阿波学会紀要

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地形・地質から見た鳴門海峡の成立
地質班（地学団体研究会）
西山

賢一

1＊

瀬部

直之

2

石田

啓祐

1

中尾

賢一

3

辻野

泰之

3

橋本

寿夫

4

要旨 : 鳴門海峡に関する既存の地形・地質学的研究をレビューするとともに，海峡近隣の小鳴門海峡で掘削されたボーリング試料の分析を行い，新第三紀以降の鳴門海峡の形成過程についての議論を整理した。鳴門海峡は，基盤をなす
和泉層群の差別侵食によって形成された岬地形に，約 21 万年前以降に海水が播磨灘側へ流入するようになって成立したと考える説が有力である。渦潮を伴う強い海流による海底の侵食が海釜を形成した。海水準変動により，氷期には鳴門海峡は陸化し，間氷期には水没する変化が繰り返されたと考えられる。
キーワード：鳴門海峡，和泉層群，海釜，海水準変動を加えて考える必要がある。本報告では，地形・地₁．はじめに質学的にみた鳴門海峡の成立過程に関する既存の研鳴門海峡は，日本で最も潮流が早い海峡の一つと究結果を整理して記述した。また，今回新たに，小されており，その特異な景観を活かして，徳島県お鳴門海峡で掘削されたボーリング資料の層相およびよび兵庫県を代表する観光地となっている（図₁）。

挟在するテフラ（火山灰）の検討を行い，更新世後

地形学的・地質学的な見地からみた鳴門海峡の成立

期の古環境に関して検討を行った。

過程に関しては，古くから注目され，これまでに多なお，本報告で用いる年代値は，過去約 4 万年間

くの研究がなされてきている（ 桑 代，1959； 中 野・ 小 林，
1959；近畿地方建設局，1970；
宮島，1976；1982；国土地理院，
1984；石田，1986；西村，1986
な ど ）。 一 方，1990 年 代 以 降，第四紀後期の地層の形成過程に関して，詳細な年代目盛りを加えた研究や，海進・海退プロセスを考慮した研究が増加している。鳴門海峡の成立過程を検討するためには，1990 年代以降の新しい研究成果に基づく知見
1

徳島大学，2 （株）大塚製薬工場，3

図₁
徳島県立博物館，4

瀬戸内海の海底地形（八島，1994 に加筆）．数値は水深（m）
阿波市立市場中学校＊ 770−8506 徳島市南常三島町 2 − 1 nishiyama@tokushima-u.ac.jp

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は，14C 年代を暦年（cal yBP），に換算された値，

およびその海底に繋がる稜線状の地形を形成していそれ以前は未補正の値を用いた。歴年とは，1950

る（図₂，₃）。海峡 狭 窄部の地質・地形的特徴は，年を基準（0 yBP）としてさかのぼる年数を求め，和泉層群の地質分布を密接に反映した組織地形とい過去の C 濃度の補正を行って実年代に近づけた値

え，干満に伴う潮流の発生（西村，1986；海上保安であり，BC（紀元前）または AD（西暦）での表

庁水路部，1994；八島，1994；難波・坂口，2005）

記も可能である。本稿では，歴年換算値・未補正値の地形的な発生要因となっている。

14

きようさく

のいずれも，「約○○年前」と表記した。
₂）鳴門海峡の海底地形の特徴

₂．鳴門海峡の地形の特徴

かい ふ

鳴門海峡の海底には，狭窄部の南北両側に海釜が

₁）鳴門海峡の岬地形の特徴

形成されており，海峡双子型海釜と呼ばれている（図鳴門海峡周辺の地質は，中生代白亜紀後期（約₄；八島，1994；太田ほか，2004）。北側の海釜は7,000 万年前）の和泉層群の砂岩・泥岩互層からな

最大水深 216m，南側の海釜は最大水深 164m に達る（近畿地方建設局，1970；宮島，1976，1982；石しており，音波探査記録によれば，海底堆積物のみ

田，1986；四国地方土木地質図編纂委員会，1998）。

ならず，基盤岩である和泉層群も深く侵食して形成

鳴門海峡に両側から延びる門崎─孫崎は，和泉層群されている（国土地理院，1984）。また，海釜の中の東に開いた馬蹄形をなす向斜構造の北翼に位置

央部には，海峡方向に伸びる狭隘な中軸谷が刻まれ

し，まとまった砂岩優勢層が南西─北東走向で南東ている。両海釜ともに，周辺の海底を 100 ～ 150mに中〜高角度で傾斜しており，差別侵食により海峡も深く刻んでいる ｡ 潮流がより強い北釜のほうが深

図₂

図₃

きようあい

鳴門海峡地質図（宮島，1975 に地名を加筆）

鳴門海峡地質断面図（宮島，1975 に地名を加筆）

2

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れている（八島，1994；太田ほか，2004）｡
流速が 2 kn（ノット）以下の海域では，潮流による堆積物の洗い流し（堆積妨害）
による凹地や，表層に堆積した沖積層の浅い侵食による海釜が形成されやすい ｡ 流速が 2 ～ 3 kn 以上の海域では，沖積層だけでなくそれ以深の地層まで侵食され，流速が5 ～ 6 kn の海峡部では，基盤岩の侵食も加わって海釜が形成されている。沖積層など
非固結堆積物の侵食には潮流が，基盤岩の侵食には潮流によって移動する砂礫が，それぞれ関与していると推定されている。
鳴門海峡の潮流は最大で 10kn にも達することから，基盤岩の和泉層群を侵食しうる能力を持つ。特に，和泉層群の泥岩優勢互層が分布する部分では，侵食に対する抵
図₄

鳴門海峡の海底地形（八島，1994 にボーリング位置と地名を加筆）

抗力が低い泥岩部分の侵食が進行しやすく
なり，海釜の形成に寄与すると考えられる。

₃．新第三紀以降の地史に基づく鳴門
海峡の形成過程
₁）瀬戸内海東部の地形・地質の特徴
鳴門海峡は，四国から淡路島を経て近畿地方につながる位置にあることから，四国～近畿地方の新第三紀以降の地史を密接に反映しながら形成されたと考えられる。この地域の大局的な地形をみると，中央構造線の北側に沿って瀬戸内海が東西に伸びる
こと，および瀬戸内海沿いの低地を，北東─南西方向の長軸を持つ燧灘・播磨灘など
図₅

播磨灘・大阪湾・紀伊水道における海底平坦面の分布（小野寺・大嶋，1983）の盆状部と，それを隔てる同方向の淡路島・小豆島などの島列からなる特徴を持つ（杉山，1992）。このような規則的な地形は，く，海釜斜面の上部には，砂堆やサンドウェーブ地

瀬戸内海が中央構造線の右ずれ運動に伴うせん断性形が確認できる ｡ 海釜底には和泉層群の岩盤が露出の構造帯であることを強く示唆する（佃，1990；

するほか，円磨された巨礫・大礫が分布している ｡

1992，杉山，1991）。鳴門海峡と，北東に延びる淡鳴門海峡北西に位置する海釜は，播磨灘に広く分布

路島の列は，瀬戸内せん断帯のなかの隆起部（リッする－40 ～－50m に広がる平坦な海底面を侵食しジ）とみなすことができ，一方，リッジの西側の播て発達している（図₅）。

磨灘と，東側の大阪湾は，せん断帯のなかの堆積盆

れき

瀬戸内海に多く見られる海釜では，潮流の流速と（沈降部）を構成していることになる（図₁参照）。

海底の侵食状況には，比較的明瞭な対応関係が知ら一方，鳴門～淡路島にかけての高まりの東側には，
3

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Huzita（1962）による近畿三角地域が広がっており，に含まれる海進堆積物の層序と年代は，鳴門海峡の大阪平野の上町台地や，生駒─金剛山地の配置で示地形形成に関する重要な拘束条件を示す。すなわち，されるように，東西圧縮性の地質構造が発達するこ鳴門海峡の北西延長に当たる播磨灘への海進の進行とが指摘されている。近畿三角地域は，鮮新世後期開始時期が，鳴門海峡の成立時期を規定することに以降～更新世にかけて，浅海～淡水性の堆積盆地がなる。

継続していたことが明らかになっており，同時代の播磨平野では，最終間氷期（MIS 5，約 12 万年前）

堆積物は，四国北部～瀬戸内海沿岸にも点在する（水の海成段丘が広く分布することが知られているほ野，1992；市原，1993）。鳴門海峡は，以上の観点

か，MIS 7（約 21 万年前）の海進堆積物が認定さから，瀬戸内海の鮮新世以降の地史やテクトニクス

れている（加藤ほか，1999；佐藤ほか，1999；松下を考察する上で，重要な位置を占める。

ほか，2005）。一方，播磨灘沿岸における MIS 9（約瀬戸内海沿岸～大阪湾地域に分布する新第三系～
第四系については，水野（1992）のまとめがあり，

34 万年前）以前の海進堆積物の分布については，
いまのところ確実な資料は得られていない。

異なる堆積盆に分布する地層群を，テフラや大型植

紀伊水道をはさんで向かい合う徳島平野と和歌山

物化石に基づく対比案が示されている。そのうちの平野については，従来，平野深部に伏在する海進堆

代表的な地層は，近畿地方の平野・丘陵に断片的に積物に関する詳細な検討がなされていないが，断片分布する新第三系～第四系大阪層群であり，河成～的な報告がある。和歌山平野では，－50 ～－60m

湖成堆積物を主体とし，大阪層群の中部以上には多付近に海成粘土層の分布が知られており，大阪層群

数の海成粘土層（海進堆積物）を含む。大阪層群のの Ma12 層（=MIS 5, 約 12 万年前）に相当すると層序・年代・古生物は，市原（1993）によってまと見なされている（KG－NET・関西圏地盤研究会，められた。その後，神戸～大阪間で深部まで掘削さ2011）。さらに深部の－90m 付近と－110m 付近の 2れたボーリングが行われた結果を踏まえると，近畿層準に粘土～シルト層が分布しているが，海成か非地方の陸域（大阪・播磨平野，京都・奈良盆地，淡海成かは分かっていない。

路島）に分布する大阪層群は，約 300 万年前以降に徳島平野では，沖積層より下位にある更新統は北堆積した湖成・河成の堆積物ならびにそれらに挟在島層と呼ばれており，非海成層とされてきた（中川・する海成粘土層からなり，その最大層厚は 2,000m

須鎗，1965；Kawamura, 2006）。しかし，－100m以上に達すること，大阪平野地下に伏在する海成粘まで確認された北島層には，少なくとも 4 層準のシ土層は，沖積層を含めて 21 層準が分布することがルト層が確認され，うち 2 層準は海棲と推定される

確 認 さ れ た（ 吉 川・ 三 田 村，1999； 三 田 村 ほ か，

貝化石を含み，かつ硫黄含有量が高いことから，少2000；吉川，2012）。また，大阪層群の層序と，深なくとも 2 層の海進堆積物を挟在することが確実に

海底の酸素同位体層序との対比が行われた結果，最なった（西山ほか，2012）。これらの海成層は，和下位の海成粘土層（Ma －1）の形成時期は MIS 37（海歌山平野と同様に，大阪層群の Ma12 および Ma11

洋酸素同位体ステージ 37，約 125 万年前）までさかなどの海成粘土層に相当するものであろう。以上ののぼることが判明した。大阪湾周辺で約 125 万年前

ように，鳴門海峡をはさんだ播磨灘沿岸と徳島平野

以降～現在まで繰り返されている海進・海退は，第地下の海進堆積物の年代に基づけば，鳴門海峡の成四紀における氷河性海水準変動を密接に反映した現立は，少なくとも MIS 7（約 21 万年前）までさか象である（大阪市立自然史博物館編，2016）
。この

のぼる。

てい

うち，縄文海進期と最終間氷期の旧汀線高度は，ほぼ同レベルと見積もられている（太田ほか，2004）。
₂）海進堆積物から推定される更新世中期～後期の瀬戸内海東部の海水準変動
大阪湾～播磨灘に分布する大阪層群および相当層

₃）沖積層から推定される更新世末期～完新世の瀬戸内海東部の海水準変動
大阪湾底で掘削されたボーリング資料に基づき，更新世末～完新世の大阪湾での海水準変動が，次のように明らかにされている（増田ほか，2000）。紀4

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伊水道から友ヶ島水道を経て大阪湾へ海水が侵入をを伴う内湾性貝類やヌマコダキガイ類などよりなる始めたのは約 11,000 年前であり，その時の海面高

潮間帯貝類化石の産出も知られている（辻野・中尾，

度はほぼ－51m であった。その後，約 9,700 年前に2005；中尾，2016）。また，瀬戸内海の他の海域では，は海面高度が－30m 付近に達し，大阪湾と播磨灘

ナウマンゾウとは生息時代が異なり，より古い時代の海水の連絡が起こった。すなわち，明石海峡でののトウヨウゾウ，アケボノゾウなどの産出も知られ強い潮流は，この時期から始まったことになる。大ている。これらは，瀬戸内海が複数の時代にわたっ

阪湾では，それまでに堆積していた内湾底の泥層（中てたびたび陸化していたことを示すが，現在のとこ部泥層）を覆って，潮汐三角州堆積物（中部砂泥層）

ろ，鳴門海峡周辺の海底が更新世の複数の時代にわが累積し始めた。さらに，約 8,000 年前には，瀬戸たって陸化していたことを示す直接的な証拠はな

大橋が架かる備讃瀬戸海峡と，大阪平野東部（上町い。

台地の東方）の河内湾が形成され，このときの海面

トウキョウホタテはすべて約 5 万年前の測定範囲

高度は－12m 程度であった。完新世における最高

限界を超えていた。一方，ヌマコダキガイ類化石や海面期は 5,300 ～ 5,000 年前であり，このときの海共 産 す る サ ル ボ ウ 化 石 か ら は， 最 終 氷 期 極 相 期

面高度は +1 ～ 2m であった。

（LGM）より古い較正 AMS（加速器質量分析法）

一方，播磨灘での海水準変動は，次のように明ら

C 年代値が得られており，MIS 3 に対比されてい14かにされている（佐藤，2008）。大阪湾と播磨灘のる。したがって，ヒラタヌマコダキガイ類などの潮連絡が確保された後，約 8,000 年前の海面高度は間帯貝類化石は寒冷化に伴って瀬戸内海が陸化して－3m まで上昇し，南九州の鬼界カルデラ起源の広いく過程での貝類相を示す化石群であり，トウキョ

域テフラ K－Ah（鬼界アカホヤ）が西日本に降下

ウホタテや内湾性貝類化石はその直前の 5 万年前よした 7,300 年前の海面高度は－1m まで上昇した。

り古い時代に分布していた貝類と考えられる。

最高海面期は 7,000 ～ 5,300 年前とされており，大ところで，鳴門海峡海底産ナウマンゾウの 14C 年

阪湾での推定年代よりも幅がある。このときの海面代値は測定されたことがない。今回，（株）地球科

高度は +1 ～ 1.5m であった。

学研究所に徳島県立博物館所蔵のナウマンゾウ臼歯

播磨灘沿岸の西端に当たる赤穂平野での完新世海化石 2 点（TKPM－GFV6, TKPM－GFV1072）の

水準変動の推移は，佐藤・加藤（1998）がまとめてコラーゲン抽出を依頼したが，年代測定に用いるたいる。それによると，6,800 ～ 5,500 年前の海水準めのコラーゲンは得られなかった。瀬戸内海産ナウは現海面－0.75 ～－1.50m 間にあったが，5,500 ～

マンゾウ化石については，約 3.8 万年前の 14C 年代

4,700 年前には最高海面に達し，現海面付近かやや値が得られている（北川ほか，2009）。鳴門海峡海

高い位置にまで上昇した。4,700 ～ 3,800 年前には底産ナウマンゾウ化石もほぼ同時代とすれば，鳴門

海面がやや低下し，3,800 ～ 3,200 年前には海面は

海峡海底産の古生物群は，古い順にトウキョウホタ+0.50m まで上昇した。3,200 ～ 2,500 年前には現海テを伴う内湾群集，ヌマコダキガイ類などの干潟群

面下まで低下したが，2,500 ～ 1,500 年前には現海集，ナウマンゾウと推移しており，最終氷期の最寒面に達し，1,500 ～ 600 年前には現海面上に及んだ

冷期へむけての陸化の過程を見ていることになる。

と推定されている。このように，赤穂平野の海水準

₅）小鳴門海峡で掘削されたボーリング資料の記

変動は，大阪湾・播磨灘とやや異なっており，これは赤穂平野周辺の構造運動に伴う沈降を反映すると解釈されている。
₄）播磨灘～鳴門海峡周辺から産出した古生物の特徴

載と火山灰の分析
鳴門海峡の第四紀後期の地形変化を検討するために，小鳴門海峡の埋立地で民間会社により掘削されたボーリング資料を入手し，その層序の検討と火山灰分析を行った。ボーリング位置を図 4，柱状図を鳴門海峡海底では陸棲動物であるナウマンゾウや

図₆に，それぞれ示す。掘進長 82.9m のコアで，シカなどの化石が産出する一方 , トウキョウホタテ

TP（東京湾平均海面）－63.0m で基盤の和泉層群
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地形・地質から見た鳴門海峡の成立／地質班の砂岩に着岩してい る。TP－63.0

これに関連して，小鳴門橋下の海底掘削の際，和～ 34.0m 間は，貝泉層群基盤直上付近（－40m）の砂層より腐植物・殻片を含まないシ

埋もれ木とともに，安山岩製の旧石器 3 点が出土しルト層が卓越するている。この砂層は，海峡周辺の－40m 深度に広地層であり，このく分布していることから，1 万年前当時は，海水面

う ち， 上 部 のの停滞期で，周辺には湿地帯が広がっていたと推測

T P －40.3 ～－されている（高橋・野々村，1983）。

34.0m 間に炭質物

₆）第四紀後期における鳴門海峡の地形形成過程を多く含む有機質

大阪湾・播磨灘を含む範囲に大きな影響を及ぼし粘土層を 挟 む 。

た，100 万年もの長期に及ぶ氷河性海水準変動は，

T P －34.0m よ鳴門海峡の形成と地形変化にも大きな影響を及ぼしり上位は，海成シたと考えられる。後述の文献のように，鳴門海峡は，

ルト層～砂層を主最終氷期以降の縄文海進に伴ってはじめて形成され体とする沖積層がた地形ではなく，大阪層群の海成粘土層から推定さ累積している。

れるように，最終間氷期以前にも繰り返された海進・TP －40.3 ～－
41.5m 間 に， 約図₆

小鳴門海峡で掘削されたボーリング柱状図したことになる。

海退によって，すでに旧海峡地形が形成されていたと見てよいであろう。

20cm の厚さのガ播磨灘沿岸に分布する海進堆積物は，少なくとも

ラス質テフラが認MIS 7（約 21 万年前）まで存在することから，鳴められる。この火門海峡の成立はこれ以前にさかのぼることは確実で

山灰は，鏡下ではある。MIS 5（約 12 万年前）の海進堆積物は，播バブル型火山ガラ

磨灘沿岸に広く分布することから，この時期の海進スを多く含み，火は，完新世の海進とほぼ同レベルとみなすことがで山ガラスが全体のきる。その後，最終氷期の海面高度低下に伴い，鳴約 90％を占める。

門海峡は陸化したと推定される。

今回，この火山ガ約 2 万年前の最終氷期極相期の低海水準期には，ラスの屈折率測定

海面高度が 120m ほど低下しており，大阪湾・播磨を行った。測定は古澤地質株式会社に依頼し，温度

灘・紀伊水道はほぼ陸化していた。瀬戸内海におけ

可変型屈折率測定装置（MAIOT）による測定を行っる最終氷期の化石谷は，瀬戸大橋が架かる備讃諸島

た。測定方法は古澤（1995）に従った。バブル型火付近を分水界としていたと推定されている（図₇；

山ガラス 30 粒子の測定結果によれば，屈折率は桑代，1959；太田ほか，2004）。このうち，分水界

1.4970 ～ 1.5005 のレンジに収まり，町田・新井（2003）

より東への沈水谷が紀淡川，西への沈水谷が豊予川と比較すると，九州南部の姶良カルデラ起源の広域と 呼 ば れ て い る（ 中 野・ 小 林，1959； 太 田 ほ か，

テフラ AT（姶良 Tn）に対比可能である。

2004）。

以上のように，テフラの屈折率測定結果に基づけ

播磨灘沿岸域からの諸河川（揖保川，加古川，旭ば，AT（約 29,000 年前；奧野，2002）が降下した

川，吉井川，香東川など）が合流した紀淡川の河道

最終氷期極相期前後の小鳴門海峡は，炭質物を多くは，鳴門海峡ではなく，明石海峡を通過して淀川と含む湿地性の堆積物が形成されていたことが判明し合流し，さらに友ヶ島水道を通過して紀ノ川・吉野た。当時の地表面は TP －41m 付近にあり，その後，川・那賀川・有田川などと合流した大河川として，現在までの間に，約 40m の地層（沖積層）が累積

紀伊水道で太平洋に注いでいたと推定されている

6

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2017.3たものと推定される。
なお，和泉層群まで深く侵食した凹地である
海 釜 は， 縄 文 海 進 によってはじめて形成されたものとは考えにく
く，最終間氷期以前の海進期の侵食で，すでにある程度の大きさの海釜が形成されており，縄文海進期にそれがさらに拡大した，と
図₇

最終氷期極相期の瀬戸内海の古水系（桑代，1959 に河川名と約 12 万年前の旧汀線を加筆）考えた方が，海釜の大きさ・深さの点から理（桑代，1959；太田ほか，2004）。一方，日本第四紀

解しやすい。一方，小鳴門海峡では縄文海進に伴い，

学会（1987）は，この紀淡川に相当する河川が鳴門

AT 降下後～現在までの間に約 40m もの堆積物が海峡を通じて紀伊水道に排水されていたと推定して累積した。

いる。いずれにせよ，最終氷期極相期の鳴門海峡に現在見られる海釜地形は，播磨灘に広く分布するは，最終間氷期以前の海進期にすでに形成されてい－40 ～－50m に広がる平坦な海底面を切って発達た旧海峡の谷地形が存在していたと考えられる。今していることから（図₅），海釜が形成されはじめ回検討した小鳴門海峡におけるボーリング資料でた時期の海面高度は，現海面－40m 付近ないしやは，AT を挟在する最終氷期極相期の地層が，炭質や浅い時期と推定される。また，鳴門海峡の北側

物を多く含む湿地性の堆積物であることから，少な（－217.8m）と南側（－162.0m）の海釜の間は，細くとも小鳴門海峡の谷地形は当時，後背湿地的な環

い水路状の谷地形によって連結されているようにも境にあり，上述のような大河川が通過していたとは見える。この水路状の谷地形は，氷期の海面低下期

考えにくく，明石海峡を通過していたことを支持すに存在していた旧河道の位置を反映したものである

る。

可能性もある。

最終氷期極相期を過ぎ，後氷期に入って海水準が一方，明石海峡周辺では，海峡南東の大阪湾に上昇し，旧汀線が紀伊水道を北上してくると，それ－70m と深い位置に平坦な海底面が認められ，友ヶまで後背湿地的な環境であった鳴門海峡はデルタ～

島水道南側の紀伊水道にも同様の平坦面が形成され内湾（おぼれ谷）となり，主として砂層～シルト層ており，播磨灘～鳴門海峡域より海底面の侵食が進が堆積する環境に変化したものと推定される。さら行している。

に海水準が上昇して播磨灘での海域が拡大すると，以上のように，少なくとも MIS 7 以降の海進と堆積とともに，潮流の影響下での海底の侵食も生じ

海退のたびごとに，前回の高海水準期に形成されたるようになる。明石海峡と播磨灘の連結が完了する

旧鳴門海峡の谷が，海進に伴うデルタ～内湾性の堆と，鳴門海峡には現在と同じ強い潮流が発生し，海積物によって埋積された後，海峡成立後の潮流に底の沖積層だけでなく岩盤をも顕著に侵食する環境

よって侵食され，紀伊水道～大阪湾～播磨灘の連絡に変化したと考えられる。この時期以降，その直前

後は，さらに強い潮流によって基盤岩の侵食を伴いまでに堆積したデルタ～内湾性の堆積物（沖積層）ながら海釜が拡大する，といった一連のプロセスがや，最終間氷期以前の海進堆積物，さらには基盤の生じた結果，現在の鳴門海峡の地形が成立したと考

和泉層群を侵食し，海釜地形が形成・拡大していっ

えられる。
7

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地形・地質から見た鳴門海峡の成立／地質班

図₈

古地理図（八島，1994 に旧汀線を加筆）

以下では，最新の地形形成をもたらした更新世末期から本格的に侵食が進行した。

期から完新世にかけての鳴門海峡の形成過程と年代（5）備讃瀬戸海峡の成立：約 8,000 年前には海面高についてまとめる（図₈）。

度が－12m 程度に達し，瀬戸大橋が架かる備讃瀬（1）最終氷期極相期（LGM）：約 2 万年前，海面高

戸海峡と，大阪平野東部（上町台地の東方）の河内

度は－120 ～－125m 付近にあった。大阪平野・播湾が形成された。

磨灘沿岸・徳島平野・和歌山平野などを流れる淀川・（6）縄文海進ピーク：大阪湾での完新世における最揖保川・加古川・旭川・吉井川・吉野川・那賀川・

高海面期は 5,300 ～ 5,000 年前であり，このときの紀ノ川などが合流した河川（紀淡川）は，明石海峡

海面高度は +1 ～ 2m であった。一方，播磨灘でのと友ヶ島水道を通り，現在の阿南市の南西沖付近で最高海面期は 7,000 ～ 5,300 年前であり，大阪湾の太平洋に注いでいた。

推定年代よりも幅がある。このときの海面高度は（2）友ヶ島海峡の成立：縄文海進に伴い，紀伊水道+1 ～ 1.5m であった。

から友ヶ島水道を経て大阪湾へ海水が侵入を始めた（7）現在：過去約 2,000 年間の海水準は，現在とほのは約 11,000 年前であり，その時の海面高度はほぼ同レベルにあった。鳴門海峡では，強い潮流によぼ－51m であった。

る海釜の拡大が継続した。

（3）鳴門海峡の成立：約 10,300 年前には海面高度が－40m 付近に達し，紀伊水道から鳴門海峡を通って播磨灘への海水の連絡が起こった。

₄．まとめ
徳島を代表する景観地である鳴門海峡について，（4）明石海峡の成立：約 9,700 年前には海面高度が地形・地質学的な観点から，その成立過程に関する－30m 付近に達し，大阪湾と播磨灘の海水の連絡研究結果を整理した。今回新たに検討したボーリンが起こった。鳴門海峡と明石海峡での強い潮流は，

グ資料の地質学的な検討結果もあわせて検討した。

この時期から始まった。鳴門海峡の海釜は，この時その結果は，以下のようにまとめられる。

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阿波学会紀要

第 61 号 (pp.1—10)

2017.3（1）第四紀以前（約 260 万年前より以前）に原因を年前には海面高度が－40m 付近に達した結果，紀持つ地質学的特性：鳴門海峡の岬地形は，中生代白伊水道から鳴門海峡を通って播磨灘への海水の連絡

亜紀（約 7,000 万年前）の和泉層群の砂岩・泥岩互が起こった。約 9,700 年前には海面高度が－30m 付層からなり，鳴門海峡には砂岩優勢層が南西─北東

近に達し，大阪湾と播磨灘の海水の連絡が起こった

走向で分布している。砂岩優勢層が，海峡およびそ結果，鳴門海峡と明石海峡での強い潮流が始まり，の海底に繋がる稜線状の地形を形成していること

鳴門海峡の海釜の侵食も進行した。

が，海峡狭窄部の地質・地形的特徴であり，干満に今後の課題として，以下の項目に関する検討が必

伴う潮流の発生の地形的な発生要因となっている。

要である。

（2）第四紀以降（約 260 万年前～現在）：（1）鳴門海峡の開通時期の解明。徳島平野北端と播

鳴門海峡周辺の地形は，中央構造線の北側に沿っ

磨灘沿岸に分布する海成第四系の層序と年代を確定て東西に伸びる瀬戸内海の低地のなかに，北東－南することで，MIS 9 以前にさかのぼる海進堆積物が西方向の長軸を持つ燧灘・播磨灘などの盆状部と，分布するかどうかを検討する必要がある。

それを隔てる同方向の淡路島などの島列が分布す（2）開通後の鳴門海峡の古環境変遷。MIS 7 以降にる。このような規則的な地形は，瀬戸内海が中央構

複数繰り返されてきた，鳴門海峡の陸化と水没の繰

造線の右ずれ運動に伴うせん断性の構造帯であるこり返しに伴う古環境変遷について，鳴門海峡海底かとを示す。鳴門海峡から淡路島の列は，瀬戸内せんら得られた化石群集の解析と年代測定に基づいて検断帯のなかの隆起部とみなすことができる。

討を行う必要がある。

鳴門海峡の海底部には，狭窄部の南北両側に海釜（3）更新世末～完新世における徳島平野北縁部でのが形成されている。鳴門海峡の潮流は最大で 10kn

海面高度の変化過程。最終氷期極相期の海面低下期にも達することから，和泉層群の泥岩優勢互層が分から，完新世の高海面期を経て現在に至る海面変動

布する部分では，侵食に対する抵抗力が低い泥岩部には，大阪湾と播磨灘でも若干の差違が指摘されて分の侵食が進行しやすくなり，海釜の形成に寄与すいる（増田ほか，2000；佐藤，2008）。最終氷期極ると考えられる。

相期から現在までの鳴門海峡の成立過程を詳細に議（3）第四紀中期～後期（数 10 万年前～数万年前）：論するためには，鳴門海峡周辺における古海面高度

鳴門海峡海底では陸棲動物であるナウマンゾウやを，より細かい年代目盛りを入れて推定する必要がシカなどの化石が産出する一方，トウキョウホタテ

ある。鳴門海峡の南隣には中央構造線活断層系が通やヌマコダキガイ類など海生・潮間帯貝類化石の産過することから，断層活動に伴う地盤高度の上下変出も知られている。また，瀬戸内海の他の海域では，化も想定される。中央構造線活断層系の活動履歴を

ナウマンゾウとは生息時代が異なるトウヨウゾウ，

踏まえた古海面高度の変化に関する検討が必要とい

アケボノゾウなどの産出も知られている。これらは，える。

瀬戸内海が複数の時代にわたって陸化していたことを示す。
播磨灘沿岸には，MIS 7（約 21 万年前）の海進
堆積物が分布することから，鳴門海峡の成立がこの

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Proceedings of Awagakkai, No. 61（2017）, pp. 1−10.

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