は，歴史的には常陸國（ひたちのくに）と特性を明らかにして，古第三紀以降の堆積史や地史を

磐城國（いわきのくに）を総称する地域名称であるが，復元することにある．そして風化・侵食作用や土木工

地質学的には，福島県南部～茨城県北部の阿武隈山地

事等によって滅失していく化石等の資料を集積して地東部の太平洋岸の上部白亜系から新第三系上部までの質学的・古生物学的自然遺産の情報を記録することを堆積岩類が分布する地域をいう（図1）．南限は棚倉構

目指している．第Ⅱ期第 1 次総合調査（2006 年〜2008

造線までとされるが，北限は明瞭ではなく，少なくと年）の 3 年間で行った調査の成果を以下のように，4も南相馬市原町付近までは地表にわずかながら新第三部構成でまとめる.

系が露出しており，地下にもその分布が予想される．
常磐地域は，先新第三系の地帯構造区分では阿武隈帯

A．北茨城地域の地質と層序および堆積相・シーケン
ス解析に相当するが，北縁は双葉断層の北側は南部北上帯南縁におよんでいる．日本海が拡大した前期中新世で東B．��海岸の地質と�久層群��層の炭���ンク

北日本の地質構造の特性が変化しているため，中新世以降とそれ以前で，地層分布が異なり堆積盆の地質学

リーシ�ン
C．北茨城市の下部中新�湯��層群�ノ�層から産的背景が異なるのは当然のことである．
阿武隈帯の基盤をなす岩石は，前期白亜紀以前の古出する化石
D．��海岸の地質資源を中�とした自然���ー�

期岩類である阿武隈変成岩類やその源岩となる古生界，そして阿武隈花崗岩類である．これらを被覆する堆積の検討

岩は，太平洋岸に南北に伸びた一連の前弧堆積盆の西䠝㻚໭Ⲉᇛᆅᇦ䛾ᆅ㉁䛸ᒙᗎ䛚䜘䜃ሁ✚┦䞉䝅䞊䜿

縁部が，新第三紀以降の構造運動によって陸上に露出䞁䝇ゎᯒ㻌したものである．双葉断層や東西性左横ずれ成分を持

１．はじめにったブロック性の断層（二ッ箭断層，湯ノ岳断層）に

茨城県北茨城市から日立市にかけての太平洋岸地域

よる変形はあるが，大局的に地層は南北から北北東－は，常磐地域の南部に位置し，阿武隈山地の基盤をな

南南西走向で東に緩く傾斜した同斜構造をなしている．

す前期白亜紀以前の古期岩類の上に，古第三紀以降のそして，その構造は太平洋沖合海底下にも広く連続し堆積岩が被覆している（図 1）．常磐地域の古第三系ており，全体として常磐沖堆積盆と呼ばれている（岩からは石炭を産出するため，常磐炭田として炭坑開田，1995; 岩田ほか，2002など）．本報告書では常磐発・採鉱のための地質調査に始まり，数多くの地質学

沖堆積盆の陸域部分に対して常磐地域を用いる．

的研究がなされてきた．したがって，膨大な研究文献

Ando (2003)，安藤（2005，2006）は，常磐地域ではが蓄積されその全貌を把握するのは容易ではない．茨

双葉層群として知られる白亜系を堆積した堆積盆は，

城県北部の地域に限ると文献はかなり絞られるが，常サハリン北部から北海道，三陸沖，相馬沖，常磐沖を磐地域は層序が南北に類似して連続しており，特定の通って鹿島沖まで少なくとも1,400 km 以上にわたっ地域の地質や層序などを研究するには，常磐地域内のて連続しており，古第三紀まで地層が断続的に続いて隣接地域との比較をしながら行う必要がある．

いるので，それらを一括する堆積盆の名称として蝦夷

そこで，最初に福島県南部を含めた常磐地域の地質

堆積盆を用いている．そして，堆積盆の形状，構造的学的背景を理解するために，常磐地域や常磐沖堆積盆

な位置づけ，層序などから，常磐亜堆積盆（鹿島沖かの意義についてまとめる．そして，北茨城市周辺の地

ら気仙沼沖南部まで），北上亜堆積盆（気仙沼沖から質や層序を再検討し，堆積相・シーケンス層序解析か

久慈沖北方），北海道亜堆積盆に細分した．したがって，

ら明らかとなった成果をまとめる.

本論では常磐沖堆積盆という名称は，常磐地域の太平− 3 −茨城古生物研究会
茨城古生物研究会

洋沖の白亜系以上の堆積物をもたらした堆積盆（地質久保ほか（2002），田切・安藤（2004），成田層研究調査所，1992；岩田ほか，2002）という意味で用いる．

会（2004），須藤ほか（2005），高橋・柳沢（2008）

常磐地域は，地質構造の上で主要断層（北から双葉によって幾つかの視点から研究史の総説が行なわれて断層，二ツ箭断層，湯の嶽断層，山田断層）によって，

おり，これらを参照すると，個別の地層・時代・地域

北から順に富岡，双葉，石城北部，石城南部，多賀のの研究史あるいはそれらの問題点，そして最近の研究

５つの地区に分けられる（須貝ほか，1957）．このうち動向を把握できる．常磐地域の地質学関連論文もほと茨城県北部の古第三系・新第三系は，山田断層以南のんど網羅されている．しかし，詳細に調べられるほど多賀地区として一括される．

新たな課題が見いだされ，現代的な視点から他の同時代の堆積盆にはない革新的な成果が蓄積されている．

３．北茨城地域の地質概説
北茨城地域は，常磐地域を 5 地区区分した場合の南端である，多賀地区の北部に位置し，古第三系〜新第三系が分布している．全体的に北北東-南南西走向の東暖傾斜を示し，下位より古第三系白水層群石城層，浅貝層，白坂層が整合的に重なり，上位に新第三系の湯長谷層群，高久層群，多賀層群がそれぞれ不整合で重なっている（図 2）．
１）白水層群
基盤岩類である阿武隈変成岩類，阿武隈花崗岩類を無整合で覆う．一般走向は北北東から南南西を示し，
10～20°東に傾斜する．砂岩，有機質シルト岩主体の石城層，細粒砂岩主体の浅貝層，均質な砂質シルト岩
主体の白坂層からなり，下位より順に整合的に累重する．白水層群の堆積年代は後期始新世～前期漸新世（約 35-31Ma：須藤ほか，2005）とされており，石城層の下部〜上部の間に始新統漸新統境界が位置するものと考えられている．
２）湯長谷層群
図１. 常磐地域の地質略図と地区区分．高橋・柳沢（2008）

２）常磐地域の地質研究史

白水層群の上位に不整合で累重する．一般走向は北
北東から南南西を示し，10～20°東に傾斜する．礫岩，
砂岩，有機質シルト岩主体の椚平層，砂岩主体の五安常磐地域では古第三系から石炭を産出するため炭鉱層，均質なシルト岩主体の水野谷層，珪質なシルト岩開発の必要から，中村 (1913) 以降多くの研究がなさと層厚 1 m 程度の砂岩層を挟在させる亀ノ尾層からなれてきた．それに伴う動植物化石の古生物学記載も含

り，下位より順に整合的に累重する．椚平層からは含めると膨大になる．戦前の研究では徳永 (1927) が全

黒雲母凝灰岩中のジルコンのフィッショントラック域を扱った総括的な研究成果として重要である．1955

年代として 17.4±1.0 Ma（久保ほか，2002）， 20.8±1.2

年までの常磐地域全域や海域も含めた調査研究は，須Ma（久保ほか，1994）の値が報告されており，前期中貝ほか (1957)によって集大成されており，常磐地域の地質に関する最も重要な報告となっている．その後，新世中期の地層とされている．水野谷層と亀ノ尾層からは NPD2B 帯（18.4-16.9 Ma）に対比される珪藻化石

1980年代になってまとめられた層序学的研究 (根本,が報告されていることから，前期中新世後期の地層

1989; 高橋, 1986; 大槻・北村, 1986; 柳沢ほか, 1989;（久保ほか，2002）と推定されている．湯長谷層群全竹谷ほか, 1990など) でも，須貝ほか (1957) を踏まえ

体ではおおよそ 21-17 Ma の堆積年代が推定されていた内容になっている．

る（須藤ほか，2005；高橋・柳沢，2008；安藤ほか，

1990年代以降，鎌田（1994，1996，2001），安藤（2002），

2011）．北茨城地域では常磐地域中部以北に見られる− 4 −茨城県自然博物館総合調査報告書
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北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明

本谷層や三沢層は露出せず，亀ノ尾層が高久層群もし１）湯長谷層群

くは多賀層群平潟層に不整合で覆われる．

(1) 椚平層
��地：北茨城市磯原椚平周辺３）高久層群

層厚：約 220 m

湯長谷層群の上位に不整合で累重する．一般走向は南北で，約 10°東に傾斜する．下位より砂岩，シルト

層位関係：下位の白坂層を不整合で覆い，上位は塊状礫岩層を境界に五安層が重なる．

岩からなる二ッ島層と，泥質な極細粒砂岩からなる九面（ここづら）層が累重する．これら 2 つの層は分布

岩�：礫岩，粗～極細粒砂岩，シルト岩，石炭，凝地域が離れており，境界の詳細は不明である．九面層

灰岩からなる．本層下部は斜交層理が見られる礫は産出する珪藻化石群集から，前期中新世末期〜中期

岩が発達する．礫岩中にはレンズ状に平板型斜交

中新世初頭（16.7-16.4 Ma）と考えられている（高橋・層理が発達する細粒砂岩が挟在することがある．

柳沢，2008；安藤ほか，2011）．

本層中部は露出が悪いが，斜交層理の発達する細４）多賀層群粒砂岩と砂質な有機質シルト岩が分布するのを多賀層群は，湯長谷層群，高久層群を不整合で覆っ確認した．本層上部は，Crassostrea sp. の密集層て，下位より平潟層，大津層が順に重なる．高橋・柳や海生軟体動物化石が産出する激しい生物擾乱沢（2008）は，これら 2 層から産出する珪藻化石群集を受けた泥質な極細粒砂岩が発達する．上部の泥から，平潟層を中期中新世（約 15.7〜12.7 Ma），大津質極細粒砂岩中にはフレーザー層理やウェーブ層を後期中新世前期（約 10.3〜9.3 Ma）とし，これらリップルなどが見られる．また，有機質シルト岩

は時間間隙が認められるため不整合関係にあると指摘

及び石炭と，斜交層理が発達する中粒～細粒砂岩

した（安藤ほか，2011）．平潟層，大津層はともに生物からなる層厚 2～4 m 単位のセットが周期的に挟擾乱を受けた泥質極細粒砂岩からなり，級化，もしく在する．

は塊状を呈する細～中粒砂岩を挟在している．平潟層

椚平層全体には炭化植物片が多く含まれており，は，長浜海岸において東西方向を軸とする向斜構造を葉化石や炭化木片を数多く産出する．本層は，南示す．大津層は南北走向で数°東に緩く傾斜する．

西部は断層によりその分布が断たれ，北西方向へは薄層化しており南方に尖滅すると推測される．
産出化石：（本研究）Crassostrea sp. Turritella sp.

４．層序各節白水層群については，既に上田ほか（2003）で詳述（矢部ほか，1995b：磯原）Crassostrea gravitesta,

しているので，本報告では湯長谷層群以上を主に報告

Trapezium

する（図 2，3）．

Vicaryella japonica, Vicaryella sp., Tateiwaia sp.,

isoharaense,

Vicaryayokoyamai,

Batillaria sp., Mancinella sp.
(2) 五安層
��地：福島県いわき市松久須根町五安付近
分布：北茨城市磯原から関本町関本上付近に，途中断層により一部断続的であるが，南北に分布する（南北約 3.5 km，東西数 100 m）．
層厚：約 80 m
層位関係：椚平層の上位に，塊状礫岩層をもって整合的に重なる．
岩�：中粒～極細粒砂岩からなる．基底部は層厚約1 m の塊状礫岩が下位の椚平層を削り込んで発達し，その上位にトラフ型斜交層理が発達した中粒砂岩が累重する．中部からは平行層理が見られる生物擾乱を受けた細～極細粒砂岩が発達する．
産 出 化 石 ：（ 鎌 田 ， 1972 ） Lucinoma acutilineatum,
Cultellus izumoensis jobanicus, Acila divaricata

図 2. 北茨城地域の白亜系～新第三系の層序区分.

submirabilis− 5 −茨城古生物研究会
茨城古生物研究会

Solemya tokunagai(3) 水野谷層
模式地：福島県いわき市水野野付近２）高久層群

分布：北茨城市磯原から関本町関本上付近で，五安（1）二ッ島層層の東方に東西方向へ数 100m の範囲で分布する．

模式地：北茨城市二ッ島周辺

層厚：約 80 m

分布：模式地と同様（南北約 4 km，東西約 1 km）．

層位関�：下位の五安層に整合的に重なり，上位の層厚：確認した限りでは約 30 ｍ

亀ノ尾層に整合的に覆われる．

層位関�：下位の湯長谷層群水野谷層を不整合で覆岩�：主に均質なシルト岩からなり，最上部にハンう．上位の九面層との境界は確認できていない．

モック型斜交層理を呈する細粒砂岩が挟在する．

岩�：中粒～細粒砂岩からなる．最下部は分級が普本層中下部のシルト岩は塊状を呈するが，一部で通～不良で泥質な細粒砂岩からなり，Panopea

は平行層理が見られる．顕著な生物擾乱は見られ

nomurai, Macoma optiva などの海生軟体動物化石

ないが，稀に小型の生痕化石が産出する．最上部を合弁，離弁状態で散在する．その上位には，ハの細粒砂岩中にはシルト岩の薄層が挟在やウェ

ンモック型斜交層理が発達する中粒～細粒砂岩

ーブリップルが見られる．

が累重する．この砂岩中にはウェーブリップルが産 出 化 石 ：（ 鎌 田 ， 1972 ） Lucinoma acutilineatum,

見られる砂質シルト岩の薄層が挟在する．全体的

Turritella omurai, Acirsa watanabei, Beringiusに炭化植物片が多く含まれる．

mitsuchii, Buccinum kurodai, Musashia tokunagai

産出化石：（本研究）Mizuhopecten sp., Lucinoma sp.,
Clinocardium(4) 亀ノ尾層

shinjiense,

Papyridea

harriani,

Macoma optiva, Panopea nomurai

模式地：福島県いわき市常磐水野谷町亀ノ尾付近（須（須貝ほか，1957）Anadara watanabei, Cyclocardia

貝ほか，1957）

siogamaensis,

分布：北茨城市関本町関本中付近（南北に約 3 km，acutilineatum,

Dosinianagaii, Spisula nakayamana, Macoma optiva

東西に約 1.5 km），および大津町付近（南北約 1 km，
東西約 1 km）

Lucinoma（2）九面層層厚：約 200 m．

模式地：福島県いわき市九面付近 (Yabe, 1948)

層位関�：下位の水野谷層との境界は確認できてい

分布：大津町付近（南北約 500 m，東西約 500 m），

ない．上位の九面層，平潟層に傾斜不整合で覆わ

および平潟町平潟から福島県勿来漁港にかけてれる．

（南北約 1.5 km，東西約 1.5 km）分布する．

岩�：平行葉理がよく発達する珪質シルト岩からなり，塊状，もしくは級化を示す層厚約 1m 程度の細粒〜中粒砂岩や，凝灰岩の薄層を挟む．シルト

層厚：確認できる限りで約 40 m．
層位関�：下位の亀ノ尾層を傾斜不整合で覆い，上位は平潟層に傾斜不整合で覆われる．

岩中に微少な炭質物や，合弁の貝化石を散在する

岩�：激しい生物擾乱を受けた塊状な泥質極細粒砂ことがある．砂岩には平行葉理が見られ，極稀に岩からなる．層厚約 30cm のシルト岩を挟在する

カレントリップルも見られる．本層中部に見られが，生物擾乱により乱され不明瞭な産状を示す．

る大津層との不整合面付近では，シルト岩中にス

Lucinoma

ランプ構造や脱水構造が見られる．

Cyclocardia siogamaensis, Yoldia landabilis 等の海acutilineatum,

Cyclocardia

laxata,

産出化石：（本研究）二枚貝 Cyclocardia tokunagai,

生二枚貝化石が多数散在する．合弁個体も多く，

Acilana tokunagai (Yokoyama)，Lucinoma otukai，

特に L. acutilineatum の多くは生息姿勢を保った

掘足類 Dentalium sp.，植物化石 Cunninghamia

産状を示す．また貝破片も多く産出し，一部ではprotokonishii, Zelkova ungeri, 魚鱗化石 Cluperidae

それらが葉理をなす．軽石の細礫が散在し，それ（ニシン科），Myctophidae（ハダカイワシ科），

らが小規模なレンズ状（層厚数 cm，幅 10 cm 程

Gadiidae（タラ科），Macrouridae（ソコダラ科）

度）を示すことがある．炭質物が多く含まれ，特など．C 部を参照．

に炭化木片（長径 50 cm 以下）とそれに伴うフナ（ 鎌 田 ， 1972 ） Acila eximia, Nuculana pennula,

クイムシの生痕化石が多く産出する．多様なサイ

Portlandia tokunagai, Adulomya chitanii, Palliolum

ズ，形態を示す炭酸塩ノジュールが多く産出する．

peckhami, Cyclocardia orbica, Lucinoma otukai,

海生軟体動物化石がこれらノジュール内に含ま− 6 −茨城県自然博物館総合調査報告書
茨城県自然博物館総合調査報告書 北茨城地域の新生界の地質・古生物・古環境の解明
北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明

図 3. 北茨城地域の地質図．須貝ほか（1957）に調査データを追加．

− 7 −茨城古生物研究会
茨城古生物研究会

yokoyamai,

れた産状を示すことも多い．
産���：（本研究）Yoldia landabilis, Mizuhopecten
kobiyamai,

Cyclocardia

laxata,Cyclocardia

siogamaensis, Lucinoma acutilineatum, Papyrideasp.,

Clementia

sp.,

Macomasp.,

Dentalium

Turritella

tokunagai,

Musashia

densicostata（鎌田，1972：五浦）Buccinum kurodai, Fulgoraria
tokunagai,

Portlandia

enaensis,

Periploma

pulchellum, Macoma izurensis, Turritella hataii,

図 4. 北茨城地域に分布する新生界から識別した堆積相とその累重関係・組み合わせから認定した堆積組相．

− 8 −茨城県自然博物館総合調査報告書
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北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明

Dentalium ykoyamai, Saccella confusa toyomaensis,

１）堆積相区分

Mactra nakayamaensis, Panope nomurae, Mya

堆積相 1：炭質頁岩，石炭（図 5）cuneiformis,

Crepidula

nidatoriensis

sogabei,

白水層群石城層と湯長谷層群椚平層に分布する．

Nuculopsis kokozurensis, Thracia kamayashikiensis,
Conchocele compacta minor, Panomya simotomensis,
Babylonia kozaiensis kokozurana３）多賀層群（1）平潟層�式地：北茨城市平潟付近（鈴木，1952）
分布：平潟町付近（南北約 1km，東西約 1km）に分布する．
層厚：約 200m．
層位関係：下位の九面層を不整合で覆う．上位層は確認されていない．

図 5. 白水層群石城層下部の内湾・エスチュアリー相（堆積組相 B）で観察された有機質シルト岩（堆積相 2）と石炭層（堆積相 1），泥質極細粒砂岩（堆積相 8）．北茨
城市関本町富士が丘（図 23 の柱状 2）．

岩相：泥質な極細粒砂岩からなり，一部で平行葉理が見える．本層中部より上位では，層厚 1 m 以下の主に軽石からなり塊状，もしくは級化を示す粗
～細粒砂岩を挟在するようになる．生物擾乱が激堆積相 2：有機質シルト岩（図 6，図 7）
根痕化石がしばしば含まれる．砂質を呈し，フレー

し く ， 塊 状 極 細 粒 砂 岩 部 で は Zoophycos isp.,

ザー層理が見られることがある．根痕化石の存在から

Ophiomorpha isp. など多種多様な生痕化石（水平植生のある堆積環境が示唆される．

性のものが多い）が多く産出する．Macoma optivaの合弁個体を散在する．
産出化石：（本研究）Macoma optiva．
（2）大津層�式地：北茨城市大津付近（Mitui et al., 1973）
分布：摸式地（南北約 500 m，東西約 1.5 km）．
層厚：約 30 m．
層位関係：下位の九面層，平潟層を不整合で覆う（柳沢，1996；須藤ほか，2005）．
岩相：泥質な極細粒砂岩からなり，塊状もしくは級化を示す分級の悪い細粒〜中粒砂岩（層厚数 10cm）を挟在する．一部の細粒砂岩では顕著な平行葉理が見えるが，全体的には激しい生物擾乱に

図 6. 湯長谷層群椚平層上部の内湾・エスチュアリー相（堆積組相 B）中の有機質シルト岩（堆積相 2）から産出した根痕化石．
北茨城市磯原町磯原（図 23 の柱状 10）．

より塊状を呈し, Ophiomorpha isp.等垂直性の生痕化石が多く産出する．中部に層厚 1〜2 m 程度の粗粒凝灰岩層からなる“五浦凝灰岩層”（柳沢，2002）を数枚挟む．その付近では直径 1～2 m になる円盤状の石灰質ノジュールが発達している．

５．堆積相解析
岩質，粒度，分級度，堆積構造などから 21 の堆積相を識別し，それらの特徴や随伴関係から，7 の堆積
組相 (A～G) を認定した（図 4）．図中に記述した内

図 7. 白水層群石城層下部の内湾・エスチュアリー相（堆積組相 B）中の砂質な有機質シルト岩（堆積相 2）に見られたフレーザー層理．北茨城市関本町関本上（図 23の柱状 2）．

容を省いて記述する．

− 9 −茨城古生物研究会
茨城古生物研究会

堆積相 3：非有機質シルト岩

細粒砂岩をレンズ状に挟む．下位の層を深く削りこむ．

本相は石城層と椚平層に分布する．
堆積相 4：斜交層理極細粒～細粒砂岩（図 8）
低角斜交層理や平板型斜交層理が発達する．シルト岩の偽礫 (径 1～2 cm) が層理に沿って配列することがある．

図 10. 湯長谷層群椚平層下部の礫質河川相（堆積組相A-1）中のトラフ型斜交層理が発達する礫岩（堆積相，8）とそれに削り込まれる中粒砂岩（堆積相 5）．堆積相 6と 7 はこのように漸移関係を持つ．北茨城市磯原町磯原（図 23 の柱状 10）．

堆積相 8：生物擾乱砂質シルト～泥質細粒砂岩
図 8. 白水層群石城層上部の砂質河川相（堆積組相 A-2）
中の細粒砂岩（堆積相 4）に見られたフォーセットをなす炭質葉理．北茨城市関本町富士が丘（図 23 の柱状 3）．

堆積相 5：トラフ型斜交層理中粒～粗粒砂岩（図９）

垂直性の生痕化石（Ophiomorpha isp., Thalassinoides
isp.等）が密集する（図 11）．全体的に塊状を呈するが，一部では炭質葉理やフレーザー層理，稀にウェーブリ

一部でマッドドレイプも見られる．最大層厚約 30
cm の分級があまり良くない細粒砂岩をレンズ状に挟むことがある．しばしばトラフ底に細礫 (シルト岩の偽礫も含まれる) が配列する．
図 9. 白水層群石城層上部の砂質河川相（堆積組相 A-2）の中粒砂岩層に発達するトラフ型斜交層理（堆積相 5）．北茨城市関本町八図 11. 白水層群石城層中部の内湾・エスチュアリー相（堆積組相 B）中の泥質極細粒砂岩層（堆積相 8）に見られる生痕化石．層理面．北茨城市関本町関本上（図 23 の柱状 2）．

反（図 23 の柱状 3）．

堆積相 6：斜交層理基質支持礫岩（図 10）
礫は主に花崗岩とシルト岩からなり，石城層下部（南西部）と椚平層下部に分布する．
堆積相 7：斜交層理礫支持礫岩（図 10）
礫は大部分が花崗岩，砂岩，シルト岩からなる．イ
ンブリケーションはほとんど見られない．最大層厚約30 cm になる平板型斜交層理を呈する分級の悪い粗～− 10 −

図 12. 湯長谷層群椚平層上部の内湾・エスチュアリー相（堆積組相 B）中の泥質細粒砂岩（堆積相 8）に見られたウェーブリップル断面．北茨城市磯原町磯原（図 23の柱状 10）．

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茨城県自然博物館総合調査報告書 北茨城地域の新生界の地質・古生物・古環境の解明
北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明

ップルも観察される（図 12）．堆積相 9，10 とは漸移在する．生物擾乱がわずかに見られ，垂直性の生痕的な関係を持つ．
堆積相 9：含貝化石泥質細粒砂岩（Ophiomorpha isp.）が点在する．石城層中下部，椚平
層上部に分布し，厚さ約 2～3 m で堆積相 1，2 とセッ

垂直性の生痕化石（Ophiomorpha isp., Thalassinoides
isp.等）が点在する．

トをなし，堆積相 8，9 に挟在する．
堆積相 13：斜交層理細粒～中粒砂岩（図 15）

堆積相 10：含カキ化石極細粒～細粒砂岩（図 13）

トラフ底に粗粒砂が配列し，トラフセット内で正級

泥質砂岩部に発達したカキ密集層は，潮汐流のような営力で軽微な移動を受けたと思われる．微小な炭化化する．稀に垂直性の生痕化石（Ophiomorpha isp.,
Thalassinoides isp.）が見られる．

植物片も多く含む．堆積相 8，9 に累重し,上位に堆積相 7 が重なる．各堆積相との関係は漸移的である．

図 15. 湯長谷層群五安層下部の上部外浜相（堆積組相 C）
中の中粒砂岩（堆積相 13）に発達するトラフ型斜交層
理．北茨城市磯原町磯原（図 23 の柱状 10）．

図 13. 湯長谷層群椚平層上部の内湾・エスチュアリー相（堆積組相 B）の Crassostrea sp.密集層（堆積相 10）．

堆積相 14：ハンモック型斜交層理細粒砂岩（図 16）

ほとんどの個体が層理面に対して平行に倒れており，カウェーブリップルを呈する砂質シルト岩の薄層（層キ礁自体は生息姿勢を保っていない．層理面斜め上より

厚約数 cm）が挟在することがある．本相の層厚は約 2

撮影．北茨城市磯原町磯原（図 23 の柱状 10）．

～3 m で，最上部にもウェーブリップルがよく見られ堆積相 11：泥質細粒～中粒砂岩（図 14）

る．水野谷層上部と，二ッ島層下部に分布する．

礫径 2～3 cm 程のシルト岩の偽礫が層理に沿って配列することがある．稀に垂直性の生痕化石（Ophiomorpha isp.）が点在する．本相は層厚約 15 m
以下で石城層中下部と椚平層上部に多く分布する．

図 16. 湯長谷層群水野谷層上部の下部外浜〜内側陸棚相（堆積組相 D）中の細粒砂岩に発達するハンモック型斜交層理（堆積相 14）．北茨城市関本町神岡上（図 23 の柱状 7）．

堆積相 15：塊状極細粒～細粒砂岩（図 17）

図 14. 湯長谷層群椚平層上部の内湾・エスチュアリー相（堆積組相 B）中の泥質細粒砂岩中（堆積相 11）に見Ophiomorpha isp., Rosselia isp., Thalassinoides isp. がられるマッドドレープ．北茨城市磯原町磯原（図 23 のよく見られる．堆積相 8 とは，分級の良さと炭化植物

柱状 10）．

片の量などで区別される．浅貝層と五安層，高久層群，堆積相 12：平板型斜交層理中粒砂岩

多賀層群全体に広く分布する．浅貝層下部，五安層下層厚約 20 cm の正級化をなす細礫層がレンズ状に挟部，二ッ島層下部では堆積相 13，14 を挟在する．

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図 19. 湯長谷層群
水野谷層の泥質
陸棚相（堆積組相F）中の均質シル
ト岩（堆積相 17）．
北茨城市関本町
神岡上（図 23 の柱状 7）．

図 17. 多賀層群平潟層の砂質陸棚〜大陸斜面相（堆積組相 E）中の，生物擾乱が激しい泥質極細粒砂岩層（堆積相 15）．北茨城市平潟町長浜海岸（図 23 の柱状 19）．

堆積相 16：含貝化石極細粒～細粒砂岩（図 18）
垂直性の生痕化石の密集も観察される．本相は，堆積相 9 と比べると炭化植物片が微小で含有量も少ない．
また岩相が均一で海生軟体動物化石も合弁が多いことから，堆積相 9 よりも潮汐流や波浪の影響が少ない安定した砂底環境における堆積物であることが考えられる．浅貝層と二ッ島層，九面層，平潟層に分布する．

図 20. 湯長谷層群亀ノ尾層に分布するの大陸斜面相（堆積組相 G）中の珪質シルト岩（堆積相 18）．北茨城市関南町関本下（図 23 の柱状 2）．

堆積相 19：級化中粒～極細粒砂岩（図 21）
ユニット上部では平行葉理やカレントリップルが見られる．ユニット下部には，下位層由来の偽礫密集層
図 18. 白水層群浅貝層中部の砂質陸棚〜大陸斜面相（堆がある．垂直性の生痕化石（幅数 cm，長さ 10～20 cm）

積組相 E）中の泥質極細粒砂岩に含まれる Turritella sp.

が散在する．層厚は 1 m 以下で亀ノ尾層，平潟層，大小規模密集層（堆積相 16）．北茨城市関本町関本上（図津層に挟在する．

23 の柱状 1）．

図 21. 多賀層群平堆積相 17：塊状シルト岩（図 19）
稀に海生軟体動物化石が離弁で産出する．他の堆積

潟層の砂質陸棚〜大陸斜面相相との累重関係はほとんど見られず，水野谷層上部で（堆積組相 E）に堆積相 20 を数枚挟む程度である．

見られるタービ

堆積相 18：珪質シルト岩（図 20）

ダイト（堆積相

凝灰岩の薄層を挟むことがある．微少な炭質物を含む．海生軟体動物化石である Lucinoma sp., Cyclocardia
sp., Portlandia tokunagai などを，合弁で散在的に産出

19）．複数のター
ビダイト層が累重している．北茨城市平潟町長

すること があ る．また，一部で深海性の生痕化石

浜海岸（図 23 のChondrites sp.を産出した．

柱状 17）．

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北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明（堆積相 1，2）は，氾濫原などの植生のある環境が推

堆積相 20：塊状中粒～粗粒砂岩
垂直性の生痕化石（幅数 cm，長さ 10～20 cm）が点測される．石城層上部（柱状図 3）では堆積相 4，5 に在する．下位層の偽礫を取り込んでいることがある．

見られるカレントリップルや平板型斜交層理などか

層厚は 1 m 以下で，亀ノ尾，平潟，大津層に挟在する．

ら，主に北東から南東方向へと方角に幅がある古流向堆積相 21：塊状礫岩（図 22）が求められ，流路が蛇行していた可能性が考えられる．

礫種は，砂岩シルト岩と一部花崗岩で構成される．

以上から，A-2 は氾濫原の発達するような河口付近に本相を境界として，下位に比べ堆積深度が深い堆積物

おける砂質河川相と解釈した.

が順次上位に重なる．本相の層厚は約 1 m 以下で五安堆積組相 B：内湾-エスチュアリー （堆積相 1，2，3，

層基底部にのみ分布する．

8，9，10，11，12）
主に生物擾乱を受けた塊状で泥質な極細粒～細粒
砂岩（堆積相 8）からなり，Crassostrea sp.の密集層（堆積相 10）や海生軟体動物化石（堆積相 9）を産出する．
そして，分級が悪い斜交層理の発達する中粒砂岩から有機質なシルト岩，もしくは石炭からなる層厚数 m のユニット（堆積相 1，2，3，11，12）が挟在する．これらは下位の泥質な極細粒砂岩を削り込んで重なる．
泥質極細粒砂岩に見られるウェーブリップルや，生痕化石の密集，海生軟体動物化石の産出から，本組相を示す堆積物は，波浪の影響をいくらか受ける底生生物

図 22. 湯長谷層群椚平層に重なる五安層基底に発達する活動が活発な，比較的安定した堆積環境が推測される．

塊状の海進性礫岩（堆積相 21）．北茨城市磯原町磯原（図また，Crassostrea sp. の密集層は，汽水域の潮間帯を23 の柱状 10）．

示す示相化石であることから，河川の流入により一部

２）堆積組相区分 （図 3）

汽水域となる内湾環境が推定できる．本組相に多く含堆積組相 A：砂質河川（堆積相 1〜7）

まれる炭化植物片も，河川からの流入によるものであ

トラフ型斜交層理の発達する堆積相 4，5，6，7 かろう．中粒砂岩から有機質シルト岩で構成されるユニ

ら，非有機質および有機質シルト岩と石炭層からなるットは，組相 A-2 に類似するが，内湾成堆積物中に数堆積相 1，2，3 へと上方細粒化するユニット（層厚約m の層厚で挟在することや，有機質シルト岩中にフレ

5～10 m）が複数累重する組相である．この様な上方ーザー層理が見られること，生物擾乱が見られること

細粒化ユニットを示して累重する堆積組相は河川成から潮汐の影響が考えられ，潮汐チャネルと塩水湿地

堆積物の典型 (Miall, 1992) と似ている．本組相は，堆の堆積物と推測できる．以上から堆積組相 B を内湾－

積相 6，7 が発達し 1，2，3 がほぼ見られないものと，

エスチュアリー相と解釈した．

1，2，3，4，5 が発達する 2 タイプに識別でき，それ堆積組相 C：上部外浜（堆積相 13，15）

ぞれを A-1，A-2 とする．

極細粒～細粒砂岩（堆積相 15）と斜交層理が発達しA-1：礫岩が亜円礫主体でトラフ型斜交層理をなすた分級が普通～不良の中粒砂岩（堆積相 13）が，細粒（堆積相 6，7）ことや，基底面が下位の層を顕著に削砂岩優勢で互層するか，もしくは中粒砂岩が厚く発達

りこんでいることから，無秩序な土石流堆積物などでする．細粒砂岩は生物擾乱を受けており，生痕化石

はなく，掃流によって礫が運搬され堆積したチャネル（Ophiomorpha isp.，Thalassinoides isp.）が点在する．

堆積物であることがわかる．堆積相 7 にレンズ状に挟

細粒砂岩に見られるウェーブリップルから静穏時波まれる平板型斜交層理の発達する細粒砂岩は，縦列州

浪限界水深以浅の堆積環境が考えられる．また，それの側方付加堆積物と見なせるだろう．全体に炭化植物と互層する斜交層理の発達する中粒砂岩は，沿岸州の片が多く含まれている．以上から，A-1 は，氾濫原が移動や離岸流，沿汀流のチャネル堆積物と考えられる．

あまり発達してない礫質河川相と解釈した．

以上から堆積組相 C を上部外浜相と解釈した．

A-2：A-1 同様斜交層理の発達する分級が悪い中粒堆積組相 D：下部外浜～内側陸棚（堆積相 14，15，16）

砂岩（堆積相 5）はチャネル堆積物であると考えられる．また，根痕化石などを産出する有機質なシルト岩

主に分級の良い塊状極細粒～細粒砂岩（堆積相 15，16）からなり，海生軟体動物化石（Panopea nomurai,− 13 −

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Macoma optiva 等）を合弁，もしくは離弁状態で散在

ら 産 出 す る Cyclocardia tokunagai, Lucinoma sp.,

する．特に P. nomurai は生息姿勢を保つ産状を示すこ

Portlandia sp.は，小笠原・増田（1989）の指標に従うとが多く，その推定生息深度は 20m 以浅とされていると約 200m 前後の深度を示す．また，本層には弱い生（小笠原，1989）．また，ハンモック型斜交層理が発物擾乱も見られ，深海性の生痕化石 Chondrites が観察達する分級が良い細粒砂岩（堆積相 14）と塊状極細粒された．以上から本組相は大陸斜面での堆積物である～細粒砂岩が互層をなすこともある．塊状部は生物擾と解釈した．また一部ではスランプ構造が見られ，こ乱が顕著で垂直性の生痕化石の密集部が多く見られ

れは斜面の滑動によるものと考えられる．

る．堆積相 14 には，一部に浅海域での波浪によるウェーブリップルが見られることから，静穏時波浪限界

３）堆積相，堆積組相の分布付近から底生生物の活動が活発な波浪の影響を受け

図 23 は，図 3 に示されるルートで作成した柱状図をない深度までの堆積環境が考えられる．よって本組相

北東－南西断面で対比し，それに堆積組相の分布を示は下部外浜～内側陸棚相と解釈した．

したものである．各層群ごとに，堆積相と堆積組相の

堆積組相 E：砂質陸棚～大陸斜面上部（堆積相 15，16，

分布について説明する．白水層群については上田ほか

19，20）主に塊状で泥質な極細粒砂岩（堆積相 15）か

（2003）で詳述したのでそれ以外の層群を記述する．

らされる．生物擾乱が激しく様々な生痕化石や海生軟(1) 湯長谷層群（図 24，25, 26）

体動物化石（Lucinoma acutilineatum, Macoma optiva 等）

椚平層：下部には厚さ約 50 m の組相 A-1，中部には厚が産出しており，底生生物の活動が盛んな安定した堆

さ約 120 m の組相 A-2，上部には厚さ約 55 m の組相 B

積環境が考えられる．極細粒砂岩中に挟在する級化構が分布している．中部に見られる A-2 は，堆積相 2 が造を呈する層厚 1 m 程度の中粒～極細粒砂岩（堆積相

卓越しており，氾濫原が発達していたことが推測され19）は，級化から平行葉理，リップルと重なる堆積構

る．上部に発達する B は堆積相 12，2 → 8 → 10 とい造が Bouma sequence（Bouma, 1962）に類似し，陸棚かう累重様式を 3 回繰り返している（図 26）．これは，ら斜面上部域におけるタービダイトであると考えられ

内湾－エスチュアリー環境内において，潮汐チャネル

る．時々単層の下部に偽礫として含まれる極細粒砂岩

や塩水湿地が周期的に発達したためと考えられる．本は，重力流が発生した際に下位の堆積物を侵食して取層の A-1，A-2 は北東方向へ薄層化しており，柱状図り込まれたものと考えられる．塊状を呈する中粒砂岩

10 では約 A-1 は 50 m，A-2 は約 120 m，柱状図 8 では（堆積相 20）については，重力流による可能性と，そA-1 は分布がなく A-2 は約 15 m である．よって，椚平

の粒子がほぼ軽石から構成されることから，降下成の層は谷埋めの堆積物であると考えられ，最上部の B も軽石層で ある可能性が考えられる．生痕化石には

北東方向へと薄層化することが予測される．

Ophiomorpha，Thalassinoides，Zoophycos，Anconichnus

五安層：本層下部に厚さ約 15 m の組相 C が分布し，などがあり，浅海性～漸深海性とされる（野田，1994）

その上位に厚さ約 55 m の組相 E が累重する．本層にものが含まれている．また二枚貝 M. optiva から推定さ分布する組相 C を細かく見ると 13→15→13 という堆れる堆積深度は 100 m 以浅 （小笠原・増田，1989）

積相の累重関係が見られ，各 13 の基底面は顕著な侵食である．よって本堆積組相は砂質陸棚～大陸斜面上部面を形成している（図 25）．

の堆積環境が推測できる．

水野谷層：本層中下部には厚さ約 70 m にわたる組相 F堆積組相 F：泥質陸棚（堆積相 17） 均質なシルト岩が分布し，最上部に厚さ約 10 m の組相 D（堆積相 14，（堆積相 17）からなり，一部で平行層理が見られるほ15，16）が累重する．細かく見ると，本層に分布するかは塊状を呈する．稀に海生軟体動物化石を合弁もし

F は，最上部で堆積相 20 を数枚挟在する．亀ノ尾層：

くは自生的な産状で産し，炭質物も微小で含有量も少露頭が断続的ではあるが，全域にわたり組相 F（堆積ないことから，陸域から遠い比較的静穏な海底環境が相 18，19，20）が分布している．

考えられる．以上から本組相は，均質な沖合の泥が厚(2) 高久層群

く堆積する泥質外側陸棚環境の堆積物と解釈した．

二ッ島層：下部のみを調査したにすぎないが，厚さ約堆積組相 G：大陸斜面上部（堆積相 18，19，20）

23 m の組相 D が分布している．最下部は堆積相 15，

主に珪質および珪藻質なシルト岩（堆積相 18）から

16 のみで構成され，その上位では 14 と互層する．

なり，塊状，もしくは級化した中粒～細粒砂岩（堆積九面層：全域に 15，16 のみで構成される組相 E が分

相 19，20，層厚数 10 cm～1 m）が挟在する．本組相か布する．

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図 23. 北茨城地域の新生界の対比柱状図．1～32 は図 3 における調査ルート・地点に対応．

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図 24. 北茨城地域磯原付近の湯長谷層群の複合柱状図．磯原付近では水野谷層の上位に高久層群が重なるため，湯長谷層群上部の亀ノ尾層は露出しない．SB: シーケンス境界，PSB: パラシーケンス境界，LST: 低海水準期堆積体，TST: 海進期堆積体，HST: 高海水準期堆積体，MFS: 海氾濫面，MxFS: 最大海氾濫面，PS: パラシーケンス，YU: 湯長谷層群．
図 25. 湯長谷層群椚平層と五安層の境界部に，明瞭な浸食面をもって発達する海進性礫岩（堆積相 21）．これを境に，内湾−エスチュアリー相（Fa-B）から上部外浜（Fa-C）へと，急激に推定堆積深度が深くなる．
RS:ラビンメント面．北茨城市磯原町磯原（図１の柱状 10）．

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図 26. 北茨城地域に分布する湯長谷層群椚平層上部の柱状図．
椚平層上部は４つのパラシー
ケンス（YU-PS1～4）からなる
パラシーケンスセットをなしている．五安層との境界は明瞭なラビンメント面をなしている（図 25）．

(4) 多賀層群進 海 退 サ イ ク ル に つ い て ， パ ラ シ ー ケ ン ス (PS:

平潟層：全体に組相 E が分布する．本層の中部付近で

parasequence)という用語を用いる．そして，類似したは組相 E を構成する堆積相 19，20 が頻繁になり，そPS の 重 な り を パ ラ シ ー ケ ン ス セ ッ ト （ PSS:の後上位に向かい減少する．堆積相 16 は本層中部でのparasequence set）とする．堆積期間の長い白水層群み見られ，Macoma optiva が合弁で散在する．

（35-31 Ma）と湯長谷層群（21-17 Ma）をシーケンス

大津層：本層全域に堆積相 16 を含まない組相 E が分セットとして，より大きな階層に区分して，湯長谷層布する．

群より上位のシーケンスと区別できる可能性もあるが，堆積相累重様式が単純で判断できない．そのため，今回は DS と PS および PSS で地層の周期性を表現する

７．シーケンス層序解析
本研究地域に分布する白水層群，湯長谷層群，高久ことにする．そのほかのシーケンス層序学の用語は安層群，多賀層群は，堆積相や堆積組相の累重様式から

藤（1990）や斉藤ほか（1995），高野（2001）に従う．

海進・海退サイクルや相対的海水準変動が認定でき，

１）白水層群：DS 1

それぞれを 1 つの堆積シーケンス（DS: depositional

白水層群は，下位より組相 B と A-2 の繰り返し（石sequence）と見なせる（図 27）．また，これら DS を構城層）→C→E（浅貝層）→F（白坂層）という組相の成するより周期の短い海水準変動によって作られた海累重様式から，内湾-エスチュアリー相と河川相の繰り− 17 −

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返し～上部外浜～砂質陸棚～泥質陸棚という，一連の出せる．DS1 の TST1 には，組相 B→A-2→B→A-2 と海進サクセッションをなしている（図 27）．これは，いう累重が見られ，これを 3 回の海進-海退サクセッシ

一連の相対的海水準変動により形成された海進期堆積ョンとみなせる．これらは，それぞれ一連の相対的海体（TST: transgressive systems tract）を主体とする 1 つ

水準変動に伴い形成された PS（SI-PS 1～3）に相当し，の堆積シーケンス（DS 1）とみなすことが出来る．基全 体 と し て １ つ の パ ラ シ ー ケ ン ス セ ッ ト （ PSS ：盤岩と石城層との侵食性の境界面（無整合面）はシー

SI-PSS）をなしている．また，堆積組相の累重様式か

ケンス境界（SB 1, SB: sequence boundary）に相当する．

ら，石城層基底部の不整合面，A-2 の基底面がそれぞ

白水層群の堆積年代（35-31 Ma ：須藤ほか，2005）をれパラシーケンス境界（PSB 1～3, PSB: parasequesce

考慮すると第 2 オーダーの DS の可能性が高い．

boundary）に相当するとみなされる．

石城層は内湾－エスチュアリー相と河川相が繰り返

２）湯長谷層群：DS 2

しているのに対し，浅貝層より上位は上部外浜相から

湯長谷層群は，下位より組相 A-1→A-2→B（椚平層）

泥質陸棚相へと相対的海水準が順次上昇している．石→C→E（五安層）→F（水野谷層）→G（亀ノ尾層）

城層と浅貝層の境界では堆積相が急変していることかという累重関係を示す（図 24，26）．これらは，礫質

ら急速に相対的海水準が上昇したものと解釈でき，こ河川～砂質河川～内湾-エスチュアリー～上部外浜～の境界を海成氾濫面（MFS: marine flooding surface）と砂質陸棚～泥質陸棚～陸棚斜面へと上方に深海化するみなした．MFS を境に相対的海水準の上昇速度に違い

海進サクセッションと見なすことが出来る．そして，が想定されることから，石城層を TST 1，浅貝層と白一連の相対的海水準変動に伴って形成された 1 つの堆

坂層を TST 2 と区別した．TST 2 上部に位置する白坂

積シーケンス（DS 2）とみなすことが可能である．椚

層は，均質な岩相を呈することや露出が少ないことか

平層基底部の不整合面はシーケンス境界（SB 2）に相ら最大海氾濫面（MxFS: maximum flooding surface）を当する． 湯長谷層群の堆積年代が 21-17 Ma と推定さ識別できていないが，一部は高海水準期堆積体（HST:

れていることから，DS2 は 3～4 m.y.間に形成されたと

highstand systems tract）を含むのかもしれない．

考えられ，第 3 オーダー，もしくは第 2 オーダーの堆

DS1 に見られるパラシーケンス（SI-PS1～3）

積シーケンスであるといえる．

DS1 にはさらに細かいオーダーの堆積サイクルが見椚平層上部の A-1→B の累重関係は海水準の上昇の

図 27. 北茨城地域に分布する新生界のシーケンスモデル．DS：堆積シーケンス．SB：シーケンス境界，PSB：パラシー
ケンス境界，MFS：海氾濫面，LST: 低海水準期堆積体，TST：海進期堆積体，HST：高海水準期堆積体，RS：ラビン
メント面，PS：パラシーケンス，SI：白水層群，YU：湯長谷層群，HU：二ツ島層，HI：平潟層．

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茨城県自然博物館総合調査報告書 北茨城地域の新生界の地質・古生物・古環境の解明
北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明開始を示すことから MFS に相当する．その下位に見ら7 については，露頭の連続性が悪く，水野谷層中下部

れる A-2 → A-1 という組相変化は，礫質河川から砂質で顕著な堆積相変化が認められないことから，PSB を河川への堆積物変化と氾濫原堆積物の増大という理由

識別できていない．

から海進による河川システム内における上流域から河

３）高久層群（DS 3）

口域への堆積環境の変化とも考えられるが，分布が限高久層群は，二ッ島層と九面層は分布が孤立しておられ谷状地形を充填しているように見えるので，低海り，両者の層位関係は不明であるが，分布から孤立し水準期堆積体（LST: lowstand systems tract）とみなした．

た東方に開いた東西方向のチャネルをなした平面分布

椚平層と五安層の境界は直上に海進性礫岩（堆積相をすることから，今回は仮に両者が同じ DS3 を構成す

21）が発達し，それを境に B→C と急速な相対的海水るとみなしている．今後の検討が必要である．九面層準の上昇を示す組相の累重が見られることから，このは珪藻化石帯からは 16.7-16.4 Ma の堆積年代（須藤ほ

侵食面をラビンメント面（RS: ravinement surface）と解か，2005）が予測されているので，第 3 オーダーの堆釈した．DS 1 と同様に，堆積組相の累重様式から見出

積シーケンスと見なすことができる．

せる相対的海水準の上昇規模の違いから DS 2 の TST

４)多賀層群（DS 4，5）のうち，RS より下位を TST 1，上位を TST 2 に区分し多賀層群は，平潟層と大津層の間に長い時間間隙をた．

有する不整合が存在することから（柳沢，1996，須藤DS 2 に見られるパラシーケンス（YU-PS 1～6）

ほか，2005：図 27），それぞれを別の堆積シーケンス

DS 2 の TST 1 を構成する椚平層上部の組相 B には，（DS 4，5）とみなす．したがって，平潟層基底部の最下部に堆積相 1，2 が分布し，その上位に 12，2 → 8

不整合面，大津層基底部の不整合面が，それぞれシー→ 10 と変化する堆積相の累重が 3 回見られる（図 26）．

ケンス境界（SB 4，SB 5）に相当する．

これは，潮汐チャネルや塩水湿地から内湾環境への小５）DS 1,2 の海進期初期（TST 1）のパラシーケンス

規模な海進性堆積サイクルであり，それぞれが PS

石城層（DS 1 の TST 1）では，3 つの PS，椚平層(DS（YU-PS 1～4）に相当し，PSS（YU-PSS 1）をなして2 の TST 1)では 4 つの PS が見られる．これらは，どちいる．それぞれ YU-PS の基底部に位置する 12，もしらも TST 最下部を構成し，海進期初期における河川，

くは 1，2 の基底部が PSB，12，2 と 8 の境界が MFS

内湾－エスチュアリー環境への海水の差し込みに相当する．MFS は生痕化石 Thalassinoides sp.により(marine incursion: Shanley and McCabe, 1994) により形乱されていることがある．YU-PS 2～4 は，上部で堆積成されたと考えられる．石城層については少なくとも

相 8 →10（Crassostrea sp.の密集層）という累重関係が3 回，椚平層上部では 4 回の海水の差し込みを確認でみらる．これは，安定した湾奥部から Crassostrea sp.

きた．陸成～内湾成堆積物は，沖合成層では識別が困の生息する潮間帯への浅海化と見なすことができ，10

難な細かい相対的海水準変動にも敏感に反応して形成より下位の極細粒砂砂岩中に MxFS を推定し，それよされる．陸成層への海水の差し込みを読み取ることでり下位を TST，上位を HST とした．

堆積シーケンスを認定する方法は，高野（2001）で提DS 2 の TST 2 最下部の五安層に分布する組相 C から案されている．今回 SI-PSS 1，YU-PSS 1 を見出せたこは，堆積相 13 →（漸移）15 → 13 → 15 という堆積相とは，陸成層と海成層の中間成層においてシーケンスの累重が見出せる．これは 2 回の静穏時波浪限界以浅層序が有用であることを示している．

→静穏時波浪限界以深への海進サクセッションであり，それぞれがパラシーケンス（YU-PS 5，6）に相当する．

８．堆積史の復元

それぞれ堆積相 13 の基底部が PSB ( PSB 5，6 )に相当

１）白水層群（DS 1）

し，PSB 5 は DS 2 の RS と一致する．YU-PS 6 は，上(1) 石城層：白水層群堆積以前の相対的海水準の低下

位に顕著な岩相変化が認められず，上限は不明である．

により，堆積盆が開析され，閉鎖的な湾状の地形が形

これら YU-PS 5，6 は，パラシーケンスセット（YU-PSS

成された．その後，細かい周期の相対的海水準変動に2）をなしていると見なせる．

よる 2 回の海水の差し込みによって，内湾－エスチュ

上田ほか（2003）参照

DS 2 の TST 中部に位置する水野谷層最上部に見らアリーと砂質河川環境が繰り返し，TST 1 を構成する

れる，F→D という組相の累重関係から，泥質陸棚→

3 つのパラシーケンス（SI-PS 1～3）が形成された．こ下部外浜～内側陸棚への環境変化を伴う海退サクセッ

れら SI-PS 形成時に広がった河川平野は，湾状地形をションが見出せ，これを PS（YU-PS 7）とする．YU-PS

有する本研究地域中央部に厚く発達した．この湾から− 19 −

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茨城古生物研究会

南西部に外れた地域では，海進が達していなかったた

け，TST が厚く発達した．このとき，局所的にメタン

め礫質河川が広がっていた．

湧水の海底面への上昇がおこり，化学合成群集(2) 浅貝層：石城層堆積後相対的海水準が上昇を始め，（Lucinoma acutilineatum）が優占的に産出する化石層

上部外浜→砂質陸棚へと海進し，TST 2 が形成された．

が形成された．

上部外浜の堆積物は，石城層中の PS と同様に層厚が４）多賀層群平潟層（DS 4）

北東および南西方向に小さくなっているので，湾状地

本層堆積以前の相対的海水準の低下により下刻され形の影響が及んでいた可能性がある．この上部外浜相

た DS 2 および，DS 3 の上位に，相対的海水準の上昇

は，南西部ではほとんど見られずに砂質陸棚相が卓越に伴う海進によって陸棚～大陸斜面上部の環境が広がしており，相対的海水準の上昇速度が早かったことがった．生痕化石から，堆積初期は生物活動が活発なや考えられる．

や深い海（大陸斜面上部程度）の安定した環境であっ(3) 白坂層：石城層堆積後，さらに相対的海水準が上たことが分かる．その後相対的海水準の低下に伴いタ

昇し続け，泥質陸棚環境が広がり TST が厚く発達した．

ービダイトが多くもたらされるようになる．水深 100

２）湯長谷層群（DS 2）m 程度まで浅海化すると，M. optiva の化石散在層が形(1) 椚平層：本層群堆積以前の相対的海水準の低下に成された．その後急激に相対的海水準が上昇し，再びより，本研究地域南西部に DS 1 を削り込む開析谷が生物活動が盛んな安定した大陸斜面環境が広がった．

形成され SB2 となった．その後の低海水準期に礫質河この小規模な海水準変動により TA-PS 1 が形成された．

川，砂質河川相がこれを埋積し，LST を形成した．河５）多賀層群大津層（DS5）

川成堆積物が開析谷を 8 割ほど埋積したころ，相対的本層堆積以前の相対的海水準低下により侵食を受け海水準が細かい振動を伴いながら緩やかに上昇しはじた DS 4 の上に砂質陸棚環境が広がる．平潟層と大津め，４回の海水の差し込みが起こった．これによって，層の不整合面は，基底礫岩が発達するような顕著な侵内湾－エスチュアリーにおいて，潮汐チャネルや，塩食面が見られず，両者の岩相は類似しているので，顕水湿地が周期的に発達し，TST 1 を構成する YU-PS1

著な浸食作用は生じていなかったことが推測される．

～4 が形成された．
(2) 五安層：椚平層と五安層の境界部には海進性礫岩

９．まとめが発達することから，この時点で大きく相対的海水準１．北茨城市関本～磯原にかけて分布する新生界は，が上昇したことが分かる．その後は細かい変動を伴い

下位より上部始新統～下部漸新統白水層群，下部中ながら上昇し続け，上部外浜→砂質陸棚へと環境が変

新統湯長谷層群，下部中新統最上部高久層群，中～化し TST が形成された．細かい海水準変動に対応して，

上部中新統多賀層群からなり，それぞれ不整合で累上部外浜環境内において YU-PS 5 が形成された．

重している．

(3) 水野谷層：五安層堆積後も相対的海水準は上昇し

２．堆積相解析を行い，粒度，分級度，堆積構造など

続け，泥質な陸棚環境が広がり，TST が形成された．

から 21 の堆積相に識別し,その特徴や随伴関係から

本層中上部堆積期から海水準は低下に転じて下部外浜

7 の堆積組相（A～G）を認定した．堆積組相 A は主環境まで堆積深度は低下し，この変動に伴い YU-PS 7

要な構成堆積相の違いから A1 と A2 に細分した．各が形成された．

堆積組相から次のように堆積環境を推定した．堆積(4) 亀ノ尾層：YU-PS 7 形成後，再び相対的海水準が組相 A-1：礫質河川，A-2：砂質河川，B：内湾-エス

上昇し始め，大陸斜面の堆積環境が広がり，TST が厚チュアリー，C：上部外浜，D:下部外浜～内側陸棚，く発達した．

E：砂質陸棚～大陸斜面上部，F：泥質陸棚，G：大３）高久層群（DS 3）

陸斜面上部．

(1)二ッ島層：湯長谷層群堆積後の相対的海水準の低下

３．各堆積組相の分布様式から，白水層群は A-1, A-2,

による下刻作用で DS 2 が削り込まれ，SB 3 が形成さ

B, C, E, F，湯長谷層群は A-1, A-2, B, C, D, E, F, G，れる．その後，相対的海水準が上昇し，下部外浜－内高久層群は D, E, 多賀層群は E からなることを明ら

側陸棚環境が広がり，TST が形成される．この TST 下

かにした．それらの累重様式やシーケンス層序解析

部でも小規模な相対的海水準の上昇下降に伴い TA-PSの結果，白水層群は河川から陸棚，湯長谷層群は河1 が形成される．

川から大陸斜面への環境変化に伴い形成された，第(2)九面層：二ッ島層堆積後も相対的海水準は上昇し続

3 次オーダー堆積シーケンス（DS1～2）であるもの− 20 −

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茨城県自然博物館総合調査報告書 北茨城地域の新生界の地質・古生物・古環境の解明
北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明と解釈される．高久層群は砂質な内側陸棚から外側

五浦の大規模炭酸塩コンクリーションがどのように形陸棚で形成された堆積シーケンス（DS3）である．

成されたのかは，近年注目されているメタンハイドレ

多賀層群については，柳沢（1996）により平潟層とートの胚胎過程にも関連する問題でもあり，現行堆積大津層の境界に時間間隙が認められたため，それぞ過程にヒントを与えるものと考える．

れを 1 つの堆積シーケンス（DS4，5）とみなした．

さらに，五浦は岡倉天心や横山大観らが活躍した日４．多賀層群については，柳沢（1996）により平潟層

本美術院の研究所があった場所で，現在は茨城大学五と大津層の境界に大きな時間間隙が認められたため，

浦美術文化研究所として引き継がれており，明治後期

それぞれを 1 つの堆積シーケンス（DS4，5）とした．

から大正期に活躍した日本画家が太平洋を背景に眺めていた海岸風景が炭酸塩コンクリーションと海食がも䠞䠊஬ᾆᾏᓊ䛾ᆅ㉁䛸㧗ஂᒙ⩌஑㠃ᒙ䛾Ⅳ㓟ሷ

たらした自然美であったことが特筆される．岡倉天心

䝁䞁䜽䝸䞊䝅䝵䞁

が晩年を過ごし瞑想の場とした六角堂が，メタン湧水

１．五浦海岸について

起源の炭酸塩岩が密集する，周囲の砂岩層よりも強固
い づら

常磐地域南部の北茨城市五浦海岸に不規則に露出すな岩盤の上に建っているのである（図 1，2）．

る岩礁が，メタン冷湧水起源の炭酸塩コンクリーショ

茨城大学では，北茨城市をはじめとする県北地域のンであることが報告され，それに伴う化学合成軟体動

自治体と協力して，県北地域の地質自然遺産を利用し物群集であることが明らかにされた（上田ほか，2005）．

た「茨城県北ジオパーク構想」を立ち上げており，五五浦海岸の炭酸塩コンクリーションはその規模が日本

浦海岸はジオサイトの目玉として五浦海岸を宣揚してでも有数であるばかりでなく，海岸浸食によって平面いくことになっている．(上田ほか，2005）

分布や立体構造がよく観察できることに特徴がある．
２．五浦海岸の地質
北茨城市五浦海岸周辺茨城地域の平潟〜五浦〜大津にかけての海岸地帯は，下部中新統湯長谷層群亀ノ尾層，下部中新統最上部の高久層群，中部中新統多賀層群の平潟層と大津層が，狭い範囲に不規則に不整合関係で累重しており，他の地域とはかなり地層群分布
様式が異なっている（例えば Mitsui et al., 1971；柳沢，1996；上田ほか，2005）．
つまり，白水層群，湯長谷層群がいずれも南北走向で南北帯状によく連続しながら分布するのに対し，高久層群や多賀層群は海岸に面した地域に横長楔状の不連続な，一部は孤立したような分布を示している（安藤ほか，2011）．一般走向は南北性のことが多く，海側へ数°傾斜する傾向があるが，楔状分布の内部では東西性の軸をもった緩い向斜構造を示すこともある．これは湯長谷層群と高久層群堆積期の間で堆積様式が変化したことを示唆している．その意味についての体系的な説明は今後の課題である．
３．高久層群九面層における炭酸塩コンクリーション
これまで常磐地域の新第三系には幾つかの地域で，シロウリガイやオウナガイなど，現在化学合成群集の主要構成要素として知られる大型二枚貝の密集層の産地が報告されている．これらの密集層は殆どの場合，
図 1. 北茨城市五浦海岸の地形図．北茨城市都市計画図
1/2,500 より．

炭酸塩コンクリーション（堆積物中に二次的に CaCO3が濃集した小球体，または不定形の塊）を伴っており− 21 −

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図 2. 北茨城市五浦海岸大五浦全景写真（左）とスケッチ（右）．.2006 年 6 月 16 日の大潮干潮時．B は炭酸塩コンクリ
ーションタイプ I（上田ほか，2005）密集部で，巨大ザメ歯化石産地で発掘作業中．スケッチの明灰色部は中下部の炭酸塩コンクリーション．暗灰色部は上部の炭酸塩コンクリーション・タイプ V〜VI．

メタン湧水起源の化学合成群集のコロニーが化石化

４．炭酸塩コンクリーションに含まれる化学合成群集したものであり，陸棚から大陸斜面にかけての海底下上田ほか（2005）で報告した五浦海岸の化学合成群

におけるメタンハイドレートの形成と密接な関係が集の組成は，Lucinoma acutilineatum を特徴種とし，あると考えられる．

Yoldia landabilis, Mizuhopecten kobiyami, Cyclocardia

下部中新統上部の高久層群九面層は主に塊状の泥siogamaensis, Clementia sp. Macoma sp.などを伴うもの

質極細粒砂岩からなり，海生軟体動物化石を散在的にで，ツキガイモドキ（Lucinoma acutilineatum）のサイ

もしくは一部密集して産する（須貝ほか，1957；柳沢，

ズは殻長数 cm 程度で，シロウリガイやオウナガイの

1996），砂質内側陸棚の堆積物である．そして，茨城ような巨大二枚貝は含まれていない．これらの二枚貝

大学五浦美術文化研究所六角堂の周囲の海岸と岩礁のは炭酸塩コンクリーション中や周辺付近に密集してに分布する九面層は，様々な形態・サイズの炭酸塩コいるが，その密集度はさほど高くはなく小規模な密集

ンクリーションを含んでいる．

部が散在する程度である．

上田ほか（2005）は，これらの炭酸塩コンクリーシ

したがって，日本各地で報告されているシロウリガ

ョンが，常磐地域の他の地層に含まれるコンクリーシ

イやオウナガイなどの巨大二枚貝を含む群集の存在が，ョンと比べて，形状が極めて変化に富みサイズが大き五浦海岸でも見出される可能性を検討する必要があっいことから，これらが近年注目されているメタン冷湧た．そこで，上田ほか（2005）で報告した大五浦の湾

水起源のコンクリーション（冷湧水のメタンがバクテ以外の炭酸塩コンクリーションを調査した．

リアに酸化され炭酸水素イオンが生じる．それが間隙

六角堂を南から見渡せる高台の庭園に，五浦観光ホ水中のカルシウムと反応し，コンクリーションが形成

テル別館（大五浦北岸）の建設工事の際に得られた，される）であるとみなした．五浦海岸では波食台の岩

明灰色と暗灰色の 2 種類の炭酸塩コンクリーションの

礁と海食崖に地層の新鮮な層理面や断面が広く露出すブロックが庭石として多数置かれている．関係者の取るため，個々のコンクリーション全体の形態および層材から，得られた層準は上田ほか（2005）の下部ユニ準間におけるコンクリーションの形態の差異などを容ットと思われる．明灰色のブロックには大型の二枚貝

易に把握することができる．この好条件を活かし，形が合弁で多数含まれており，シロウリガイ態によるタイプ分け，産状の観察，産出層準の特定，（Calyptogena など）やオウナガイ（Conchocele）とい

炭素・酸素安定同位体比測定を行なった結果，これらった化学合成群集を代表する種類で，ツキガイモドキのコンクリーションの形成がメタン冷湧水に起因して（Lucinoma）は少ない．暗灰色のブロックも多数ある

いたことが示唆された．加えて，共産する軟体動物化が化石の産出はわずかである．

石群集の産状，多様性を観察し，それらがメタン湧水

今回検討した，群集の組成は以下の通りであり，現に依存した化学合成群集であったことを立証した．そ

在古生物学的な検討を進めている（Amano and Ando, inの上で五浦海岸の九面層における炭酸塩コンクリーシ

prep.)

ョンおよび化学合成群集の形成史について推論した．

Acharax yokosukensis Kanie and Kuramochi
Lucinoma acutilineatum (Conrad)− 22 −

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図 3. 炭酸塩コンクリーションブロックに密集する化学合

図 4. 左側の大型個体の雌型は殻長 30cm におよぶキヌタ

成群集． シロウリガイ（Adulomya），オウナガイ

レガイ（Acharax yokosukensis）（Amano and Ando, in
prep.）．

（ Conchocele ）， ツ キ ガ イ モ ド キ （ Lucinoma
acutilineatum），キヌタレガイ（Acharax yokosukensis）
が確認できる．
Nipponothracia? sp.

約 70×60cm，厚さ約 20cm に特に密集しており，そのConchocele bisecta (Conrad)

ほとんどが唇側面を上向きに産出している．その一部

Callogonia? sp.

では上顎歯と下顎歯が交互に噛み合った状態で確認さ

Adulomya n. sp.

れる．また，これらの産状から，1 体の C. megalodon

Cryptonatica clausa (Broderip and Sowerby)

が死後に歯列をある程度維持しながら埋積されたこと

Megasulcula yokoyamai (Otuka)が示唆される．また，その周囲からは肉食性のメジロ

Turridae? gen. et sp. indet.

ザメ類 (Carcharhinus sp.)，イタチザメ類 (Galeocerdo

この組成は上田ほか（2005）とは産状を含めて異なっsp.) ，アオザメ類 (Isurus sp.)等の歯が C. megalodon とている．したがって両者の違いは，炭酸塩コンクリー

共産する．

ションや化学合成群集の形成過程を考える上で重要でこのような同一個体の歯群の産出は，国内では川本
標本（埼玉県立自然の博物館所蔵），安中標本（所在不あろう．

明）に次いで3例目である．今回確認された化石はC.
５．炭酸塩コンクリーションから産した巨大ザメ化石

megalodon 産出レンジ初期の前期中新世後期（16.4

2006 年 4 月に，上田ほか（2005）で記載した五浦海Ma） であり，C. megalodonの初期の形態を知る上で重岸の巨大炭酸塩コンクリーション塊の一つから，ムカ

要な資料である．今後，未剖出部からさらに多数の歯

シオオホオジロザメ（Carcharodon megalodon）の歯群の発見が予測され，歯や歯列の形態的特徴による解析

及び脊椎骨が発見された．このコンクリーションは，や復元，川本標本との比較による形態的差異の解明が上田ほか（2005）でタイプ I とした大型塊状不定形型

期待できる．

のもので，径は数 m を越えている．2006 年 5 月～6 月

また，サメ化石の炭酸塩コンクリーション中におけに，茨城県自然博物館及び茨城大学理学部の安藤寿男

る産状から，海底下でのメタン冷湧水の上昇により，とその学生との共同で化石の発掘調査を実施し，多数

C. megalodon 遺骸が早い段階で炭酸塩コンクリーシのサメ化石包含岩塊を採集した．その後，クリーニン

ョン中に封じ込められたため，歯列の概形を保持した

グ作業を進めた結果，多数の大きな歯牙が見出され，まま化石化したと考えられる．

その化石の産状が興味深い特徴を示していた．これら

なお，徳永（1927）の図版六には日立地域の多賀層の概要は日本古生物学会和文誌の「化石」に口絵とし群から産したC. megalodonの標本が数点示されており，て公表した（国府田ほか，2007）．

時代的には九面層のものより新しい中期中新世後半以

C. megalodon の化石は，厚さ 30cm，平面 1.5m×1m
ほどの範囲に，歯 41 本及び脊椎骨 4 個が含まれており，降のものと思われるが，条件が整えば九面層に限らず化石が産することを示唆している．

その歯牙最大高は 2～11cm で，歯冠部の切縁では鋸歯が明瞭に保存されている．上記の範囲のうち，平面で− 23 −

茨城古生物研究会
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成群集の成因，そして，それらに含まれる保存のよい
巨大サメ化石など，興味深い地質学的・古生物学的トピックが最近新たに着目・発見されているので，今後の北茨城地域の地質や化石調査で，さらに新たなトピックが見出される可能性は高いであろう．着実な調査の継続と蓄積で北茨城地域の地質学的自然遺産の姿を解明していくことが期待される．

引用文献 (A および B)
Amano, K. and Ando, H. submitted. Giant fossil Archarax(Bivalvia, Solemyidae) from the Miocene of Japan. Nautilus.

図 5. Carcharodon megalodon の歯群. 上顎歯（3：下向き）安藤寿男．1990．堆積シーケンスとその境界の認定の意

1 個と下顎歯（1, 2, 4, 5：上向き）4 個（2 は中央下の義．地学雑誌，99: 247-261．

下顎歯の下側）が交互に咬み合った状態で産出した．ス

安藤寿男．2002．茨城県北部〜福島県南部太平洋岸地域

ケール：50 mm．国府田ほか（2007）．

における常磐堆積盆の地質学的研究の現状−地質文献からの概観．茨城県立自然博物館研究報告，(5): 81-97.
Ando, H. 2003. Stratigraphic correlation of Upper Cretaceousto Paleocene forearc basin sediments in Northeast Japan:
cyclic sedimentation and basin evolution. Journal of Asian
Earth Sciences, 21: 919-933.
安藤寿男. 2005. 東北日本の白亜系−古第三系蝦夷前弧堆
積盆の地質学的位置づけと層序対比．石油技術協会誌，
70: 24-36．
安藤寿男. 2006. 関東平野東端の太平洋岸に分布する銚子図 6. 炭酸塩コンクリーション中に密集した大型の遊離歯層群・那珂湊層群・大洗層の地質学的位置づけ．地質学の産状．今回産出した歯群中で最大級の歯が密集する．

雑誌，112: 84-97.

周辺には歯根部が欠落した遊離歯が散在する．

安藤寿男・柳沢幸夫・小松原純子. 2011 投稿中. 常磐地域

６．これからの課題の白亜系〜新第三系と前弧盆堆積作用．地質学雑誌.

北茨城地域は，常磐地域の南部の多賀地区の一部とBouma, 1962 Bouma, A. H. 1962. Sedimentology of Some

して他の常磐地域との共通性が高いが，茨城県の中でFlyschは特色ある地質学的な特性を持っており，茨城県の地Interpretation.

史を考える上では重要である．多賀地区はその名称にA

Graphic

ApproachtoFaciesElsevier, Amsterdam, 168p.

地質調査所編．1992．日本地質アトラス（第２版）．朝倉

あるように一般に多賀層群が広く分布し，それ以下の地層群の分布が狭い，あるいは分布そのものがない．

Deposits.

書店，52p.
岩田尊夫．1995．常磐沖堆積盆における下部中新統のシしたがって，常磐地域全域におよぶような広範囲の層

ーケンス層序解析．地質学論集，(45): 223-237.

序問題解明には適さないが，よく露出する特定の層準，岩田尊夫・平井明夫・稲場土誌典・平野真史．2002．常例えば，椚平層と古第三系の関係，多賀層群基底の不磐沖堆積盆における石油システム．石油技術協会誌, 67:

整合の実態を解明するには適している．

62-71.

これまでの研究によって常磐地域の新生界は，岩相鎌田泰彦．1972．常磐炭田における椚平層の設立と滝挟分布や層序，化石など，他地域の同時代層に比しては炭層の層位的位置．岩井淳一教授退官記念論文集, pp.

るかに詳細・緻密な成果が公表されてきた．しかし，

389-402.

堆積相層序から読みとれる高精度の堆積環境変化やシ鎌田泰彦．1994．福島・茨城県常磐地域の第三系研究にーケンス層序，化石密集層の形成過程など，まだまたおける今後の課題（その１−常磐地域の古第三系の形成）．

多くの研究課題を見いだすことが可能である．

平地学同好会会報，(20), 3-9.

また，五浦海岸の炭酸塩コンクリーションや化学合鎌田泰彦．1996．福島・茨城県常磐地域の第三系研究に− 24 −

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北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明

おける今後の課題（その２−常磐地域の新第三系の形成）．

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茨城古生物研究会
茨城古生物研究会䠟䠊໭Ⲉᇛᕷ䛾ୗ㒊୰᪂⤫‫‮‬㛗㇂ᒙ⩌ட䝜ᑿᒙ䛛（北緯：約 36°50′27″；東経：約 140°47′53″）䜙⏘ฟ䛩䜛໬▼䠉≉䛻㨶㫣໬▼䛻䛴䛔䛶㻌

産地 3：北茨城市大津町五浦長浜海岸の北端崖

１．はじめに（北緯：約 36°50′39″；東経：約 140°47′48″）

魚鱗化石の存在は広く知られているが，一般に散発的な産出を示す傾向にあり産出頻度が低いことや，分（図１，５）
１）産地１－１及び１－２

類学上の形質が整理されていなことなどから，詳細な検討や報告が極めて少ない．

道路工事現場の切通し斜面露頭で，両露頭は向き合った状態にあり，層準はほぼ同一と判断される．塊状茨城県北茨城市長浜付近の前期中新世の湯長谷層群で珪藻質シルト岩と厚さ 1～5 cm 程度（最大でも 30 cm

亀ノ尾層から，魚鱗化石が高い頻度で産出することが程度）の細～中粒で塊状な砂岩とで構成され，シルト

知られている．しかし，その産出情報は一部に留まり，岩が極めて優勢な互層をなす．シルト岩中には局所的報告された例は現在のところ島崎（1993MS）に限られではあるが平行な極薄葉理の発達が認められる．産出

る．産出頻度の高い魚鱗化石の産出地は海岸沿いの露

化石には魚鱗，貝類，植物，珪藻があり，全てがシル頭であることから，海岸侵食の進行に伴い近い将来消ト岩からの産出であった．この露頭において生物擾乱

失する状況にある．そこで，魚鱗化石を主体とした試は殆ど認められなかった．

料の採集と現況において可能な範囲での分類学的検討，

この露頭から約 50 m 程上部の切通し北側斜面の露それに伴う地質・古生物学的情報の収集を主目的に調頭には，N60°E 80°N の断層が発達し，亀ノ尾層と年代査を実施した．本報告では紙数の都合上その概要を示

的上位の九面層が接している．この九面層中からも貝すことにする．

類及び材化石の産出が認められた（図 2）．
産出化石：主要化石は Clupeidae（ニシン科），Gadiidae（ タ ラ 科 ） の 魚 鱗 ， 二 枚 貝 類 の Acilana tokunagai

２．北茨城市の魚鱗等の化石産地とその岩相
北茨城市大津町五浦付近の 4 ヶ所において，亀ノ尾(Yokoyama)，Lucinoma otukai Hatai and Nisiyama，掘足層の魚鱗，貝類および植物化石等の採集調査を行った．

類 の Dentalium sp. ， 植 物 化 石 の Cunninghamia

産地 1－1：北茨城市大津町北町の神社北東の道路

protokonishii Tanai and Onoe，Keteleeria sp.の種鱗，

工事現場の南側露頭（図 1，2）

Zelkova ungeri (Ettingshausen) Kovats であった．貝類化

産地 1－2：北茨城市大津町北町の神社北東の道路

石の産状を見ると，Lucinoma otukai Hatai and Nisiyama

工事現場の北側露頭は合弁あるいはそれに近い状態にある．一方，Acilana（北緯：約 36°50′46″；東経：約 140°47′04″）

tokunagai (Yokoyama)では，合弁と両殻分離してはいる

産地 2：北茨城市大津町五浦「天心記念五浦美術館」

が殻が重なる状態の個体や，複数の個体が密集状態での北北西約 200 m の海岸崖（図 1，3）

産出する個体などが認められる．いずれも層理面に対

産地 1-1,1-2

●
産地 3

●
●

産地 2

500
図 1. 北茨城市大津町の湯長谷層群亀ノ尾層の化石産地．国土地理院発行 1/25,000 地形図「勿来」を使用．

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茨城県自然博物館総合調査報告書 北茨城地域の新生界の地質・古生物・古環境の解明
北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明が顕著な縞状構造は，他の化石産地では認められない．
生痕化石や生物擾乱が全く認められないことも大きな特徴である．
極薄葉理面は実体顕微鏡で観察すると，層理面に平行に並んだ多量の珪藻化石が観察される．こうした極薄葉理が発達するシルト岩について，増田 (1988) は極薄葉理を年縞と位置付け，その成因を季節による珪藻の大量発生に起因すると述べている．
産出化石：魚類骨格，魚鱗，海藻，植物，珪藻化石が層理面に対して平行な状態で認められ，魚鱗と珪藻化石は産出頻度が高い．魚類骨格にはソコダラ科と属種不明化石が含まれるほかに，骨格から分離した状態の各部位の化石も認められる．魚鱗化石には Cluperidae（ニシン科），Myctophidae（ハダカイワシ科），Gadiidae（タラ科），Macrouridae（ソコダラ科）や目・科・属・種未詳の魚鱗を多産する．植物では Lindera sp.とGleditsia sp.の葉片の産出が認められた．また，科属種
不明の葉片も多数産出した．
３）産地３
図 2. 化石産地 1-1．上：露頭上部．右から 1/3 にある断層

長浜海岸の北端に位置する亀ノ尾層の露頭である．

で亀ノ尾層（左）と九面層（右）が接する．下：九面層中シルト岩の薄層が挟在する厚さが 40 cm 程度の中～粗の化石含有部の炭酸塩コンクリーション．

粒砂岩を除けば，葉理の発達が認められない塊状な珪しては概ね平行な産状をなす．

質シルト岩と，厚さ 1～3 cm 程度の細～中粒砂岩薄層

九面層から産出した貝類化石は，二枚貝類の（希に浮石質凝灰岩挟む）によって構成され，シルト

Saccella confuse toyomaensis Kamada，Anadara watanabei

岩が極めて優勢な互層をなす．ここでは他では認めら

sp.，Clinocardium shinjiensis

れない生物擾乱や生痕化石が認められた，生物擾乱は(Yokoyama)，Macoma sp.，Ezocallista？sp.，Lucinoma

浮石質凝灰岩を含めた上下のシルト岩中に，生痕化石

acutilineatum (Conrad)，Clementia nakosoensis Kamada，はシルト岩中に密集している．

(Kanehara)，Venericardia

Teredo sp.，巻貝類の Euspira cf. meisensis (Makiyama)及び掘足類の Dentalium sp.であった．

産出化石：二枚貝類の Acila cf. eximia (Yokoyama)，
Acilana tokunagai

２）産地２(Yokoyama)，Venericardia sp.，属種

不明の葉片，生痕化石では漸深海の堆積環境の指標で海食崖をなす露頭で全体が亀ノ尾層によって構成される（図 3）．シルト岩が極めて優勢な，珪藻質極薄葉
理シルト岩と厚さ 1～30 cm 程度の細～中粒塊状砂岩

ある（野田，1994 ほか）Chondrites isp.が認められた．
それぞれの貝類化石の示す産状は，Acila cf. eximia

互層をなす（図 4）．中粒砂岩中には炭化した材化石が
希に認められる．この露頭に見られるような極薄葉理

図 4. 化石産地 2 の亀ノ尾層．図 3 左側の拡大．平行な薄葉理が発達するシルト岩中部に厚さ 1-30cm 程度の塊状細～中粒砂岩を挟在する．

図 3. 化石産地 2 の亀ノ尾層．右下が化石産出層準．

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ついて，化石あるいは現生魚類の魚鱗との比較を行い，魚鱗単体に対して独立した新属・新種などの分類学的地位を与えた研究も存在する（David, 1948, 1956；Pierce,
1956 など）．しかし，魚鱗は部位，成長過程や再生鱗
によってその形状が異なるとされることや，種数が多岐に渡ることなどから，魚類本体から脱落した鱗を用いて詳細な分類学的検討を行うことが困難である．そこで，本報告では安易な同定や記述を極力避け，小林（1958）による魚鱗の分類体系を基に，従来報告された魚鱗化石や現生魚類鱗の報告例との比較検討を行い

図 5. 化石産地 3．右下の暗灰色部はタービダイト砂岩．

つつ，産出の記録保存に重点を置いた記述を行った．

(Yokoyama)は合弁で層理面に対して規則性を示さず密
集 状 態 に あ る ． Acilana tokunagai (Yokoyama) と図 6. 魚 鱗 化 石

Venericardia sp.は離弁状態にあり，層理面に対する規Clupeidae（ニシン

則性は認められない．生痕化石 Chondrites isp.は特定の科 ） Sardinella cf.
miyanoshitaensis

層準に密集している．

Sato and Uyeno ．

４）化石産地の特徴の比較

x11

化石産地 1～3 における岩相や産出化石に関する比較を行うと，以下の様な傾向が認められた．
(1) 珪質シルト岩中に発達する平行極薄葉理：産地 3
では皆無であったが，産地１では局所的に，産地 2
では卓越して発達する．
(2) 魚類骨格及び鱗化石：部位破片を含む骨格化石は

図 7. 魚 鱗 化 石

産地２のみで産出し，魚鱗は産地 1 と 2 で産出する

Clupeidae（ニシが，種類及び産出頻度は産地 2 が極めて高い．いずン科）タイプ D．

れも珪質シルト岩中から産出する．
(3) 貝類化石：産地 1 と 3 の珪質シルト岩中からの産出であり，Acilana tokunagai (Yokoyama)は両産地から，
Lucinoma otukai Hatai and Nisiyama と Dentalium sp.は
産地 1，Acila cf. eximia (Yokoyama)と Venericardia sp.
は産地 3 からのみ認められた．平行な極薄葉理の卓越する産地 2 においては産出が全く認められない．
(4) 植物化石：全産地の珪質シルト岩から産出した．
産地 1 からは Cunninghamia protokonishii Tanai andOnoe ， Keteleeria sp. の 種 鱗 及 び Zelkova ungeri(Ettingshausen) Kovats が，産地 2 からは Lindera sp.
と Gleditsia sp.が，さらに，産地 3 では属種不明な葉片がそれぞれ認められた．
(5) 生痕化石及び生物擾乱：産地 3 においてのみ認められた．生痕化石 Chondrites isp.は珪質シルト岩中に密集状態で，生物擾乱は浮石質凝灰岩とそれを挟む
珪質シルト岩中に認められた．

４．亀ノ尾層産魚鱗化石について
魚鱗化石の研究では，魚類骨格本体を伴わない魚鱗− 28 −図

8.

魚 鱗 化 石Myctophidae（ハダカイワシ科）タイプ A．x8.5

図 9. 魚鱗化石

Gadiidae（タラ科）タイプ Ax4.6

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茨城県自然博物館総合調査報告書 北茨城地域の新生界の地質・古生物・古環境の解明
北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明

魚類の分類体系や現生種のデータは，上野・坂本（2005）

る．

に基づく．その結果以下の 4 科の魚鱗が確認でき，そ

亀ノ尾層における魚鱗化石は，珪藻化石を多量に含れぞれは 5〜2 タイプが識別できる．また目レベルでもむ珪質シルト岩中の極薄葉理面から主に産出し，葉理

不明な魚鱗が 5 種類あった（図 6～11）．

面に平行に配列する産状を示す．円形の珪藻化石も同

Clupeidae（ニシン科）

様な産状を示す．さらに，魚鱗化石に伴って魚類の骨Sardinella cf. miyanoshitaensis Sato and Uyeno
Clupeidae Type A-E（図 6）示すことが多い．この地域の亀ノ尾層の魚類化石や珪（図 7）藻化石は，タホノミー研究や堆積環境解析に貴重な情

Myctophidae（ハダカイワシ科）
Myctophidae Type A-D

報をもたらすものと期待される．

（図 8）２）亀ノ尾層の魚鱗化石や貝類化石に伴ってCunnighamia protokonishii Tanai and Onoe ， Zelkova

Gadiidae (タラ科)Gadiidae Type A-C

格の部位も産出するがその形状は不自然な破損状態を

ungari (Ettingshausen) Kovats，Ketleleeria sp.，Lindera sp.，

（図 9）

Gleditsia sp.など 5 種類の植物化石が認められた（図Macrouridae (ソコダラ科)
Macrouridae Type A-B（図 10）

12-14）．これらは従来にない記録である．亀ノ尾層と目・科・属・種未詳魚鱗

5 種類

同様な漸深海性の堆積環境を示す海成層からの植物化（図 11）

石は，茨城県常陸太田の龍黒磯泥岩部層（Uemura et al.,2006 ほか）などが挙げられるがその例は非常に少ない．
したがって，亀ノ層から産出する植物化石は大変重要な記録であり，植物化石に基づく古環境解析のための貴重情報と判断される．

図 10. 魚体化石
x1.5

Macrouridae（ソコダラ科）タイプ A．

図 11. 魚鱗化石

図 12. 植 物 化 石 ． ス ギ 科 コ ウ ヨ ウ ザ ン 属 の 仲 間

属腫不明

Cunninghamia protokonishii Tanai and Onoe，化石産地 1．

タイプ 2．x3.6

５．結果及び考察
１）魚鱗化石は 14 種類の産出が認められた．それらは，Clupeidae（ニシン科）6 種類，Myctophidae（ハダカイワシ科）4 種類，Gadiidae（タラ科）3 種類，Macrouridae（ソコダラ科）2 種類及び目・科・属・種未詳種の 5種類であった．これまで長野県や鳥取県に魚鱗化石が図 13. 植 物 化 石 ． 右 ： ケ ヤ キ の 仲 間 Zelkova ungeri(Ettingshausen)，化石産地 2; 左：サイカチ属 Gleditsia
sp.，化石産地 2．

豊富な産地が知られていたが，北茨城の魚鱗化石は産出する種類の多様性や産出量から，両地域と同等もし
くはそれ以上の魚鱗化石産地と位置づけることができ

また，亀ノ尾層から Acila cf. eximia (Yokoyama)，
Acilana tokunagai（Yokoyama），Lucinoma otukai Hatai− 29 −

茨城古生物研究会
茨城古生物研究会

and Nisiyama などの 5 種類の貝類とウニ類化石が産出した（図 15，16）．本調査において新たに発見した九研報, (7): 1-104, pls. 1-12.
増田富士雄, 1988. 地層から読み取る年・月・日・時. 月

面層露頭では Saccella confuse toyomaensis Kamada，Anadara watanabei (Kanehara) を含む 11 種類の貝類化

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図 14. 植物化石 クスノキ科
クロモジ属 Lindera sp.，化石
産地 2．

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１．はじめに
北茨城市北東部の五浦海岸にある茨城大学五浦美術文化研究所周辺において，自然科学的な見所や観察地点を取り上げ，その成り立ちを明らかにするとともに，それらを素材とした自然観察学授業や，教員研修などに活用可能な「五浦観察モデルコース」を設定するための調査を行った．茨城大学の財産である六角堂などの文化財に加え，周辺の自然科学的な見所に関する各種情報を収集・深化・集約することは，研究成果
図 15. 二枚貝化石

Acilana tokunagai (Yokoyama) スケー

ルの目盛りは 1mm，化石産地 1．

を地域に還元する試みとして極めて重要である．本報
告では以下の 4 箇所で，いくつかの観点から見学ルートとして，どんな条件や特徴があるかを調べた結果に

図 16. 二枚貝化石
Lucinoma

ついて要約する．

otukai

Hatai and Nisiyama，
化石産地 1．

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Paleoecological

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図 1. 五浦岬公園から北方を望む五浦海岸．六角堂（赤い小林久男, 1958. 魚類の鱗の比較形態と検索. 愛知学芸大建物）手前が小五浦で，向こう側が大五浦．大きな建物
は五浦観光ホテル．

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茨城県自然博物館総合調査報告書 北茨城地域の新生界の地質・古生物・古環境の解明
北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明

中学校

１年

２．天心遺跡記念公園とその周辺想定される授業案

調査項目（１）露頭の観察

大地の変化（１）整備がされているか

地層の層理や堆積構造がはっきりとしている大き（２）どのような植物があるのかな露頭なので，観察には適している．子どもたちを班（３）動物はみられるかに分け，班ごとに柱状図を作成する．色の変化や層の（４）記念碑の石材

厚さ，触った感覚を調べさせる．

（５）五浦海岸の地形

表面が風化しているので風化作用を視覚的に捉え想定される授業案ることができる．風化している部分を子どもたちに削教師が引率して園内を観察する形式の授業が良い．

らせることで，地層が風化していく様子を確認させた授業展開としては，ワークシートを用いて，気付いた

い．調査後，教室で他の班と結果を照らし合わせるこ

ことや考えたことを書き込ませる．ワークシートは，とで同じ層が横に連続していることを確認させたい．

植物と地形の解説と図を中心に，鵜の観察ポイントや安全面としては，見学する露頭に近づくには岩壁を記念碑についてまとめたものにする．

登らなくてはならないので，教師が監視しながら一列に順に登らせる必要がある．鎌の取り扱いには注意し，

３．茨城大学五浦美術文化研究所

使用後は速やかに回収するなどの配慮が必要である．

調査項目（２）化石の観察から堆積環境を推測する（１）安全面・自然科学の面での整備

二枚貝化石の産状から海底の砂底の生態系があっ（２）園内にはどのような植物があるかたこと，凝灰岩から火山活動があったこと，材の化石（３）園内に動物はいるか

から陸上の木が海に流れてきたことが推測できる．こ（４）どのような地形かのように化石を頼りに過去の環境を子どもたちに考え（５）地学的に着目する点はあるかさせることを身につけさせていける．

授業計画（３）流れる水のはたらき

六角堂という文化的な学習だけでなく，（5）のよう

旅館の温泉排水が小川上流から流れてくるため，砂な地学的学習も可能である．例えば，円礫と角礫の違浜の上にミニチュア水路のような筋ができる．水もきいというのは，流れによって生じたものでもあるため，

れいで砂の侵食・運搬の様子が身近に観察できる．頻小学 5 年生理科の単元「流れる水のはたらき」と関連

繁に微細な地形が変化する様子も見られる．これらをさせることができるのではないか．また六角堂先から子どもたちに見せることで小学校５年の単元「流れるは，海岸の露頭を左右を見渡すことができ，小学校６

水のはたらき」に関連した授業を行うことができる．

年生理科の単元「土地のつくりと変化」で学ぶ露頭を海浜に落ちているゴミで怪我をしないようにする

直接見ることができる絶好の場所であろう．

ことと，岩に登って遊ばないように注意すれば，安全

さらに園内には様々な植物が観察できるため，児童に行える．

たちが自身で書き込み作成する植物マップのようなワークシートなどがあると面白いのではないだろうか．
さらに見学ポイントをフォトラリー形式で回っていけるワークシートも有効であろう．

４．小五浦
調査項目
（１）露頭
（２）化石（二枚貝，炭化木など）（３）海浜（漂流物，海浜の砂など）
関連する小・中学校の学習単元
小学校

５年

流れる水のはたらき

６年

土地のつくりと変化

図 2. 小五浦の湾の南側露頭．新第三系高久層群九面層，
多賀層群平潟層および大津層との不整合関係が観察できる．柳沢（1996）の fig.4 参照.

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茨城古生物研究会
茨城古生物研究会（４）貝殻採集
貝殻などが多く落ちているので，採集して美術での作品作りで活用することができ，他教科での素材にも使えるかもしれない．
（５）海浜の清掃活動
ゴミが目立つので，清掃活動を行うことで，海浜をきれいに保っていこうとする活動や，海を守る心を育
むことができる．

５．五浦第二公園
調査項目（１）安全面の整備・自然科学的な素材（２）公園内にはどのような植物があるか（３）小学校授業で利用できるか（４）どのような公園活用法が考えられるか６．大津小学校
五浦海岸に最も近いという立地にある小学校でどのような野外観察を行っているのかを取材した．
回答者：４学年担任および校長
日時：平成 21 年（2009）２月 16 日

16：00～17：00

質問項目：（１）生活科・理科で行っている野外授業．
（２）どこで行っているか．（場所・施設など）（３）自然科学学習の野外観察をする上で，
１）どのような情報があったら学習しやすいか．
２）野外観察をするにあたり難しいことはあるか．
（４）漁業体験の内容について．

７．野外観察モデルルート
茨城大学五浦美術文化研究所前駐車場（無料）↓徒歩約 2 分
茨城大学五浦美術文化研究所にて観察（入場料 200 円）↓徒歩約 3 分
小五浦にて観察↓徒歩約 5 分
茨城大学五浦美術文化研究所前駐車場↓車約 3 分五浦岬公園にて昼食・休憩（駐車無料）↓車約 5 分天心記念五浦美術館駐車場（無料）↓徒歩約 5 分
天心遺跡記念公園にて観察↓徒歩約 5 分
天心記念五浦美術館駐車場− 32 −

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安藤寿男（茨城大学理学部教授）※A, B

天野和孝（上越教育大学教授）

伊藤※D

上田庸平（茨城大学大学院理工学研究科）

孝（茨城大学教育学部准教授）

大井信三（国土地理院）

倉川友貴（茨城大学教育学部）

菊池芳文（財団法人自然史科学研究所） ※C

黒髪英次郎（茨城大学理学部）

永戸秀雄（筑波大学大学院生命環境科学研究科）※C

黒田真平（茨城大学理学部）

二階堂章信（茨城県那珂市中台）

越野※C※は執筆担当部分を示す．

茜（茨城大学教育学部）

薗田哲平（茨城大学大学院理工学研究科）
高木香（茨城大学理学部）

田村芳隆（茨城大学大学院理工学研究科）
西島ゆかり（茨城大学教育学部）
蓮見恵理（茨城大学理学部）
船越郁生（茨城大学大学院理工学研究科）
矢野健（茨城大学大学院理工学研究科）

山家慎之介（茨城大学大学院理工学研究科）
横山芳春（茨城大学大学院理工学研究科）

Report of Comprehensive Surveys of Plants, Animals and Geology
in Ibaraki Prefecture by the Ibaraki Nature Museum
Cenozoic Geology, Fossils and Paleoenvironmentsof Kita-ibaraki area in Northeastern Ibaraki Prefecture(2006-2008)
Edited by Ibaraki Nature Museum
March 2011茨城県自然博物館総合調査報告書
北茨城地域の新生界の地質・古生物と古環境の解明(2006-2008)
平成 23 年 3 月 31 日発行

編集

ミュージアムパーク茨城県自然博物館
小池 渉
発行 ミュージアムパーク茨城県自然博物館
館長 菅谷 博〒306-0622 茨城県坂東市大崎 700
TEL 0297-38-2000
印刷 株式会社イセブ©2011 Ibaraki Nature Museum(本書掲載記事および写真の無断転載を禁じます．)