活断層・古地震研究報告，No. 6, p. 107-122, 2006

沿岸低地堆積物に記録された歴史時代の津波と高潮：
南海トラフ沿岸の例
Historical tsunamis and storms recorded in a coastal lowland deposit,
along the Nankai Trough, southwestern Japan
小松原純子 1・藤原治 2・高田圭太 3・澤井祐紀 4・タン・ティン・アォン 5・鎌滝孝信 6

Junko Komatsubara1, Osamu Fujiwara2, Keita Takada3, Yuki Sawai4,
Than Tin Aung5 and Takanobu Kamataki6
1, 2, 4, 5, 6

活断層研究センター（Active Fault Research Center, GSJ/AIST, j.komatsubara@aist.go.jp）
3
復建調査設計株式会社（Fukken Co. Ltd.）

Abstract: Twelve cores are recovered by Geoslicer from a coastal lowland of Shirasuka, Kosai City,
western Shizuoka Prefecture, where historical tsunami and storm events have been documented. Seven
event deposits are discovered from those cores. Four of them are correlated with historical tsunami
events and one of them with a historical storm event, based on sedimentary facies, grain size analysis,
grain composition and 14C ages.
キーワード：津波堆積物，ジオスライサー，東海地震，南海トラフ，粒度分布，粒子組成
Keywords: tsunami deposit, Geoslicer, Tokai earthquake, Nankai Trough, grain size distribution, graincomposition

１．はじめに
南海トラフ沿岸は昔から 100～200 年程度の間隔で海溝型巨大地震とそれにともなう津波の被害を受けてきた（宇佐美，2003）．その履歴は，過去千年程度
までなら古文書や遺跡を調べることでわかる（寒川，2004；萩原，1995）．津波が陸上に遡上した際には津波堆積物を残す場合があり，地層中の津波堆積物を手がかりにさらに古い津波の履歴を知ることができる．しかし，南海トラフ沿岸のように巨大な台風にしばしば襲われる場所では，大規模な高潮によっても津波の場合と同様に浸水し，堆積物が運びこまれていることが推定される．したがって過去の津波履
歴を地層から復元するためには，地層中のイベント堆積物から津波によるものを識別する堆積学的基準が必要である．
静岡県湖西市には，東海道の宿場のひとつである
白須賀宿があった（第 1 図）．古文書などの歴史記録によると，白須賀では津波と高潮による両方の被害が知られている（第 1 表）．この地域に被害を与えた
津波のうち，歴史記録が残っている最古のものは
1498 年の明応地震に伴うもので，それ以降に 3 回の津波の記録がある（渡辺，1998）．一方，浜名湖から渥美半島にかけての地域に被害を与えた高潮の記録
は，16 世 紀 以 来 少 な く と も 6 回 あ る（ 荒 川 ほ か，
1961；斎田，1942）．

107

本研究では津波堆積物と高潮堆積物の特徴の違いを明らかにし，歴史記録に残された津波や高潮の記
録と一致する堆積物を確認することを目的として，白須賀近くの沿岸湿地でジオスライサーを用いて地層試料を採取した．採取した堆積物は特徴を記載し，粒度分析および粒子組成分析を行い，堆積物の炭素同位体年代を測定した．その結果に基づいて，地層に残されたイベント堆積物と，歴史記録に残された
津波や高潮の記録との対比を行った．
２．地形・地質概略
調査地は浜名湖が遠州灘に注ぐ今切口から西へ
9 km 弱離れた海岸沿いの低地である（第 1 図）．この低地は北を中部更新統渥美層群からなる段丘（杉山，1991）に，南は浜堤により海浜から隔てられ，
幅は約 120 m で東西に細長く延びている．低地内には段丘崖の谷の出口から発達した小さな扇状地以外に陸側からの砕屑物供給経路はない．段丘の高さは調査地域近辺で 78 m である（杉山，1991）．段丘構
成層の渥美層群は円磨されたチャートや砂岩の礫を含む軟らかい砂層を主体とし，白雲母片を大量に含む の が 特 徴 で あ る（ 礒 見・ 井 上，1972； 杉 山，
1991）．
浜堤の高さは 5 m ほどで，現在はその上を国道 1号バイパスが走っている．

小松原純子・藤原治・高田圭太・澤井祐紀・タン・ティン・アォン・鎌滝孝信

調査地点から西へ 500 m 離れた長谷元屋敷遺跡ではトレンチ調査とジオスライサー調査によって 8 枚のイベント堆積物が発見され，うち 2 枚は 1605 年の慶長地震と 1707 年の宝永地震の際の津波に対比されている（高田ほか，2002）．

地が形成され，そのまま現在まで堆積が続いている
ことがわかる．

３．手法
試料採取は長さ 2 m と 6 m のジオスライサーを用いた．ジオスライサーとは鉄板を地層中に打ち込み，
定方向試料を採取するシステムである（中田・島崎，
1997；原口ほか，1998）．2 m のジオスライサーは人力で，6 m のジオスライサーは重機を用いて試料を採取した．
掘削地点は扇状地からの堆積物供給を避けて平坦な休耕田を選び，海岸線に直交した方向（測線 1）と平行な方向（測線 2）に測線を設定し，それらに沿って計 12 本の試料を採取した（第 1 図）．最も海側のSRL1 地点から現在の海岸線までの距離は 250 m である．測線 2 は東側の扇状地からの堆積物供給を明らかにする目的で東側へ延ばした．採取した試料はTakada and Atwater（2004）の方法によってはぎ取り
標本を作成し，堆積物の粒径や内部構造を記載した．
砂層については，堆積物の供給源を推定するために粒度分析および粒子組成分析を行った．粒度分析
は，標準ふるいを使って，-1.0～4.0φについて 0.25φ
刻みで行った．その結果得られたモード径でプレパラートを作成し，実体顕微鏡下で 200～400 個の粒子についてカウントして粒子組成を求めた．
また，試料中に含まれる植物化石の炭素同位体年代を測定し，イベント堆積物の堆積年代を推定した．
年代測定はパレオラボ（株）に依頼し，暦年較正には OxCal3.10（Ramsey, 1995, 2001）を，較正曲線デー
タは INTCAL04（Reimer et al., 2004）を用いた．
４．結果
12 本の試料によって，海浜堆積物とそれを覆う 13
世紀以降の海浜堆積物と沿岸湿地堆積物を得た．沿岸湿地堆積物の中には最大 7 枚のイベント堆積物が観察された（第 2-1～2-3 図，第 3 図）．

4.2 イベント堆積物
沿岸湿地堆積物に繰り返し挟まれる砂層や砂礫層
は 7 枚である．上位・下位の境界が明瞭なことから，
これらはイベント堆積物と考えられる．これらイベント堆積物を下位から上位へイベント堆積物 A～Gとする（第 3 図）．イベント堆積物 E より上位の砂層は，海側のサイト（SRL1・SRL2）では互いに癒着しており，単層として分離することは難しい．
4.2.1 イベント堆積物 A
イベント堆積物 A は低地中央部の SRL4 では 5 枚の砂礫層からなり，最上部に白色粘土層をともなう．
SRL3（1）では砂層は 2 枚，SRL2 および SRL1 では
砂層 1 枚となる．SRL4 では全体の厚さは 45 cm だが，
それより海側では 16～25 cm の厚さである．砂層は細～粗粒砂からなり，淘汰が悪い．各砂層には平行葉理もしくは斜交層理が見られ，上方細粒化を示す
場合や（SRL3（1），（2）），上方粗粒化を示す場合がある（SRL4）．いずれの場合も砂層の構成粒子は白雲母に富む（4.3 参照）．礫層は上方細粒化し，斜交層理をともなう．斜交層理から推測される古流向の方向は陸から海へ向かう流れを示す．
4.2.2 イベント堆積物 B
イベント堆積物 B は堆積後の変形が著しい砂層からなる．厚さは 50 cm（SRL1）から約 8 cm（SRL4）と変化が激しく，SRL3（1）では砂層は確認されなかった．砂は淘汰がよく有色鉱物と石英の粒子に富んでいる．最上部に白色粘土層をともなう．SRL4 では
基底部に中礫を伴い，SRL2 と SRL3（2）では砂層
中部に不連続な泥層が見られる，SRL1 では砂層の最上部に有機質泥の同時礫が含まれている．荷重痕
および堆積後の未固結変形が激しく内部構造はよくわからない．
4.2.3 イベント堆積物 C
イベント堆積物 C は中粒砂からなる下部ユニット，
白色粘土層からなる中部ユニット，その上の細粒砂からなる上部ユニットにわけられる．下部ユニット
は SRK10 を除いてほぼ一定の厚さ（5～8 cm）で連続して分布する．砂粒子は淘汰がよく有色鉱物と石英粒子に富んでいる．このユニットの中部～上部にかけては有機質泥の同時礫が多数含まれ，また細礫～中礫が点在する．SRK7, 8, 9 では級化層理が見られるが，はっきりとした堆積構造は見られない．中部ユニットは厚さ 7～8 cm の塊状白色粘土層からなる．上部ユニットは白雲母に富むことが特徴的な細粒砂で，カレントリップルが見られる．カレントリッ
プルは陸から海へ向かう流れを示している．低地中

4.1 海浜堆積物・沿岸湿地堆積物
藤原ほか（投稿中）はこの地点の海浜堆積物および沿岸湿地堆積物を記載し，下位より上部外浜，前浜 ,
後浜 , 沿岸湿地に区分した（第 3 図）．沿岸湿地堆積
物は有機物に富む砂質泥および泥質砂からなる．その中には層厚数 cm から 30 cm 程度の砂層や砂礫層が繰り返し挟まれ，複数のコア間で対比することが可能である．この砂層や砂礫層の堆積学的特徴については次の章で詳しく述べる．
下位から上位への堆積相の変化からは，海浜シス
テムが埋め立てられ，砂丘により閉塞された沿岸湿108沿岸低地堆積物に記録された歴史時代の津波と高潮：南海トラフ沿岸の例

央付近の SRL4 では中部ユニットと上部ユニットが分離しているが，これより海側では上部ユニットが厚く中部ユニットがなくなったり（SRK10），中部ユニットが同時礫化したり（SRL3（1），（2）），両者が混
ざって白っぽい砂質泥 となったり（SRL1, 2）する．
また，海岸線に平行な測線 2 では，SRL4 より東側の SRK7 で白っぽい砂質泥に変化する．さらに東では扇状地が近いため湿地堆積物自体が砂質になってしまい，下部ユニットしか認識できない．
4.2.4 イベント堆積物 D
イベント堆積物 D は淘汰の良い石英・有色鉱物が卓越した砂が主体であるという点でイベント堆積物
B や C の下部ユニットと似ている．しかし堆積構造
はカレントリップルが卓越するか，もしくは不明瞭である．SRL3（2）で確認されたカレントリップルの古流向は海から陸の方向であった．同時礫や礫は含まれず，またマッドドレープも伴わない．海に近いところでは厚さ 20 cm 以上の上方細粒化する中粒～極細粒砂層であるが（SRL2, SRL3（1），（2）），それ以外では，有機質泥もしくは泥質極細粒砂からなる湿地堆積物中に，波打った不連続な砂層の集合体
もしくはパッチ状の変形した砂として分布する．一枚の砂層の厚さは 1 cm 以下から 10 cm 程度まで様々である．
4.2.5 イベント堆積物 E
イベント堆積物 E は淘汰の良い石英・有色鉱物卓
越砂からなり，平行葉理を伴う．SRL1, 2 では上下のイベント堆積物 D, F と癒着している．厚さは最大で約 20 cm（SRL3（1），（2））だが，これは上位のイベント堆積物 F と癒着している可能性がある．SRL4
では 12 cm，さらに陸側および東側では 5 cm 以下となる．SRL4 では有機質泥の同時礫を下部に含み，最上部にマッドドレープを伴う．SRK10, SRL4, SRK6
では上方細粒化する．
4.2.6 イベント堆積物 F
イベント堆積物 F は SRK10 と SRL4 にしか見られず，淘汰の良い石英・有色鉱物卓越砂を主体とし，最大 10 cm の厚さ（SRL4）である．SRL4 では下部に荷重変形，上部に平行葉理が見られ，上方細粒化
する．それより海側の SRK10 では不連続な塊状砂層であり，下部に有機質泥の同時礫を，上位にカレン
トリップルを示す砂泥互層を伴う．
4.2.7 イベント堆積物 G
イベント堆積物 G は白雲母に富む白っぽい細粒砂で構成されており，有機質泥の同時礫や中礫を含む．
SRL4 では上方細粒化し，上部に平行葉理を伴う．厚さ は 1 cm（SRK10） か ら 10 cm（SRK5） で あ る．
SRK10 では砂層の基底部から下位へ幅 2 mm 程の細109

い割れ目に落ちこんだような砂岩脈をともなう．
4.3 イベント堆積物の粒度組成および粒子組成
SRL4 に見られるイベント堆積物 A～G のうち，A・
C・D・E・F とその下の後浜堆積物，また段丘崖を構成する渥美層群と調査地点南方の現世前浜堆積物
について砂層の粒度分布および粒子組成を分析した．
砂層が複数枚あるイベント堆積物の場合はできる限りそれぞれの砂層について分析し，E は下部と上部に分けて分析した．イベント堆積物 B は砂層の変形が激しいため周辺の泥質堆積物と混ざってしまい，
十分な量の砂を分離できなかった．イベント堆積物
G は表層の耕作土と近接しているため試料採取が難しく，試料を採取していない．
分析結果を第 4-1 図，および第 4-2 図に示す．分
析した試料は石英含有量が 53～80％，有色鉱物が 0～35％，白雲母が 1～19％，岩片およびその他が 3～
21％である．粒度分布と粒子組成に基づくと，（1）2.00～2.50φにピークを持ち，有色鉱物に富むもの（有色鉱物＞白雲母），および（2）2.50～3.25φにピークを持ち，白雲母に富むもの（有色鉱物＜白雲母），のふたつに分けられる．（1）に該当するものは，イベント堆積物 F・E（上部・下部）・D・C（下部）・後
浜堆積物および現世前浜堆積物である．一方（2）に該当するものはイベント堆積物 C（上部）・A の各層
および段丘崖の表層堆積物である．
粒度分布および粒子組成の特徴と現在海岸堆積物との比較から，イベント堆積物 F・E・D・C（下部）は海浜からこの沿岸湿地内に持ち込まれたものであると考えられる．同様に C（上部）・A の各層は背後の段丘崖から供給されたものと考えられる．
4.4 炭素同位体年代
堆積物中の貝・木片・植物片から測定した炭素同位体年代とその暦年較正値を第 2 表に示す．採取した試料には堆積年代の手がかりとなる火山灰や遺物は含まれていなかった．
得られた炭素同位体年代を深度に対してプロットしたところ第 6 図のようになった．年代値から，この沿岸湿地が形成されたのは 12 世紀から 13 世紀前
半，海側から砂丘に覆われはじめるのが 18 世紀初頭と推定される．
イベント堆積物の上位および下位から得られた年代値を元にイベント堆積物の堆積年代を求めると次のようになる．A：AD1270～1360，B：AD1390～
1500，C：AD1440～1640，D および E：AD1630～
1810，F：AD1730～1930，G：AD1930～現在．
５．イベント堆積物の成因と歴史地震との対応
イベント堆積物は堆積物の特徴から 4 種類に分けられる．

小松原純子・藤原治・高田圭太・澤井祐紀・タン・ティン・アォン・鎌滝孝信（1）段丘崖から供給されたもの…AG（2）海浜から供給されたものと段丘崖から供給されたものからなり，間にマッドドレープをはさむもの…C（3）海浜から供給され，マッドドレープ，同時礫，
礫，平行葉理のいずれかを伴うもの…BEF（4）海浜から供給され，（2）（3）のような構造を伴わないもの…D（1）は堆積物の粒度分布や粒子組成から現在の段丘崖を構成する渥美層群に対比され，段丘崖から供給されたと考えられるものである．礫を含み，おおむね陸側で厚く海側へ薄くなることや，陸から海へ向かう流れを示す斜交層理が見られることもこれを支持する．
（2）は最初に海からの流れによって海浜砂がもた
らされ，その後水流が一旦停止したためにマッドド
レープが形成され，さらにその後陸側から海へ向かう流れによって段丘崖から堆積物がもたらされたものと考えられる．高潮の場合水塊は暴風による波で激しくかく乱されているので，もしこの海岸低地が高潮によって浸水し海浜砂が持ち込まれたとしても，
このようにマッドドレープを伴う「浸水 滞水排水」の一サイクルが堆積物に残されるとは考えにくい．それに対し津波の場合は暴風によるかく乱はなく，20 分以上の周期を持った遡上流と戻り流れのサイクルが卓越するため（Nagarajan et al., 2006），このような堆積物として記録されやすいと考えられる．
つまり（2）は津波堆積物であると考えられる．
ここで（2）を構成する 3 種類の堆積物のうち海浜由来の堆積物に注目すると，（3）と同じ特徴（マッドドレープ，同時礫，礫）を持っている．このため（2）と（3）は同じ成因によると考えられ，（3）も津波堆積物である可能性が高い．（3）に海へ戻る流れの痕跡が伴わない原因として，海へ戻る流れがこの場所を通過したとしても堆積物を残さなかったか，もしくは地形的に低い場所に集中したために，この場所を通過しなかった可能性が考えられる．
（4）は海浜由来であることは（2）（3）と共通しているが，マッドドレープ，同時礫，礫を伴わず，堆積構造としてカレントリップルが卓越し，比較的薄い砂が複数枚重なったものであるというところが異なる．（2）（3）よりは弱い流れによって繰り返し砂が移動してできたものと考えられる．
最初に述べたとおり，13 世紀以降この地域では 4回の津波被害記録と 6 回の高潮被害記録がある（第1 表）．この中で最も被害が大きかったのは 1707 年の宝永地震による津波で，当時海岸低地にあった東海道の白須賀宿は全滅し，その後更新世段丘上へ移動し再建された（建設省，1987；静岡県，1996）．宝
永地震以前の 1680 年と 1699 年には静岡県下で大規模な高潮被害が記録されているが，その際に白須賀宿は少なくとも全滅はしていない．従って宝永地震

110による津波のほうが，その直前の高潮に比べ地層中に痕跡を残している可能性が高いと考えられる．
さらに，渡辺（1998）によれば宝永地震による白須賀宿での津波の高さは 5 m と推定されているが，それ以外の津波の白須賀での高さは 1498 年の明応地
震で 6～8 m，1605 年の慶長地震で 6～7 m，1854 年の安政東海地震で 6 m（ただしこれは東へ 3 km 離れた新居宿大倉戸での値）と，いずれも宝永地震の際の津波よりも高い値が出されている．すなわち宝永地震以外にも明応地震・慶長地震・安政東海地震の痕跡が記録されている可能性が高い．
以上のことを念頭に炭素同位体年代を用いてイベ
ント堆積物と歴史地震との対応を検討すると，イベ
ント堆積物 B が 1498 年の明応地震，C が 1605 年の慶長地震，F が 1854 年の安政東海地震に対応する（第6 図）．1707 年の宝永地震にはイベント堆積物 D と
E のどちらかが該当することになるが，堆積学的特徴を考慮するとイベント堆積物 E が宝永地震に対応すると考えられる．
イベント堆積物 D は 1605 年の慶長地震と 1707 年の宝永地震の間に堆積したもので，この期間に南海
トラフでの大きな津波は知られていない．一方 1680
年と 1699 年に「大風雨」（高潮）があり，浜名湖の南岸では家屋が流出するなどの被害が出ている（荒川ほか，1961；齋田，1942）．イベント堆積物 D は
おそらくこのどちらかの高潮によるものと推測される．荒川ほか（1961）によればどちらの「大風雨」
も 9 月であり，台風による高潮と考えられる．D にカレントリップルが卓越するのは台風の暴風雨による周期の短い風波が堆積物表面をかく乱したためであろう．
イベント堆積物 C のように陸上に遡上した津波の遡上・戻りの両方の痕跡が残っている例はこれまで
も 1993 年北海道南西沖地震の際の津波堆積物（七山・重野，2004）や 2004 年インド洋大津波の堆積物（チョウワォンほか，2005；Fujino et al., 2006）で報告されているが，遡上流の堆積物と戻り流れの堆積物の間にマッドドレープが残っている例はこれまで報告がなかった．本研究でも両者の間のマッドドレープが確認されたのは津波堆積物と考えられる 4 層のイベ
ント堆積物のうち 1 層だけで，しかも 12 本採取したコアのうち 2 本だけである．遡上流による堆積物に比べ，マッドドレープや戻り流れの堆積物が保存される可能性は局地的な地形に左右され，結果的に地層として残されにくいのかもしれない．
６．まとめ
南海トラフ沿いの静岡県湖西市の海岸低地でジオ
スライサーによる試料採取を行い，7 枚（A～G）のイベント堆積物を記載した．このうち 5 枚（B～F）
は浜堤を越えた海からの水流によって形成された．

沿岸低地堆積物に記録された歴史時代の津波と高潮：南海トラフ沿岸の例

うち 1 枚（C）は堆積物の特徴から津波堆積物であると考えられ，3 枚（BEF）も津波堆積物の可能性が高いと考えられる．歴史記録と炭素同位体年代に
基 づ く と， そ れ ぞ れ 下 位 よ り 1498 年，1605 年，
1707 年，1854 年の地震に対応する．イベント堆積物
D は異なった堆積構造を持ち，歴史地震に対応しな
い．これは 1680 年もしくは 1699 年の高潮によるものと考えられる．
本研究で津波堆積物（BCEF）および高潮堆積物（D）と認定されたものはどちらも海浜由来の砂から構成
され，湿地堆積物との境界は明瞭で，荷重痕などの変形構造を伴う．しかし津波堆積物は同時礫，礫，
平行葉理，マッドドレープのいずれかの特徴を持ち，場合によってはマッドドレープが厚く発達しその上に戻り流れの堆積物を伴うことがある．高潮堆積物にこれらの特徴は見られず，カレントリップルが卓越し，比較的薄い砂が複数枚重なったものである．
堆積構造から津波堆積物と高潮堆積物を識別することは一般に難しい．しかし条件がよければ，津波の持つ周期の長い波形や，高潮に伴う周期の短い風波による特徴的な堆積構造が地層中に残されることがあり，それを手がかりに津波堆積物と高潮堆積物を識別できる可能性があるということが本研究で示
された．
文

献

荒川秀俊・石田祐一・伊藤忠士（1961）日本高潮史料．
気象研究所，272p.
Fujino, S., Naruse, H., Fujita, K., Suphawajruksakul, A.
and Jarupongsakul, T., 2005, Tsunami sedimentation:
an example from Indian Ocean Tsunami insouthwestern Thailand. Proceedings of Internatinal
Symposium on Fluvial and Coastal Disasters(CD-ROM).
藤原 治・小松原純子・高田圭太・宍倉正展・鎌滝
孝信，投稿中，静岡県湖西市元白須賀付近の砂丘海浜システムの発達過程．地学雑誌．
萩原尊禮（1995）古地震探究－海洋地震へのアプロー
チ．東京大学出版会，306p.
原口 強・中田 高・島崎邦彦・今泉俊文・小島圭二・
石丸恒存（1998）未固結堆積物の定方位連続地層採取方法の開発とその応用．応用地質，39, 3,
306-314.
礒見 博・井上正昭（1972）浜松地域の地質，地域
地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）．地質調査所．
建設省中部地方建設局・静岡県教育委員会・湖西市
教育委員会（1987）国道 1 号線潮見バイパス（湖西地区）埋蔵文化財発掘調査報告書長谷元屋敷
遺跡．79p.
モントリ チョウワォン・パンヤ チャルシリ・村越直
美・久田健一郎・ウィロット ダオレーク・ティ

111

ティマ チャロエンティティラット・ヴィチャイ
チュタコシットカノン・クルアワン ジャンケオ・
ピッサヌポング カンジャナパヨウン・チュラロ
ンコン大学津波調査団（2005）プーケット島周辺の津波堆積物－ 2004 年 12 月 26 日スマトラ沖
地震津波による－．地質学雑誌，111, 7.
Nagarajan, B., Suresh, I., Sundar, D., Sarma, R., Lal, A. K.,
Neetu, S., Shenoi, S. S. C., Shetye, S. R. and Shankar,
D. (2006) The Great Tsunami of 26 December 2004:
A description based on tide-gauge data from theIndian subcontinent and surrounding areas. Earth,Planets and Space, 58, 211-215.
中田 高・島崎邦彦（1997）活断層研究のための地層抜き取り装置（Geo-slicer）. 地学雑誌，106, 1,
59-69.
七山 太・重野聖之（2004）遡上津波堆積物概論 －沿岸低地の津波堆積物に関する研究レビューから得られた堆積学的認定基準－．地震イベント
堆積物 －深海底から陸上までのコネクション－．地質学論集，58, 19-33.
Ramsey, B. C. (1995) Radiocarbon Calibration andAnalysis of Stratigraphy: The OxCal Program.
Radiocarbon, 37, 425-430.
Ramsey, B. C. (2001) Development of the Radiocarbon
Program OxCal. Radiocarbon, 43, 355-363.
Reimer, P. J., Baillie, M. G. L., Bard, E., Bayliss, A., Beck,
J. W., Bertrand, C. J. H., Blackwell, P. G., Buck, C.
E., Burr, G. S., Cutler, K. B., Damon, P. E., Edwards,
R. L., Fairbanks, R. G., Friedrich, M., Guilderson, T.
P., Hogg, A. G., Hughen, K. A., Kromer, B.,
McCormac, F. G., Manning, S. W., Ramsey, C. B.,
Reimer, R. W., Remmele, S., Southon, J. R., Stuiver,M., Talamo, S., Taylor, F. W., van der Plicht, J. andWeyhenmeyer, C. E. (2004) IntCal04 Terrestrial
radiocarbon age calibration, 26-0 ka BP. Radiocarbon,
46, 1029-1058.
齋田時太郎（1942）濱名湖口地変の沿革．東京帝國大學地震研究所彙報，20, 360-374.
寒川 旭（2004）遺跡で検出される地震の痕跡．地
震イベント堆積物－深海底から陸上までのコネクション－，地質学論集第 58 号，11-18.
静岡県（1996）静岡県史 別編 2 自然災害誌．静岡県，808.
杉山雄一（1991）渥美半島 - 浜名湖東岸地域の中部
更新統 －海進 - 海退堆積サイクルとその広域
対比－．地質調査所月報，42, 2, 75-109.
Takada, K. and Atwater, B. F. (2004) Evidence forliquefaction identified in peeled slices of Holocene
deposits along the lower Columbia River,Washington. Bulletin of the Seismological Society ofAmerica, 94, 550-575.

小松原純子・藤原治・高田圭太・澤井祐紀・タン・ティン・アォン・鎌滝孝信

高田圭太・佐竹健治・寒川 旭・下川浩一・熊谷博之・
後藤健一・原口 強（2002）静岡県西部湖西市
における遠州灘沿岸低地の津波堆積物調査（速報）．活断層・古地震研究報告，2, 235-243.
田辺久之（1985）第三章 災害史．新居町史 第三巻，73-118.

宇佐美龍夫（2003）最新版日本被害地震総覧．東京
大学出版会，605p.
渡辺偉夫（1998）日本被害津波総覧【第二版】．東京
大学出版会，238p.
（受付：2006 年 8 月 15 日，受理：2006 年 9 月 26 日）

第 1 表．調査地域周辺の津波と高潮の歴史記録．
Table 1. Ancient tsunami and storm events recorded in historical documents
around the study area.

Historical Tsunami event
Year
Inundation
Hight (m)1498 Meio
6-8
1605 Keicho
6-7
1707 Hoei
5
1854 Ansei
6
1944 Tonankai 0.9

Documented Damage
drastic change in coastline
towns damaged beyond recovery
no damageAll data from Watanabe (1998)

Historical large storm event
Year
Reference
1499
Tanabe 1985
1509
Saita 1942
1510
Tanabe 1985, Saita 1942
1680
Arakawa et al. 1961, Saita 1942
1699
Arakawa et al. 1961, Saita 1942
1860
Arakawa et al. 1961112

沿岸低地堆積物に記録された歴史時代の津波と高潮：南海トラフ沿岸の例

第 2 表．調査地域から得られた炭素同位体年代．暦年較正は OxCal3.10 (Ramsey, 1995, 2001) を用いた．
Table 2. Table. 2 Radiocarbon ages from Shirasuka. Ages are calibrated by OxCal3.10 (Ramsey 1995, 2001).

Core No. Depth Laboratory No. Conventional
Calibrated(m)
Age (y BP, 2σ) Age (AD, 2σ)1460-1530
SRL2
108
PLD-5147
350±201540-1640
SRL2
132
PLD-4694
420±251430-1500
SRL2215
PLD-4695
535±251390-1440
1310-1360
SRL2
225
PLD-5148565±201380-1420
SRL2
250
PLD-4696
840±251160-1260
SRL2
290
PLD-4697
755±251220-1285
1520-1600
SRL3
60
PLD-4698
275±251610-1670
1450-1530
SRL3
80
PLD-5144
350±201550-1640
1450-1530
SRL3
101
PLD-5145355±201550-1640
PLD-4414285±201520-1600
SRL3
113
SRL3
120
PLD-4699
500±251400-1445
PLD-4415
400±201440-1520
SRL3
156
SRL3
215
PLD-4700
940±251020-1160
SRL3
235
PLD-5146
945±201020-1160
1270-1320
SRL3
260
PLD-4701
660±251350-1390
SRL4
30
PLD-4702555±251380-1430
SRL4
56
PLD-4703
95±25
1800-1930
SRL4
88
PLD-4704
195±251730-1810
SRL4
141
PLD-4705
250±251630-1670
SRL4
192
PLD-4706425±251420-1500
SRL4
224
PLD-4707
565±251300-1360
SRK1
PLD-4412
340±201460-1640
107
SRK1
PLD-4413
590±201300-1380
144* data from Fujiwara et al. (submitted)

113

Dated
Material
shell

*

plant
seed
plant *
plant
plant
plant
plant *
*
plant
plant
plant
plant
plant *
plant
shell
plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant

小松原純子・藤原治・高田圭太・澤井祐紀・タン・ティン・アォン・鎌滝孝信

第 1 図．調査地点位置図．A: 南海トラフの位置．B: 移転前と移転後の白須賀宿の位置．C: 白須賀低地での試料採取位置．
SRL はロングジオスライサー（長さ 6 m），SRK はハンディジオスライサー（長さ 2 m）による採取地点を示す．
Fig. 1. An index map of the sampling site. A: Southern coast of Japan facing the Nankai Trough. B: Location of previous andcurrent Shirasuka towns. C: Location of sampling site in the Shirasuka lowland. SRL* by Long Geoslicer (6 m-long),
SRK* by Handy Geoslicer (2 m-long).

114

沿岸低地堆積物に記録された歴史時代の津波と高潮：南海トラフ沿岸の例

第 2-1 図．白須賀低地で採取されたジオスライサーコアの写真および柱状図（1）．
Fig. 2-1. Photos and columnar sections of cored samples from the Shirasuka
lowland. Localities are shown in Fig. 1.

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小松原純子・藤原治・高田圭太・澤井祐紀・タン・ティン・アォン・鎌滝孝信

第 2-2 図．白須賀低地で採取されたジオスライサーコアの写真および柱状図（2）．ハンディジオスライサーのコア写真（SRK*）についてははぎ取り試料（左）とコア試料（右）を並べてある．
Fig. 2-2. Photos and columnar sections of cored samples from the Shirasuka lowland. For each photo of SRK*,
left is photograph of peeled-off sample and right is remaining core.

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沿岸低地堆積物に記録された歴史時代の津波と高潮：南海トラフ沿岸の例

第 2-3 図．白須賀低地で採取されたジオスライサーコアの写真および柱状図（3）．
Fig. 2-3. Photos and columnar sections of cored samples from the Shirasuka lowland.

117小松原純子・藤原治・高田圭太・澤井祐紀・タン・ティン・アォン・鎌滝孝信

第 3 図．白須賀低地で採取されたジオスライサーコアの柱状図および炭素同位体年代値（AD, 2 ）．
A: 海岸線に直交した測線．B: 海岸線に平行な測線．
Fig. 3. Stratigraphic columns and 14C ages (AD, 2 ) of the Shirasuka lowland. A: Along the line
perpendicular to the coastline (Line 1). B: Along the line parallel to the coastline (Line 2).

118

沿岸低地堆積物に記録された歴史時代の津波と高潮：南海トラフ沿岸の例

第 4-1 図．砂の粒度分布および粒子組成（1）．後浜堆積物およびイベント堆積物 A．供給源として考えられる段丘崖と現世前浜堆積物のデータを右上に示す．グラフ内の数字（例：A 235-238）は深度を示す．
Fig. 4-1. Grain size distribution and grain composition of event deposits (Backshore deposit and event deposit A)
and expected sources of deposits (terrace cliff and modern beach, upper right). Numbers in graphs (ex.
A 235-238) show sampling depth.

119小松原純子・藤原治・高田圭太・澤井祐紀・タン・ティン・アォン・鎌滝孝信

第 4-2 図．砂の粒度分布および粒子組成（2）．イベント堆積物 C, D, E および F．
Fig. 4-2. Grain size distribution and grain composition of event deposits (Event deposits C, D, E and F) .

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第 5 図．イベント堆積物 C の詳細図．海からの流れと陸からの流れの両方が記録されている．SR L4 の写真ははぎ取り試料，それ以外はコア試料．
試料採取位置は第 1 図を，層準は第 3 図を参照．
Fig. 5. Sketch (above) of the event layer C based on photographs (below). Note an obvious bi-directional flow separated by a stagnant stage. The photoof SRL4 is a peeled-off sample, others are cores. See Fig. 1 for a locality and Fig. 3 for a stratigraphic position.

沿岸低地堆積物に記録された歴史時代の津波と高潮：南海トラフ沿岸の例

121小松原純子・藤原治・高田圭太・澤井祐紀・タン・ティン・アォン・鎌滝孝信

第 6 図．各深度から得られた炭素同位体年代．灰色の帯はイベント堆積物を，数字は年代幅（AD）を示す．年代の暦年較正は OxCal3.10 (Ramsey, 1995, 2001) を用いて行った．歴史記録のある津波と高潮についても示した．1944 年の南海地震では津波被害はなかった．
Fig. 6. An age-depth profile of the costal lowland succession in Shirasuka. Gray lines
show stratigraphic position of event deposits with possible event ages (AD).
Radiocarbon ages were calibrated to calendric ages using OxCal3.10 (Ramsey,
1995, 2001). Horizontal lines represent 2 age range. Historical tsunami and storm
events that affected the coastal lowland are also shown. The tsunami of the 1944
Nankai Earthquake did not reach the lowland.

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