URBAN KUBOTA NO.26｜10

URBAN KUBOTA NO.26｜10

裏表紙カラー写真<上>
猪苗代平野からみた磐梯火山の遠望
あかはに

磐梯火山は，明治 21 年の大爆発以後は，磐梯山・赤埴山・櫛ケ峯の三山からなる．左(西)には猫魔ケ岳などの猫魔火山の一部がみえ，右端に遠望されるのは吾妻火山群の一部で．赤埴山と頂上部を除く櫛ケ峯の山体は，古期の火山活動により形成され，磐梯山と櫛ケ峯の頂上部は新期の火山活動で形成されたと考えられている．磐梯山の南

表表紙カラー写真<上>会津盆地河東村より遠望した金川山丘陵と猫魔火山
かながわやま金川山丘陵は，盆地面と100ｍ＋の比高をもつ低平な丘陵で，金川山火砕流堆積物(安山岩質で溶岩も含む)からなり，かなり厚い風化殻が発達している．盆地に面するところや東側のへりでは浸食段丘が小規模につくられているが，北側のへりでは，かなりの規模の段丘堆積物（深沢層）や泥流堆積物で不整合におおわれている．
猫魔火山の古城ケ峰と二子山との間の向う側には，雄国沼をもつカルデラが発達している．猫魔火山は，最も高い猫魔ケ岳でも1,404ｍの高度で，1,100〜1,200ｍクラスの山が多く，磐梯山（1,818ｍ）にくらべるとかなり低い．磐梯山よりも古い時期に形成されたといわれているが，すべてがそうかどうかは今後の検討課題である．左端

すりあげはら麓には，磨上原とよばれる泥流性の堆積物からなる緩傾斜地が発達しているが，猪苗代平野との境界付近では，砂川層と称される更新世末（最終氷期の後半）の湖岸段丘
堆積物に移りかわっている．猪苗代湖の北岸平野（猪苗代平野）は，沖積層で直接構成されている． （文：鈴木敬治，写真：ボンカラー・フォトエイジェンシー提供）

こうぞねやまの高曽根山は，鮮新世の石英安山岩質の溶岩・凝灰角礫岩で構成されている．
(文：鈴木敬治，写真：編集部）

裏表紙カラー写真<中>
磐梯山南麓の天鏡台から南方向を遠望した地形の概観
せ あ ぶりやま

湖水面の高度514ｍの猪苗代湖の西（画面では右側）には，脊中炙山層からなる脊中炙山を中心とする丘陵性山地が分布するが，それは，脊中炙山層とともに西方および北西方に次第に高度を下げ，200ｍ±の高度の会津盆地地下に没入する．画面で脊中おきなじま

炙山丘陵性山地の手前（北側）に分布するのは翁 島 （泥流）丘陵で，この丘陵は，名ず なし

倉山などの新第三紀層からなる小さな山を埋め残してはいるが，おもに翁島・頭無の火山性泥流（火砕流の一種）堆積物からなる．さらに手前の谷状の低地は，高度の最も低いところで，猪苗代盆地と会津盆地をつないでいる．この谷状の低地には，最終氷期半ば以降の段丘や，その堆積物および軽石流堆積物などがいくらか発達している．
(文：鈴木敬治，写真：吉田 義）

表表紙カラー写真<下>会津盆地西縁山地に発達する背斜構造（藤峠北方〜柳津）＜柳津町藤〜椿間の只見川北岸の露頭＞
会津盆地西縁山地域には，南北方向にのびる断層・褶曲構造がよく発達するが，そのうるしなかの１例である．この露頭にあらわれている地層の大部分は，中新世中〜後期の 漆くぼ

窪層上部の泥岩と凝灰岩の互層で，凝灰岩層はよく淘汰されているものが多い．
写真の露頭は，左側の西翼部が右側の東翼部よりも急傾斜している非対称的な背斜構造であるが，会津盆地西縁山地においては，東翼部が急傾斜する背斜構造も多く，とくに盆地北西縁においては，そうした構造が一般的である．
(文：鈴木敬治，写真：編集部）
裏表紙カラー写真<下>
猪苗代南方上空から北方向に俯瞰した航空写真
画面中央部に猪苗代湖，その北方に磐梯火山と猫魔火山が一望される．磐梯火山の東側から南側にかけては，沖積層からなる猪苗代平野が発達し，河口付近に三角州を発達させる長瀬川が蛇行しながら，猪苗代湖に流入している．この平野と猪苗代湖に接かわけたする川桁山地は，断層崖とみられる直線状につらなる急崖で境されている．
磐梯・猫魔火山群の背後の山なみは，右(東)側の少し高い部分が吾妻火山群で，左(西)側の少し低い部分は，福島・山形県境付近に発達する花崗岩や新第三紀層からなる山地である．猪苗代湖の手前（南側）および左(西)側には，緑色凝灰岩層や脊中炙山層からなる丘陵性の山地と小さな谷底平野が組みあわさって分布する．猪苗代湖の北西側にみられる小さな丘陵は，翁島（泥流）丘陵で，その北部には東西方向に大谷川の谷がのびている． （文：鈴木敬治，写真：京阪神航空写真提供）

URBAN KUBOTA NO.26｜1

アーバンクボタ NO.26 MARCH

1987

株式会社クボタ●目次
特集＝会津盆地と猪苗代湖
１会津盆地と猪苗代湖の形成
中川久夫 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

2

鈴木敬治 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

4

真鍋健一 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

12

鈴木敬治 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

16④会津盆地の形成

鈴木敬治・吉田 義 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

18⑤猪苗代盆地の形成

鈴木敬治 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

20①東北地方の内陸盆地②グリーンタフ堆積盆の発生とその分化③古盆地の時代

古盆地時代の植生変化⑥東北地方における第四紀火山と火山体基盤の垂直変動との関係

生出慶司 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

24

２会津盆地の土壌

庄子貞雄・安藤 豊 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

32

３猪苗代湖をめぐって―水質を中心に―①猪苗代湖の底質鈴木敬治 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

38

茂 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

41

茂 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

46②湖水と流入河川の水質

千葉③猪苗代平野の地下水とその水質

中馬教允・千葉④酸性水の起源と成因小山侃 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

49

４猪苗代湖の熱的効果

渡辺 明 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

54

会津・猪苗代両盆地周辺域の新第三系・第四系の代表的露頭 ̲̲̲̲̲̲̲

56

発行所＝株式会社クボタ
写 真 上 ＝ 立 山と室堂 平
会津盆地のランドサット写真(1979年5月22日)① 立 山 ② 山崎カー ル．すぐ左下方に，立山亜氷期の数段の モレーンが見える ．
資料提供＝リモートセンシング技術センター③室堂平④ミクリ ガ池大阪市浪速区敷津東 1 丁目 2 番 47 号
発行日＝1987 年 3 月⑤地獄 谷

写 真 提 供 ／ ジオグラ フィック・フ ォト． 1983 年 10 月撮影．
写 真 下 ＝ 称 名 滝の全 景．称名滝の落差は 約 350ｍ，両側にそ そり立つ大岸壁の上 部 は 写 真 で は見え ないが，岸壁の厚さ は約 500ｍ ．上端から滝壷まで，約 10
万 年 前 に 噴 出 した立 山火山第２期の火砕 流堆積物(溶結凝灰 岩)からなる．

編集製作＝秋本・原田＋国東照幸
印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場
図版作成＝スタジオ・ツノ

写 真 提 供 ／ は なや光 画荘URBAN KUBOTA NO.26｜1

会津盆地と猪苗代湖の形成①東北地方の内陸盆地①東北地方の内陸盆地

中川久夫＝東北大学理学部教授②≪会津盆地の形成―1≫

これに対して，中新統以前の地層群は，こうした地形区とは全く関係なく，東北地方の全域に東北地方の地形・地質の概要

分布します．このうち，新第三系以前の地層は，グリーンタフ堆積盆の発生とその分化

編集

本日は，会津盆地と猪苗代湖の形成につ奥羽山脈帯やその東縁の丘陵地に小規模に分布

鈴木敬治＝福島大学教育学部教授

いて，各先生からお話しをお伺いしたいと思いする以外は，その大部分が，北上・阿武隈山地

ます．最初に中川先生からお願いいたします．

帯と出羽丘陵帯の一部（北方の太平 山 付近と南古盆地の時代中川

私は，東北地方の内陸盆地について，東方の朝日山塊）に集中しております．そして，

真鍋健一＝福島大学教育学部助教授

北地方全体の視点から，他の低地の問題も含め

これ以外の地域には，高地でも低地の地下にも古盆地時代の植生て，簡単にお話しいたします．どなたでもご存中新統の地層（いわゆるグリーンタフを中心と鈴木敬治＝福島大学教育学部教授

知のように，東北地方は，南北に長い概形をもする地層など）が厚く分布しています．

って おり ま す が ，そ の概 形 に 平行 して ，高 地

それから第四紀の火山ですが，これは，奥羽山

現在の盆地（山地）と低地（丘陵と平野）が列をなして帯脈，出羽丘陵，男鹿半島などの高地列のなかに鈴木敬治＝福島大学教育学部教授

状に互いに並んでいるのが特徴です．高地列は，あり，火山帯の名称でよばれるようにほぼ帯状

吉田

東から，北上・阿武隈山地帯，奥羽（脊梁）山に分布し，地形区と調和的です．

脈帯，出羽丘陵（山地）帯で，このほかに男鹿丘陵の地層と丘陵地の形成

半島の西部にも孤立した小さな高地があります．

このように，地形の概況と調和的に分布する最低地列は，これらの高地列の間に東から北上・も古い地層は鮮新統ということになりますが，

垂直変動との関係

阿武隈河谷帯と内陸盆地帯があり，また太平洋

この地層は，東北地方の東半では，竜の口層と生出慶司＝東北大学教養部教授

沿岸部と日本海沿岸部に低地列が南北に連なっいう有名な海成の鮮新統(注１)が，阿武隈山地ています（図1･1，図1･2参照）．

の東縁から北へ，仙台付近を経て北上川沿岸の

このように巨視的にみますと，地形は帯状に配花巻付近まで分布します．さらにその北方の北列しているわけですが，しかし細部は決して規上山地の北側と北東縁にも，これと同時期の海則的 では あ り ませ ん．北上・阿武 隈山 地 帯 は，成層が分布しています．そして，竜の口層の上

北上山地の北と南で欠けておりますし，各山地

位には，不整合関係で，上部鮮新統と下部更新の輪郭というのも高地列の方向とは斜交してい統の陸成層があり，仙台付近では，鮮新統の最て，北西―南東方向の長軸をもっています．ま上部にも海成層が含まれています．

た低地列についても，太平洋沿岸のものは，北東北地方の西半になりますと，内陸盆地帯の大上山地の中・南部の東側では明確ではありませ部分が陸成層の鮮新統と下部更新統を含んでおんし，内陸盆地帯は断続的で，盆地の分布も不り，ごく一部に海成の地層が分布します．そし規則です．さらに日本海沿岸の低地列も不連続て，日本海沿岸の低地列には，海成の鮮新統おです．男鹿半島西部の高地の南方には，海底によび下部更新統が集中的に分布しています．

高まりの列があって，飛島，粟島，佐渡島と連こうした地層が主体となって丘陵がつくられてなり，その延長上には能登半島の先端部がありいるわけですが，この丘陵地と背後の山地とのます．ですから，これらの高まりを高地列とみ境は，だいたい海抜100〜400ｍ付近のところになすと，日本海沿岸の低地列というのは，むしあり，傾斜が急に変ります．しかもこの急斜面

ろ内陸盆地帯に似ております．

は，基盤の地質構造に沿う形で分布していると次に，こうした地形の概況と地質との関係をみころも多いので，その境界は画然としています．

てみます．まず，いわゆる沖積層を構成してい丘陵地の頂高はよく揃っていて，遠望すると，る完新統および最上部更新統は，その分布範囲

恰も一平面のような姿を呈します（図1･2Ｂ参が内陸盆地や海岸平野の河岸や平野下に限られ照）．一部には，丘陵地の背面に段丘堆積物が③≪会津盆地の形成―2≫④≪会津盆地の形成―3≫

義＝福島北高等学校教諭⑤猪苗代盆地の形成
鈴木敬治＝福島大学教育学部教授⑥東北地方における第四紀火山と火山体基盤の図 1･1−東北地方の概形

たいへいざんています．また，いわゆる洪積層と呼ばれる中伴われていたり，あるいは，硬質の火山岩や古・上部更新統は，丘陵地の段丘をつくっており，期岩が分布する場所では頂高が幾分高まったり

一部は平野の地下に埋没しています．そして，孤立峰となったりしているところもありますが，

鮮新統および下部更新統が丘陵をつくっていて，その場合でも，広い範囲にわたって突出するとこの地層も平野下に埋没しています．これらのいうことはありません．

地層はすべて，その分布域が低地に限られていこのように丘陵は，地形的には平坦な背面をつるので，地形と調和的に分布しているわけです．

くっていますが，地質構造の方はもっと複雑で

URBAN KUBOTA NO.26｜2

注１＝竜の口層は下底に陸成層を伴う．

平坦な背面と並行した構造があるとは限りませ

下の地層が詳しく調べられました．それによる鮮新世以降における東北地方の構造運動

ん．ただ，火山岩以外の，丘陵地の基盤をつくと，盆地中央部の新期埋積物の地層の厚さは約

このように低地の形成は，中新世末にその原形あてらざわっている鮮新統・下部更新統の地層群は，それ350ｍ，その下位には鮮新統と推定される 左 沢が生じ，丘陵地成立後の低地の沈降と高地の隆ぞれ下位層をおおい，上へ上へと重なっていま層があります．埋積物の最下部は下末吉期の堆起という，こうした２段階の運動によって現在す．ところが，丘陵の側面に段丘をつくってい積物で，最上部約10ｍが完新統です．埋積物は，の姿になっているわけですが，同じ低地列といる地層，すなわち中・上部更新統の地層群は，

扇状地礫層と後背湿地堆積物とからなり，地盤っても，東側の北上・阿武隈河谷帯と西側の内それぞれ上位の地層の堆積範囲が下位層にくら沈下はこの後背湿地堆積物の圧密沈下から生じ陸盆地帯とでは，その様相が大分異なります．

べてせばまっていて，しかも川や海の方へ寄っました．盆地中央部は海抜100ｍ余，堆積物の東側では，南北によく連続していますが，西側

た低いところにあります．こうした地層の累積・下底は海面下200ｍ余の深さにあります．このの内陸盆地帯では，不連続で配置も不規則です．

分布 の状 態 は ，丘陵 地の 原 形 が ，下 部更 新 統

深さは，丘陵背面形成後の海水準変化史からみこうした状況は，中新世末に低地の原形が生じの堆積直後，すなわち前期更新世末に完成した

ると，局地的な沈降によると考えられます．沈たときからすでに備わっていたわけで，西側のことを物語っています．そして丘陵の背面が広降の開始は下末吉期直前で，沈降運動はそれ以低地群の形成は，奥羽山脈以西の全域にわたる

範囲にわたって平坦化しているのは，広域的な後も継続しているのでしよう．そして，この盆

幅広い高地帯のなかで発生している運動として

基準面（海水準）の影響下に，主として侵食，地に流入し流出する河川の上流および下流の沿捉えることができます．

一部堆積によって形成されてきたことを示して岸には，数段の河岸段丘があり，これには下末

内陸盆地周縁の地質構造からみますと，奥羽山います．

吉期のものが含まれます．河岸段丘がつくられ脈以西の地塊が,主として南北方向の不規則な

鮮新統・下部更新統の構造ているというのは，この地帯が河水面に対して割目を生じて分裂しかかり，その開いた部分に以上のように，周囲の山地との地形上の差がは隆起しているわけですから，沈降した地域は盆陥没〜沈降が生じ，これらの盆地群を生成・発

っきりとつくのは前期更新世末ですが，高地と地内に限られます．その範囲は，南北30kｍ，東

達させているように思われます．一般に，東北低地の範囲がほぼきまったのは，鮮新統が堆積

西10kｍです．

地方の鮮新世以降の応力場は東西圧縮型といわする直前ですから，中新世末ということになり

また，前述した左沢層は，盆地西側の隆起帯にれていますが，低地〜内陸盆地の発達からみるます．そして，これらの地層は，前期更新世末

狭い範囲で分布していますが，これが盆地の地と，少なくとも地表部は逆に東西に開いているまでに，変形しているのです．図1･2Ａは，丘下へ連続する状況は地表ではみられません．盆ように思われます．各低地列の鮮新統以降の地

陵地の基盤の鮮新統・下部更新統の構造を模式

地の西〜北西縁には多くの断層群（大部分が延質構造を比べてみたとき，私の考えでは，地下的に描いたもので，図にみるように，①の太平

長１kｍ余以内）があって，中・上部更新統も深所に，北上・阿武隈山地帯の西縁から，日本

洋沿岸丘陵帯では緩やかに波曲しています．③

変形しています．この断層群の配列状況をみま

海の海底下にのびるすべり面があって，その上の北上・阿武隈河谷帯では低地帯の伸びの方向

すと，こうした地盤変動は，盆地内へ向かうやの陸塊が西へ滑動しているとみなすことによっとは僅かに斜交する軸をもった緩い褶曲があり，や大規模な地すべりとみてよいように思います．

て，こうした低地帯や内陸盆地の形成が説明で脊梁山地帯の東側でやや急傾斜しています．⑤

きるように思います．

の内陸盆地帯（図は新庄盆地を示す）では，南東縁で軸面が西へ倒れた非対称褶曲が顕著です．

図 1･2−東北地方における鮮新世以降の地殻変動を示す模式図<中川，1973>

ただ盆地の北東縁では褶曲は消失します．また，出羽丘陵の東縁には正断層や撓曲があります．
⑦の日本海沿岸丘陵帯では，軸面が西へ倒れた
非対称褶曲が一般的で，これは下位の中新統とも共通しています．
この図は，ごく一部の地域の状態を示したもの
ですが，一般的にいいますと，①の地帯の変形は単純で，軽微．⑦の地帯では大規模な非対称
褶曲．⑤の内陸盆地帯では，局地的な差異が大きく，かなり複雑です．そしてこうした変形構
造は，鮮新統・下部更新統堆積後の低地帯の沈降と，それに伴う半〜未固結堆積層の滑動によって助長されていると考えられます。
山形盆地
内陸盆地の１つである山形盆地では，最近，地盤沈下が起ったために，東北農政局によって地URBAN KUBOTA NO.26｜3

とうばち＜会津盆地の形成―1＞

阿武隈川ぞいの低地域に沿ってできている盆地盛んでした．なかでも桧原湖周辺の東鉢 山変朽②グリーンタフ堆積盆の発生とその分化で，これは，北上・阿武隈河谷帯に属する低地

安山岩や会津盆地南縁の闇川層というのは，熱域のなかの盆地とみなすことができます．各盆

水作用で変質した安山岩質の溶岩と凝灰角礫岩

東北地方南部の盆地群

地の配置は，大体以上のようなことになっておで，グリーンタフ地域の最下部には，この特徴

鈴木

ります．

的な岩層が多かれ少なかれ共通して分布してい位置関係を，図2・1をかりて簡単に説明いた

グリーンタフ堆積盆の発生期〜拡大期の地層ます．

します．会津盆地は面積約300kｍ2,その西側に―激しい火山活動と厚い地層の堆積―この大桧沢層，闇川層という地層に続いて，次

小さな野沢盆地がありますが，この盆地は地質

さて，図２・１にみるように，この地域には，には滝沢 川 層，上 三 寄 層，黒 岩 層などという地構造からみると会津盆地と一体となって形成さ新第三紀の中新世の前期から中期初めにかけて，層の堆積する時期に移り変わりますが，この時れてきたものです．猪苗代盆地は，会津盆地のかなり大きな堆積盆ができ，グリーンタフ（緑期になりますと，流紋岩質の，いわゆる酸性の東側にあって面積は約200kｍ 2,猪苗代湖（面積色凝灰岩）を含むきわめて厚い地層が堆積しま

火山活動が非常に活発に行われて，膨大な量の最初に会津盆地とその周辺の各盆地との2

たきざわがわかみ み より

くろいわ

約100kｍ ）があります．さらにその東側には郡した．これは恐らく，それ以前にできていた古堆積物が堆積します（一部地域では，砂岩・礫山盆地があり，その北方に北東―南西に延びるい時代の基盤を割って沈降するような場所が広岩などや中性の安山岩質の火山岩類もみられまのが福島盆地です．また会津盆地の北にあるの範囲にわたって生じたのであろうと考えられるす）．地質図や断面図では，緑色の地層がこのが米沢盆地．そういう配置になっています．

わけですが，このグリーンタフ堆積盆は，やが時期のもので，地質図にみられるようにこの地

これら各盆地の周辺には，基盤岩として古い時て小さな堆積盆に分化していきます．図２・２

層は，基盤の分布域以外では，会津・猪苗代両代にできた変成岩類，古生層・中生層とそれらは会津・猪苗代地域の地質図，表２・２がこの盆地の外側をぐるりと取り囲むように周辺の山を貫いている花崗岩類が分布しますが，そのう地域の新第三系及び下部第四系の対比表，図２

地にくまなく露出しています．これらの地層は，

ち会津盆地の北西部に凸出しているのが飯豊 山

・３は東西で切った３つの地質断面図，図２・４

当然両盆地の地下で連続しているわけですが，塊，一番東側にあるのが阿武隈山地です．またが主要地域の地質柱状図です．表２・２の対比

その地層の厚さもまた大変に厚いのです．滝沢

この山地の南西端から北北西に向け帯状に走っ

表には，左端に100万年単位の年代，右端に盆川層の地層の厚さは，一番厚いところで1,400ているのが，東北側の阿武隈帯と西南側の足尾地の形成過程を記しておりますが，私の話は，

ｍぐらいあると推定されます．

帯・八溝帯とを境する棚倉破砕帯で，これは猪

大体2,000万年前ぐらいから700万年前ぐらいままた，対比表の盆地西縁および宮下〜西山地区

苗代湖の東側を走る破砕帯に続きます．つまりでの間のことで，グリーンタフ堆積盆の発生・では，この滝沢川層の上に紫色の利田 層あるい会津盆地や猪苗代盆地は，ちょうど棚倉破砕帯

拡大期から，その堆積盆が分化し，古盆地が発は宮下泥岩層が重なりますが，これは上三寄層の西側の地域にあるわけです．そして会津盆地

生してくるころまでの経過を，簡単にお話ししや黒岩層の上部と同時期の地層で，宮下泥岩層

は，いま中川先生のお話しにありました東北日てみようというわけであります．

は一番厚いところで500ｍもあります．そして，本の内陸盆地系列のうち，その南端に位置する

そうしますと，まず会津盆地の北から北東およ

この利田層や宮下泥岩層が堆積した年代は，最ということになります．

び桧原湖周辺の地域と，もう一つは盆地の南側

近の資料によって，1,600〜1,500万年前頃（Ｎ

猪苗代盆地も東北日本の南端にあるのですが，の地域に，かなり早い時期から地層の堆積が始８〜Ｎ９頃）であることがはっきりとわかっていい で

おお ひ さわ

くらかわ

かが た

これは脊梁山脈の中に位置づけられる非常に特まります．対比表の大桧 沢 層や闇 川 層で代表さきました．

異な盆地です．この盆地には猪苗代湖がありまれる地層がそれです．この地層は地質図でみまこうした事実から，この地域でのグリーンタフ

すが，その湖水面の高さは514ｍ，水深の一番

すと，現在，地表に顔を出しているのは，盆地

堆積盆の発生期からその拡大期にかけての時期

深いところが94ｍなので湖底面の高さは420ｍの北縁山地と猪苗代湖の南西などのごく狭い地の特徴を要約してみますと，まず第１に，地層です．一方，会津盆地は高いところで200ｍち域だけですが，周辺域の地下にはかなり広い範の堆積は2,000万年前ぐらいに始まる（注２），

ょっと，盆地中央部の阿賀川(注１)が西へ流れ囲で分布しているようで，最近のボーリングの始まったときには地層の堆積の場は多少限定さ出す一番低いところの高さは170ｍ．そして猪データでは，盆地の西南域で，地下1,800ｍ程れていたようですが，それは次第に拡大し，苗代盆地と会津盆地とは，北は猫魔火山，南はのところにこの地層があることがわかりました

1,600万年前ぐらいまでの間に，基盤の分布域

背中炙 高原とよばれる丘陵性山地でへだてられ（図２・３c-c'の断面図参照）．ですからこの地以外の全域が地層の堆積する場になった．

ますが，その間にちょっとした低地域があり，層は，盆地の北から北東にかけてと，西南から第２番目に，この時期に堆積した大桧沢層，滝

せ あ ぶ りにっばしがわそこを猪苗代湖から会津盆地へ向けて日橋 川 が東南にかけての両地域に，かなり広い範囲にわ

沢川層，宮下泥岩層という３つの地層をトータ流れますが，その低地域は約500ｍ〜200ｍの高たって堆積し始めたわけです．

ルすると，ほぼ2,000ｍ程度の厚さになる．

さです（図2・3c-c'断面図参照）．このように，地層の堆積の始まりは，おおよそ2,000万年前

第３に，発生期に礫や砂などがかなり厚く堆積

猪苗代盆地は，会津盆地と比べて随分と高いとぐらいと考えられます．大桧沢層というのは礫し，それに続いて安山岩の火山活動が始まり，ころにあり，脊梁山脈の中に位置づけられます．

岩と砂岩の地層，つまり砂と礫が主として堆積

酸性の火山活動に続いた地域が多いということ

それから，福島盆地と郡山盆地という２つの盆

したわけで，この地層の厚さは500ｍ程です．

です．

地は，脊梁山脈と阿武隈山地との境を北流する

また一部地域では安山岩を主とした火山活動がつまり新第三紀の始まりごろ，いわゆる中新世

URBAN KUBOTA NO.26｜4

あ が の がわ

注１＝昔は揚川と記された．新潟県内では阿 賀 野 川 とあ が がわよばれるが，福島県内では阿賀 川 とよばれる．本来は，
日橋川，只見川合流点以下新潟県界までの川の呼称．
盆地内の本流は大川とよばれるが，現在は大川をも阿賀川として扱っている。

前期から中期初めごろに，激しい火山活動を伴的にいいますと，宮下の北方や東方と，もう一かが た

注２＝桧原層の下部（図 2・4，Pa）からは，阿仁合型と考えられる植物化石群を産し，かつ，桧原層の下位に大桧沢層が分布すると考えられるので，一応 2,000万年前と推測される。

ことになろうかと思います．

いながら，予想外に膨大な量の堆積物が，このつは清水利田 です．こうした場所では，利田層

海底での盛んな火山活動

会津盆地および猪苗代盆地の周辺域に堆積したとか宮下泥岩層が堆積したときの海の深さは，1,600万年前ごろの時代までは以上のような経わけです．

おおよそ500ｍから1,500ｍ（上中部半深海）で過をたどりますが，その後，1,500万年前ぐら

海域の拡大と膨大な沈降量あった．

いまでの時期には，荻野層，面川 層などの地層そしてもう一つ大事なことをつけ加えますと，そうしますと，先ほど述べましたように，大桧が引き続き堆積します．地質図では濃い青色で滝沢川層あるいは上三寄層の後半ぐらいの時代

沢層，滝沢川層，そして利田層や宮下泥岩層ま示してありますが，図にみられるように，周辺から，海が入ってきたという証拠が見つかってでの厚さが2,000ｍという堆積量ですから，中の山地一円に最も目立った分布をしています．

いることです．大桧沢層はもちろん，滝沢川層

新世の始まりの2,000万年前頃から1,600万年前

この時代になりますと，宮下泥岩層上部のようの下半部が堆積した時代は，この地域ではまだ頃までの間に，この地域一帯にはものすごい沈に，一部泥が堆積しているところも残りますが，海は入っていなかったらしい．それは，今のと降運動が生じている．地層の厚さが2,000ｍち

再び酸性の火山活動が非常に盛んになります．

ころ，海成層が堆積した証拠がないという，ネ

かくもあり，しかも2,000ｍたまり終えたころ

このときには安山岩などの中性の火山活動も同

ガティブな証明しかできないという事情ではあのそのときの水深が500ｍ〜1,500ｍというので時に行われています．そして，これらの地層のりますが，どうも海は入っていない．しかし，すから，これはかなり膨大な沈降量であると結中からは，たくさんの場所で海にすむ動物の化

滝沢川層の上半部から利田層・宮下泥岩層にな論できるわけです．

石が産出しますから，これらの地層は海底で堆りますと，海が入ってきたという証拠が十分に

ただし，このことは，この地域全体について均積したもので，活発な火山活動もすべて海底でそろい，その範囲も基磐岩の分布する地域にま一に考えることはできなくて，会津盆地の西側の噴火です．この時期の地層の厚さは約500ｍ，で拡大しております．

の地域では水深が非常に深い泥岩の地層の発達

このころまでがグリーンタフ堆積盆の最も拡大

しかも特記すべきことは，利田層や宮下泥岩層が顕著なんですが，東側の地域ではそういう積していた時期になります．図２・１は，東北地などの1,600万年前頃の地層から産出する有孔極的な証拠がなくて，比較的浅い海底で堆積し

方南部でのこのころまでの堆積盆の拡大の様子

虫の化石を調べますと，その堆積深度は少なくたという証拠が出てきます。ですから，地域的と海の広がりの様子を示したもので，基盤の分

みつもっても500ｍ〜1,500ｍ弱の水深という値には，かなりのリリーフ（起伏）があり，沈降

布域を除き，東は阿武隈山地の西縁付近まで連が出てきます．その化石を産出した場所を具体

量も場所によってかなり違っている．そういう続した海域が広がっておりました．

図 2･1−中新世前期から中新世中期にかけての堆積盆の形成過程

おもかわ<鈴木，原図>URBAN KUBOTA NO.26｜5

図 2･2−会津盆地・猪苗代湖周辺地域の地質図<凡例は表 2･2 及び表 2･1 参照><鈴木・真鍋・吉田，原図>

表 2･1−会津盆地の第四系対比表

表 2･2−会津盆地・猪苗代湖周辺地域の新第三系・第四系(下部)の対比表<鈴木・真鍋・吉田，1977，一部改訂><鈴木・真鍋，1986>

URBAN KUBOTA NO.26｜6･7

図 2･3−会津盆地･猪苗代湖周辺地域の東西地質断面図
Ａ 図 2･2 の A-A'断面
Ａ 図 2･2 の A-A'断面

Ｂ

図 2･2 の B-B'断面

Ｃ

図 2･2 の C-C'断面

図 2･4−会津盆地周辺地域の地質柱状図<鈴木・真鍋，1986>

URBAN KUBOTA NO.26｜8･9

堆積盆の縮小と分化のきざしころが北西から東南の方向では，同じ岩相が連ければならない．しかもこの時期は，他の広い続して延びているという傾向がみられます．さ地域はすでに地層を堆積する場ではなくなって窪 層の堆積する時期になります．この地層の堆らに東の方の地域では，その連続の方向が東西しまっている．ですから，塩坪層の堆積してい積の時期は，最近見つかったいろいろな微化石に延びるような傾向もみられます．ということる時期というのは，堆積盆の周辺域では，傾動から判断しますと，まだはっきりしない点もあは，この時期には，北西―東南方向の構造が強的な隆起運動が行われている傾向にあったと考るのですが，大体1,450万年前〜800万年前ぐら

く働いて，地層の発達を規制していると考えらえられます．

いと考えてよろしいだろうと思います．この漆れるわけです．

さらにもう一つ，塩坪層と漆窪層の間の地層の窪層というのも海に堆積した地層でありますが，そして次の漆窪層上部の時期になりますと，さ重なり方を調べてみますと，現在の盆地の西側

この時期前半（14.5〜12Ｍa）の堆積状態を知るらに著しい変化があらわれ，今度は地層の堆積の方では整合的に重なるのですが，南西側ではために１枚の図をプロットしてみました．図

する場所が限定されてしまいます．漆窪層上部

塩坪層と漆窪層の間にローカルな（局地的な）うるし

さて，こういう状態で経過した後，今度は， 漆
くぼゆづりとうげ2・5の「漆窪層下部堆積時における層相分布」

硬質や黒色の泥とその相当層である 譲 峠 層は，不整合があらわれます．また北側では，漆窪層というのがそれです．

岩を主とする100〜200ｍの厚さの地層(注３)で，の上半部の地層が欠けてしまい，塩坪層もみら

この図でみますと，会津盆地北縁部には，この少なくとも上部半深海の堆積物ですが，これられません．こうしたことからみますと，塩坪層時期の二ノ沢層とよばれる泥岩が厚く堆積しては，会津盆地の西側の地区でしか発達がなく，の堆積の始まるころからは，全般的な海退運動

います．これは，厚さにして500ｍぐらい，100

東側ではその地層をみることができません．対

と同時に，堆積盆の周辺域ではより大きな隆起〜500ｍの深さの海底の堆積層です．それが会比表の空白部は堆積している地層がみられない運動が行われていただろうということが読み取

津盆地の西縁部あたりになりますと，砂岩と泥ということです．地層を堆積しない地域は，全れるわけです．この隆起運動を他のいろんなデ岩の繰り返しの地層が主体になり，しかもその般的な隆起傾向にあると考えられるわけですが，ータをもとにして調べてみますと，１つは，会

厚さは，せいぜい100ｍ程度，水深50ｍほどのいずれにしてもこの時期は，それまで一様に地

津盆地の南西側の地域，大桧沢層，滝沢川層，

海底の堆積層です．さらにその南側の柳津町西層を堆積していた広大な一つの堆積盆が，地層

宮下泥岩層，そういう地層を大量に堆積した場

部では，凝灰岩あるいは砂岩・凝灰岩の地層にを堆積する場と，堆積しない場とに分かれ始め所が，塩坪層の堆積するころにはもう浮き上が移り変わっていきます．ここでの火山活動は，る．それでこの時期を堆積盆の分化期と称してってしまっている．しかもその隆起帯は，北西安山岩と同時に流紋岩を噴出しているのですが，いるわけです．

―南東方向に軸があると考えられます．

それらの凝灰岩類はかなり厚く堆積しており，分化した小堆積盆

それと同じ現象は会津盆地の北側にもみられ，厚いところでは500〜600ｍぐらいにも達してい―北西―南東方向の隆起帯と全般的隆起―
しおつぼやはり北西―南東方向に軸をもつ隆起帯が出てます．また，この地層中には，砕屑性の貝殻石

こうした状態の上に，今度は塩坪 層という地層きております．これら２つの隆起帯を東の方に灰岩がはさまれますが，それらの貝殻はかなりが重なってきます．この塩坪層も盆地の西側に延ばしてきますと，東の方では余りはっきりし浅い海底に生存する種類のものからなります．

しか発達しておらず，その堆積域は漆窪層上部

た方向性が出てこないのですが，会津盆地の東

このように，この時期には層相や地層の厚さがよりもさらに狭められていると考えられます．

側から猪苗代盆地周辺域は，全体として盛り上

水平方向で著しく変化しているのですが，この塩坪層は，砂岩を主体にした地層，詳しくいいがりの地域になっていたと考えることができま

変化は図にみるように，南北方向で著しい．と

ますと，上半部がほとんど砂岩からできていてす．

厚さは50ｍ，下半部が砂岩と泥岩，それに凝灰

一方，対比表には，会津盆地東南縁〜猪苗代湖

岩を挟む約50ｍ程度の地層．トータルの地層は，という地区に塩坪層・藤峠層と同時期の地層と一番厚いところで100ｍです．

考えられる高川層と黒森層があります．これら

この塩坪層からは貝化石群集がたくさん産出しは，地質図にみられるように猪苗代湖の南西方ます．その貝化石群集から，堆積した当時の海に分布しておりますが，高川層は流紋岩溶岩をの水深を判定しますと，塩坪層の堆積し始まり

はさむ酸性凝灰岩を主とする地層で，浅海性ののころは，−150ｍぐらいと判断できます．とこ

貝化石を産出します．また黒森層は縞状葉理のろが，塩坪層の堆積が終わるころの砂の堆積しよく発達する泥岩・細粒凝灰岩からなる互層状

た深度は，一番深いところで20〜30ｍの水深をの地層で，真珠岩溶岩をはさみ，多くの植物化示しているのです．そうしますと，塩坪層は一石を産出します．そして，この２つの地層はい

番厚いところでも100ｍ程度ですから，地層がずれも火山性の陥没盆地が生じて，そこを埋め100ｍしか堆積しないのに，その100ｍの地層のて堆積した地層で，それは周辺一帯が全体に隆堆積が終わるころには水深がより浅くなってし起している過程で落ち込みができ，そこに高川まっている．ということは，塩坪層が堆積して層とか黒森層が堆積をしている，そういう形にいる時期には，地層の堆積する場の沈降速度よなっています．ですから，この辺一帯は漆窪層

りも，海退の速度の方がまさっていたと考えな

上部堆積時のころからすでに隆起運動があらわ

図2･5−漆窪層下部堆積時における層相分布<鈴木，原図>URBAN KUBOTA NO.26｜10

注３＝譲峠層上部からＣＮ6〜7Ａを示すナンノ化石群
集がみつかっている．

れ始めていて，その隆起の過程で，塩坪層の堆

図２・６は，中新世後期の東北地方南部域に生中新世末の内陸盆地が，グリーンタフ末期の分積時に陥没を生じたと考えられます．つまり，じた沈降性の内陸盆地と火山性の陥没盆地を，化した幾つかの小堆積盆と密接に関連して発生

西の方では飯豊山地の南北両端部から延びてく

地質構造概略図中に示したものですか，この図している様子がよくわかるわけですが，もう一る北西―南東方向の２つの隆起帯，東の方は全から，いま述べた状況がよくおわかりいただけ

つ重要なことがあります．

般的な盛り上がりの地域をつくるような形の運るかと思います．

図に示されるように，中新世末に発生した内陸動が生じて，その結果，会津盆地の西側の狭い

小さな海の堆積盆から古盆地へ

盆地の輪郭もまた，脊梁山脈全域の隆起と，小地域に塩坪層の堆積範囲が限定されていったわ

塩坪層を堆積した海は，やがて退いていきます．

堆積盆を分化させた北西―南東方向の隆起帯にけです．

ただ，先ほども申しましたように，この小さなよって強く規制されており，これらの隆起運動

このことを，もう少し広い地域でみてみますと，堆積盆は，地層を堆積しながらも海退の傾向にが引き続き強化されていたということです．

漆窪層上部の時期に分化し始めた堆積盆が，塩あった．言いかえると，全般的な隆起の過程で，東北地方の内陸盆地帯における各盆地の境とい

坪層の堆積時期になると幾つかの小さな堆積盆

基盤の沈降的な性格がまだ残されている場所でうのも，大体この時期の北西―南東方向の曲隆としてその姿をはっきりとあらわしているのがあった．そのために，全域が陸化しても，この的隆起運動によってきめられているわけで，そわかります．塩坪層と同時期の地層は，米沢盆凹所には引き続き陸水成の地層が堆積することの意味では，現在の盆地列をつくる大きな土台

ふじとうげ

地の西側にも，また南会津の西部にも分布してになります．対比表には，塩坪層の上に藤 峠 層というものが，この時期に形成されたというこ

いますが，これらは北西―南東方向の２つの隆が整合に重なっていますが，これは淡水性の貝とができます．そして，沈降性の内陸盆地と火起帯で境されて，会津盆地の西側地域のそれと類，水草類，珪藻などを多く含む陸水成層です．

山性の陥没盆地の配列をみますと，北北東―南同じく，ほぼ孤立した浅い海の小さな堆積盆とつまり，グリーンタフ末期の小堆積盆は，中新南西方向をとるようにみえます．これは，これいう形になっています．

世末以降は，内陸盆地（古盆地）としてその姿

らの盆地群を形成した運動の解明にたいへん示

また猪苗代盆地の東方，脊梁山地の東側の郡山を変え，引き続き新しい地層を堆積する場に移唆的であると思われます．

盆地の西側にも，塩坪層と同じ時期の地層が小り変わっていく．ですから，この地域では，グ

中新世中期の古地理

規模に堆積しています．そして，この間の全般

リーンタフ下部の地層から，連続して切れ目な編集

的な盛り上がりの激しかった脊梁山脈の地域にく地層の堆積が続く．こういう注目すべき現象の東北地方は，太平洋から日本海までをつなぐは，いくつかの火山性の陥没盆地が生じている．

がみられるわけです．さきの図2・6からも，海域の中で，点々と島を浮かべているといった海域が最も拡大していた時期には，当時状況になっていたわけですか．
図 2･6−中新世後期における沈降性内陸盆地と火山性陥没盆地<鈴木，原図>URBAN KUBOTA NO.26｜11

鈴木

そうです．当時の東北日本は，大体多島

海の状況といってよいと思います．
編集＜会津盆地の形成―2＞全体についての時間的，空間的な分布の実態が③古盆地の時代ほぼ解明されてきました．地層の空間的な分布

中新世の前期〜中期というのは，まだ大はさきの地質図に示されていますが，時間系列

分暖かかったと聞いておりますが，当時の東北

山都層群の編年図に対応して，それらを総括した編年図が図３・地方の海もまだ大分暖かくて，海浜にマングロ

真鍋１で，これは，山都層群の岩相層序・生層序おーブが繁っていたというようなことはありませように，塩坪層堆積時あたりから海が退いてい

よび古地磁気層序の関連を示した図です．以下，んか(笑)．

き，それに引き続いて，現在の会津盆地の周辺

この編年図や地質図などを手元におきながら，

鈴木

ただいまの鈴木先生のお話にありました

中新世中期前半の時期（約1,600万年前に陸水成の地層を堆積する盆地ができ上がって

古盆地の発達史を概観してみたいと思います．

ごろ）には，台島型植物化石群であらわされる

いきます．この盆地における地層の発達は，段ただ，古盆地時代の植生については，別に鈴木

温暖型の植生が分布していたことが知られてい階的に進行しながら，やがて地層の堆積する範先生に一括してコメントしていただこうと思います．このなかには，亜熱帯や暖帯域に分布す囲をほぼ現在の盆地の周辺に限定してくるのでます．

るクス，カシ，タブ，ツバキ，楓などの種属がすが，その時代を古盆地の時代といっておりま

第１古盆地の拡大期多く含まれています．そしてこれを，亜熱帯のす．年代でいいますと，約700万年前〜600万年

さて，一番下位の藤峠層は，厚さ約350ｍで，植生であったと解する研究者もおりますが，東前頃から約20〜30万年前ぐらいの期間で，中新上部，中部，下部に細分されます．藤峠層の下北地方のものは，ケヤキ，シデ，ブナなどの温世末から鮮新世をへて更新世中期までというこ

部は，塩坪層に整合に重なるのですが，すでに帯性の落葉広葉樹の種属も多く含んでいますのとになります．

この地層は前の時代の海のなごりも残さずに，で，私は，暖帯域の植生と考えた方がよいだろ

やま とこの時代に堆積した地層は一括して山都 層群と
ふじとうげ

い ずみ

完全な陸水（淡水）の環境下で堆積しておりまうと思っております．

よばれ，それらは下位から順に藤 峠 層，和泉 層，

もちろん，この時期の海は，図２・７に示すよ

七 折 坂 層，そして塔寺 層と整合に重なります．

くなっています（図３・２Ａ）．

うに暖流であったことが知られています．ただ

ただし，和泉層と七折坂層の間には，後で述べ

藤峠層の中部は，礫層と火砕流堆積物である凝し東北地方の南部の沿岸域には，マングローブ

るように，かなり著しい局地的な不整合がみと灰岩層によって特徴づけられますが，とくに厚の分布があったかもしれませんが，マングロー

められ，古盆地の発達が段階的に進行したこと

い礫層がかなり顕著に発達しているのが目立ち

ブ林に広く覆われていたというようなことは，を示しています．そのため，藤峠層，和泉層のます．この時期になりますと，塩坪層堆積終了

ちょっと考えられません．

堆積時期を第１古盆地期，七折坂層，塔寺層の後，縮小気味であった湖沼性の盆地が一転して堆積時期を第２古盆地期とよんでおります．こ

大きく拡大いたします．図３・２Ｂは，この時れらの地層は，さきの地質図では黄色〜茶色系

期の盆地の輪郭を復元してみたもので，図にみで示されており，野沢，会津の各盆地の周辺域

るように西は野沢盆地から東は猪苗代盆地の西に，現在の盆地と中新世の地層とに挟まれるよ方まで盆地は大きく拡大しています．

うな格好で地表に露出しています．これらの地

藤峠層とその下位の地層との層位関係を野外で層はすべて陸水成の地層ですが，その累計の厚追跡していきますと，この古盆地の中央部の地さは最大で1,000ｍ，最も厚くたまっている地域

域（現在の阿賀川筋付近）では，下位の塩坪層

図4･7−中期中新世初頭の古地理図<Tsuchi(ed),1981 を簡略化>

ななおれざかとうでら

あい づ ばん げ

す．地層の分布範囲は塩坪層のそれよりも小さは，現在の会津盆地の西のへり，会 津 坂 下 町に整合に重なっております．ところが北部およの付近です．重力異常の測定の結果をみても，

び南部の地域では，藤峠層の下部を欠如して，そのあたりが負の異常の最も高いところにあた

藤峠層中部の地層が直接下位の地層（塩坪層下ります．

部，漆窪層，荻野層やそれらの相当層）に，緩ところで，これらの各地層については，その中い傾きをもった不整合面を介してオーバーラッの鍵層（キーベッド）になる凝灰岩層を広く追プしています．そういう形の不整合が観察され跡して，地層の連続性や同時性を確認する．まるわけで，これにより藤峠層中部堆積時には，た，その凝灰岩の絶対年代を測定して地層の堆北部や南部では急速に盆地が拡大していったこ

積した年代を調べる．あるいは，地層中のいろとがわかります．また，東側の方でも，猪苗代

いろな層準から植物化石がたくさん出てきます

盆地との境のあたり，現在の猫魔火山の南西麓

から，そういったものを検討する．さらには，付近でのボーリング試料によって，ここに藤峠堆積岩の残留磁気を測定し，それによって古地層中部に相当する地層（大沢層）の分布してい磁気層序（地磁気の変化史）を組み立てて，地ることが確かめられています．こうしたことか層形成の時間的系列を検討する．こういった総ら，盆地の形が東西方向にも大きく拡大してい合的な調査・研究が長年にわたって行なわれてたことがわかるわけです．

きました．その結果，この地域の陸水成の地層

この時期はまた，古盆地の縁辺域や局辺域ではURBAN KUBOTA NO.26｜12

火山活動が活発に行われていました．先ほどので，地球磁場が現在と同じ向きにあった時代が様が古盆地の中に堆積した地層の古地磁気層序，鈴木先生のお話にもありました，陥没盆地に堆黒，現在と逆の向きにあった時代は白として表上方の横軸で示したしま模様が標準の極性年代積した黒森層のなかの流紋岩や真珠岩（パーラし，地球磁場の極性をもとにした層序区分です．

尺度です．この２つを対比させると図中に示さイト）などはこの時期のものですし，盆地の北そしてこの白と黒のしま模様のパターンを，鍵れるような折れ線グラフが描けるわけです．図東縁の大沢層中にも，真珠岩，石英安山岩など層の絶対年代などを手がかりにして凡世界的な中で，右下の記号のない矢印が藤峠層下部の堆の溶岩・溶結凝灰岩などが分布しています．図標準の極性年代尺度（極性変化史）と対比させ

積の関始時，ａの記号のついた矢印が藤峠層のに示すように，とくに真珠岩類の発達が著しいていく．このような操作によって古盆地の地層

中部の堆積開始時期になります．

のが特徴です．

の中に年代の目盛りを入れることができます．

そうしますと，藤峠層中部の堆積開始時期には拡大期における地層の堆積速度

そうしますと，古盆地の方では地層の厚さがわ

折れ線がグッと立ち上がっておりまして，堆積ところでさきの編年図の右方には，古地磁気層

かっていますから，その平均的な堆積の速度がのスピードが急に増大していることが読み取れ序を示したコラムがあります．これは，会津地わかるはずであります．図３・６は，こうしたます．下の図は，上の折れ線グラフに対応させ域の堆積岩の残留磁気を測定して得られたもの

方法によって求められた結果で，縦軸のしま模て描いた各地層の1,000年間当たりの平均堆積

図3･1−山都層郡の岩相層序・生層序および古地磁気層序の関係<鈴木・真鍋，1982，一部改訂>

URBAN KUBOTA NO.26｜13

量です．藤峠層の下部の時期は1,000年当たりものと考えられます．

さきの図にみましたように石英安山岩質の溶結９cｍですが，藤峠層中部の時期になると，堆積第２古盆地の拡大期

凝灰岩が広く分布しておりますが，これは背中

量は約60cｍにもなり，堆積のスピードがぐん―西緑における北部と南部の隆起―

炙山 層とよばれています．猫魔火山の南側に分と上昇しているのがわかります．

和泉層の堆積後，古盆地には引き続き七折坂層，

布するこの地層に含まれている礫の種類を調べ堆積速度を相対的な盆地の沈降量に置きかえて

さらに塔寺層が堆積しますが，この時期が第２ますと，かなり多くのものが北部の脊梁山地のみますと，東西方向に水平的な拡大をした藤峠

古盆地期になります．七折坂層は，厚さ約300

周辺に分布する高曽 根 山 石英安山岩から供給さ層中部の時期は，同時に沈降量そのものも増大

ｍ，上部と下部に二分され，下部はほとんどがれていることがわかります．そういうことから，しているわけです．また礫岩や火砕流タイプの礫層，上部は主に礫岩と石英安山岩質の凝灰岩

この時期には脊梁山脈あたりの隆起がかなりス

凝灰岩が多いことから，古盆地周辺の隆起運動層からなります．そして，七折坂層下部の堆積

ピードアップしているのだろうと推定されます．

も相対的に大きかったことが推定されるわけで開始時には，再び盆地の拡大がみられます（図ついでに背中炙山層の地層の厚さ，堆積の状況

す．藤峠層中部の時期には，こうした一連の出

３・４Ａ）．

を述べますと，猪苗代湖のすぐ南西岸あたりで来事が起こっているわけですが，その後，藤峠

それは，七折坂層の下部の礫層を追跡していき

は，下位のグリーンタフの地層がすく顔を出し

層上部の時期になりますと堆積のスピードも鈍ますと，盆地の北部あるいは南部の地域で，上まして，背中炙山層は非常に薄いか，あるいは

くなり，次の和泉層の堆積に移り変わります．

部や中部を欠如する和泉層に不整合関係で重な

ほとんど堆積していないという状態です．とこ

縮小する古盆地る部分がみられ，この時期に盆地の拡大が始ま

ろが，猪苗代湖と会津盆地の中間にある背中炙

和泉層は最大の厚さが400ｍ， 比較的固結度のったことがわかるわけです．盆地が最も大きく山から会津盆地側に向かっては非常に厚くたま低い礫岩，砂岩，泥岩の互層で，多くの層準になったのは七折坂層上部の時期で，図３・４Ｂっているのです．このことは，七折坂層堆積時

亜炭層や凝灰岩層を含みます．このうち鍵層にが当時の盆地の輪郭です．図にみられるように，には，猪苗代の地域は，まだ盆地のような形態，

なる凝灰岩層を基準にして，和泉層は，上部，

この盆地の拡大期には石英安山岩質の火砕流堆つまり物をどんどんため込むような形にはなっ

中部，下部に細分されます．藤峠層の中・上部積物の発達が著しく，周辺域での火山活動が盛ていなくて，むしろ後背地として侵蝕を受けてと比べると，和泉層の分布範囲はかなり狭く，んであったことがうかがえます．

いたことを示しています．

この時期には盆地の範囲がぐんと縮小してしま

この時期の堆積速度を先ほどの図３・６により

ところで古盆地の西側では，この時期にきわめいます．図３・３が和泉層下部堆積時の古盆地

みていきますと，折れ線グラフ中のｂの矢印が，て注目すべき現象がみられます．七折坂層は，の輪郭ですが，その縁辺部では，同層の上部あちょうど七折坂層の堆積開始時に相当します．

さきに触れましたように，礫層が非常に優勢な

るいは中部の地層がなくなってしまい，次の時

そこでも藤峠層中部の場合と同じく盆地の拡大地層であります．その七折坂層の下部の礫層の期の七折坂層下部の地層に不整合に覆われていに合わせて堆積の速さが増大していること，す礫の種類を検討してみますと，古生層あるいはます．ですから和泉層の堆積時期は，古盆地がなわち周辺域の隆起運動の増大していることが花崗岩などの新第三系の基盤をつくっている岩

次第に縮小していく傾向にあり，和泉層上部の読み取れるわけです．

石の礫が50〜70％の割合で含まれています．そ時期は図に示した範囲よりさらに小さくなった

猪苗代湖の西縁から会津盆地の東縁にかけては，の礫の供給源を基盤の分布域から推定しますと，

図3･2Ａ−藤峠層下部堆積時の盆地

図3･2Ｂ−藤峠層中部堆積時の盆地

図3･3−和泉層下・中部堆積時の盆地

せあぶ

り やま

こう ぞ

ね やま

URBAN KUBOTA NO.26｜14

礫の大部分は，飯豊山塊あるいは盆地の北西縁

こうしてみますと，会津盆地と野沢盆地との間

辺の先第三系および花崗岩から供給されておりには，北部と，南部の２つの隆起域の強化に伴ます．ですから飯豊山塊および盆地北西縁部は，って，あたかも南北に連なるような隆起帯が形

七折坂層下部堆積時の直前に，大きく隆起した

成されたことがわかります．この時期以降，北わけです．

部と南部の隆起は，ますます激しさを加えます

そして七折坂層上部の時期になりますと，図３

が，とくに北部の隆起のすさまじさは，地質断・４Ｂにみるように野沢盆地域に，古盆地から面図（図2・3 a-a'）によく示されています．こ

分離した小さい盆地が新たに誕生いたします．

の時期以降，会津盆地域は全体として東へ移動

大体野沢盆地域では，七折坂層下部の地層がほし，盆地の輪郭も南北に細長い形に移り変わっとんど欠如していて，同層の上部しか堆積してていくことになります．

おりません．その上部の地層も，南部は溶結凝

縮小した最後の古盆地から現在の盆地へ

灰岩だけ，北部は礫層が主体をなします．野沢

七折坂層の堆積の時期を経ますと，その後は塔盆地と会津盆地間の丘陵域には，花崗岩類を基

寺層の堆積する時期になります．塔寺層の厚さ盤として新第三系および下部更新統が褶曲構造

は約150ｍ，淘汰が悪く層相の変化が激しい礫をつくり，その東西両側は断層で境されている，・砂・泥の互層です．この地層は，会津盆地西そういう構造がみられるわけですが，野沢盆地

縁の丘陵周辺に露出しているだけです．図３・

域北部の七折坂層上部には，この地域の新第三５がこの時期の古盆地の姿で，全体として東へ系の泥岩層からもたらされた礫層が見出される

移動し，南北に細長い形に変わってきたことがのです．つまり，野沢盆地周辺では，七折坂層特徴的です．そして，この時期には，おそらく下部堆積時には基盤の隆起が盛んであったが，猫魔火山などの火山活動がすでに始まっていた

七折坂層上部の堆積時には，盆地域南部での溶のだろうと考えられます．この縮小した盆地を結凝灰岩の堆積に伴う地形的変化が直接のきっもって古盆地の時代は終わり，新たに現在の盆かけとなって，この小さな古盆地を発生させた．

地を形成する時代に入ります．

このように考えられるわけです．

現在の盆地は，縮小した最後の古盆地に続き，一方，古盆地の西南部（砂子原地区）では，図３度目の拡大期にあたります．しかし今度は，にみられるように，流紋岩を噴出した火山性陥いま述べましたような盆地西縁での南北性の隆没盆地が七折坂層堆積時に出現しています．こ起運動によって，盆地全体がさらに東へ移動し，

れは西南部一帯が，当時，全体的に盛り上がっ

その輪郭を南北方向に大きく延ばすという，新ていることを物語っているわけです．

しい特徴をそなえることになります．

図3･4Ａ−七折坂層下部の堆積時の盆地

図3･4Ｂ−七折坂層上部の堆積時の盆地

図 3･6−磁極帯と極性年代尺度との対比，および堆積速度の変化 <真鍋・鈴木，1983,一部改訂>

図3･5−塔寺層堆積時の盆地<鈴木・真鍋,原図>

URBAN KUBOTA NO.26｜15

古盆地時代の植生変化
鈴木敬治＝福島大学教育学部教授

古い時代の植生の変化の解明は，植物化石を含には，常緑高木性の Neolitsea（シロダモ属）や Populus kitamiana （キタミポプラ）など

む地層の層位や産状の検討と，その地層から採や Cinnamomum （ ク ス ノ キ 属 ） な ど と 落 葉 高が，はじめて出現する種としてみとめられる．

取した化石（葉・果実・種子・花粉・材など）

木 性 の Liquidamber（ フ ウ 属 ），Paliurus（ ハ

州谷から夏井にかけての植物化石群は，隆起しの同定・分類をとおして当時の植物相を復元す

マナツメ属），Mallotus（アカメカシワ属）なた後背山地の植生を強く反映するようになるとることから始められる．もちろん，当時の植生

どの暖〜亜熱帯性の種属が含まれることが多い．

ともに，低地域の環境も次第に内陸化し，温帯のすべてが化石として保存されてはいないので，堆積盆の縁辺域の産地の化石群集には， Salix

的な環境下の植生に変化しつつあったことを示復元されたものはそれらの一部分にすぎないで（ヤナギ属）や Populus（ポプラ属）などの渓している．

あろう．したがって，当時の植生のいくつかの畔性の種属が含まれる．このほか，全域的に和泉層の下部と中部の下半部（鍵層 I4 から下

特徴が明らかにされるに留まると考えられる．

位）の約50の産地からの化石群を一括して小柳に，葉・果実・種子などの大型化石と花粉・胞Alnus（ハンノキ属），Glyprostrobus（水松属）
な ど の . 湿 地 生 の 樹 木 や Trapa （ ヒ シ 属 ） やSalvinia（サンショウモ属）などの水草を産す

子などの微化石の両側面から，相補的に植生のる．また，淡水生の貝類や珪藻の化石を産するにあたる．60以上のタクサが知られている．

復元が試みられることが多い．

ところも多い．

植物化石を含む地層が連続して累重している例

藤峠層下部の堆積盆は浅い湖沼や湿地などが卓はほとんどなく，多くは化石を含まない地層を越していた環境からなり，それに続く後背地に間にはさんで累重している．いわば，多少ともは低平な低地あるいは山腹地が拡がっていた．

時代的に断続した資料である場合が多い．したそして，すぐ西方の津川盆地域までは，海が入がって，復元された植生の変化は，多少とも空っていたので，会津盆地域はそれほど海岸から白の時間をはさんだものとならざるを得ない．

とおくない地域であったと推測される．藤峠層

これらの空白の時間を可能な限りちぢめ，広い下部堆積時の堆積盆から後背低地にかけては，

Metasequoia , Fagus microcarpa （シキシマ
ブナ）， Gluptostrobus, Carpinus subyedoensis, Quercus serrata （コナラ）， Styrax japonicus（エゴノキ）などが，全域にわたる多数の産地から得られている．Paliurus nipponicus, Buxus（ツゲ属）， Zelkava serrata（ケアキ）， Stewartia monadelpha（ナツツバキ），
Ilex cornuta（シナヒイラギモチ）などが，つ地理的範囲から多くの化石群集を採取し，それ

沼湿地生の草本や樹木および暖地性の樹種などいで多くの産地から得られている．堆積盆の縁らを解析することにより，植生の特徴を把握すが優勢に分布していたであろう．後背山腹地やることがのぞましいと考えられる．

谷には，温帯性や漢畔性の樹種がおもに分布し以上のことがらを基本として，会津盆地域の植ていたであろう．このような特徴を有する古植生の地史的変化の解明を行っている．まだ，中生は，新潟県や福島県南部の沿岸の低地域から辺域では Pices koribai（オオバラモミ），Pseudolarix , Tsuga などの産出がある． Brasenia（ジュンサイ属），Ceratophyllum（マツモ属）などの水草や， Alnus , Populus などの湿間的段階ではあるが，古盆時代の植生の変化に低い山地域にかけての暖帯北部の植生に近似な地性や渓畔性の樹木も産する．温帯性の針・広ついて，これまでの結果の概要をのべる．

ものであったと考えられる．

葉樹種を主とし，沼湿地性の水草や樹木の種を第Ｉ古盆地期（中新世末〜鮮新世，7.0〜1.8

藤峠層中部（層厚100〜300ｍ）の20産地から50多く伴うが，夏井植物化石群とはつぎのような

Ｍa）のタクサが知られ，州谷植物化石群としてまとちがいがある．

この時期に堆積した藤峠層・和泉層は，鍵層をめられる．礫岩や凝灰岩が優勢なために産地数① Fagus oblongus や F. Palaeocrenata に か

手がかりとして，それぞれ上・中・下の３部層は少ないが，この化石群の特徴は白子植物化石に区分される．各部層には多数の植物化石の含群に近似している．しかし，暖〜亜熱帯性の常有層が含まれる．これらの地層から採取された緑高木の樹種がみいだされない点や堆積盆の縁

植物化石群のなかの重要なタクサの層位的出現

辺 域 で Betula （ カ バ ノ キ 属 ）， Acer （ カ エ デ

わ って，小さい殻斗と葉面積をもつ Fagus microcarpa が多産する．②スギ科やマツ科の針葉 樹 の タ ク サ が よ り 多 産 す る ． ③ Buxus やIlex cornuta は 産 す る が ， Liquidamber の範囲とそれらの組み合わせとから，図３・１に属）， Populus などの多い，より明瞭な山腹地

ような暖地性の高木の種の産出はみられない．

示したように，下位から上位に白子・州谷・夏性や漢畔性の植生を示す化石群集の産出がある

これらは，盆地域がよりきびしい内陸的環境に

井・小柳津・袋原の５つの局地的垂直分布（群）点でことなっている．

変化したことを示すものであろう．

帯に区分される．これら５つの群帯に属する植藤峠層上部（層厚０〜100ｍ）の25産地から45

和泉層中部の上半部（I4 より上位）と和泉層上物化石群集の組成の層位的変化をとおして，植のタクサが知られ，夏井植物化石群としてまと部の50以上の産地からの化石群を，一括して袋生の変化をたどってみたい．

められている．全体として，州谷植物化石群に

原植物化石群と称している．堆積盆の範囲はい

藤峠総下部(総厚司100〜150ｍ)の40の産地から，

近 似 し た 特 徴 を 示 す が ，Liquidamber の よ う

くらかせばめられているが，多くの産地から50約80のタクサが知られ，白子植物化石群としてな暖〜亜熱帯性の落葉高木種の産地が堆積盆のほどのタクサが知られている． Metasequoia,

まとめられている．全域にわたる多数の産地か中央部に限定され，堆積盆の縁辺域では Betu-

Juglans cinerea var. megacinerea （オオバら得られる種は Fagus oblongus(ナガバブナ)

la , Populus , Acer , Picea （トウヒ属）, Tsuga（ツガ属）などの山腹地性や漢畔性のタクサ

タグルミ）， Pterocarya paliurus（パリウルス

しかし，より詳細な植生の特徴を把握するためと F. palaeocrenata( 古 ブ ナ )( 注 1) お よ び

Acer nordenskioeldi (アセール・ノルデンス
キオルヂー)などで，意外と少ない． Carpinus
subyedoensis (コイヌシデ)， Zelkava ungeri(ウンゲリケアキ)， Ulmus protojaponica (古ハ ル ニ レ )， Tila protojaponica (古 ハ ル ニMetasequoia（メタセコイア属），Glyptostrobus な ど が 全 域 か ら 産 し ， Picea , Tsuga ,Pseudolarix （イヌカラマツ属）， Cunninghamia（ランダイスギ属）などは縁辺域の産地かレ)などの温帯性の樹種も，産地数は多くはな

ら産するなどの差異はあるが，針葉樹のタクサがより優勢に産出するなどのちがいがある．

津植物化石群とよんでいる．主な産地は図３・３に示したように，堆積盆の北部・西部・南部

サ ワ グ ル ミ ）， Styrax japonicus , Menyanthes（ミツカシワ属）などが，多数の産地から知られている． Pseudolarix , Buxus などがこれにつづいている． Fagus microcarpa や Picea cf. maximowiczii （ヒメバラモミに近似）
は，堆積盆の縁辺域から産する．このほか，

いが，広い範囲に産出する．藤峠層下部の堆積に富んでいる．とくに，この化石群中には，

Carpinus nipponicus（ ニ ホ ン シ デ ）や Comptonia kidoi（キドコンプトニア）などの消滅

盆の南北の縁辺域をのぞく産地からの化石群集

Paliurus nipponicus （コウセキハマナツメ）

種の産出がある．また，水草や沼湿地性の 樹木

URBAN KUBOTA NO.26｜16注１＝図３・１には Fagus“pala eocrenata”として表示してあるが，これには Fagus Palaeocrenateと F. oblongus の２つのタイプが含まれている．下位の地層には後者が多く，上位の地層には前者が多い．

注２＝塔時８の化石群は，そのほとんどが寒冷性の針葉樹からなる特徴ある組成を示す．
注３＝大沢植物化石群には，マンシュウグルミ，イボ
ビシなど日本で消滅した種をいくらか含むが，塔寺植物化石群には産出しない．

の種も，多数産出する． Menyanthes や Picea

rae var. megacinerea などがこれらについで植物化石群とよんでいる．会津盆地西縁の２つ

cf. maximowiczii は袋原植物化石群ではじめ

い る ． Tsuga や Picea cf . maximowiczii がのルートで，層序にしたがって含化石層をもとて出現している冷温地性のタクサであるが，小堆積盆の縁辺域から多産する． Metasequoia

め，大型遺体と花粉の両側面から検討した．40

柳 津 植 物 化 石 群 に 特 徴 的 な Glyptostrobus,

や Ptrocarya stenoptera （シナサワグルミ）

以上のタクサが同定されたが，層位的順序にしSequoia, Picea koribai, Paliurus nipponicusなどのタクサはほとんど消失している．また ， Juglans cinerea var. megacinerea やPterocarya paliurus も袋原植物化石群で多産などの大型化石は七折坂層下部の下半部にのみたがって整理すると，下位から上位に塔寺１・２,

い だ さ れ る が ，Metasequoia の 花 粉 は 七 折

塔寺３，塔寺４，塔寺５・６，塔寺７，塔寺８の坂層上部の下半部までみいだされている．多く

６つの亜化石群集帯の化石群に細分される．

の水草の種が産出するが，七折坂層上部の下半

塔寺１・２と塔寺７の化石群は，日本の温帯域している．このような変化は，さらにきびしい部には，現生の Menyanthes trifoliata（ミツに現存する種で構成され，たがいによく似た組

温帯性の環境下の植生へ変化したことを示すとカシワ）と区別しにくい種子化石が多産するよ

成 を 示 す ． Quercus serrata, Chamaecyparis

考えられるが，そのはじまりはガウス正磁極期

うになる．また，七折坂層上部の下半部からは，と松山逆磁極期の境界ごろの時期（約2.4Ｍa）

Sassafras（ランダイコウバシ属）などの日本にあたる．そして，このような変化は新潟などでは消滅したタクサの化石が２，３産出する．

の沿岸域にもあるようで，会津盆地域のみのこ

大手沢植物化石群は，下位の袋原植物化石群ととではないようである．

明確な境で区別されるような資料はないが，日なお，藤峠層を堆積した古盆地の東南方には，本で消滅してしまったタクサが，上位の大沢植

隆起域をへだてて，高川層と黒森層を堆積した物化石群の時期までに，つぎつぎと姿を消して火山性の陥没盆地がある．黒森層の下・中・上しまう様相を示している．と同時に， Menyan-

・最上の4つの層準から植物化石を産し，一括しthesには現生型のものが出現したり， Piceaほpisifera（ サ ワ ラ ）， Cryptomeria japonica（ス ギ），Styrax japonicus , Alnus japonica,
Cornus contraversa（ミ ズキ ）など の樹 木 種を主とし， Trapella （ヒシモドキ属）， Trapa
な ど の 水 草 を と も な う ． 倭 小 型 の Picea cf.
maximowiczii の 毬 果 を と も な う こ と も あ る ．
後 背 山 地 よ り の 産 地 で は Cryptomeria やChamaecyparis な ど の 針 葉 樹 が 優 勢 で ，後 背低 地 で は Quercus serrata が 優 勢 と な る ．塔て黒森植物化石群とよばれている．最上部・上かの針葉樹がよく産出するなどの特徴を示す．

寺１・２の化石群は，松山逆磁極期最後の逆帯

部・中部の化石群は藤峠層の夏井・州谷・白子

すなわち，この時期まで残存していた古い温暖

磁の時期の後半の温暖期の植生を示し，塔寺７の植物化石群に対比され，下部の化石群はより型のタクサがつぎつぎと消滅し，これにかわっはブルンヌ正磁極期に入ってからの温暖期の植下位のものである可能性が強い．黒森植物化石て現生型で冷温型のタクサが出現あるいは繁栄生を示す．

群の各層準の化石群は，いずれも温帯性の落葉しはじめる特徴がみられる．これには，藤峠層

塔寺３，塔寺５・６，塔寺８の化石群は，おも広葉樹を主とし，水草や沼湿地生の種も少ない．

と和泉層を堆積した古盆地から，七折坂層を堆に日本の亜高山帯に現存する種で代表され，たまた，暖〜亜熱帯性の樹種も含まず，日本から積した古盆地へ分化・移動させた地殻運動（後がいに同じような組成上の特徴を示す(注2)．

消滅してしまった古い型のタクサ(属)もきわめ

背山地域の隆起）が大きく関連していたであろて少ない．白子・州谷・夏井の植物化石群のなうが，この運動は会津盆地周辺だけでなく，かかの山腹地生や漢畔生の樹種を主とする組成型

なり広域に行われているらしい．

のものと同じ特徴を示す．当時の山腹地と谷ぞ

七折坂層上部のなかの鍵層Ｔ 2 とＴ 3 の間の地

いの植生を示すと考えられる．このような組成

層のなかの上半部の５産地からの化石群を一括

Picea jezoensis, P. cf.maximowiczii, Pinus
koraiensis, Tsuga diversifolia（コメツガ），
Betula ermanni （ ダ ケ カ ン バ ）， B. platyphyla var. japonica （シラカンバ）などの樹木種を主とし，Menyanthes trifoliata ほかのの化石群は東北の脊梁山脈や関東の山地域の陥して，大沢植物化石群とよんでいる．化石産地

水草や草本をともなう．花粉群集中には，温帯没盆地に堆積した中新―鮮新統産の化石群にしは堆積盆の南西部域にあたり，約20のタクサが性のタクサがいくらかともなわれる．これらのばしばみいだされる．

知られている．Picea jezoensis（エゾマツ），

化石群は，大沢植物化石群に近似し(注3)，現第Ⅱ古盆地期(更新世前〜中期，1.8〜0.2(？)

在にくらべてより寒冷な時期の植生を示すが，この時期に堆積した七折坂層の下・上部およびP. cf. maximowiczii, Abies veitchii（シラベ），Pinus koraiensis（チョウセンゴヨウ），
Tsuja standishii （ ク ロ ベ ）， Tsuga. sp な

塔寺層には，多数の植物化石の産出層がある．

どの亜高山帯〜山地帯上部の針葉樹が多く，塔寺４は，日本の亜高山帯や温帯に現存するタ

これらの産出層からの植物化石群のなかの重要クサが混合している化石群で，ある種の針広混に大手沢，大沢，塔寺の３つの局地的垂直分布

Juglans mandshurica（ マ ン シ ュ ウ グ ル ミ ），Betula , Corylus などの広葉樹もともなう．
Menyanthes trifoliata は じ め Trapa mammilifera（イボビシ）などの水草や低木〜草本

帯を意味する植物化石群帯に区分されている．

のタクサもともなわれる．このような化石群は，

ブルンヌ正磁極期初めの寒冷期の植生へと変化

さらに，塔寺化石群は６つの亜群集帯に細分さ亜高山帯下部から山地帯上部に分布する森林やしたことを示していると考えられる．その後，れる．これらの各化石群帯の化石群の組成の層

沼湿地の植生に近似な植生をあらわすものであ

塔寺4，5・6，７，8へと，中間型→寒冷型→温位的変化をとおして古植生の変化をみてみたい．

ろう．このような植生が，堆積盆の縁辺域に進

暖型→最寒冷型へと植生が変化していることが，

七折坂層下部と上部の下半部の14産地からの化入・分布していたと推測される．おそらく，最おおざっばに読みとれそうである．しかし，こ石群は一括して，大手沢植物化石群とよばれ，初のかなり明瞭な寒冷期の植生であろう．このれらの化石群の間にはかなりの層位的空白があ

約40のタクサが 知られている ． Carpinus ts-

時期は，古地磁気学的分帯結果からは，ハラミ

るので，さらに複雑な植生変化の過程がみいだ

chonoskii（イヌシデ），Corylus heterophyllavar. thunbergii （ハシバミ）， Phellodendron
amurense（ キ ハ ダ ），Menyanthes な ど が よ く
産 し ，Pterocarya paloiris や Juglans cine-

ロエベンツ直前からその直後の逆帯磁の時期にされるかもしれない．また，塔寺４〜８にいたかかると考えられる．

る化石群の年代は，段丘堆積層の年代との関係

七折坂層最上部（Ｔ 3 とＴ 4 の間）とその上位のから，最終間氷期よりは古いと考えられるが，塔寺層から産した化石群を大きくまとめて塔寺

詳細は今後の課題の一つである．

Ｍa)なタクサの層位的出現範囲とそれらの組み合わせから，図3・1に示したように，下位から上位

温帯性のタクサの存在は亜高山帯の植生そのものを示すほどではないと考えられる．

交林のような植生を示唆している．
塔寺１・２と塔寺３の化石群は，松山逆磁極期
最後の逆帯磁の時期の後半の温暖期の植生から，

URBAN KUBOTA NO.26｜17

＜会津盆地の形成―3＞せる盆地ができた．というように考えられます．

これらのことは，塔寺層堆積後に，塔寺層の分④現在の盆地

また，阿賀川から北部の地域では，丘陵のへり布する南の部分では，西の丘陵側の地域が激しにものすごい撓曲構造が発達しています．図く隆起し，東の盆地側が沈降するという運動が七折坂層堆枇後の構造運動

２・２のa-a'断面図にみるように，北端域では，行われたこと，その結果，盆地の輪郭が東側や

鈴木

いまの真鍋先生のお話のように，七折坂

地層の逆転ないし衝上断層もみられますが，こ南側にずれこんできたことを示しています．

層・塔寺層の堆積後，盆地は３度目の拡大期にの運動も七折坂層堆積直後から始まっているも中央部では隆起量が余り大きくないために，塔入り現在の盆地に引き継がれています．では，のと考えられます

寺層は東側へ緩やかに傾くという格好になってこの間にどのような構造運動が行われ，現在の一方，会津盆地の東では，七折坂層に対比できいる．そして，この運動の行われた時期は，佐会津盆地はどういう構造になっているのか．最る背中炙山層が丘陵をつくっていますが，この賀瀬川丘陵の塔寺層上部の赤色風化殻の発達状

初にその辺のアウトラインをお話しし，そのあ

丘陵は日橋川流域で一番低く（高度約200〜500

況からみて，更新世の中期後半の時期にあたるとで，吉田先生の方から，この時期の地層と地ｍ），南側は漸次高度を増しながら，頂面のそと考えられます．つまり，この頃に，現在の盆形について触れていただくことにいたします．

ろったなだらかな地形をつくっています．日橋

地の西側のへりの輪郭がつくられたと考えるこ

まず，会津盆地の西縁丘陵地域ですが，この地川の北側では，背中炙山層は猫魔火山の噴出物とができます．

域の現在の丘陵地形をみますと，阿賀川の付近（金川山火砕流堆積物など）におおわれて低い

また，阿賀川流域から北部になりますと，ここが高度約300ｍで最も低く，そこから北と南に位置にありますが，その北側になるとまた高くでは，さきに述べましたように，地層の逆転な向かって徐々に高くなっていきますが，頂面のなります．この背中炙山層は七折坂層と違い，いしは衝上断層を伴うさらに激しい断層・褶曲

非常によくそろった丘陵が発達しているという

地層の褶曲はみられませんで，断層による地層運動が七折坂堆積直後から活発に行われていま特色があります．そして地質図や断面図をみまの変形がみられます．

すが，この運動は新しい盆地形成期に，より激すと，この丘陵をつくる七折坂層以前の地層にそして，盆地東側の中央部では，塔寺層が堆積しくなったものと考えられます．というのは，は，断層・褶曲構造が非常に顕著に発達しておする時期に安山岩質の金川山火砕流堆積物が堆さきの断面図a-a'からもうかがえるように，七ります．それに対して，その上にのる塔寺層は，積しています．これは恐らく，猫魔火山起源の折坂層に不整合に重なる更新世中期〜完新世のこうした断層・褶曲運動をこうむっておらず，ものであろうといわれているものですが，いず

地層の厚さが200ｍ以上もあることが，ボーリまたその分布も，会津盆地の西のへりだけに限れにしても盆地の東側では，すでにこの頃からング試料で明らかにされているからです．した

られていて，西縁丘陵域の中にはこの地層は見新しい火山活動が始まっており，その噴出物ががってこの地域では，地質図に示される南北に当たりません．こうしたことから，会津盆地の西側へ傾くゆるい緩斜面上に堆積したわけです．

併列する断層群が，この時期に何回となく活動

西縁丘陵域では，七折坂層堆積直後に断層・褶

そしてこの噴出物の一部は，当時はまだ堆積盆

し，盆地の輪郭をきわだったものにしたことが曲運動が活発になり，その結果，西縁丘陵域がとなっていなかった現在の盆地の東部域にも流わかります．

丘陵化して，そしてその東側に塔寺層を堆積さ入したようです．このように，現在の会津盆地

一方，盆地の東側をみますと，その南部では，

図 4･1−東会津地域等重力線図

形成につながる運動は，すでに七折坂層堆積直先ほど述べたように，現在の盆地の東縁に背中<金属鉱物探鉱促進事業団．1970>

後から始まっていたとみなすことができます．

炙山層以下を切る断層が発達しています．そしS=2.2ｇ/㎝3

新しい盆地の形成て，この断層を境にして西の盆地側では，背中では，塔寺層あるいは金川山火砕流堆積物が堆

炙山層が地下約140ｍ深まで落ちこんでおりま

積した後に生じた運動は，どういう運動か．

す．しかも，その上には塔寺層相当層を欠き，まず盆地の西側を見ますと，盆地の南半部では，いきなり新しい時代の地層（盆地埋積物）をのさきの断面図c-c'にみるように，塔寺層は急傾せていることが，ボーリング試料によって確か

斜して盆地側に傾いて突っ込んでいて，50度かめられています．ですから，この塔寺層堆積直ら60度ぐらいの急角度の撓曲構造をつくってい後に行われた断層運動に伴って，盆地の輪郭もます．ところが盆地中央部の阿賀川筋の南の地

またこの線まで拡大したものと考えられます．

域では，断面図 b-b' にみるように，盆地側に次に，金川山火砕流堆積物が堆積した中央部か緩やかに傾斜する形になっていて，撓曲構造をらその北部にかけてですが，ここでは，運動のつくっておりません．

形態に幾分異なった様相があらわれます．猫魔

そして，この南部と中央部との構造を分ける境

火山の西麓域から盆地の北東部にかけては，背

さ

が

せ がわ

目のところに，佐賀 瀬 川 丘陵という丘陵があり中炙山層の分布状態からみて，全体として東側ます．これは，盆地面との比高が50〜60ｍの台が隆起し，西の盆地側に向かって緩く傾きなが地状の丘陵ですが，そこに分布する塔寺層の上

ら沈みこむという運動が，背中炙山層堆積後も部は，すごい風化を受けており，赤色風化殻が行われたと考えられます．さらにこの地域には，厚く発達しているのです．

更新世後期の堆積物が何段かの段丘として残さ

URBAN KUBOTA NO.26｜18

れ，地表に露出しています．これらのことから，

現在の盆地埋積堆積物が最も厚く堆積している域の段丘について一瞥します．

最初，東側に幾分拡大した新しい盆地が，その地域とは一致しません．その地域では，古盆地

会津盆地の中央部から阿賀川が西へ流れ出た丘

後縮小し，それがまた拡大し縮小する，という時代の地層は余り発達せず，中新統中・下部の陵地域には，大きく分けると６段の段丘が発達状況を読みとることができるのですが，段丘の地層が比較的浅いところにあるように考えられし，それらは，高い方から，長井０面，長井Ⅰ

存在はまた，この地域が全体として傾動的な隆ます．また，盆地の北部にも，いくらかローの面，Ⅱ面，Ⅲ面，Ⅳ面，Ⅴ面と区分されます．

起傾向にあることをも語っているわけです．

目玉がありますが，これは恐らく，さきに述べ

長井０面は浸食面で堆積物はみられませんが，

現在，金川山火砕流堆積物は，盆地との比高がました新しい時期にかかわる沈降運動と対応し

長井Ⅰ〜Ⅴ面には，それぞれ多少とも堆積物が100ｍ以上もあるかなり高い台地状の丘陵をつているのでしょう．そして恐らく，これらの沈発達し，長井Ⅰ層，Ⅱ層，Ⅲ層，Ⅳ層，Ⅴ層とくり，その表層部では赤色風化殻の発達がみら

降中心部に向かって，大沢層や背中炙山層などよばれます．長井０面は，河床面と約90ｍの比れるわけですが，この100ｍという高さは，あが盆地の東部から西へ緩く傾き沈みこんでいる

高を有する平坦面で，先ほど鈴木先生のお話にながち火山性堆積物という性格だけによるのでのでしょう．なお，盆地西側の丘陵や山地部でありましたように，赤色風化殻が厚く発達してはなく，この地域が隆起傾向にあるためと考え

等重力線が高く濃密なのは，この地域に先第三いる塔寺層の上面に対比されます．長井Ⅰ層，られます．この丘陵の北側にも金川山火砕流堆

系基磐岩類や厚い中新統中・下部層などが分布

Ⅱ層，Ⅲ層が更新世後期の段丘堆積物，長井Ⅳ

積物は分布しますが，ここではかなりの浸食をするためと考えられます．

層とⅤ層が完新世（沖積世）の段丘堆積物です．

うけ最終氷期後半ごろの泥流堆積物でおおわれ

段丘形成期の地層と地形

各段丘の河床面との比高と層厚をみますと，長

ます．

吉田

いま鈴木先生からお話のありましたよう

井Ⅰ層は比高40〜50ｍで層厚10ｍ，Ⅱ層は比高以上のように，盆地東側の中央部からの盆地のに，更新世中期の後半から現在の盆地に引き継25〜35ｍで層厚15ｍ，Ⅲ層は比高15ｍで層厚３北東部にかけては，大きくいえば背中炙山層堆がれる新しい盆地が形成されてきます．この時〜４ｍ．Ⅳ層の高位沖積段丘は比高10ｍで層厚

積後，東側が隆起し，西側へ緩く沈みこむ傾動期以降になりますと，隆起傾向にある盆地周辺

１〜２ｍ，Ⅴ層の低位沖積段丘は比高４ｍで層運動の軸部の位置が変化することによって，盆の地域では，河床などに堆積した地層は段丘面

厚約１ｍです．

地の輪郭が左右されているとみなすことができとしてその地形的特徴をとどめ，また古い段丘

これらの段丘はすべて河成段丘で，主として砂ます．

ほど高い位置を占めることになります．一方，礫が堆積しているわけですが，Ⅰ層やⅡ層では最後に，盆地の南縁ですが，ここには盆地の形沈降傾向にある盆地域では，その堆積物は地下堆積物の厚さが10〜15ｍにも及び泥層や泥炭も成にかかわる堆積物や地形的な特徴がほとんどに埋積されてしまいます．盆地周辺におけるそみられます．ですから，これは川が削った上にありません．入り組んだ谷を埋めているのは，うした段丘堆積物の分布は，さきの地質図にそ相当の厚さの堆積物をためこんでいるわけで，ほとんどが小規模の沖積層で，いわば陸上におの大略が示されておりますが，それらの形成時

そのためこむときには，河床面も相当の広がり

けるリアス式海岸のようなところです．

期を示したものが表２・１の第四系対比表です．

をもっています．そのことがよくわかるのは，

以上が，会津盆地の形成にかかわる運動のアウ

この表には，現河床面との比高，堆積物の層厚，塩坪付近の段丘の分布です．図４・２にみるよ

トラインです．このように，現在の盆地の輪郭

堆積物上部の赤色風化殻の発達の度合いなどをうに，長井Ⅰ面の分布範囲が当時の河床面で，の大よそは，塔寺層や金川山火砕流堆積物の堆も示してあります．

これは相当に広い．その後，この堆積面が隆起

積直後の運動によってでき上ったと考えられま＜西側丘陵域の６段の段丘と隆起運動＞したために，次のⅡ面は，長井Ⅰ層の堆積したす．その後は，盆地域の沈降と周辺の丘陵・山ところで盆地周辺で，高位から低位まで，段丘

谷底（長井Ⅰ面）をさらに削って，新たにつく地域の隆起という運動を基軸としながら，盆地がそろってよく発達しているのは，阿賀川の川った一段低い谷底（河床）に堆積物をためこん

域の多少の拡大と縮小をくり返しながら現在に筋の丘陵地域です．それでまず最初に，この地でつくられます．そしてこれがまた隆起するた

いたっていると考えられます．

図 4･2−塩坪の段丘群＜吉田，原図＞

盆地の地下構造と等重力線図
盆地周辺を含めた地下の構造については，図４・１の等重力線図からもある程度うかがうことができます．
この図を地質図と見比べてみますと，等重力線
図で一番ローの部分は，阿賀川流域から南部にかけての盆地の西縁部にあることがわかります．
そして，実はこの地域こそ，七折坂層や塔寺層だけでなく，それ以前の藤峠層や和泉層などが最も厚く発達しているところで，いわば会津盆地の凹みの目玉の部分にあたります．ただし，この地域の塔寺層は比較的浅いところにあり，

URBAN KUBOTA NO.26｜19注１＝この区分と，35ページ，図２＜会津盆地地形分
類図＞における地形面区分とでは，分布の上でかなりの違いがありますが，ほぼ次のように対応します．
高位沖積段丘面は，35ページ図２の中位面Ⅰ,
低位沖積段丘面は，35ページ図２の中位面Ⅱ，
氾濫原は，35ページ図２の低位面ⅠおよびⅡ，
更新世後期の段丘面は，35 ページ図２の高位面．

めに，次のⅢ層は，Ⅱ層の堆積した谷底をさら深沢層は，金川山火砕流堆積物を不整合に覆い，布の広いのは主として４つの地域に限られます．

に削って，一段低い谷底に堆積物をためてでき

比高30ｍ，層厚は20ｍに及びます．堆積物は砂

北の方では姥堂 川の出口にあたる関柴の周辺，

る．こうした経過を経て，現在みるような６段や泥が主体になり，ときに泥炭を挟みます．下

東側では 翁 島 火山泥流堆積物の前面，西側ではの段丘がつくられてきたわけです．

部や中部の泥炭層からは寒冷系の植物化石が産

佐賀瀬川の出口の丘陵域の前面，もう一つは南

また阿賀川は先行性の河川ですから，周囲の隆出しますが，実は最近，下部の泥炭層の 14 Ｃ年

西側の宮川沿いの高田の周辺．この４つの地域

起量に見合った侵食力をたえず働かせています．

代が3万7,180±2,650年Ｂ．Ｐ．（Ｇak-10976b）

で高位沖積段丘の発達が著しいという特徴があ

そのために隆起と共に起伏量も大きくなる．地であることがわかりました．ですから，この泥ります．この高位沖積段丘面は，約5,000年前

形そのものが険しくなってきているわけです．

炭が最終氷期に堆積したことは明らかです．とに降下堆積した沼沢降下軽石層でおおわれていそして，Ⅰ層およびⅡ層の堆積物がかなり厚く，

ころが，この泥炭層の下位に約３ｍほどの厚さます．それに対して低位沖積段丘は，盆地北半

Ⅲ層〜Ⅳ層の堆積物が薄いことは，後の時期ほの泥層があるのですが，この層からはエゴノキ，

分のほぼ大部分の地域に発達しています．一部

ど隆起傾向が強まったことを示しています．

ツゲ，クルミなどの温暖性の植物化石が産出しでは，こ段丘面をつくる地層中に沼沢降下軽石

なお，完新世の中頃の約5,000年前に，只見川ます．つまり，深沢層は温暖期に地層の堆積が層が挟有されているようです．また氾濫原は，上流の沼沢火山が爆発的な噴火を行ない，その始まっているわけで，この温暖期というのは，南半分の阿賀川（大川）流域に大きく広がってとき噴出した軽石と火山灰とが只見川沿いに大最終氷期中の亜間氷期（ゲトワイゲル亜間氷期）いるというかたちになっています．

量に流下してきています．それは，柳津付近まであろうと考えられます．

盆地の埋積堆積物

では火砕流として流下し，ほとんどの段丘面を

長井Ⅲ層の相当層は，部分的にせよ盆地縁辺部

なお，盆地下の埋積堆積物については，まだ十おおって堆積していますが，それより下流では，のかなり多くの地域でみることができます．盆

分な試料がなく，まとまったことをいえる段階

流水で運ばれた軽石と火山灰・いわゆる沼沢軽地西縁では，北部，中央部，南部に，東縁ではではないのですが，現在までに明らかにされて石質砂層がかなり高い段丘（長井Ⅱ面）をもお

猫魔火山の西麓を含む中央部に，また盆地東南いることを述べておきます．

おって堆積しました．こうして阿賀川筋では，縁にも小規模ながら分布します．段丘の比高は会津盆地では，これまでに100〜160ｍ深の多く

袋原を経て小田高原までの長井Ⅱ面〜高位沖積

一段と低くなり，沖積面との差も僅かになっての深井戸が掘られていますが，信頼できるコア

段丘面が，この軽石や火山灰に覆われています．

きます．堆積物は，いずれも砂や礫が多く，中は数が少なく５本ぐらいしかありません．そのしかし，盆地内までは入ってきておりません．

に泥炭が挟まれます．西縁の立石田段丘では，柱状図を図４・３に示します．そうしますと，＜盆地縁辺部の更新世後期の段丘堆積物＞

盆地側に向かって次第に低くなり，やがて沖積

盆地西部のｃ地点では，比較的浅い40ｍ深ほど

次に盆地縁辺部の段丘とその堆積物をみてみま

面下にもぐりこんでいますから，これが扇状地のところで塔寺層に達しますが，中央部から北す．縁辺部では，長井Ⅰ層に相当する段丘堆積

うばどう

おきなじま

性の堆積物であることがわかります．なお，対部のｂ地点やａ地点では，160ｍ深でも基盤に物は館 層だけで，その分布も北縁から北東縁に比表にある米田Ⅰ層は，高位沖積段丘の米田Ⅱ達しません．両地点とも層相は，わりに軟質の限られます．他の縁辺部では，この相当層は地層に覆われて盆地のへりに顔をのぞかせている

礫・砂・泥からなりますので，この地域の埋積表では見当たりませんから，これらの縁辺部はだけなので，地質図には示されておりません．

堆積物の深度はかなり大きいように思われます．

隆起傾向にあったことがうかがえます．この段

この立石田層や米田Ⅰ層中の泥炭のなかには，先ほど鈴木先生のお話にありましたように，等丘の比高は大きいところで55ｍですが，盆地側

トウヒとかチョウセンマツなどの亜高山帯の針

重力線図のローの目玉の出る地域では埋積堆積に傾き，盆地との境界付近では盆地面下に没入

葉樹の植物遺体が多く含まれ，その泥炭中の木物はそれほど厚くなく，塔寺層は比較的浅いとたて14

しています．堆積物は大きな礫や砂を主とし，片の Ｃ年代が，2万8,000〜1万8,000年Ｂ．Ｐ．

ころにあるようです．ただ，いずれにしても，層厚は10〜15ｍ，背中炙山層を不整合に覆いまであることが明らかにされています．したがっ

塔寺層堆積後，盆地の中央部から北部では盆地

す．この地層からは化石などの試料が出てこなて，長井Ⅲ層を堆積した時代が最終氷期後半の下に160ｍ以上の陸成層が堆積していることはいのですが，礫そのものがくさり〜半ぐさり状

寒冷期にあたり，この時期に盆地の輪郭は現在

間違いありません．

で，いくらか赤色風化がみられます．こうしたとほぼ同じになっていたことがわかります．

それに対し，盆地の東部〜南部のｅ地点及びｄ

状況と地層の上下関係から，館層の堆積時期は，＜盆地の沖積段丘と氾濫原＞地点では，約140ｍ深で背中炙山層に達し，こ最後の間氷期に相当するものと思われます．

最後に盆地面ですが，盆地内の地形を大きくみ

こでは砂礫を主とした地層が堆積しています．

次の長井Ⅱ層に相当する段丘は，縁辺部にはほますと３つに区分することができます．沖積面

また最近，会津若松市の市街地の東部で，20〜

とんど分布しませんが，少し離れた丘陵域にはは高い面と低い面とに分かれ，低位の沖積面か30ｍ深のボーリングが数本行なわれました．そいくつかの地域に分布しています．盆地東部のら１〜２ｍほど低いところ（場所によっては差の結果によると，沖積層と考えられる砂礫層は

猫魔火山西麓域に深沢層，盆地西部の丘陵域でのない地域もあります）に，現在の川筋に沿っ４〜５ｍの深さ（厚さ）までしかなく，その下は田沢川上流に入田沢層，盆地東南部の丘陵域て，主として砂礫からなる氾濫原が広く分布す

位には泥・砂・礫などの互層状の地層が不整合では阿賀川（大川）流域に南原層が分布してい

る．こういった３つの地形面がみられるわけでに堆積しています．この地層には泥炭質の部分ます．これらの段丘堆積物の上部は，いずれもす(注１)，このうち高位沖積段丘面は，低位沖積も多く含まれ，それらの花粉分析を行いますと，

弱い風化殻がみられるのが特徴です．

段丘面から２〜４ｍぐらい高いところにあり，分寒冷気候を示す群集が検出されます．ですから

URBAN KUBOTA NO.26｜20

この地層は，最終氷期後半の寒冷期のものと考

図 4･3−会津盆地の深井戸柱状図<鈴木・真鍋・吉田，1977>

えられます．同様のことは，坂下町の阿賀川河床の掘削工事でも明らかになっています．こうしてみると，盆地内の沖積層は以外と薄いところが多いようで，沖積層がかなり厚いのは阿賀川（大川）流域の氾濫原の地域でしょう．
なお，盆地の埋積堆積物と段丘の高さを，日橋
川〜阿賀川沿いの東西断面で投影してみますと，
図４・４のようになります．沈降する盆地と隆起する丘陵域という２つの地域の対比がこの図には，鮮やかに示されています．
盆地と自然災害編集

盆地内の氾濫原はかなりの面積ですね．

鈴木

南からの大川や鶴沼川，北からの 濁 川ぞ

にごり

いの氾濫原はかなりの規模です．盆地からの流出河川は西縁の阿賀川だけしかありませんから，
降雨量が大きいときには排水が停滞し，盆地内の低所で洪水や氾濫を生じ，砂礫や土砂を堆積するのです．そのため，河川の流路もいくたびか変っています．
また，約5,000年前の沼沢火山の噴火の際には，只見川や阿賀川の峡谷部では，大量の沼沢軽石流とその二次的流出物の流下堆積によって一時的なせき止めが生じています．そのため水位が上昇し，長井Ⅱ面の段丘までがこの堆積物におおわれていますが，水位の上昇は，会津盆地内の低所にも及び，一時的にせよ，かなりの規模の沼湿地をつくっております．
なお盆地内の低位段丘や氾濫原では，1964年の新潟地震の際に，家屋の倒壊，地割れ，噴砂などを生じ，地震に弱い性格を示しています．さらに，盆地と東西両側の丘陵域との境界には，第四紀をつうじてたびたび運動している断層・
撓曲・逆転などの活構造が発達しているところが多く，こうした地域では，ときに内陸型の地震が発生します．慶長八年（1611年）の会津地

図 4･4−阿賀川〜日橋川(大谷川)ぞいの段丘等の投影断面図<吉田，原図>震では，このような地域で大きな被害が生じています．しかも，こうした地域は急傾斜地が多く，固結度の弱い礫岩・砂岩・泥岩などの互層状の地層が分布するので，山くずれなども発生しやすいのです．他方，グリーンタフを主とする山地や丘陵の地層中には，水を含むと滑動しやすくなる粘土鉱物゛ベントナイト "をはさむ場合が多く，とくに西側の丘陵地にはこうした地層が原因となって地すべりや山くずれなどを発生させやすいところが多いので注意する必要があります．

URBAN KUBOTA NO.26｜21

⑤猪苗代盆地の形成

います．背中炙山層は，石英安山岩質の火砕流の断層に挟まれた地域が落ちこんだことは間違堆積物を主とする地層で，背中炙山以南では，いありません．
（表５・１では，盆地域の落ちこ

猪苗代盆地の形成については，多くの人

頂面のよくそろった台地性の丘陵をつくっていみは，古磐梯火山の活動前にいくらか生じてい々により長年研究されてきましたが，非常に複ます．この地層が堆積したときは，先ほどの真るものと考えました）

雑なところで，いまだに確定的な回答が出てい鍋先生のお話にありましたように，猪苗代盆地

そして，そういう多少落ちこんだ地域の北部で，ないのが現状です。そのことをまずお断りいたの地域は後背山地として侵食をうける状況にあ

古磐梯火山の火山活動が始まります．その活動しまして，私どものグループによるこれまでのりました．

が始まる時期，表５・１の対比表に示してある

中間的な研究結果（鈴木ほか，1982）にもとづところで，背中炙山の東側には，図５・１で②

古磐梯火山の古期溶岩（土町 層・見 祢 山 層）のき，それに少し新しい知見も加えて簡単にお話と記した背中灸山断層と呼ばれる，南北方向の堆積が開始された時期は，更新世の中期と考えしします．さきに会津盆地のところで申しまし

東側落ちの断層（落差最大150ｍ）があります．

られます．土町層と見祢山層は溶岩を主とする

たように，猪苗代盆地は，会津盆地とは違いまこの断層は，南の方で北西―南東方向の断層を地層で，これが古磐梯火山の山体をつくっていして脊梁山脈のなかに位置する盆地です．そし伴っていますが，これもやはり北東側落ちの断るわけですが，土町層には局地的に泥炭層も挟てこれは，猪苗代湖を抱えている湖盆ですが，層です．したがって，この２つの断層と川桁断まれており，間に何回かの休止期間をおきなが

その湖盆の形態は，南北に細長い三角形の，い層に挟まれた地域が落ちこんでいて，この落ちら火山体は成長しております．赤埴 山や櫛ケ峰

わゆる地溝状の盆地です．

こみの内側に猪苗代盆地があるということになの大半が古磐梯火山にあたり，この地層は，そ湖盆の東側は，先第三系基盤岩類と中新世のグります．この２つの断層は，川桁断層に比べれの南麓域で地表に露出しています．こうして恐リーンタフの地層が非常によく発達している川ばその規模は小さいのですが，背中炙山層を切

らく，土町層や見祢山層堆積後の時期には，猪桁山地で，その山地と猪苗代盆地は，川桁断層っておりますから，この断層の活動は，当然，苗代平野から湖の北部は，古磐梯火山の広大なで境されております．この断層は，南北方向の背中炙山層堆積後ということになります．

山すそを形成し，すでに侵食をうける地域にな

西側落ちの断層で，数100ｍ以上の落差をもちでは，その断層運動がいつ行われたか，というっていたものと思われます．

顕著な断層崖が発達しています．図５・１の①ことになりますが，残念ながら，これを特定すところがその後，更新世後期の約８万年前頃に，の断層がそれです．

る直接の試料がありませんで，この断層運動のこの古磐梯火山のある範囲が爆発的な噴火によまた，猪苗代湖の西側と南側には，中新世のグ時期に１つの問題が残っているわけです．ただって吹き飛ばされてしまう，そういった火山活

リーンタフを主とする地層と，それを不整合にいずれにしても，ある時期に背中炙山層を切る動が行われたらしく，その産物が 翁 島 火山泥流

覆って更新世前期の背中炙山層がよく発達して２つの断層と川桁断層の運動によって，これら堆積物です．そしてこの翁島火山泥流堆積物が，鈴木

表 5･1−猪苗代湖周辺地域の第四系対比表<鈴木・真鍋・吉田・中村・中馬，1982，一部改訂>

はにまち

み

ね やま

あかはに

おきなじま

猪苗代湖の北西側地域にあった会津盆地へとつながる谷部を埋めて堆積します．その結果，湖盆の低い部分に水がたまり始まったらしいのです．現在，猪苗代湖の湖底地形には，湖の西部や南部で，深度−20ｍから−60ｍ付近のところにおぼれ谷の地形がみられますが，−20ｍのところが当時の湖水面を示しているものと推測されます．というのは，この時期あるいはそれ以前の湖成層はまだ確認されていないからです．
ただ湖周辺の一部の谷部では，このせき止めに
よって地層の堆積が始まったことがわかっております．さきの対比表には，湖の北西地域に赤井層，西部地域に原層という地層が示されていますが，この地層の下部は沼沢もしくは氾らん原の層相で，これらの地層は，この火山泥流堆
積物のせき止めによって生じたものと考えられます．
その後，最終氷期の中頃の約５万年前頃に，再び古磐梯火山の南西側地域で大爆発が生じ，火づ なし

山泥流が流出します．それが頭無 火山泥流堆積物です．この堆積物は，一部は翁島火山泥流堆
積物を不整合に覆いますが，主体は湖の北西側

URBAN KUBOTA NO.26｜22

に広がっており，この結果，再び湖水面が上昇

動による火山泥流が流出しています．それが琵かであることは間違いありません．こうして図し，湖域は最も拡大する時期に入ります．

琶沢火山泥流で，これが東南麓に流れて長瀬川の③の位置には，数10ｍほどの落差をもつ断層

その拡大した湖域を証明する試料は，対比表にを東側へ移動させております．そして1888年が存在する可能性が強まったのですが，それと示されている地層と，それに含まれている珪藻（明治21年）には再び爆発的噴火活動が起こり，同時に，この推定断層の活動時期が新しい問題

群集などの化石群です．対比表に示されている

小磐梯の北半部が吹き飛ばされます．このときを提起することになりました．

の火山泥流は北部に流れ，北麓地域ではこの堆柱状図の73ｍより下位は古磐梯火山の古期溶岩

部の山 潟 層の下部や南部の湖南層の下部，こう

積物のせき止めにより，桧原湖，小野川湖，秋に相当する地層で，間に５ｍの火山泥流堆積物

いった地層には多くの浮遊性の珪藻の化石も含

元湖，五色沼などの多くの湖沼がつくられます．

を挟んで，それが120ｍ以上の深さまで続いてまれていて，それらがかなりの水深に堆積した

だいたい以上が，数年前に私どものグループがいます．そして，下部の溶岩の地層には，礫，湖底堆積層であることを示しているからです．

まとめた中間的研究段階での結論です．

砂，泥などを一切含んでおりませんから，当時，また，先ほど触れました赤井層や原層でも，こところで，図５・１には③の記号を付した推定

少なくとも猪苗代盆地の西部や北部域は，砕屑の時期から湖の地層に移り変わっていることが断層があります．これは，翁島丘陵の東縁を限性の堆積物をためこむような環境にはなかった

確かめられています．

る伏在推定断層で，この線を境にして地形・地ことがわかります．つまり，古磐梯火山の山す

この時期の湖の範囲は，図５・１のように復元質が急激に変化しているので，ここには南北性そとしていくらか高い位置にあったことが推定され，湖からの流出河川は大谷川上流の谷部がの断層があるらしいと推定されたものです．そできる．それが，火山泥流堆積物を堆積した後推定されます．大谷川への流出口付近には，湖してこの断層に対する問題意識もあって，ついに，さきの断層の活動によって落ちこんだ可能岸段丘が発達していますが，この湖岸段丘の高最近，この断層のすぐ東側の図のＡ地点で120性も考慮せざるを得なくなった．そういう問題

さから当時の湖水面を推定すると，少なくともｍのボーリングを行いました．その柱状図が図が出てきたわけです．ただ，いずれにしても，530ｍ以上，最上位の平担面が湖岸段丘とすれ５・２です．

③の推定断層の南方への延長がどうなるのか．

ほうせいじり猪苗代層の下部，法正 尻 層の下部，あるいは東
やまがた

ば，湖水面は540ｍ以上ということになります．

そうしますと，湖成層は深度60.5ｍまでで，そ

古磐梯火山の溶岩類が湖の底でどういう状況にこの広大な湖は，その後，周辺域から泥とか，の最下部の泥層は，赤井層や原層中の頭無火山あるのか．創世時の猪苗代湖の地層がどのよう砂とか，礫などが運ばれて埋められていくわけ

流堆積物の堆積後の泥層と同時期のものらしいに分布しているのか．その辺のことが全くわかですが，その埋積域の最も広いのが北部の猪苗のです．そして深度60．5ｍ〜73ｍのところからっていません．そうしたことは，すべて今後の代平野です．しかもこの地域では，堆積物の量は火山性の泥流堆積物が出てきます．これは，問題として残されていることを申し上げて，私も他の地域と比べてぐんと多く，一番厚いとこ

翁島か頭無かは確定できませんが，そのどちらの話を終わりたいと思います．

ろで100ｍ，薄いところでも50〜60ｍという膨

図5･1−最も拡大した時期の猪苗代湖

大な量の堆積物を非常に短い期間にためており

図5･2−野口記念館南側抗井(深度120ｍ)の柱状図<鈴木，1984>

ます．とくにＡＴ層準（姶良火山灰）が深さ
40〜46ｍぐらいのところに出てきますから，約２万年前頃から現在までの間に，40〜46ｍという厚さの堆積物がたまったわけであります．西側の泥流丘陵地域には，このような厚い地層はみられません．そういう非常に特徴のある地域
が猪苗代平野ということになります．
この広い湖は，最終氷期末の約２万年前頃までのかなり長い間続いていたようですが，その後，
日橋川の谷が急速に侵食され開析されていったものと思われます．こうして湖からの流出河川が日橋川に移り変わるとともに，湖水面も段階的に低下してきます．日橋川の河谷には，顕著なものとして完新世の２段の河岸段丘が認められ，それらは湖周辺の中位及び低位の湖岸段丘に対比されております．
一方，最終氷期末の約２〜３万年前頃から，大<鈴木・真鍋・中馬，
1986>

磐梯や小磐梯などの山体をつくる新磐梯火山の活動が始まっていますが，完新世に入りますと，1300年ＢＰ（７世紀初め頃）に爆発的噴火活

URBAN KUBOTA NO.26｜23

⑥東北地方における第四紀火山と火山体基盤のでは，その50近い火山が東北地方のどこに分布に宮城と山形の県境の舟形火山と山形県の葉山，

垂直変動との関係しているかといいますと，第１は脊梁山地（山肘 折 ，月山という火山をみますと，山形盆地を脈）です．いわゆる東北脊梁山地を基盤としてうまく避けるようにしてほぼ東西に並んでいる

分布するものが約80％で，これが一番多い．普のが目につきます．ですから，火山が分布しな通，那須火山帯（火山脈）と呼ばれている火山

いところとしては，まず第一に盆地がある．次Ⅰ火山の分布状況からみた盆地の深部構造
東北地方における火山の分布域と非分布域

ひじおり群です．第２番目は，出羽丘陵を基盤とする火に，秋田平野，庄内平野，新潟平野，そういう会津盆地のような盆地のところにはなくて，脊山のグループで，これが16〜17％，鳥海火山帯

海岸平野にも火山がありません．それにもう一

梁山脈のような高いところに出てきます．この（火山脈）と呼ばれています．最後は，男鹿半

つ，海なんですが，北海道の沖合ですと，渡島

生出

東北地方では，だいたい第四紀の火山は，

かんぷう

め がた

背景にある問題を，本日は，２つの観点から，

島にある寒風 と目 潟 ，これは男鹿隆起帯の上に大島と渡島小島の火山があるんですが，東北地難しい議論は抜きにしてお話ししてみたいと思出てくるもので２つだけです．このように火山

方の沖合には火山はありません．ただ，将来発います．

は，新しい時代の隆起帯上に多く分布していま見される可能性もありますので，これは括孤つ

その１つは火山の分布という観点からです．東す．

きの火山のないところです．とにかく確定的に

北地方には，どなたでも知っているように，活図6・1は，こうした火山の分布状況を示したも火山の分布しないのは盆地と海岸平野．したが火山と死火山を合わせて約50近い第四紀の火山のですが，この図によって，逆に火山の分布しって，こういうところをどうして火山が避けるが存在します．50近いという表現ですが，これないところをみてみます．ただし，那須火山帯のかという問題が出てくるわけです．

は，つい最近発見された火山もあるし，また秋の東側の限界を結んだ線をフロントといいます

なお，火山が盆地や低地帯を避けるということ

田県の田沢湖のように，どうみても火山性の凹が，いまは一応，フロントの外側をはずして考は，これは東北地方だけではありませんで，北地としか考えられないものが，その積極的証拠えます．

海道の場合も同じです．また，カムチャッカもを示せと言われると，示すことができない．そそうしますと，まず横手盆地，新庄盆地，山形

そうで，ここは，東北地方と同じように火山帯

ういうものもあるので確定した数字ではなく，盆地，米沢盆地，そしてご当地の会津盆地，こが２列になっていて，その真ん中に中央低地帯

50近いという表現の方がよいわけです．

ういうところは火山がうまく避けています．特が走っているのですが，あちらの専門家の説明

図6･1−脊梁山脈と出羽丘陵の地質構造概略図<北村(1974)の図に補筆>

図6･2−東北地方における第四紀火山の線状配列
大量の酸性火砕物をともなう火山体●酸性火山岩だけの火山体
マルの大きさは火山体の規模の概略を示す
1恐山 2八甲田 3岩木 4十和田
5八幡平 6寒風 7岩手 8秋田駒ヶ岳
9田沢湖 10焼石 11鳥海 12栗駒
13鬼首 14鳴子 15月山 16船形
17蔵王 18吾妻 19安達太良 20磐梯21沼沢沼 22那須 23燧岳 24高原
25男体 26赤城 27榛名
一般に火山の分布を単に火山帯としてとらえる傾向か強いが，仔細に見るなら，それは決して単純な帯としてあるものではない．
火山分布の基本的形状は線状配列であって，東北地方の場合，図に示すように，それは互いに規模の異なる３つの線状配列の組み合せとして存在する．
第１は那須火山帯（脈）に相当し，３つのうちで最大の規模を有し，東北脊梁山脈を基盤として東北地方を縦断的に走っている．
これを仮に一次配列とする（図のⅠ）．
第２は，一次配列に対して斜交的に，しかも雁行状に配列するもので，その延びは平均70〜100kｍである．これを仮に二次配列とする（図のⅡ）．
第３は，二次配列に斜交するもので，３つのうちで規模が最小である．これを仮に三次配列とする（図のⅢ）．
これらの線状配列は，脊梁山地の構造単元
やそれらの配置関係と密接に対応しているが，とくに一次配列は島弧に平行に島弧大の規模で出現する．
鳥海火山帯は出羽丘陵を基盤とする火山によって構成されているが，火山の分布密度が低いため明確な一次配列を形成していない．しかし，同一の島弧に関連して２つの平行な一次配列が出現する典型的な例はカムチャッカの火山分布に見ることができる．

URBAN KUBOTA NO.26｜24

によると，この低地帯というのはいわば第四紀

もう１つの問題は，盆地の下部にはマグマの上の堆積盆地であって，現在堆積作用が進んでいってくる通路がないということです．せっかくるところということであります．

マグマができても，それが上ってこなければど(ロ)マグマの上る通路（深部断裂）がない．

さて今度は，火山の配列状況から推しはかって，うにもならない．普通，マグマが上るのには割という２つの条件が，片方あるいは両方とも満火山が分布してもおかしくないところを幾つかれ目，通路，すなわち深部断裂が必要です．でたされているということです．最初にお断りしあげてみます．図6・2で那須火山帯の火山を南は，マグマが地表に上昇するときには，一体どましたように，本日は難しい議論は全部省いてから北へずっと追っていきますと，配列の密度

うやって上昇するかということになりますが，います．

からみて，八甲田と恐山の間がちょっと飛び過実は，これは火山学で一番難しいところなんで火山の分布域と非分布域の深部構造

ぎています．だからその間のむつ湾に，もう１す．ごく平たくいって，浮力で上るという考えしたがって盆地構造の根―これは非常に俗な

つか２つ火山があってもいい（笑）．また，恐方があります．周りはかたくて密度が高い．そ表現でまずいんですが，盆地の発生と直接につ山と北海道の恵山の間も大分飛んでいて，このれに比べると，マグマは溶けたものだから相対ながりを持つその下部構造という意味で根とい間の津軽海峡にも，少なくとも火山が１つはあ的に密度が低い．重いものにかこまれて軽いもう表現を使っているのですが，それはかなり深ってもいい．那須火山脈という脈が通っているのが一緒にくっついていると，それがすきあらい．というのは，マグマが発生できるかできなにもかかわらず，なぜこういう凹所を火山は避ば上っていく．そういう浮力で説明しようとすいかという条件にかかわってくるわけですから，

けているのか．

る考えがあるんですが，あれだけ重いものが重これは相当深い．

ある地域に火山が分布しないことの理由

力に逆らって上昇してくるのですから，それだ

そして，マグマの通路というものを考えると，そこで，火山がなぜある特定の地域を避けていけではとても説明し切れない．しかも，割れ目

盆地の底には深部断裂はなく，隣接する火山のるのかということを考えてみますと，これにはといったって，どうぞお通りくださいとパカッ

分布域にはこれがある．したがって，盆地をつ２つの問題があろうかと思います．

と開いているわけじゃないですから，相当窮屈くっている周辺の断層は，地表の細かい断層をうわ(イ)その下部（マントル上部）でマグマが発生し得ない．

抜きにすれば，少なくとも深部断裂は，その深１つは，その地域の下部では，マグマが発生しです．そこで，マグマが上昇するためには，上得ないということです．普通マグマは，地表か

向 の圧縮力がどうしても必要だという考え方がさまで根を張っていないとつじつまが合わない

らは70〜80kｍ以上の深さのマントル上部で発出てくるわけです．それから，その両方の考えということです．しかも，この深部断裂は，垂生するのですが，ここの条件が火山の発生する方を取り入れながら説明しようとする立場もあ直にできている．

地域のそれとは異なっている．マントル上部のりまして，マグマの上昇機構の問題は，大変にすなわち，盆地の縁を画する断層，少なくとも物理・化学条件が違うということです．先ほど難しい．

深部断裂は，直立したような形で，しかも深く触れましたフロントの外側にも火山が分布して

ただし，マグマが斜めに上るという話は一度も深く，マグマの発生条件が問われるようなとこおりませんが，一般に火山学者は，そこに火山聞いたことがなく，これは垂直に上るんです．

ろまで根を張っているに違いない，ということがない理由として，そこの深部ではマントルがマグマが垂直に上るというのは，日本をはじめ，です．そのことを１つの模式図として描いたの溶けるために必要な温度条件が満たされていな

ハワイやソ連の火山など，いろんなところで実が図6・4であります．

いから，というわけです．盆地の下部について証されています．

以上が，火山の分布という観点から浮かび上がも，マグマの発生条件が満たされていないと見したがって，盆地の底に火山が分布していないってきた盆地および火山の深部構造の姿です．

るわけです．

という，そのことが意味するものは，

むき

図6･3−日本における主な第四紀火山に関する基盤の高度，時代および岩質

図6･4−地殻断面と火山の立体的分布との関係

URBAN KUBOTA NO.26｜25

Ⅱ火山岩におけるＫ2Ｏの挙勧と火山体基盤

西高東低―フロントからの距誰とＫ2Ｏの挙動―が示されていますが，西吾妻は棚倉破砕帯方向，那須火山帯におけるＫ2Ｏの一般的傾向

第２に，Ｋ 2Ｏの挙動は，フロントからの距離を東吾妻は脊梁方向の隆起軸の基盤の上に乗って第２の観点は，これは昔から火山の研究ではよ非常に敏感に反映します．このことは，すでにいます．安達 太良 はちょっと微妙な位置．とこく行われている方法なんですが，火山岩に含ま

古くからわかっているのですが，那須火山帯とろが磐梯は，完全にズレていて基盤の落ち込んれているＳiＯ2とＫ 2Ｏの比率，そのＫ2Ｏの挙動

鳥海火山帯のＫ 2 Ｏレベルを比べますと，非常だ方向にあり，猫魔となると，もっと外れてしを調べますと，それが火山の性格や基盤に関連に分離のいい西高東低になります．図6・6がそまいます．言い忘れましたが，猫魔以外はみなしてかなりはっきりした振る舞いを示します．

れで，鳥海及び月山などの日本海側の鳥海火山

活火山です．

それで，この方法によるとどういうことがわか

帯の方が高く，栗駒，蔵王，吾妻，那須などのさて，先ほど言いましたように，Ｋ2Ｏの挙動

るか，ということです．ちなみにＫ 2 Ｏは，マ

太平洋側に近い那須火山帯の方が低い．このよは，フロントからの距離が問題になります．そグマが発生したときの条件を刻印して，それをうに，Ｋ 2Ｏの挙動はフロントからの距離を実にこでフロントに一番近い順からいうと，安達太

最後までずっともち続けているといわれる化学

敏感に反映します．そしてそれぞれの火山帯に

良，吾妻，磐梯，猫魔，そういう順序になりま

あ

だ

た

ら

成分，ＳiＯ2は火山岩の主成分です．

ついては，それなりに非常に集中度の高い一般

す．ですから，新しい火山であれば，西側にあ

さて，Ｋ2Ｏの挙動を検討する場合に，同じ火山的な傾向を示し，しかも両者は，画然と，西がる磐梯のＫ 2 Ｏが上がらないといけません．と同士を比較するわけですから，那須火山帯なら高くて東が低いという形で，見事に分離して出ころが，実際に磐梯を調べますと，図6・9にみ那須火山帯のスタンダードをつくる必要がありてきます．これだけ分離がいいところですから，るように，90％ぐらいのものが，那須火山帯のます．そのつくり方としては，那須火山帯の基その境界に図に記したように，Ａ−Ｂ線を引き基準であるＮ−Ｋ線より下へ落ち込んでいます．

盤条件の共通項は，奥羽脊梁山脈の隆起軸の上ます．この線も後の話に何回か出てきます．

那須火山帯に所属する火山であるならば，本来，にあるとします．そして，後で触れますが，古長い寿命をもつ火山でのＫ2Ｏレベルの転換

こ の Ｎ -Ｋ 線 の 上 に ±0.2％ ぐ ら い の 偏 差 で 乗

い火山と新しい火山とではＫ 2 Ｏの挙動が違っ

最後に，古い火山と新しい火山のＫ 2 Ｏの挙動

るはずなんです．ところが，乗っているのは７てくるので，新しい火山(活火山)でそろえます．

ですが，100万年以上前から火山活動が始まっ

つだけで，あとは下へ落ちている．

こうしてつくったのが図6・5の那須火山帯のスているような寿命の長い火山は，途中でＫ2Ｏ

一体この原因は何か．磐梯の場合，いま盛んに

タンダードのＫ2Ｏ−ＳiＯ2図です．図の横軸がシレベルが，低いところから高いところに転換し活動していますから，古いとは言えない．そう，縦軸がＫ2Ｏです．これは，普通，リカ（ＳiＯ2）

ます．レベルアップする．

すると，ここで考えざるを得ないのは，火山体

１つの火山で調べても，その地域の共通な基盤

その一番はっきりしている例が，図6・7の草津基盤の相対的な落ち込み，基盤の負の運動であ条件を持つ火山群で調べても，大体平均として，白根です．この火山は，浅間の北側にあって，ろうということです．

右上がりの直線の上に集中的な分布を示します．

昔から鳥海火山帯の西端部といわれたものです

これは先ほどの鈴木先生のお話にありましたよ

図のＰはピジオン輝石質岩系，Ｈは紫蘇輝石質が，最近の早川氏（1983）の資料によりますと，うに，かなり新しい時代に活動している川桁断岩系ですが，これらは，両方一緒にして見ていここでは，約70〜80万年前にＫ 2 Ｏレベルの転層の存在に注目せざるを得ない．この断層を挟

ただいてもいいんです．とにかくかなり高い集換，正確にいうとレベルアップが行われたこと

んで吾妻と磐梯とが並んでいますから，磐梯の中度でＮ−Ｋという平均的な右上がりのトレンがはっきり現われています．以上３つのことを

基盤の落ち込みが，Ｋ2Ｏレベルの低さとしてあドが示されます．つまり，奥羽脊梁山脈の隆起含んでいただいて，磐梯の話に移ります．

らわれていると考えられます．

軸を基盤とした活火山のＫ 2Ｏレベルは，Ｎ-Ｋ

Ｋ2Ｏレベルの低下と火山体基盤の陥没

現に1984年の火山学会で，火山地帯の重力を過（これは那須と栗駒という意味です）を結んだ

図6・8は，この地域の先第三系の基盤の骨組と去20年くらい専門に研究しておられる北大の横トレンドの上に乗ってくる．これは事実として第四紀の火山の配置図です．図には２つの隆起

山先生が，吾妻と磐梯の重力を比較しておりま

だれも否定できません．

軸，棚倉破砕帯方向のものと，脊梁方向のもの

す．そうすると，いろんな仮定があるんですが，

図6･5−那須火山帯の標準的なＫ2Ｏ-ＳiＯ2図

図6･6−那須・鳥海両火山帯のＫ2Ｏレベルの比較

図6･7−草津白根におけるＫ2Ｏの転換

URBAN KUBOTA NO.26｜26

先第三系の基盤岩の落差が1,800ｍあるような北に並んでいます（図6・2参照）．栗駒は，基は問題にならない．にもかかわらずこんなに離モデルを書かないと，その重力の資料は説明で盤が海抜1,000ｍまで隆起した典型的な脊梁のれるんです．基盤が上がっているところと，基きないと言っておられます．

火山です．それに対して鬼首は，最近，地熱探盤が相対的に1,500〜2,000ｍと落ち込んでいこのように，吾妻と磐梯の火山体基盤の間には，査のボーリングで−1,000ｍまで掘ってやっとるところでは，Ｋ2Ｏの振る舞いにこんなにピン

川桁断層を境にしてかなりの落差があり，それ花崗岩に達したらしい．ですから鬼首と栗駒とと出てくるのです．

がＫ2Ｏの挙動にあらわれている．

では，約2,000ｍ余りの基盤の落差があります．

次の例は，月山とその北の肘折で図６・12と図しからば，こういう例は，ほかにもあるのかど

鳴子の基盤も鬼首と同様に落ち込んでいます．

６・13．肘折では，−700ｍ以上のボーリング

うか．断層を間に挟んで基盤の高いところと低

だいたい鬼首と鳴子という両火山は，火山活動を掘っていますが，まだ花崗岩に達していない

いところの両方に火山が２つ並んでいる場合に，に先立って発生した構造性の陥没盆地の中にでそうです．月山の方は隆起した花崗岩を基盤に果たしてＫ 2 Ｏの挙動が基盤の高低を反映したきた火山で，それは断面図にも示されています．

しており，その海抜は約1,500ｍ．ですから，

形で出るのかどうか．

そして栗駒と鬼首・鳴子のＫ 2 Ｏの挙動は，一両者の間には少なくとも2,000ｍ以上の基盤の結論からさきにいいますと，これははっきりと般的な右上がりのトレンドを引きますと，それ落差があります．そして両者は，ほとんどくっ出ます．以下３つばかりその例をあげます．まをちょうど境にして上下という関係にはっきりついた火山なのでフロントからの距離は問題に

おにこうべず図6・10と図6・11．これは，鳴子，鬼 首 ，栗と分かれます（図6・11）．この３者は南北に並ならないのですが，基盤の落差を反映してＫ2Ｏ

駒で，10kｍ前後の範囲に非常にくっついて南んでいますから，フロントからの距離というのレベルは，図6・13のように見事に違ってあら図 6･8−吾妻・磐梯両火山の基盤構造

図 6･10−栗駒・鳴子・鬼首の基盤構造

図 6･12−月山と肘折の基盤構造

図6･9−磐梯のＫ2Ｏレベル

図6･11−栗駒と鳴子･鬼首のＫ2Ｏの比較

図6･13−月山と肘折のＫ2Ｏレベルの比較

URBAN KUBOTA NO.26｜27

われます．

いた２期，３期，４期でプロットしてみました．

ですから，古さの問題は，やはり抜きにできな

最後は，浅間・赤城と榛名のケースです．関東

それが図６・16で，ごらんのようにパッと分かいのではないかと思います．とにかく猫魔の地方の造盆地運動の一つの枝として，利根川地

れてしまいました．Ｐだけのレベルの低いトレ

Ｋ2Ｏレベルは異常に低いのです．

溝帯というのがありますが，実はこの地溝が図

ンドは２期のものです．それに対してＨを主体

火山の分布とＫ2Ｏの挙動からみた地殻断面

６・14に示すように，榛名の下へ突っ込んでおとしたレベルの高い方のトレンドは，３期と４Ｋ2Ｏの挙動という面からは，大要以上のようなります．伊勢崎市近くの−3,000ｍのボーリン期のものです．要するに２期から３期〜４期へことになりますが，ともかく，吾妻，磐梯，猫グの試料がありますが，それによるとここには,移るときに，こんなにもＫ 2 Ｏがレベルアップ

魔はその基盤条件からいって，これらを分けて中新世から鮮新世を経て更新世にわたる地層がしているわけです．ただ，この転換の時期がな

考える必要があると思います．少なくとも吾妻

ほとんど連続して堆積しており，そのために足かなかとれなくて弱っているんですが，ともかと磐梯の基盤の落差は明らかです．そして，第尾系あるいは秩父系の古生層が3,000ｍ掘ってく草津白根より新しいようで，30万年前以降だ

１の観点からわかったことをここにつけ加えるもまだ出ない．しかも，第四紀の地層の厚さがろうと思います．とにかく長い安達太良の活動

なら，両者を分ける川桁断層は，その根を深部500ｍもあり，新しい時代の陥没が考えられる史の中で，やはりここでも，こういう転換があまで突っ込んでいるに違いない．

地溝です．この地溝が榛名の底へぶつかっていったということで，これは否定できません．こまた，Ｋ2Ｏの面からみても，Ｋ2Ｏというのは最る．それに対して榛名の両隣にある赤城，浅間のように，火山の長い生涯の途中でどうして初に言いましたように，マグマ発生当時の条件は隆起した基盤上にあって，これはいわば那須Ｋ 2 Ｏがレベルアップするのか．これについてを刻印したまま最後までもち続けるといわれて火山帯のスタンダードに属します．それを比較は，これまでに多くの例について述べてきたこ

いるわけですから，川桁断層というのも，マグしてみたのが図６・15です．図にみるように，とから容易に推論できます．つまり，ある時期

マの発生条件を分けるぐらいの深さまで届かせ浅間・赤城のＫ 2 Ｏは２つ一緒にして，渾然一以降の基盤の急激な上昇運動に伴ってＫ 2 Ｏがておく方がよいわけです．

体と非常にきれいな直線状のトレンドをつくり，

レベルアップするのであろう．それ以外には，ですから，こうした深部断裂は，脊梁と盆地とＮ−Ｋ線の上にのってきます．それに対して榛説明し切れないように思います．

の間だけでなく，脊梁やその周縁部の構造をも名は，ちょっと間の試料が欠けているんですが，古い基盤体制がそのままに残る火山分けている．しかもそれは直立的であるという

これはもう直線状につないでいいのですが，ひさて，最後に猫魔です．猫魔は，フロントからことです．結局，火山の分布という第１の観点

どいレベルダウンを示します．

最も離れていますから，本当はＫ 2 Ｏレベルがから描かれた図6・4は，第２の観点の結論としこのケースもまた，基盤の陥没という構造運動

一番高くないといけません．ところが図６・17ても，そのまま適用できることになります．

が，Ｋ2Ｏのレベルダウンとしてあらわれているのように逆に一番低いんです．吾妻，安達太良，

編集

わけで，以上のことからも，火山体基盤の沈降

磐梯，猫魔の４つのうちで一番低い．これは一集中的に分布するというのは，マグマの共通の運動とＫ 2 Ｏレベルの挙動とが密接に関連して体どうしてなのか．一応ここでは，古い火山で発生条件として，その火山帯の深部構造が大体いることがわかります．

あって，しかも古いままの基盤体制がそのまま同じであると．

Ｋ 2 Ｏのトレンドが右上がりの直線上に

Ｋ2Ｏのレベルアップと火山体基盤の上昇

残っているからであると，そういう解釈をして生出

そう考えていただいて結構です．

次は，安達太良です．茨城大学の藤縄君が，こおきます．いわばレリックであると．

編集

基盤の落差がどの程度まであれば，Ｋ2Ｏの火山を調べておりまして，その発達史を早期，

しかし，もし猫魔の基盤が磐梯の基盤と比べてレベルに違いが出てくるんですか．

１期，２期，３期，４期と５段階に分けていまもさらにひどい落差があるということになれば，

生出

やはり1,000ｍを超えないと出ませんね．

す．そのうち早期と1期のものは変質も進んでそれが原因ということになるかもしれません．

編集

それだけ違えば，深いところでマグマのいるし，分布からみてどこまで安達太良の火山

しかしそれにしても，後でＫ 2 Ｏレベルが上が発生する条件が違ってくる．

体形成に関与したかもあやしいので，これを除ってもいいはずです．それも上がっていないの

生出

図6･15−浅間･赤城と榛名のＫ2Ｏレベルの比較

うマグマは発生し得ないか，発生しても上って

図6･14−榛名火山周辺の地質図

そうです．さらに盆地の方になれば，も

これない．
編集

図6・4は東西断面のイメージですが，東北地方というのは，大体こういう形が南北に連なっているわけでしょう．脊梁と那須火山帯，その西側が盆地とそれを境する山地，さらにその西側は出羽丘陵と鳥海火山帯．そうすると，
この南北性の構造の背景には，マントルにまで達する一つの違いがあると･･････．
生出

そういうことです．

那須・鳥海両火山帯と富士火山帯のＫ2Ｏレベル
編集

先ほどのお話では，たしか那須火山帯のURBAN KUBOTA NO.26｜28

西端は浅間，鳥海火山帯の西端は白根というこり合いの関係になっている．両者は相対的に独とでしたが．

立している，というもう一つの見方があります．

生出

そうみなしてよいと思います．少なくと私はもちろん，後者の見方で，那須・鳥海火山

もＫ 2Ｏレベルでは，浅間は那須火山帯のＮ-Ｋ

帯と富士火山帯は，それぞれ相対的に独立した線に一致し，白根の高い方は，鳥海火山帯のト構造体系として，Ｔ字型に切り合っていると考

レンドに近い傾向をとります．
編集

そうすると，富士火山帯というのはＫ2Ｏ

えているわけです．Ｋ2Ｏの挙動をみても，切り合っていると見る方が事実に近いと思っておりレベルが違うんですか．

ます．もっとも私の見方からすれば，深部まで

生出

はっきりと違います．富士火山帯は，那構造が違うのですから，表面上は一つになって須・鳥海火山帯の西端を切る形で，真っすぐ北

いるかのように見えても，２つが一体になるとに向かい日本海近くまで延びている，そういういうようなことはとても考えられません．私は考え方が昔からありました．それで私は，日本別に，古い呼び方を惜しんで，那須・鳥海・富海近くの妙高，黒姫，飯縄という非常にくっつ士という火山帯の名称を使っているわけではな

いた３つの火山のデータをまとめてみたんです

いんです．確かに火山岩の分析だけからすれば，（図6・19）．そうしますと，Ａ-Ｂ線にほぼ一火山帯の境界部は明確には分かりません．しか致してしまうんですね．つまり，Ｋ2Ｏのレベル

し，基盤構造とのかかわりでみれば，これらのでは，フロントからさらに離れているにもかか火山帯が相互に独立した構造体系をもっているわらず，那須火山帯と鳥海火山帯の中間になる．

ことは明らかなので，それに対応する呼称としこれだけはっきりと違いが出てくるんです．亡てこれらの名称を使っているのです．逆にこれくなられた久野先生が，富士火山帯の特徴は，らの名称をなくしてしまうのは，その背後にあ

ソレアイト系列の火山と高アルミナ玄武岩系列

る構造体系の相違をも消してしまいますから，の火山とが密着して狭い帯を形成している，と問題があるように思います．

言っておられるんですが，それとも合致します．

東北地方北部と北海道西南部の火山

島弧―海溝系会合部の２つの見方と火山帯―Ｋ2Ｏレベルの低下ゾーン―

編集

編集ということは，東北日本の火山系列が浅では，那須・鳥海火山帯の北端はどうな間で曲がって，伊豆・小笠原の火山系列へと続るんでしょうか．先ほど火山があってもおかしく．そういうことではないんですね．

くないようにみえると言われたところ(笑)．そ生出れから，先ほどの図6・2にひかれていたＨ-Ｏ

確かに，いまおっしゃられた考え方が現

図 6･18−中部日本における火山分布

一般に島弧の会合部では，火山の線状配列に乱れが出現する．
那須および鳥海火山帯と富士火山帯の会合部にあたる中部地方の東縁部でも，火山配列に大きな乱れが生じている．河内ら(1967)は，八が岳火山群の配列が特殊な二重弧を形成して湾曲していることを指摘しているが，これは異常である．
また図にみるように，明瞭な線状配列を示す乗鞍火山列は，在の主流にはなっています．しかし，実はこののラインの意味なんですが．

考え方の背景には，２つの島弧―海溝系が会合生出する場合，それらは方向転換の形をとって両者るんです．東北北部と北海道西南部の火山配置のすべてが島弧の発達と一体となって出現したはずであるか一体となってつながる．そういう見方があるん

をみると，図６・25のようになります．ご指摘

ら，本州弧の中央部でこれほど規則的な配列を示し，かつ有です．それで，浅間で折れ曲がって１つの系列のＨ-Ｏラインは，八戸市と男鹿市を結ぶ構造

所属しないということは考えにくいのである．こうした観点になってしまう．ところが，そうではなくて，線で，私はこれを，八戸―男鹿線と名付けていから，筆者は，この火山列は，その位置と方向性からみて，

２つの島弧―海溝系は，交差するかあるいは切るんですが，実はこの線を境にして，北上山地

かの二次配列であろうと考えている．

図6･16−安達太良におけるＫ2Ｏレベルの転換

図6･17−猫魔のＫ2Ｏレベル

図6･19−妙高・黒姫・飯縄のＫ2Ｏレベル

あの地域は一筋縄ではいかない要素があ

従来，どの火山帯からも切り離されて独立した存在として扱われてきたが，筆者は，以前からこの考えに疑問を呈してきた．日本列島を舞台として活動している第四紀の火山は，そ意の方向性を示す乗鞍火山列が，どの火山帯(一次配列)にも伊豆七島弧に関連して形成された一次配列(富士火山帯)のな

URBAN KUBOTA NO.26｜29

の先第三系が北側に大きく落ち込んでいるんでレベルまで上ってしまうんです（図6・21）．

山・十和田に対する西の岩木，北海道西南部です．太 平 山 北側の断層では，その落差は3,000

今度は，鳥海火山帯の延長部をみてみます．そは東の恵山に対する西の渡島小島です．そうしｍ以上であることが確かめられています．そしうしますと，八戸―男鹿線の北側にある寒風は，

ますと，Ｋ 2Ｏレベルが低いなりに，西高東低のて脊梁山地は，この線より北側になると山容が最も西側に位置しているにもかかわらず，那須関係がはっきりと保たれており，境界のＡ-Ｂ

大きく崩れてきます．その他の事情もあわせ考と鳥海を画然と分けていたＡ-Ｂ線レベルまで線が大きくシフト・ダウンしているのがわかり

えると，この北側地域の落ち込みは，比較的新ダウンしている．ぐっと北に入った岩木では，ます（図6・23，図6・24）．

しい時代に起きていることがわかります．

さらにダウンして，ほとんどＮ-Ｋ線に近いレ

このように，南北方向に一定の幅をもつゾーン

たい へい ざん

次に，この地域の火山のＫ 2 Ｏはどうかといいベルになります（図6・22）．そして北海道西南の存在することは，この地域において，本州弧

ますと，八戸―男鹿線のすぐ南にある八幡平，部に目を向けますと，鳥海の延長部にあたる火（東北日本弧）を北東―南西方向に横断するよ岩手，秋田駒ケ岳などの火山は，Ｎ-Ｋ線レベ

山としては渡島小島と渡島大島の２つしかありうな規模で，強力な沈降（陥没）運動が支配しルよりもやや低い程度．ところが八戸―男鹿線

ませんが，南の小島がＡ-Ｂ線レベル，北の大島ている―，そのことを改めてはっきりと示し

よりぐっと北に入った恐山のＫ 2 Ｏレベルは，

はＡ-Ｂ線レベルを超えて，さらに鳥海の標準ているわけです．そして私は，いろいろの現象

Ｎ-Ｋ線レベルよりもぐんと低くなってしまい

レベルよりもやや高めです（図6・24）．ですかや資料から判断して，この構造は，千島弧の外ます（図6・20）．これは，先ほどの栗駒に対すら，北海道西南部の，那須と鳥海のほぼ延長上

側帯と千島海溝の西への延長部であろうと考える鳴子・鬼首のレベルダウンよりさらにひどいにあって，しかもＫ 2 Ｏレベルがそれぞれの地ております．つまり，那須・鳥海という並列すんです．ですから，ここでも当然，基盤の陥没

理的位置にふさわしい火山，つまり東は倶多楽，る火山帯をもつ本州弧（東北日本弧）は，千島を考えざるを得ない．

西は渡島大島，この２つを結ぶ線と，南側の弧および千島海溝と交差することによって，こでは，北海道西南部はどうか．まずフロントに

Ｈ-Ｏ線（八戸―男鹿線）との間には，図6・25の地帯でその基盤構造を大きくくずし，そのこ近い方をいいますと，恵山が，十和田・恐山のにみるようなＫ 2 Ｏレベルの低いゾーン（仮にとが火山活動に反映しているのです．

レベルで最も低く，その北の渡島駒ケ岳のレベ

ＬＰゾーンとします）が形成されているわけで

島弧と海溝延長帯の交差部に生じる火山の特徴

ルは恐山や恵山よりは高めだが，その地理的位

す．

なお，一言つけ加えますと，島弧と海溝延長部

置を考えるとやはり低すぎます．さらにその北そしてさらに，このゾーンの中でＫ 2 Ｏレベルが交差するところは，必ずといってよいほど，方の倶多楽から支笏になると，これはＮ-Ｋ線

を比べてみます．つまり，東北北部では東の恐クラカトア型カルデラが２つ３つと発生してお

図6･20−恐山のＫ2Ｏレベル

図6･21−北海道西南部における那須火山帯延長部のＫ2Ｏレベル

図6･23−本州北端部におけるＬＰゾーン内の
Ｋ2Ｏレベルの西高東低

図6･22−岩木・寒風のＫ2Ｏレベル

図6･24−北海道西南部におけるＬＰゾーン内の
Ｋ2Ｏレベルの西高東低

URBAN KUBOTA NO.26｜30

ります．日本海溝の北東への延長部が千島火山≪生出による補筆≫

わち深さを圧力におきかえた封圧で説明できる

弧と交差するところには，阿寒，屈斜路，アト

基盤の垂直変動とマグマの発生条件とするなら，(イ)と(口)の考察をもふまえて，ＬＰ

サヌプリ，摩周．駿河トラフ（これは南海トラ〔Ⅰ〕事実関係の総括

ゾーンの形成もまた地下深部の圧力条件と密接

フの延長と考えられます）とその反対側の相模(1)一般に断層を境に隆起側でＫ 2Ｏレベルが高にかかわり合っていることが考えられる．前者

トラフのそれぞれの延長部が合体する場所に箱

く，沈降側で低い．

が圧力に関係しているのに対して，後者が圧力根のカルデラ．南海のトラフの西への延長部が(2)長い寿命の火山体を構成する火山岩のうち，以外の，たとえば温度条件にかかわり合ってい琉球火山弧と交差するところには姶良，阿多，70〜80万年前頃を境に，古いメンバーの方がるというようなことは，実際の状況としてはほ鬼界のカルデラなどです．こうしたところはみ

Ｋ2Ｏレベルが低く，新しいメンバーの方が高い

とんどありえないことであろう．

な，さきのＬＰゾーンと同じく，著しくＫ 2 Ｏ

例が存在する．その背景として，70万年前頃をこのように，マグマの発生や化学組成に対するレベルが低下しております．十勝・大雪に対す境に，それ以降，日本列島の火山体基盤が全般

封圧の効果を乱すことも，打ち消すこともなし

る阿寒・屈斜路．富士に対する箱根．霧島火山的隆起の時期に入ったことが明らかにされていに，むしろその効果を保ちながら西も東もなく群に対する姶良・鬼界．この関係は実に見事にる．

全体として一様に封圧の効果を強め，または弱出てきます．また，カムチャッカの２列の火山(3)本州北端部に「西高東低」の関係を保ちながめるものとしては，「もう１つの圧力」，すなわ

帯にアリューシャン海溝の延長部の交差すると

ら ， 全 体 に Ｋ 2Ｏ レ ベ ル が 低 下 し て い る 地 帯

ち応力こそ，その最も有力な候補と見るべきでころでも同様の関係が認められます．

(ＬＰゾーン)が存在する．その背景として，こあろう．いいかえると，封圧に対して，それと編集の地域全体を沈降性の構造運動が強く支配して共存しながら単純な相乗効果だけを与える要因

分すぎてしまいましたので，この辺で終りたい

きたし，いまも支配していることを示す地質的，としては，封圧と同質のもの，すなわち応力以と思います．本日は，長時間にわたり有難う存

地形的，測地的，そして地球物理的資料が数多外には考えられないということである．

じました．

く認められる．

したがってＬＰゾーンや中間帯の形成にしても，大変申し訳けございませんが，時間が大

図 6･25−本州北端部における地質構造の不連続線(Ｏ−Ｈ線)(4)ＬＰゾーンの南側に接して，Ｋ2Ｏレベルの移またその他の地域におけるＫ 2 Ｏレベルの変動

行（中間）帯が存在し，それに対応して，基盤にしても，すべては火山体基盤に働く垂直圧縮岩体にも，南から北に向かう段階的沈降運動を力の体制が密接にかかわっているものと考えざ

示すような資料が存在する．

るをえない．そして，その垂直圧縮力が同時に(5)地震と火山についての有史時代の活動記録を

マグマの発生と上昇をも支配しているものと予分析すると，両者のあいだに密接な相関関係の測される．

存在することが分る．このことは，地震と火山に対して活動の契機として働く共通の要因が存在することを示している．
(6)ある１つの火山帯または火山列のなかで，火山活動の場が時間とともに一定方向に移動している例が存在する．このことは，構造的に活性な場が一定方向に移動し，それに合わせて火山もまた，自からの活動に適した場を求めて移動していることを物語っている．
〔Ⅱ〕考察(イ)(1)と(2)の事実は，ともに，火山体基盤を押し上げる圧縮力が，同時にマグマ中のＫ 2 Ｏ含有率を高める原因として作用していることを物語っている．
(ロ)(5)と(6)の事実は，ともに，地震と火山の活動を時間的，空間的に結びつける共通の要因が応力であることを有力に物語っている．
(ハ)最後に，(3)と(4)の事実，およびそれらの背景と考えられる資料の存在は何を意味するのであろうか？
ここで，仮に久域(1980)の考えるように，「西高東低」の関係がマグマの発生する深さ，すな

URBAN KUBOTA NO.26｜31

会津盆地の土壌
庄子貞雄＝東北大学農学部教授
安藤 豊＝山形大学農学部助教授

会津は，その名の示す通り，大川を始めとする

壌は多様である．しかしながらそのなかの黒ボ

る．このことは，沼沢火山灰が降下した当時は，いくつもの河川があわさってできた沖積平野でク土は，縄文中期の会津盆地を知るうえで，有これより低い標高の場所は，湖沼であったためある．従って，この盆地の土壌の生い立ちやそ力な手がかりとなる．

に降下火山灰が十分に堆積しなかったか，あるの性質は，河川の上流にある地質・母岩と，河一般に東北地方の黒ボク土は，排水の良い場所

いは湖沼によって降下火山灰が失われたこと，川によるそれらの運搬・堆積過程とに密接に関で，ススキ植生の影響を強く受け，火山灰が風

さらにはまた風化生成した黒ボク土も，その後係している．さらに，約5,000年前に降下堆積化してできた土壌である．火山灰は，細粒な鉱の河川作用によって失なわれたこと，などが考した沼沢火山灰や，縄文中期に一時的に形成し物粒子よりなり，しかも風化し易い火山ガラスえられる．

たとみられる湖沼の堆積物も，会津の土壌生成を多量にふくむため，風化速度が大きく，多量

盆地床の堆積面をみると，あとで述べるように，に強い影響を及ぼしている．盆地の構造は，長の活性アルミニウムを放出する．この活性アル

盆地南部の大川や鶴沼川の流域では，たとえ黒い地質時代をへて形成されているにしても，盆ミニウムの一部は，有機物と結合して，他の鉱ボク土が生成したとしても，河川の作用が激し

地の表層をおおっている土壌の生い立ちについ質土壌にはみられないほどの多量の腐植を黒ボいために，流失ないし埋没したものと推測されては，数千年前の縄文中期までさかのぼるとわ

ク土中に集積する．他方ススキ草原は，植生にる．しかし河川の作用が弱かった盆地中央部のかりやすい．

対する人為のインパクトが強い場合に成立する

塩川町の西北（天沼一帯）では，写真２にみら①人工衛星からみた会津盆地の土壌ことから，偏向極相（biotic plagioclimax）とれるように，細粒質の水田土壌中に，沼沢火山

人工衛星から写した会津盆地の写真（本誌１ぺもいわれる．そしてこのススキが黒ボク土の生灰層が包含されている．

ージに収載）は，この盆地内の土壌の特徴をよ成を促進するので，筆者らは，これを特にアン

この地帯は標高約180ｍで，平坦であり，後述

くとらえている．この人工衛星写真では，緑色

ドソライザー（andosolizer）と呼んでいる．

する堆積面の区分では中位面Ⅱとなっている．

の植物は赤色で示され，土壌は緑色系で，淡色

ススキの特徴は，地上部だけでなく，地下部のこの写真でみられる水田土壌は，細粒質灰色低から暗色までの様々な色調で示されるように処

有機物生産量（単位面積当り）が大きいこと，地土灰褐系（高堂太統）と分類されている．土理されている．この写真が写された時期は，田有機物組成としては，徴生物の炭素源となり易壌断面を調べると，０〜12cｍが作土で，12〜植後の５月であるので，まだ稲の葉が水田をカいセルローズが主体であること，さらに有機物

50cｍ間にマンガン集積層と鉄の集積層がみらバーしていない．そのため，地形面や河川の流が，地下部によって地中深く，直接土壌中に供れる．60〜95cｍは，再堆積したとみられるし域による土壌の違いがよく見出される．

給されることなどであろう．ススキによるこのまりの悪い火山灰層となっている．その下に，

たとえば盆地の縁辺側には，黒味の強い土壌がような有機物の供給様式が，真黒な腐植を多量

下底に数ｍｍの軽石を含む約10cｍの緻密な火まとまってみられるが，この地域は，地形面でに生成する黒ボク土特有の性質に強く関係して

山灰層がみられる．この緻密な火山灰層は，こみると海抜約200ｍないしそれ以上で，この土いるとみられている．

の辺一帯にみられるもので，ほとんど風化が進壌は，約5,000年前に降下堆積した沼沢火山灰

会津盆地の黒ボク土の母材は，沼沢火山灰であんでおらず，火山ガラスを主体とし，重鉱物部

から生成した黒ボク土である．

る，この火山灰は，約5,000年前に沼沢火山か分に角閃石をよくふくんでいる．こうした特徴

これより低い場所にも黒味の強い土壌がみられら噴出したもので，その降灰の主軸は噴出源のから，この火山灰層は，先に述べた沼沢火山灰

るが，これらは，泥炭土，黒泥土およびグライ

ほぼ東側となっているが，降灰は会津盆地全域であることが容易に確認される．そして火山灰

土などの湿田で，このことは図１の土壌図と比におよんでいる．この火山灰の主体は，無色の層の上下は，いずれも細粒の強粘質土壌なので較するとよくわかる．

火山ガラスであるが，重鉱物部分に角閃石を比ある．

盆地南部の大川の流域は，盆地内ではもっとも較的多く含んでいるので，他の火山灰との識別

このような事実から，筆者らは，この一帯では，土色の淡い場所である．この地域は，大川の砂は容易である．

沼沢火山灰は湖沼に降下堆積し，その後も湖沼質な堆積物でおおわれ，水田の作土から鉄分が沼沢火山灰から生成した会津盆地の黒ボク土は，状態がある期間続いたために，火山灰層は，細溶脱している老朽化水田が広く分布していると

写真１でみられるように，腐植にすこぶる富む

粒の湖成堆積物でサンドウィッチされたとみてころである．

厚い腐植層（数10cｍ）をもっている．考古学のいる．会津盆地の黒ボク土の分布下限が標高約

盆地の中央部，喜多方の南部にもやや黒味の強資料は，会津盆地では，すでに先史時代から人200ｍとなっているのは，この湖沼の汀線が，い地域がみられるが，これらの地域は海抜200

類活動がきわめて盛んであったことを明らかに

おおよそこの標高まで及んでいたことを示してｍより低く，現在の河川の氾濫原よりも高い．

しているが，そのために森林が破壊され，ススいるのであろう．なお標高200ｍ以下の場所にここに分布する土壌は，後で述べるように，粘キ草原が成立して黒ボク土の生成が促進されたも一部黒ボク土が点在しているのは，高い場所

質な湖沼の堆積物に由来する土壌である．

のであろう．

から移動再堆積したものと考えられる．

以上のように会津盆地の土壌は､人工衛星がと会津盆地の黒ボク土の分布を図１の土壌図でみ③遺跡と黒ボク土との分布関係

らえた映像によっても，地形面とその堆積物のると，盆地中央部の低所には見られず，周辺部

土壌学と考古学は，今日，密接な関係にある学

特徴をよく反映していることがわかる．

の高所の方にかたよって分布していることがわ

問分野となっている．考古学は，土壌生成要因②降下火山灰と黒ボク土

かる．これを標高との関係でみると，そのまとの１つである人為について，貴重な情報を土壌

図１の土壌図にみられるように，会津盆地の土まった分布の下限は，おおよそ標高200ｍであ学に提供する．この情報は，土壌の生い立ちを

URBAN KUBOTA NO.26｜32

解明するために役立つことが多く，とくに黒ボ

西部のみに限られ，面積は僅かである．北部でめ礫質褐色低地土（赤崎統，沢口統，蟹川統）

ク土のような人為土壌（man-induced soil）では，この面は，いろいろの構成物より成っておや礫質灰色低地土灰褐系（門田統）が発達しては，考古学の提供する過去の人類活動に関するり，一部は赤色土化し，一部は褐色森林土とないる．これらの土壌は，腐植質表層をほとんど

情報はその成因解明に貴重である．

っている．南西部では，上部に火山灰層が累積もっていない．これは長い間に，黒ボク質表層

会津盆地は，旧石器時代からの遺跡が数多く存し，図３に示されているような表層腐植質黒ボが失なわれたためとみられる．

在しており，人類活動の盛んな場所であったこ

ク土（大登統）となっている．

盆地南西部の中位面Ⅱは，扇状地の粗粒な堆積とが知られているが，このような遺跡を時代と≪中位面Ⅰの土壌≫物を母材とする礫質灰色低地土灰色系（関本の関係で整理した周東一也（1977）は，縄文前中位面Ⅰ（Ｍ）は，中位面Ⅱ（ｍ）に比べると統）の分布が目立つ．その他，細粒質な堆積物

期から縄文中期初頭までの間に沼沢火山が噴火

その分布がかなり狭い．沼沢火山灰は中位面Ⅱに由来する細粒質灰色低地土（高堂太統，四奈

して只見川をせき止め，縄文中期のほぼ全期間上に存在することから，中位面Ⅰのいずれの場

川統，新庄統，永井野統），有機物にとむ泥炭にわたって，金山付近を一大湖水化したとして所でも，黒ボク土化しているはずである．しか土（荒久田統）などが分布する．

いる．一方，火山の噴出物は，只見川を流下しし実際は，土壌図にみられるように，黒ボク土

喜多方以南に広く分布する中位面Ⅱは，勾配がて阿賀川に入り，西会津下流の銚子ノロあたり

は，一部の場所にしか存在しない．以下，中位

ゆるやかで，粘質で下層に礫層をもたない堆積で一時的ダムを形成し，塩坪遺跡を水面下にお面Ⅰの堆積物の特徴と土壌生成の関係について物が広く分布している．このような母材から生くような湖沼を形成したとしている．この湖沼みることにしよう．

成した細粒質灰色低地土灰褐系（高堂太統，四（沼湿地）は，遺跡の分布から，会津盆地の標

会津盆地の北部では，粘質な母材より，細粒質奈川統）は，この地形面の特徴的な水田土壌で高180〜200ｍの地域を湖沼と化したが，縄文中

灰色低地土灰褐系（江添統）や灰色系（米岡統）

あり，また会津盆地の代表的な水田土壌の１つ期初頭にはすでに消失したとしている．

が生成している．図３の代表土壌断面図に示さである（写真２参照）．なお沼沢火山灰が見出

ここで周東の述べている沼沢火山の噴火とは，れているように，これらの土壌は，上部に多少された天沼の土壌も同じ土壌統であるが，上記

これまで何度も述べた約5,000年前の沼沢火山

とも火山灰をふくむため，腐植にとむ表層腐植の粘質な堆積物がすべて湖成堆積物であるかど

灰を噴出したときの火砕流である．そして彼の層をもっている．これらの土壌が，黒ボク土化

うかは，確認されていない．この他，さほど粘いう湖沼の汀線は､筆者らの述べている黒ボク

していない理由は，表土の損失あるいは長い間質でない灰色低地土（今和泉統，中田付統），黒土の分布下限と一致し，筆者らの結論の重要なの耕作による有機物の減耗などが考えられる．

泥土（荒久田統），グライ土（島統）がみられ裏付けとなっている．

盆地の北西部の中位面Ⅰでは，北部と同じようる．

④盆地床の堆積物と土壌生成な母材から発達している細粒質灰色低地土灰褐≪低位面の土壌≫

土壌は，地層の最上部に発達する．会津盆地の系（江添統），あるいは礫質の下層をもつ礫質盆地の北半分と南半分とでは，同じ低位面でもように，盆地床の堆積面が明らかで，かつ構成

灰色低地土灰褐系（中田付統）がみられる．こ

その性質が著しく異なり，したがって，土壌の物がそれぞれ特徴的な場合には，地形と土壌とこでも，表層は腐植にとむ土壌となっている．

分布・特徴もはっきりとちがっている．

の関係から土壌生成の全体像を把握しやすい．

盆地の東部（会津若松市中心）には，中位面Ⅰ盆地の北半分には，濁川，押切川，田付川，大会津盆地の堆積面の細分化は，平井光衛（1969）

は，比較的幅広くみられる．ここでは，表層火

塩川，姥堂川，日橋川などが流れているが，この調査結果を利用することとした．図２にみら山灰で下層礫層からできた表層腐植質多湿黒ボ

れらの河川によって形成された低位面は，狭く，れるように，堆積面は，高位面，中位面Ⅰ，中ク土（堰沢統）､細粒の堆積から生成した細粒かつ主として氾濫原よりなる．その河川の堆積位面Ⅱ，低位面Ⅰ（徴高地），低位面Ⅱ（氾濫質褐色低地土（広田統・柳原統），細粒灰色低物は，細粒質から礫質まで多様であるので，発原）に細分されている．この図より､会津盆地

地土灰色系（永井野統）などがみられる．

達している土壌は，細粒質灰色低地土灰褐系の北部から中部と，中部から南部とでは，堆積盆地の南西部（会津坂下町から会津高田町）で（今和泉統），礫質褐色低地土（沢口統），礫質面が対照的であることがよくわかる．前者は，は，中位面Ⅰの傾斜が比較的ゆるやかである．

灰色低地土灰色系（中田付統），礫質灰色低地

中位面Ⅱが圧倒的に広いのに対して，後者は，そのためこの地形面上部の火山灰は，比較的よ土灰褐系（関本統，小松統）などがみられる．

大川と鶴沼川の新期の活動による低位面が広くく保存され，これより表層腐植質黒ボク土（大盆地の南半分の低位面は，歴史時代に入っても，発達している．実は，このような堆積面の特徴登統）が発達している．

何度も大洪水をもたらした大川と鶴沼川によっが，会津盆地の土壌生成や土壌の性質に大きく≪中位面Ⅱの土壌≫て広く形成されている．大川の低位面は，低位関係している．以下，図１の土壌図，図２の地

中位面Ⅱの土壌は，喜多方以北の盆地北部と，面Ⅰ（Ｌ）に細分される砂礫堆よりなる徴高地形区分図，図３の代表土壌の形態学的特徴によ

会津高田町を中心とした盆地南西部､さらにそが広い．それらは紡錐状ないし，その複合形をって，地形面と土壌生成の関係をみることにす

れら以外の盆地の北部から南東部にかけて広くなしているのが特徴である．これに対して鶴沼

る．

分布するものとで，その性質がかなり異なって川の地形面は，低位面Ⅱ（ℓ ）と細分される氾≪高位面の土壌≫いる．

濫原の分布割合が大きい．

会津盆地の高位面（Ｈ）は，山麓緩斜面とほぼ盆地北部の中位面Ⅱは，勾配がやや大きいため，大川流域の堆積面は，上流より会津若松市付近

同じ高度である．その分布は，盆地の北部と南

砂礫質ないし壌質の堆積面が多くなる．そのたまでは，粗粒であり，多くの場合表層が壌質なURBAN KUBOTA NO.26｜33

図１−会津盆地の土壌
福島県会津盆地北部地域と同南部地域の「水田および畑地土壌
生産性分級図」（1972年

表１−会津盆地の水田土壌の主要な土壌群別分布

福島県農業試験場発行）より作製

URBAN
URBAN KUBOTA NO.26｜34

図２−会津盆地地形分類図<平山光衛による，1969 年東北農政局計画部発行>

URBAN
URBAN KUBOTAKUBOTA NO.26｜35

謝辞
本稿の作製にあたって，貴重な資料ならびに写真を提供して下さった，福島県農業試験場の菅野義忠科長並び菅野忠教氏に対して，厚く御礼申し上げます．

いし粘質，次表層ないし下層が礫質となっていに多いことが分る．次に東北地方全体では，灰右衛門によって書かれた会津農書から容易にう

今これらの土壌の基本的な性質を検討すれば，有効な客土についてみよう．会津農書をみると，は，佐瀬与次右衛門の述べている濁水の重要性る．そのため溶脱作用が強く，礫質灰色低地土

色低地土は，28％であるのに対して，会津では，

かがうことができる．ちなみに，会津農書のな

カッコ内に示されている等級区分が，おおよそ

冬水という今日の農学書にみられない言葉があが理解できたように思っている．

灰色系（関本統，小松統）が発達している．写80％にも達し，その大部分が灰褐系である．まかで，水田土壌は，どのように命名・分類され，妥当であるとみられるのである．

る．実はこの冬水は，今日の流水客土に相当す

たとえば，会津盆地の北部を流れている濁川の真３にみられるように，これらの土壌は，いわた，東北地方の水田土壌には，有機質土壌（泥かつ等級区分されていたか，またどのような方

ところで，今日のように化学肥料や土壌改良資

るものである．

沖積土壌は，そのとなりの押切川の沖積土壌よゆる老朽化水田になり易い．それより下流にな

炭土と黒泥土）は，13％もあるのに対して，会法で，地力が維持されていたかについてみよう．

材のなかった徳川時代に，会津盆地の高い水稲

冬水とは，秋から春までに，河川をせき止めし，りも，また盆地の南部を流れている佐賀瀬川のると，堆積物は徐々に中粒となり，場所によっ

津盆地では，ほんの僅かである．

会津農書のなかでは，水田土壌に次のような名収量を維持するために，どのような方法がとら

大雨のときに増水した濁水を水田に引き込み，沖積土壌は，この川と支流関係にある宮川の沖て下層になお礫層を有する．このような堆積物

会津盆地は，稲作気象に恵まれているために，前がつけられ，分類され，等級区分がなされてれていただろうか．

懸濁成分を客土することである．これは今日の積土壌よりも，生産力が高い．その理由の１つから，礫質灰色低地土灰褐系（門田統）や細粒

日本のなかでは，水稲の高収量地帯に属する．

いた（カッコ内は等級）．

有機物施用―客土―深耕―排水は，今日の地力

トラックなどの大型機械による客土法と比べるとして，高い生産力を示す沖積土壌の方には，

灰色低地土灰褐系（今和泉統，新庄統）が発達

しかしながら，この水稲の高収量を緯持するた

黄真 土 （上の上），黒真土（上の中），白真土作りの基本となる４本柱である．今この地力作と，大へん省エネルギー的で，合理的な方法で保肥力の大きい粘土鉱物であるスメクタイトがしている．鶴沼川流域の沖積土壌は，大川流域

めに重要な土壌の性質をみると．会津盆地の水（上の下），沙真土（中の上），野真土（中の中），りの方法について，会津農書では，どのようにあった．

多く含まれていることがあげられる．そしてこのそれとよく似ており，扇状地性堆積物に由来

田土壌は，決して優れているわけではない．た記述されているかを，とくに有機物施用と客土

ところで，佐瀬与次右衛門は，かんがい水につのようなスメクタイトは，会津農書に書かれて

ま つち

す

徒 真土（中の下），沙土（下の上），野土（下のす つちし，老朽化し易い水田土壌の特徴をよく示して

とえば，水稲の生育収量をもっとも大きく支配中），徒 土 （下の下）．

に限ってとりあげてみよう．

いて，誠に興味深いことを述べている．たとえいる濁水成分として，長い年月をかけて，河川いる．このような水田土壌は，会津盆地のもうする窒素の天燃供給源である土壌窒素，保肥力

これより，土壌名は主として，土壌の色，土性会津農書で，有機質資材として，施用がすすめ

ば，「清水は，はかり目軽く冷えてやせ，濁水

によって上流から運ばれ，沖積土壌の重要な成

しもごえ

１つの代表的水田土壌である．

を左右する土壌の陽イオン交換容量・水稲の根（土壌の粒度），母材（とくに火山灰由来）などられているものには，下尿 ，刈敷，青刈敷，エは，温にして肥る」と記述し，６月頃の大川の分となっている．このように河成沖積土壌の場⑤会津盆地全体の水田土壌の特徴

ぐされ防止に不可欠な土壌の遊離鉄などは，いに基づいていることが分る．これらの土壌と先ゴマのかす，焼酎かす，タバコの茎，イモがら

水は，清水で，１升の重さが500匁で，等級は合には，上流の地質・母岩がその流域の土壌の表１には，会津盆地全体の水田土壌を，土壌統

ずれも東北地方の水田土壌のなかでは，多い方に述べた現在の会津の土壌統を照合した場合のの類，芝原のけづり草，馬屋の糞などがある．

下位，これに対して鶴沼川の水は，濁水で，１生産力と密接に関係している．

群別にまとめられている．これを東北地方全体

ではない．

例をあげてみよう．

これらをみると，当時は水田土壌の生産力を維升の重さが515匁で，上位としているのである．

今をさる300年以上も昔，会津盆地で書かれたの平均値と比較すると，次のような特徴が明ら≪会津農書≫

黄真土（上の上）…高堂太統

持するために，いかに可能な限りの有機物が集

彼は，水稲の生育収量にとっては，かんがい水

会津農書は，狭い我が国土の利用にあたって，かとなる．

すでに徳川時代から高い水稲収量をあげてきた

黒真土（上の中）…江添統

められ，水田に施用されていたかが明らかであの温度だけでなく，その懸濁成分も重要であるともすれば忘れ，あるいは軽視し勝ちな，自然東北地方には，排水の悪い水田土壌が予想以上

会津盆地では，水田の地力維持―土壌生産力の白真土（上の下）…門田統

ろう．今日でも，有機物施用は，地力維持の基ことを指摘していることは，注目に値する．

についての広くかつ深い理解と洞察の大事さをに多く，全体の48％にも達する．これに対して，維持は，土壌の性質から見て大きな問題であっ沙真土（中の上）…関本統

本である．

会津盆地の水田土壌の粘土鉱物組成を調べ，こあらためて感じさせる．

会津では実にその1/10と少なく，乾田が圧倒的た筈である．このことは，徳川初期に佐瀬与次

野土次に土壌を若返えらせ，生産力を高めるためにれと水稲の生育収量の関係を検討して，筆者ら（下の中）…若林統

図3−会津盆地の代表土壌柱状図
<水田>

<畑地>

URBAN KUBOTA NO.26｜36･37

猪苗代湖をめぐって①猪苗代湖の底質―水質を中心に―が，その東部では長瀬川のデルタが発達して，①猪苗代湖の底質

鈴木敬治＝福島大学教育部教授②湖水と流入河川の水質
千葉茂＝福島大学教育学部教授③猪苗代平野の地下水とその水質

湖岸線をぐんと前進させています．そして，こ
猪苗代湖周辺の地形と地質の平野の背後には，磐梯火山の火山噴出物が広鈴木

く厚く分布しています．以上が猪苗代湖周辺の最初に，猪苗代湖と周辺地域の地形と地質について，ごく簡単にお話しいたします．

地形・地質の概要です．

中馬教允＝福島大学教育学部助教授

猪苗代湖は，その水面の高度が514ｍ，面積は湖底の地形と底質

千葉

約100k㎡で，わが国で４番目の大きさをもつ

次に，猪苗代湖の湖底の地形と底質ですが，そ湖です．湖の東側には，川桁山塊というかなりの概略を示したのが図1・1です．図中のマル印

高い山地がありますが，これは先第三系の基盤

は，私どもが，1980〜1981年にかけて４回にわ岩とグリーンタフの地層でできています．そのたって湖底の堆積物を調べたときの調査地点で，湖側の斜面は，いわゆる川桁断層崖につながる

この調査によって，いろいろな特徴がわかって

直線的な急斜面で堆積物はほとんどなく，わずきました．まず湖の東部ですが，ここの湖底はかにあるのは，崖錐性あるいは扇状地性の堆積

直線上の急斜面を呈してして，この斜面は，湖物だけです．ただ１ヵ所，上戸というところだ

中央の一番深いところに急激に落ち込んでいき

けが新しい堆積物のある少し入り組んだ谷になます．そして湖岸域には，角礫や粗粒砂などがっています．

いくらか堆積する．そういう特徴を示します．

湖の南側は，低い山地と谷とが南北方向に配列

湖の南部の湖底になりますと，東部とは大分違します．山の方は，グリーンタフおよび更新世って，ここにみられるのは，丘陵と谷の組み合

茂＝福島大学教育学部教授④酸性水の起源と成因
小山

侃＝福島大学名誉教授

せあぶりやま

前期に堆積した背中炙山層という火山性の噴出

わせのような地形です．特にその中央部では，物からなり，谷の方は，湖とかなり深い関係を

こうした特徴がよくあらわれていて，堆積物の有する堆積物が充てんしています．また，谷のほとんどない丘陵部と砂質堆積物をためこんだ奥の山麓部には，多少段丘が発達しております．

谷部という形になっています．ただ，舟津川のこうした地形のため，湖岸線もまた割合に屈曲

前面の湖底には，淘汰の進んだ細粒砂の堆積物

しています．

が発達しています．

湖の西側も，南側と大体同じような状況で，グ湖の西部の湖底も，南部と大体同じように，丘

リーンタフと背中炙山層で構成されているんで陵と谷のような地形が見られます．この溺れ谷

すが，ただ，西側の方は少し低い丘陵性の山地を示す地形は，おおよそ水深―60ｍぐらいまでになっています．そしてただ１ヵ所，原川の河は追跡できます．特に原川の前面の南側と北側

口に小さな平地が発達していますが，それ以外の湖底にこうした地形がよく発達しております．

は屈曲した湖岸線が続きます．

湖の北部になると，状況が大分違ってきまして，

それから，北西側になりますと，ここには，翁−20ｍぐらいのところまでは遠浅のような浅い

島火山泥流丘陵と呼ばれるちょっとした丘陵が湖棚がよく発達しています．ここには主としてあります．これは，グリーンタフの地層を基盤

砂礫層が分布していますが，場所によっては，

おきなじまとして，それを広く火山泥流堆積物（ 翁 島 火山
づ なし

砂と泥があります．表層の20ｃｍ程度の砂礫層

泥流と頭無 火山泥流の２つの堆積物）が覆っては，水流によって移動しているようであります

いるのですが，ちょうどここのところを日橋川が，その下の泥や砂は割合に固まっていて，そが深い峡谷をつくって流れ，猪苗代湖の湖水がうした動きがみられません．そして湖棚の前面

流出しているわけです．その流出する場所は，は，急に深くなるという状態を示します．また，湖岸線の屈曲も著しく，同時に湾入しているよ

日橋川に出る湖の出口付近の湖底は比較的浅く，うな地形をつくります．

湾入部がつくられていますが，ここには砂質シ

猪苗代湖の北側は，猪苗代盆地の中でも最も広ルトの堆積物がつもり，その下位には火山泥流

い平地をつくっており，ここでは少なくとも数が分布しています．

10ｍ以上の厚さの陸水成層からなる第四紀層が湖の中央部は，最大水深―94ｍのすりばち状の発達しています．これらの地層は，猪苗代湖が凹みの地形をつくっています．そして水深40〜

できてから後の地層で，湖の消長と非常に深い50ｍよりも深い中央部の全域には，泥質の堆積関係をもっています．この北側の湖岸線は，大物が広く分布している．以上のような特徴が見

体東西に延びる単調な湖岸線をつくっています

られるわけです．

URBAN KUBOTA NO.26｜38図 1･1−猪苗代湖底の地形と底質

泥質堆積物の特徴
さて，図の調査地点には，赤丸で11，10，６，
青丸で４という数字を付してあるところがありますが，実はこの４点の試料について泥質堆積物の特徴を調べ，珪藻（遺骸）群集や花粉の分析を行ってみました．試料は，ピストンコアでとった長さ30〜40ｍほどのものです．
そうしますと，これらのコアはいずれも水分が非常に多くて，フワフワした泥からなっているのですが，特徴的なこととしては，灰色の部分と黒色の部分が非常に細かい縞状層理をつくっているということです．そういう泥の採取の過程で，湖底表層の水とまじった泥の部分のｐＨをはかると，６〜８というような値を示します．
そして泥は，いずれも硫化水素臭を発している．
特に黒色部の部分にこの傾向が強くあらわれていたようであります．
泥質堆積物中の珪藻群集―約1,400年前以降の湖水の水質変化―
採取した底質コアの珪藻分析は，宇都宮大学の阿久津純教授にしていただきました．そうしま
すと，青丸の４と赤丸の11，この両地点の珪藻分析は図1・2のようになります．この図は，浮遊性の珪藻と底生および付着性の珪藻の遺骸の数の割合が，深度によってどう変化していく
かをみたものです．図1・2の左が青丸の４の地点，図1・2の右が赤丸の11の地点のものです．このうち，特に浮遊性の珪藻については，
その主な種類だけを取り出して図中に示してあ

図 1･2−湖底堆積層の珪藻群集帯

ります．
そうしますと，Ｍelosira

distansの含有量が，浅い方と深い方で非常に違いがあること，また，Ｍelosira italicaの含有量は，これとは全く逆の変化を示していることがわかります．これは，２つの図とも同じ傾向を示しております．
これがどういう意味を持つかということですが，非常に細かいいろいろな問題はあるのですが，Ｍelosira

distans が多量に生息するような環

境はどちらかというと酸性水，Ｍelosira itali-

ca が多い環境はどちらかというと中性水であるといわれているわけです．それでこの２つの種類が交代するような関係があらわれてくる深さを目印にして，図１・２の左図の場合は，Ⅰ，Ⅱ，
Ⅲというようにゾーニングすることができます．
図１・２の右図の方は，もう少し深くまでサン
プリングがとれていて，この場合にはⅠ〜Ⅳまでゾーニングできます．Ⅳのゾーニングは，

URBAN KUBOTA NO.26｜39

Ｍelosira italicaがかなり多く，これは中性に傾向を示しているので，２つだけ図化してみまに変わったことを意味していると考えられます．

近い環境です．それがⅢのゾーンになると酸性した．

これは恐らく，農耕の影響があらわれているか化の傾向が強くなり，Ⅱのゾーンで少し弱まり，

猪苗代湖の湖底の泥の中には，一般的な特徴とらでありましょう．その時期は，さきの図でみⅠのゾーンではかなり中性化が進んでいる．そして，非常に豊富な花粉が含まれており，樹木たことから推定すると，約900年前ということ

ういった変化を読み取ることができます．

花粉だけで，どの試料からも優に200個以上のになります．それから，ＢのゾーンからＡのゾ

もう一つ，この図で注目されることは，図１・花粉が見られます．これを一つ一つ分析して，ーンに変わるときは，マツが急激に増えている

２の右図の深さの欄をみますと，30〜32ｃｍの

たくさんの種類が同定されているわけですが，わけですから，これはなにも猪苗代湖周辺だけところには，ＦＰという記号が示されております．

図には，目ぼしいものとして４つの植物のタクではなくて，よその地域でもたくさんみられる

これは群馬県の二ヶ岳火山が噴火したときにサを取り上げました．マツ属，スギ属，ブナ属，現象です．これはまさに人為的な植生の転換で飛んできた軽石層です．二ヶ岳軽石層が降下しナラ属です．そして，これらの植物の割合が，す．この時期は約500年程前ということになりた時期は７世紀の前半ぐらいと考えられておりどういう変化を示すかをみたわけです．そうします．なお，珪藻の分析結果と花粉分析の結果ますから，おおよそこの辺が1,300年前である

ますと，まず１つ大きな変化は，ちょうど５番を統合してみたのが図１・４です．この図では，と考えられます．したがって，おおよそのとこと６番の間にあらわれ，この時期からマツの花

４つの試料をすべて表示し，右端のⅠ〜Ⅳでは珪

ろを言いますと，この図の深さのコラムで，１粉の粒子が急激に増え出してしることがわかり

藻群集帯，Ａ〜Ｃは花粉群集帯です．

番から16番までの間は，1,400年間ぐらいの変ます．それが１つです．

そうしますと，花粉群集と珪藻群集のそれぞれ化をあらわしているというように見ることがでもう１つの変化は，10番と11番のあたりにあらの時代的な変遷の時期は，必ずしも一致しておきると思います．ですから，泥の堆積速度が一われてくる変化で，このあたりから，スギが減りません．しかし，珪藻に見られるⅢ帯からⅡ定としますと，ⅠとⅡのゾーンの境は100年ちってきます．そして草本の花粉とか胞子類のパ帯にかけての湖水の性質の変化，すなわち500

ょっと前ぐらい，ⅡとⅢのゾーンの境が，おおーセントが，この間を境にして急に増え出して年前ごろに，酸性だったものがだんだ中性化

よそ500年ぐらい前というように考えられます．

きます．この草本の花粉はほとんどイネ科のもし始めることには，これより少しおくれますが，泥質堆積物中の花粉群集ので，これがかなり多量に増え出してくる．そ花粉の方でもＢ帯からＡ帯への変化がみられる．

―約1,400年前以降の植生変化―

ういう変化がみられるわけです．

そういうような状況をこの図から読むことがでそれから，底質コアの花粉分析は，斎藤報恩会

この２つの変化が特に著しいので，図にみられきると思います．

の竹内貞子博士にしていただきました．図１・るように，上からＡ，Ｂ，Ｃという３つのゾー

調査期間が短かかったために，現在の段階でお３は，赤丸の６と10の地点から採取したコアのンに分帯することができます．そしてＣのゾー

話しできることは，大体以上のようなことにな

柱状について，花粉分析の結果を示したものでンからＢのゾーンに移るときには，自然植生のります．泥質堆積物の成分的分析や中央部の深す．これは分析した４ヵ所とも大体同じような環境からある程度人為的な植生が加わった環境

いところの問題など，まだいろいろと調べなけ

図1･3−湖底堆積層の花粉ダイアグラム

図1･4−湖底堆積層の珪藻群集帯と花粉群集帯

URBAN KUBOTA NO.26｜40

ればならないことがたくさんあるのですが，そ②湖水と流入河川の水質れはまた後日に期したいと思っております．

湖に分類される根拠になっています．
こういった特殊な水質は，例えば，火山の噴火

珪藻をめぐって

Ⅰ猪苗代湖の水質

口に水がたまってできる小さな火口湖ではよく編集

珪藻によってその環境が酸性水であるか，

大型の酸栄養湖―主要成分の特徴―みられますが，猪苗代湖のような大きな湖では中性水であるかわかるということですが，それ千葉

猪苗代湖は，その貯水量は約54億トン，

大変珍しく，理科年表に出ているデータをみまはどの程度の……

毎年約10億トンの水が長瀬川，舟津川をはじめ

すと，このような大型の酸栄養湖は，猪苗代湖

鈴木

珪藻の種と，中性・酸性の湖水との間に，周辺の河川から流入し，日橋川，安積疏水を通と北海道の屈斜路湖の２つだけのようです．湖一応対応関係があるということで，あくまでもして流出していきます．滞留時間は約５.４年との北にある磐梯山とか安達太良山などの火山か

相対的な意味です．どちらかといえば酸性，どいわれています．

らは酸性の水がわき出てきますから，それが原

ちらかといえば中性という程度の内容です．数

この湖の水質については，先ほどの鈴木先生の因になってこうした特殊な水質にしているわけ

量的にｐＨがどの程度かというような，そんなお話にありました底質の調査などと一緒に，です．

ところまではとてもわかりません．

1979年〜81年にかけて全部で５回ほど調べてお溶存成分は均一に分布する

編集

ります．表２・１は，そのとき得られた湖心の図２・１は，湖の中央部を南北に走る４つの採が，珪藻の場合にはどうなんですか．

表層の水の分析結果です．この表には，参考の

水点で，これらの成分がどのように変わるかを鈴木

琵琶湖の湖底の堆積物に比べると，猪苗ために日本の幾つかの淡水湖のデータも載せて調べた結果ですが，図にみるように，場所によ代湖の珪藻の含有量は一けた小さいということあります．そのデータを見ますと，水温を別とってそれぞれの成分濃度が変わるということはです．実は，現在の湖の中にいる珪藻も調べよすれば，ｐＨをはじめ溶けているいろんな成分

ほとんどありません．これは採水位置が東や西うと思って何回か採集を試みたんですけれども，の濃度は，季節によって変わるということもなの方にずれてもそうは変わりません．では，深一向にひっかかってこなくて，失敗したことがく，大体一定しております．そして陽イオンでさによってはどう変わるか．それをみたのが図あるんです．これは，時期によっても違うらしは，カルシウムイオンが最も多く，次にナトリ

２・２です．場所は湖心で，図２・１の３番のポいんです．ある時期にだけ繁殖して，ある時期

ウム，マグネシウム，カリウムという順序にな

イントあたりになります．ここでは実際の深さになるといなくなるというようなこともあるらっています．この順序と濃度は，日本のほかのは90ｍ以上ありますが，測定は70ｍまで行った

しいのですが，とにかく大変に少ないことは事

淡水湖と余り違いません．

わけです．そうしますと，温度だけは10〜30ｍ

実です．

ところが陰イオンについては，ほかの淡水湖とぐらいの間で大きく変化して，いわゆる温度成編集は大変に違っております．硫酸イオンが異常に層という状態になっていますが，溶存成分の濃ているんですか．

多くて，次に多いのが塩化物イオン，そして，度については，これも，深さによって変わると鈴木

泥層をピストンコアでとったときに，底普通の湖ですと一番多くなるはずの炭酸水素イ

いうことがないわけです．

の方の水とその泥が混じった水が上がってくる

オンが猪苗代湖では非常に低い，こういう異常

このように猪苗代湖は，岸の近くの特殊な部分

場合には，ｐＨで７前後ぐらいに出てくるんでさがみられるわけで，このことは，ｐＨが５前を除きますと，ほとんど全体が一様な濃度になす．ところが，泥を含まずに普通の湖の底層に後であるということも含めて，この湖が酸栄養っている．ですから，何らかの形で水がよく混

猪苗代湖には魚は少ないと聞いています

泥層のところのｐＨはどんな具合になっ近い水だけで測定すると，ｐＨは５ぐらいで，上の方の水のｐＨとほとんど変わらない．そう

表 2･1−猪苗代湖及びいくつかの淡水湖の水質いう違いが明瞭に出てきます．しかも，その泥からは硫化水素臭は発するし，それで，今後の課題の一つとして泥の化学分析が残されていると思われます．

URBAN KUBOTA NO.26｜41

合しているのだろうと思われます．

際に測ると，こういう小さい値になってしまいンが繁殖してきます．そしてこれを食べる動物

水質は最近50年間では変わっていない

ます．この湖では，溶存酸素濃度がかなり高く，

プランクトンとかもっと大きな魚類がどんどん次にこれらの成分濃度が時間的にどう変わるか

相当深いところまで飽和の状態になっているこ

増えてくる．そして，余りにも栄養度が高くなということを見てみます．表２・１は，1979年と，またｐＨは酸性といわれていても５前後でりますと，今度はある特殊な藻類が異常に繁殖から1981年までの調査結果ですが，これをみますから，２価の鉄はすぐ酸化されて，３価の含して，いわゆる赤潮が起こってくる．そのためしても，時間的には余り変わっていない．この

水酸化鉄となってしまい，水に溶けることなくに，逆に魚が死んでしまいます．こうした富栄

５回の採水は，季節的にも，また気象条件も大湖底に沈澱してしまうためと考えられます．

養による漁業被害は，ほかの湖ではしばしば起分変わっているときに行っていますから，時間

ところが，マンガンについては，いつ測ってみこっているんですが，この湖にはそういうこと的変化は非常に少ないということわかります．

ても0.1ｍｇ/ℓ 前後になり，鉄よりも高い値をは起きておりません．

さらに，1930年ごろのデータと1960年代以降の示します．マンガンと鉄は，化学的な性質は似

猪苗代湖の場合ですと，化学的酸素要求量

データを参考にして，経年的な変動をみたのがているんですが，わずかに違っていることは，（ＣＯＤ）は，どこで測っても大体が0.5ｍｇ/ℓ 以

図２・３です．途中でちょっと横軸が切れます

マンガンはｐＨが５前後ではなかなか酸化され下と大変小さい値を示していますが，逆に溶存が，これをみましても，ここ50年間の湖の溶存にくいのです．そのために，なかなか沈澱せず

酸素量（ＤＯ）は，飽和度90％以上で，かなり成分濃度は余り変わっていないことがわかりま

湖水中に多く残っているのではないかと思われ深いところまで飽和していて，水質としては，

す．このデータなどは，分析した条件も，分析ます．

これで見る限りかなり良好なんです．

した人間も違いますし，分析の方法もかなり違

この湖の微量成分のうち，見落とせないのは，栄養塩類の中で窒素の化合物についてみますと，

うずなんですが，結果は大変似ております．

アルミニウムです．湖水中には，平均して0.61

アンモニア態窒素が0.1〜0.2ｍｇ/ℓ 程度，亜硝ですから，先ほど鈴木先生から，歴史時代を通ｍｇ/ℓ 程度のアルミニウムが溶けておりますか

酸態窒素が0.01〜0.02ｍｇ/ℓ 程度，硝酸態窒素

じてみると水質が変わっているというお話があら，これは，鉄やマンガンよりもはるかに高いで0.14〜0.18ｍｇ/ℓ という値が出されておりま

りましたけれども，ここ50年間程度ですと，水値です。このアルミニウムも長瀬川からたくさ

す．昭和59年に福島県が調査した結果ですと，

質はほとんど変化していないように見うけられん入ってきますが，これは恐らく，その量が多こういったものを含めた全窒素が0.2〜0.3ｍｇ

ます．

いために，ほかの中小の河川から入ってくる塩/ℓ ，そのうちの80〜100％が硝酸態窒素である

鉄イオンとアルミニウムイオン

基性の成分（主に炭酸水素イオン）によっと報告されております．このデータだけからい

以上は，主な成分についての話ですが，次にいて中和されきれずに，湖水中に残ってしまうの

いますと，猪苗代湖の栄養度は中栄養の状態とわゆる微量成分について見てみます．まず鉄イではないかと考えられます．

いうことになります．

オンですが，これは大変低い濃度で，たくさん

ＣＯＤ・ＤＯ・栄養塩類・透明度

ところが燐の化合物になりますと，湖の北側ののデータを眺めてみますと，0.02〜0.1ｍｇ/ℓ

また，一般に川や湖の水質を議論する際には，沿岸のごく岸に近いところで0.02〜0.03ｍｇ/ℓという値になっています．この値は，湖水を濾必ず化学的酸素要求量（ＣＯＤ），溶存酸素量程度の燐酸態燐が観測されている以外は，非常過してからのいわゆる溶存鉄の分析値ですが，（ＤＯ），栄養塩類などが問題になります．

に濃度が低くて，湖水のほぼ全域にわたって検濾紙でこさずにいきなり湖水を酸で処理して，栄養塩類というのは，主として燐とか窒素の化

出限界以下，観測にひっかからないという程度

いわゆる懸濁性の鉄でみても，実は余り大きな合物で，植物プランクトンの栄養になる成分としか含まれていないのです．植物プランクトン

値にはなりません．北の長瀬川からは，かなりいうことです．栄養塩類が大変多くなりますと，の成長は，少ない方の栄養成分によって支配さの量の鉄が流れ込んでいるはずなんですが，実

いわゆる富栄養の状態になり，植物プランクト

れますから，結局，猪苗代湖は貧栄養湖に分類

図 2･1−溶存成分濃度の水平分布（猪苗代湖表層 1981.4.26）

図 2･2−溶存成分濃度の垂直分布(猪苗代湖湖心 1979.10.10)

URBAN KUBOTA NO.26｜42

されることになるわけです．

Ⅱ流入河川の水質

これは，昔の文献を見ますと，この地域には以

この燐酸は生活排水を含む流入河川からは検出

北部を除く河川はわが国の平均的な水質前に掘ったことのある金属鉱山や非金属鉱山がされていますし，長瀬川の支流の酸川にも0.1

湖水の水質については，大体以上のようなこと幾つかありますので，そういったものが影響し〜0.3ｍｇ/ℓ 程度の燐酸態燐が含まれていますになりますが，結局，その水質は，周りから湖ているせいだろうと考えられます．ちょっと話から，単純に計算していきますと，湖水中の燐に入ってくる川の水によって大きく支配されてがずれますが，このような水質の異常を見つけのレベルはもっと高くなってよいのですが，実いるわけです．それで今度は，流入河川の水質ることによって，上流にある鉱脈を見つけてい際にはこのように低い値にしかならない．これについて，少し述べてみたいと思います．

くのを化学深鉱山といっておりますが，この場は，先ほども述べましたように，酸化された鉄

猪苗代湖には大小30近い川が流れ込んでおりま

合には，既知の鉱山にぶつかったことになるわと結合し，燐酸第二鉄の形で湖底にどんどん沈

すが,表に･二にはそれらの皮の水質を調べた結けです（笑）．

澱してしまうのであろう．そのように推測され果の一部です．それらの各河川の流域は，図２

長瀬川水系と支流の酸川

ます．

・４に示してあります．なお，参考のために，問題なのは，北の方から流れ込んでくる長瀬川

先ほど鈴木先生のお話の中で，猪苗代湖には珪

平均的な雨水と河川水の分析結果を表２・３にです．この河川は，湖の全流入量のほぼ半分強

藻類が大変少ないという指摘がありましたが，示しておきます．

を占める最大の流量をもっているのですが，こ実際に調べてみましても，この湖は貧栄養湖で，さて，湖水に入ってくる流入河川は，北側の方の長瀬川が，途中で，①の酸川という支流を合植物性，動物性のプランクトンが大変少ないのから入ってくる一部の川を除きますと，一般的流するために，それより下流では強酸性になりです．ですから赤潮の心配などないだろうと思には，どの河川もｐＨ７前後の中性で，総陽イます．したがって，農業用水や発電用水に利用われますけれども，ところがどういうわけか，

オン濃度が0.4〜0.7me/ℓ ．これは余り高い値する場合には，この酸川が合流する地点の上流

ここ最近，透明度が大変に低くなっているといではありません．陽イオンではカルシウムが最から取水することになります．農業用水は３本う，非常に気がかりなデータがあります．猪苗も多く，陰イオンでは炭酸水素イオンが多い．

の用水堀でとられており，猪苗代平野に灌漑用

代湖の透明度は，1930年に吉村信吉博士がはかですから，一般的にはカルシウム―炭酸水素型

水として使われ，最終的には幾つかの小さな排ったもので，27.5ｍという値が出されています．

という分類をすることもあります．

水路を通して猪苗代湖に入ります．その中には，

これが理科年表にも載っておりまして，世界第これらの川に含まれている溶存成分の数値は，生活排水で汚れた水もあるようです．

５位というランキングがあるんです．ところが，

表２・３に示した日本全国225の川の水のデータ

発電用水の場合ですと，上流にある３ヵ所の発

今回の調査で樫村先生がはかられたデータでは（これは小林純博士が出した値です）と比べて電所で使用された水が，最終的には⑤のあた

透明度は７〜10ｍ，昭和59年の福島県の観測でもそう大きな違いはなく，流入する大部分の河りで長瀬川の本流に合流してきます．そのためは５〜８ｍぐらいしかありません．この原因は

川は，日本の川としては，ごく普通の水質であに，発電所の排水が入った地点から下流の長瀬

よくわかりませんけれども，いずれにしても，ると考えられます．ところが，先ほど言いまし川では，発電所が動いているときと動いていな

湖水の透明度を落とすような事情が最近出てきたように，北側の方から流れ込んでくる河川のいときで水質ががらり違ってしまい，平均的なていることは間違いありませんので，心配され中に大分濃度の高いものが幾つかあるのです．

水質をとらえるのが大変難しい状態になります．

ます．

例えば④の琵琶沢，③の長瀬川の本流，①の長発電所が動いていないときには，主として酸川

瀬川支流の酸川，こういう河川が相当の濃度をの水が流れているので，ｐＨが３前後の強酸性，もっているわけです．

発電所が動いているときには，その発電所で使湖の南，いわゆる湖南地域の川を見てみますと，っている非常に多量の水が合流するために，これらの河川の主要部分は大体似ているんです

ｐＨが非常に高くなり，５以上になることさえあけれども，少しばかり違うところがあります．

ります．

表２・２に溶存ケイ酸（ＳiＯ2）の濃度の値を載そして問題の酸川ですが，この酸川は，①のあせてありますが，実は東半分の川と西半分の川たりでｐＨが３前後，低いときで2.7，高いととでは，この濃度が大分違ってくるのです．東きで3.3ぐらい，大雨が降ったときなどはｐＨ

で低く西で高いという傾向がはっきりあらわが５ぐらいまで上がることもありますが，普通れます．これは恐らく，東側は新第三紀のグリは2.7〜3.3ぐらいの間で，名前のとおりの酸性ーンタフの山地，西側は更新世前期の溶結凝灰河川です．この原因は，このまた支流に硫黄川岩からできている丘陵という，こうした地質のという川がありますが，この硫黄川の上流に強違いと深くかかわっているものと思われます．

酸性の水が幾つかかわいているところがあり，そまた，東の方でも細かく見ていきますと，⑨のれが混入してくることにあります．

荒砥川およびそのちょっと南の一帯では，炭酸硫黄川の上流というのは，ちょうど安達太良山

水素イオンよりも硫酸イオンの濃度が高いといの噴火口の西側に当たり，その中腹に沼尻温泉

う，普通の川としては異常な数値が出てきます．

の源泉があります．また，その付近には以前に

図 2･3−溶存成分濃度の経年変動(猪苗代湖 1930〜1981)

URBAN KUBOTA NO.26｜43

掘っていた硫黄鉱山があります．

地下の深いところからわき出してくるナトリウ

残っているものとしてさらに計算しますと，湖沼尻温泉というのは，水の温度が55℃，pＨがム―塩素型の温泉水が混ざっていると思われるのpＨが4.9ということになります．それから，

1.7，１日に約１万トンぐらいわき出してくるために，非常に濃度が高いんです．水量はそれ

アルミニウムが0.61ｍｇ/ℓ の濃度で溶けているという強力な酸性泉です．塩化物イオン，硫酸ほど多くはないのですが，溶けている成分の量ことを前提にしてpＨを計算しますと，4.9とイオンのほかに，鉄やアルミニウムイオンがたが猪苗代湖に対する全供給量の20〜30％も占めいう同じ値が出てきます．ですから，湖のpＨ

くさん含まれており，硫化水素も相当多く含まるという大変に特異な性質の水です．

を支配する要因としては，アルミニウムとか二れています．これに対して硫黄鉱山の坑道から流入河川の成分と猪苗代湖の酸性度

酸化炭素などが，かなり需要な役割を果たして流れてくる水は，硫酸イオンをはじめ鉄やアル結局，こういった水がすべて猪苗代湖に入るわいるという推測ができます．

ミニウムの含量が温泉水よりもはるかに多いん

けですが，湖に入りますと，それらはみんな混

こうしてみますと，結局，猪苗代湖の主要成分です．ただ，塩素は少なく，硫化水素もほとん

合して，最初に述べましたように，猪苗代湖は，というのは，それぞれの流入河川に溶けた状態

ど含んでありません．このように，この２つの全体がどこをとっても同じような水質の湖になで入ってきたいろいろの成分が，単純に混合し水質は，非常に対照的です．温泉水は，恐らくってしまいます．つまり，ごく単純に考えると，て湖の濃度ができ上がる．ただ，一部の成分に塩化水素とか硫黄の化合物を含む酸性の火山性

流入する河川の水を一様にかきまぜると猪苗代

ついては，混合した後，いま述べたような化学発散物が，周囲の岩石から，鉄やアルミニウム

湖の水ができ上がる，というようにみることが変化 が起 こ っ て ，濃 度の 変 化 が生 ずる ．湖 のを溶かし出してきているのでしょう．これに対できます．ですから，それぞれの川の水質と流pＨ５という弱い酸性の原因は，結局は，酸性河して硫黄鉱山の坑道からわき出してくる水の中量をもとにして，全体の平均値を出せば，それ川である長瀬川から供給される酸性の成分と，の硫酸というのは，行動を通じて地下水中の酸が猪苗代湖の水質になるだろうと思われます．

そのほかの河川から入ってくる塩基性の成分が素供給量が増大し，硫黄とか硫化鉱を酸化する

実は，こうした仮定に立って計算した結果が，中和し合ったときに，塩基性の成分が相対的にバクテリアの旺盛な活動によって生成している

表２・４の計算値の欄に記したデータです．こ少なく，その結果，酸性の成分が残るためであものと考えられます．この強酸性化の機構につれを下の欄の実測値と比較してみますと，かな

ると考えられます．

きましては，後ほど，小山先生から詳しくお話

りの種類の成分がよく一致します．仮定が大ざ湖の透明度の低下をめぐってがあると思いますが，とにかくそういった非常っぱですから，もう少し数値に差が出るだろう

編集に高い濃度の硫酸酸性の水が硫黄川の上流に入と思っていたのですが，結果は，ちょっと合いことですが，その背景にある事情としてはどう

り込み，それがまた酸川に流れてきます．その過ぎてしまい，かえって困惑しているところもいうことが推測できるんでしょうか．

結果，酸川が大変強い酸性のまま下流まで流れあるんですが（笑），以上のような仮定にそう

千葉てくることになります．

大きな間違いはないのだろうと思っております．

さまで通るかということですから，それが低下

それでは，本流の方の長瀬川はどうかといいま

ところがまるっきり合わない成分が幾つかありするというのは，要するに湖水の水が濁ってきすと，その大部分は西吾妻山の南斜面から流れまして，水素イオン，鉄，アルミニウム，炭酸

たということですね．

出す川なのですが，これらの川の水はそのほと水素イオン，こういうのは計算値と実測値が大泥炭などがある湖ですと，有機物のために，水んどが，裏磐梯の桧原湖，小野川湖，秋元湖のきく食い違っています．炭酸水素イオンというが黒っぽく濁ってくるような場合がありますが，３つの湖に順次貯留されます．そして，最後は，のは塩基性の成分，水素イオン，鉄イオン，ア

普通の湖ですと粘土が主成分です．猪苗代湖

秋元湖から長瀬川に流れ出します．その途中で，ルミニウムイオンというのは酸性の成分ですかの場合には，ＣＯＤとかＢＯＤ（生物的酸素要求

磐梯山の北側の噴火口あたりから流れ出す水をら，この食い違いは，恐らく中和反応が起こっ量）が非常に低いし，いわゆるプランクトンな合流し，それから先ほどの酸川の水を合流して，ているためと考えられます．中和反応が起こりども少ないですから，有機物関係あるいは生物

最後は猪苗代湖に入る．そういう流路をたどり

ますと，水素イオンは水に，炭酸水素イオンはにかかわった濁りではない．ですから，粘土とます．

二酸化炭素，つまり炭酸ガスになってしまいま

かそういったものによる濁りだと思います．そ秋元湖までの水質は，非常に濃度の低いきれい

す．また，鉄とかアルミニウムは，水に溶けなの原因は，はっきりはつかめていませんが，やな水で，ｐＨは７前後，カルシウム炭酸水素型

いような化合物，例えば含水酸化物などに変わはり近年の開発によって，周辺の環境からそうの濃度の低い水です．しかし，その大部分は発っていきますから，それらの成分は分析にはかいうものが流入しやすくなったせいだとうと思

電用水として使われるので，水田の灌漑期以外

からなくなってしまう．そういうことを考えています．開発が進みますと，どうしても裸地がには，この長瀬川の本流の水というのは，ほとさらに計算をしていきますと，アルミニウムが増えてきますね．緑で覆われている土地に比べんどが磐梯山の北側の斜面から流れてくる水だ

最終的に1.4ｍｇ/ℓ ぐらい余ります．実測値はれば，裸の土地というのは，雨が降れば，どんけということになります．

0.61ｍｇ/ℓ ですから，この食い違いはちょっとどん表層の土を流してしまいます．特に粘土のこの北側斜面から流れ出す水は，裏磐梯の景勝説明できないんですが，何しろ仮定が大胆なもような粒子の細かいものはどこまでも運ばれま地であります五色沼を通り，毘沙門沼を経て流のですから，この程度の違いはしようがないとすから，それらが最終的に湖に入ってくるといれてくるわけですが，この水は磐梯山の火山活も思います．

うことはあると思うんです．透明度の低下は，動の影響を非常に強く受けており，また恐らく

また，中和されてできた二酸化炭素がそのまま

ここ50年の間の変化ですから．

湖の透明度が大分低くなってくるという

透明度というのは，光がどのくらいの深URBAN KUBOTA NO.26｜44

表 2･2−猪苗代湖への流入河川の水質（1980〜1981）<mg/ℓ >

図 2･5−採水点位置図

表 2･3−雨水，河川の平均水質

表 2･4Ａ−猪苗代湖の水質の構成（主成分）

表 2･4Ｂ−猪苗代湖の水質の構成（微量成分）

URBAN KUBOTA NO.26｜45

③猪苗代平野の地下水とその水質

溶岩の中から出てくるものです．火山の山麓に的上部に続く可能性があります．軽石が溶結しは，よくこうした水源がつくられておりますが，ている場所と溶結していない場所がありますが，

ここもその１例ということになります．

柱状図の場所は，翁島の丘陵地としては溶結が地下水がどういう地層（岩石）の中に入っていただし，磐梯火山といいましても，赤埴山・櫛進んでいるところです．

るか，そして，それらの地層はどのように形成

ケ峰と磐梯山とがあります．前２者と後者の山

その下は，最上部と同じ礫の印がつけてありまされてきたのかということです．そのあとで，は，できた時期が大きく違っていまして，赤埴

すが，図は作井者たちの記載に従っています．

千葉先生に，地下水の水質の概要を説明してい山などが古い磐梯火山（古磐梯火山）で，これ私が現地で確認しているところでは，この層のただこうと思います．

が山体の主要部をつくっています．磐梯山とい一部には水磨された丸い礫さえ含まれています．

猪苗代湖の北岸の平野と周辺の地質の概略は，うのは新しい火山（新磐梯火山）です．そして，

そ の下位は溶岩，その下は，また礫の層がくる．

図3・1のようになっていますが，この地域は，山体をつくっている物質も少し違っております．

一番下に凝灰石の印がありますが，これは，現地下水の方からみると，長瀬川東部の扇状地，

地下水のあり方からいうと，赤埴山の方は600

地では確認がなかなか難しい地層です．こうし磐梯火山の南麓，翁島火山泥流丘陵，猪苗代平

ｍから少し高い位置にわき水が幾つかあります

たいろいろの地層や溶岩が重なる様子は，電気野という４つのブロックに分けられます．大体，が，磐梯山の方はごく限られたところ―東の検層の結果にもあらわれています．

地下水というのは，地層という器の中に入って赤埴山と西の磐梯山の境目のあたりに大きな谷

猪苗代平野

いるわけです．その器は，当然，水を漏らさながありますが，この付近にわき水がちょっとあ

最後に平野部ですが，ここについては，磐梯山

い地層と，水を蓄える空隙の多い地層の２つがるだけです．ただ，いずれも溶岩の中から出ての山すそから湖岸部まで，①から⑦までの井戸

セットになって，漏らさない地層が下にある場

くる湧水であることには変わりはありません．

やボーリングの資料があります．それをつなげ合に水が蓄えられることになります．一般には，

翁島火山泥流丘陵たものが図3・2の断面図です．この断面図を見

水の通りやすい粗い地層がどういうところにあ西の方のブロックに移りますと，ここは，先ほますと，⑤と⑥との間にちょっと飛び出た地形

るか，つまり帯水層がどこにあるか，というこど鈴木先生から説明がありましたように，従来，があり，その南の端を境にして，大きく北部ととが問題になってくるわけです．

翁島（火山泥流）丘陵と呼ばれてきたところで，南部とに分かれます．

長瀬川東部の扇状地

粘土と角礫がまじった地層からできています．

北の部分は，赤埴山，すなわち古磐梯火山をつ

そういう観点で，いまの４つのブロックを見てですから必ずしも地下水が自由に動けるようなくっている岩石でできています．この地層（岩みますと，まず，長瀬川の少し西から東側の山

性質のところではないのです．ただ，この地域

石）は土町 層と呼ばれますが，これは，一部は際までの地域は，主として花崗岩の礫層でできでも，法正尻などで湧水や深井戸から地下水は溶岩，一部は火山の爆発によって飛ばされた火ています．図3・1の⑧のところには，60ｍの井

わずかにとられています．それで，この湧水が

山角礫岩で，これらが互層して厚さは100ｍを戸が掘ってありますが，その柱状図は図3・2のどの地層から出てくるのか，ということになりはるかに超えます．そして溶岩が地表に顔を出⑧のようになります．ここでは，ごくわずかでますが，実は翁島火山泥流堆積物と呼ばれていすところにわき水が出てきます．その点では，すけれども，そのまま飲んでもいい良質な水がる地層の下位には，礫層とか溶岩などの比較的先ほどの磐梯火山南麓のわき水と同じ仕組みで自噴しています．この地域は，主として扇状地

地下水を含みやすい性質の地層があります．恐す．

をつくる地層からできておりますが，その地層

らくこの地層から地下水がわいているのであろそれに対して南の部分は，その火山の山すそをは，大きく２つに分けられます．

う，と私は考えております．いずれにしても，浸食してできた大きな窪地の中に堆積した地層

１つは，２万年ぐらいよりも古い時代にできたこの地域の状況は一番わかりにくく，まだ不確群からできており，これは猪苗代層と呼ばれま礫層で，川桁山地の中では段丘を構成し，平野定な要素がかなりある地域です．

す．この地層群は，粘土，砂，礫層の違いに着では，次に述べる新しい扇状地礫層の下に存在

ここの地域は，４つのブロックのうち，地下水

目すると，図にみるように，下から順に，Ⅴ，するものと予想されます．もう１つは，それよに関係した地層としては，最も古い時期に形成

Ⅳ，Ⅲ，Ⅱ，Ⅰというように５つに分けられまりも新しい時期にできた低い扇状地の礫層で，されております．ところによっては，小さな断す．また①②④という場所では，相当の割合でこれは長瀬川の西のあたりまで延びています．

層や節理がたくさん入っていまして，その断層泥炭が入ってきます．このうち，地下水は砂の

この地層の堆積は，5,000年前頃までに終わっ

付近では細粒の黄鉄鉱が溶岩の中にたくさん含層（ⅣとⅡ）の礫の層（Ⅲ）の中に豊富に含またと考えられます．いずれの礫層も，東の川桁

まれています．こうした岩石を帯水層にしていれていて，現在，主に消雪用として活用されて山地からもたらされた花崗岩の礫が主体になっるために，ここの地下水の水質は，ちょっと特います．かつてはこの地層から，30〜40ｍの深ています．

異な性質を帯びております．

さまで掘り込んで天然ガスをとっていたという

磐梯火山の南麓

この地域の代表的な柱状図は，図3・2の⑨のよ記録もありますが，最近は全くとられておりま

次に磐梯山の山麓地域ですが，ここには，いくうになります．ここは，60ｍの深さの井戸で，せん．猪苗代平野で大量の地下水を採取すると，つかの場所に湧水があり，これらは主として猪一番上に火山泥流堆積物が，その下に数ｍの厚地盤沈下が発生することが心配されます．

苗代町の水道の水源として活用されております．

さの溶岩凝灰石が出てきます．これは軽石の溶

平野の地層と湖の形成史

この地下水は，磐梯火山の山体をつくっている

結したもので，先ほどお話しした赤埴山の比較

では，こういう地層がいつごろからできてきた

中馬

私の話は，猪苗代湖北方の低い地域では，

はにまち

URBAN KUBOTA NO.26｜46

のかということになりますが，これは猪苗代湖

図 3･1−猪苗代湖北岸地域の地質図<鈴木ほか，1982〉の歴史と深くかかわっております．このことは，
さきに鈴木先生から，猪苗代湖の湖底-60ｍぐ
らいのところまでは古い沈水谷がみとめられるというお話がありましたが，そういった谷の形
成時期とも深く関係しているのだろうと思います．私の考えでは，古い磐梯火山の山すそは，
現在の猪苗代平野の下まで広がっていたのですが，ある時期までに，この山すそは大きく浸食されて，谷は現在の山麓にまで及んできたようです．さきの図3・2の断面図で，北部と南部を境にしていた急斜面は断層面ではなく，この浸食によってできたものです．猪苗代湖に湖底にみられる埋没谷（沈水谷）は，恐らくこの浸食とかかわって形成されたのだろうと思います．
その後，新しい磐梯火山が形成されはじめる直前に，古い磐梯火山の南西部で大規模な爆発が起こり，山体の一部を吹き飛ばしてしまいます．
この部分は，その後の新しい火山活動によってもたらされた溶岩が埋めているわけですが，こづ なしのときの噴出物（頭無 火山泥流堆積物と呼ばれます）は，南西部へ流れて丘陵とか古い山を覆ってしまいます．このときに，猪苗代湖から会津盆地へ通じる河川（旧日橋川）がせきとめられて，猪苗代湖の水位が一挙に上昇し，湖は猪苗
代平野の奥地までその範囲を拡大します．当然，古い火山体を浸食してできた谷底も湖水下に没してしまいます．

図 3･2−猪苗代湖北岸地域の地質断面図および柱状図

このときの湖水面は，現在よりも数10ｍ以上，約545ｍもしくはそれ以上に上昇しています．
というのは，頭無火山泥流堆積物を浸食してつくられた平坦な地形面が，現在，約545ｍもし
くはそれ以上の高度のところに広がっているか
らです．その後，上昇した湖水面は，間欠的に湖水位を下げてきます．その過程で湖の周辺には湖岸段丘がつくられますが，それに対応して湖の底になっていた現在の猪苗代平野の地下には，礫や，粘土という粒径の違う堆積物が，同じ場所に重なり合いながら堆積していくことになります．
湖水面が段階的に低下してきて，その最後の時
期の湖水面は，現在よりも20ｍくらい高かったと考えられますが，この時期は約２万年前頃と推定されます．このときに堆積した地層を，図3・2の断面図でみますと，ⅤとⅣの境目，ある
いはⅣの地層が堆積し始めた直後というように考えられます．ですから，Ⅴの地層が堆積した

URBAN KUBOTA NO.26｜47

ときの湖水面は，もっと高いレベルにあって，してできた扇状地ですから，そういう中に地下Ⅴ層が堆積する場所は比較的深い位置にあたり水が流れてきまして，花崗岩の成分が少しずつ

辺は，火山性の堆積物であるにしてはかなり濃ますから，細粒な物質がたまる．その後，水深溶け出してわき出してくる．そのために，余り度が低い水しか今のところつかまえられておりが浅くなってきて，粗流な物質がたまりやすく

いろいろなものが溶けていないので，非常にきれません．かなり量も多いような話を聞いているなった．それが現在，断面図のⅢの礫層や，あいな水になっているわけです．

んですけれども，どういうところからどんな形

るいはⅡ，Ⅳなどの砂層として，水を蓄える空＜磐梯山の南麓＞

でわき出してきているのか，今のところ，水質隙の多い地層になっているわけです．

次に西側の磐梯山の南麓ですが，ここはまた大からは何とも言えない状態で，これは将来調べ

以上のように，この４つの地域は，それぞれが変違っておりまして，大きく分けて２種類の水てみようと思っております．

違う岩石・地層でできていまして，違う帯水層があるようです．その１つは，全体的にかなり平野中央部の帯水層と湖底の地形をもっている．そして，この帯水層をめがけて濃度が高くて，水温がわりと高い．ですから，

編集

井戸を掘るとか湧水の周辺に施設をつくるとか中には温泉として利用されているものが幾つかしていないんですか．

して，地下水を利用しているわけです．

あります．溶けている成分としては，ナトリウ

千葉

地下水の水質ムとか塩素が多い．ただ，これが浅い地下水でると浸透して地下水になるようにみえますが，

千葉

中馬先生の分類でもう一つありました法正尻周

強酸性の長瀬川の水は，地下水には影響
中央部の地下水は，場所的には，一見す薄められている場合には，濃度はかなり低くな

水質からというと，長瀬川の水はほとんど地下

なしに，ただ採取してきた水を分析して，どうっております．

に浸透していないと考えられます．

いう場所にどういう水質の地下水があるのか，

もう１つは，磐梯山の比較的浅い部分を流れて中馬

そういうことを調べていたわけです．

きて，そしてふもとの方でわき出しているものの上流部については詳細はわかりませんが，平そうしますと，図3・3にみるように，この地域

で，これは，温度も低いし，含有成分の濃度も野の部分では，水が下の方から上の方には流れの地下水の水質は，大きく分けると，①長瀬川

低い．このように，大きく分けると２種類の水ても，上から下へ流れる状況にはないようです．

から東の群，②磐梯山のふもとあたりから西の質があるようです．ところが，最近，データが

水は高きより低きにつくといいますが，流速の方，③この２つの部分に囲まれた猪苗代平野の増えてきまして，いろいろ調べてみますと，き小さい地下水では，ポテンシャル・エネルギー

中央部，というように３つに分類できることがわめて複雑で，余り単純には分けられないといが高いところから低いところへ流れます．平野

わかりました．この結果は，いま中馬先生からい感じをもっております．

部では，このポテンシャル・エネルギーが，下お話のあった地質の分類ともほぼ一致すること＜平野中央部＞の地層中の水の方が高いんです．表層部の水は，になります．

最後の平野中央部ですが，ここからわき出してこの河口でしたら514ｍの高さしかありません＜長瀬川の東部＞

くる水は，他の地域とは大分違っております．

が，下の方の水は自噴しているわけですから，

まず，長瀬川から東側，いわゆる川桁山地と長さきの図3・3に示した境界線は，炭酸水素イオ

それより高くまでのぼるエネルギーをもってい瀬川に囲まれた南北に細長く延びた地域ですが，ン50mg/ℓ の等濃度線で，この中央部では炭酸る．だから，水は下の方から上の方向に向いて

ここには20〜50ｍ程度の井戸が何本か掘られて水素イオンの濃度が特に高く，最高300mg/ℓ

は流れても，上から下へは流れていないと思わいて，多くのものが自噴しています．ここの水にも達します．そのほか含有成分の濃度も非れます．もちろん，近年掘られるようになったは温度が比較的低く，pＨは６〜７前後，水質常に高く，アンモニアとか燐酸などの成分をか

揚水井の周辺では，これとは違った状況が生じとしてはかなり良好です．中馬先生のお話しになり高い濃度で含んでおります．また，鉄分もていることが考えられます．

あったように，ここは，花崗岩の風化物が堆積相当多い．さきのお話にありましたように，昔，編集

この地域では天然ガスを採取したというほどで，るということも……

現在でも水と一緒にガスが少し出てきているよ中馬うです．見た目が黄色っぽくて非常に汚らしいす．帯水層をつくる地層が湖底のどこまで延び

水で，これはもう見ただけで飲む気がしない水ているのか，湖の北部では水深20〜50ｍのとこです．

ろに急なスロープができていますが，これは恐中馬先生のお話にあったように，ここには，からく，デルタ性の堆積物をつくる構造がここにつての湖底堆積物が非常に厚く存在しています．

反映されているのだろうと思います．つまり，鉄，アンモニア，燐酸なども，酸化的な環境でこれは前置層がつくる斜面にあたるのだろうとすと水に溶けにくくて沈殿してしまいますが，思いますが，ここのどこかにわき水が顔を出し

それが，いわゆる還元的な状態，酸欠の状態にている可能性があるんです．換言すると，湖のなりますと，一たん沈殿した成分が逆に溶けや水と地下の水が行き来できるような状況，そうすい形に変わってくる．そのために，アンモニ

いう水文地質環境が考えられるということです．

アとか燐酸，あるいは鉄などを多量に含む水がこういう環境は有明海でも知られています．

私は最初，岩石や地層のことは一切関係

図 3･3−炭酸水素イオンの等濃度線

それは私の方からも言えそうです．河川

そうしたら，猪苗代湖の中へ水が出ていそれは，考えられないことではないのでわき出してくるのだろうと思います．

URBAN KUBOTA NO.26｜48

④酸性水の起源と成因

minといわれます．ちなみに飯坂温泉の全揚湯の塩化物イオン濃度と同程度で，きわめて低く，

量は約3,900ℓ /minですから，その豊富さが想

それと同時に，硫酸イオン濃度，鉄イオン濃度，

硫黄川の水質調査

像できます．この源泉の大部分は，送湯管で沼

アルミニウムイオン濃度の高いことが，水質の小山

先ほど，千葉先生からお話がありました

尻温泉と中ノ沢温泉に送られ，そこで使用され特徴になっています．

ように，猪苗代湖は非常に大型の湖であるにもた後，小塚川，中ノ沢川に流入し，これがまた

ところがＩ-９Ａの方は，水温も高く，塩化物

かかわらずpＨが5.0前後の酸性湖です，その図のＮ-７Ａの地点で，酸川の本流に合流するとイオン濃度も243mg/ℓ でかなり高い．これは，原因は，長瀬川を通して供給されてくる多量のいうことになります．ただ，この源泉は塩化物

明らかに坑内で温泉が湧出して，それが混合し酸性水にあるわけですが，この長瀬川の酸性水

イオン濃度が非常に高いという特徴をもっていて出てきている廃坑地下水と考えられます．そは，そのすべてが，支流の酸川から供給されてますから，その点で他の酸性水と区別することの混合の割合は，坑内の温泉が上流の泥尻温泉

います．この酸川は，その上流では図4・1のよができます．

の源泉と同じ程度の硫酸イオンと塩化物イオン

うに多くの支流に分かれますが，酸川への酸性

強硫酸酸性の廃坑地下水の濃度比であると仮定すれば，Ｉ-９Ａの4,500

水は，全部，上流にある硫黄川と小塚川から供

さて，さらに下流に移りますと，今度は，Ｉ-８

mg/ℓ の硫酸イオンのうち，約１７％が温泉起源

給されます．この硫黄川の酸性水については，の地点で硫黄川本流のpＨが２以上に下がってと考えられ，Ｉ-９Ａの主要な部分は廃坑地下今まで詳しく調べられていなかったようなので，しまいます．同時に，硫酸イオン濃度と鉄イオ

水で，それに少量の温泉水がまざっているとい

私は，この川の酸性水の構成，供給経路，供給

ン濃度が急激に高くなり，またアルミニウムイ

うことになります．

地点，さらには酸性水の起源と成因―そうい

オン濃度も大きくなります．このＩ-８の地点

酸性水の過半は廃坑地下水に起因するったことを明らかにしたいと思い，本流と流入で起こる水質の変化は，白糸の滝のやや下流の以上のようにみてきますと，結局，長瀬川に供水について上流に向かってたくさんの採水点を

左岸のがけのところから，旧硫黄鉱山の廃坑口

給される酸性水には，性質や成因の点で，全く設定し，河川水の水質分析をやってみたわけでを通して強酸性の地下水が流入するために起こ性質の異なった２種類の酸性水があることがわあります．

っています．

かります．すなわち，源泉（温泉水）と廃坑地

源泉（温泉水）によるpＨの低下

その廃坑から流れ出ている水は，表4・1のＩ-

下水とです．

図4・2は，こうして得られた硫黄川の主要成分

９Ａという項目にその水質を示してありますが，では，その供給割合はどのくらいなのか，そのの流程変化で，図の採水地点は，さきの図4・1

pＨ は ， 源 泉 よ り 強 酸 性 の 1.54， 溶 存 成 分 でことを概略でいいから知りたいと思って調べたに示してあります．

は，全鉄イオンが454mg/ℓ ，硫酸イオン濃度が結果が，図4・3であります．酸性水を特徴づけ

ま ず pＨ の 変 化 を Ｉ -13， Ｉ -13Ａ と い う 最 も4,500mg/ℓ と いう ，強 硫 酸酸 性の 水で す ．こる最も主要な成分は，硫酸イオン，全鉄イオン，

上流の採水地点から下流の方へと見ていきます

うした廃坑水が，このＩ-８地点で合流していアルミニウムイオンですから，図にはこの３つと，初めは，3よりもちょっと低い程度のpＨるわけです．

の成分について示してあります．この図では，の値であったものが，Ｉ-10のところで著しい

一方，硫黄川の支流に天沢川がありますが，こＩ-９Ａの廃坑地下水が流入する直前のＩ-９地変化が生じ，pＨが急に２ぐらいまで落ちてしの天沢川の最上流では，図4・1に示すように，

点で，その本流に含まれている硫酸イオンなど

まいます．そのpＨの変化に対応して，硫酸イ

Ａ-５と，そのすぐわきのＡ-５Ａという２つのの流出量を基準にして，それ以降の供給量を相オン濃度もグッと増えます．また，塩化物イオ

地点で採水しました．ここは天沢川の源流です

対値として示しました．というのは，Ｉ-９地

ン濃度をみますと，上流の方ではほとんど数が，これがまた旧硫黄鉱山の廃坑口から流出し点での流出量の中で，性質の違った温泉水と廃mg/ℓ で，非常に低濃度であったものが，Ｉ−てくる地下水なのです．そのＡ-５とＡ-５Ａの坑地下水が占める割合を正確に測定することが10のところで急に高い値に変化しております．

水質の分析値も，表4・1に示してあります．

不可能だったからです．それで，Ｉ-９の地点

同時に鉄とアルミニウムイオン濃度もそこで増

Ａ-５Ａは水量が少なく，廃坑の入口から出てで河川水が輸送する硫酸イオンなどの量を基準えており，この地点では，いろいろな成分の著

きます．Ａ-５の方は水量もやや豊富で，これがにして，それより下流の地点で供給される酸性

しい濃度変化が見られるわけです．

天沢川の源流になっていますが，これはＡ-５

水の供給量の比を求めたわけです．

なぜその地点で，pＨの著しい変化や溶存成分

Ａがやや希釈された廃坑地下水ということにな

そうしますと，図に示されるように，Ｉ-８のの濃度変化が起こるかといいますと，ちょうどります． そのpＨは1.83，鉄イオンが487mg/ℓ ，地点で硫酸イオンなどの量がグッと増えますが，その地点の河川敷に沼尻温泉と中ノ沢温泉の源

アルミニウムイオンも406mg/ℓ ，硫酸イオンが

これは廃坑地下水Ｉ-９Ａから供給される部分

泉があり，この強酸性の源泉が河川水に流入し4,960mg/ℓ ，Ａ-５Ａの方は硫酸イオンが実にです．次のＩ-６の地点でも，硫酸イオンなどてくるからです．この源泉の水質は，表4・1に10,200mg/ℓ にも達します．そして廃坑地下水の流出量がグッと増えていますが，これは天沢示しますように，pＨの値が1.64，塩化物イオンの性質としては，さきのＩ-９Ａに比べこの方

川から供給される廃坑地下水，最後のＮ-６地が595mg/ℓ と非常に高く，硫酸イオンも1,880が典型なのです．

点で増加する部分は，これは先ほど申しました

mg/ℓ と高い．また鉄イオン，アルミニウムイというのは，Ａ-５とかＡ-５Ａでは，塩化物イ

ように，源泉からの温泉水は，直接沼尻温泉とオンも上流とは比較にならないほど高い濃度

オン 濃度 は そ れぞ れ3.68mg/ℓ ，3.45mg/ℓ と中ノ沢温泉にパイプで輸送され，その後，Ｎ-を示します．源泉の湧出量は8,000〜9,000ℓ /いうように，普通の陸水中に見られる海水起源

７Ａの地点でこの温泉水は，すべて酸川に流入

URBAN KUBOTA NO.26｜49

してきます．ですから，Ｎ-６地点での増加分

旧泥尻硫黄鉱山は，現在その廃坑には深く入る

実 験 の 温 度 条 件 に つ い て は ， 10 ℃ 〜 40 ℃ では廃坑地下水とは関係がなく，源泉（温泉水）

ことは出来ない状況になっており，満足な鉱石

10℃ 間 隔 で 設 定 し た 試 料 で は ， 30℃ で 硫 酸から供給されてくるものということになります．

試料が入手出来ませんでしたが，古く搬出され生成は最高で，20℃，40℃では減少します．

こうした事情を踏まえて，改めて図4・3を見てた鉱石の分析結果をはじめ，バクテリアによる減少は低音側では急で，高温側でゆるやかな特

みますと，結局，酸川に供給される硫酸イオン

酸化の比較試験，酸性水の溶存成分の組成等，性を示しました．それで以後，培養およびバク

は，廃坑地下水によるものが，きわめて大きな種々の実験の結果を総合しますと，この地区のテリアの酸化反応の実験は，すべて30℃で行割合を占めていることがわかります．同時に全酸性地下水の生成は大部分がバクテリアのはたうことにしました．

鉄イオンやアルミニウムイオンについても，らきによるものであること，またバクテリアにところでpＨの影響については，文献によればＩ-９Ａ地点での廃坑地下水と，天沢川の廃坑よる単体硫黄の酸化が主要な過程であると推論

いずれの菌も，最適生育pＨの下限が２以上と地下水とから供給されてくるものが大部分を占されます．

されております．ところが，私が別な目的で設

め，温泉水の方から供給される量ははるかに少またこの地下水中には，２価の鉄イオンを酸化定した試料でが，pＨ1・5前後まで活性の衰えないことがわかるわけです．以上のように，酸するバクテリアの存在も確認されます．ただこがみられないデータが測定されました．そこで川の酸性水に対しては，廃坑地下水に含まれるの場合，鉄酸化バクテリアと，硫黄酸化バクテ

さらに確認のために，pＨの低い試料をいくつ成分の方が，圧倒的な影響を及ぼしているわけ

リアが同じもので，両方の機能を持つ一種類のか設定して観察してみましたところ，今度は，であります．

バクテリアであるのか，あるいは２種類以上のpＨ２付近でも硫酸の生成が認められませんでバクテリアによる廃坑地下水の強酸性化

別種のバクテリアのはたらきによるものか，そした．検討してみますと，pＨを下げるためにところで，なぜ廃坑地下水は，強酸性の源泉よの点については確認されておりません．鉄酸

添加した過塩素酸に原因があり，過塩素酸イオ

りもさらにpＨの低い強硫酸酸性の水であるの化バクテリアの試料水は，Ａ-５地下水を用いンが，バクテリアの活動に対してかなり強い阻か，例えばさきのＡ-５Ａにみるように，硫酸

Leathen培養液（表4・3）に２価の鉄イオンを害性，毒性を示すことが確認されました．硫酸

イ オ ン 10,200mg/ℓ と い う よ う な 高 い 濃 度 に加えて培養したものを使用することにしました．

酸性では，やはりpＨ1.5前後までは活性の衰なるのか．そういう問題が生じます．

し か し ， Waksman培 地 に 硫 黄 粉 末 を 加 え Ａ -えはほとんどみられずpＨ１附近でも活発に活

一般的に考えますと，坑道をどんどん掘ったり

５地下水を添加培養した仮称の硫黄酸化バクテ

動することがわかりました．

すれば，酸素の供給が豊富になる．そのために，リア試水も，２価鉄イオンのバクテリアによる

このように過塩素酸イオンの阻害作用は，意図

地下水中の酸素が増えて，硫化物の無機的な酸

酸 化 反 応 を 示 し ま す し ， ま た Leathen培 地 にしない実験の結果みつかったわけですが，緩衝化も起り易くなるわけですが，無機的酸化だけ

２価鉄イオンを加えＡ-５地下水を添加培養し溶液を使用する場合にも，pＨ条件の影響以外でこれほど高濃度の硫酸酸性水が生成するもの

た仮称の鉄酸化バクテリア試水も，硫黄粉末をに，緩衝剤自体の影響の有無，濃度のちがいのかどうか，これには，バクテリアの活動が関与加えますと硫黄酸化反応が起ります．

影響等を充分に考慮する必要のあることを痛感しているのではなかろうか，そういう疑問が生バクテリアの活動と阻害物質しました．またその後の多くの観察からも，予じました．

この廃坑内の暗所で活躍しているバクテリアは，想外に多くの化学物質や化学的環境によって，それで，もしバクテリアの活動が関与している

その挙動から，化学独立栄養細菌に属することバクテリアの活動が，かなり敏感に影響を受けとすれば，流出地下水中にもバクテリアが存在は明らかです．その特性は，生命活動に必要なるものであることもわかりました．ちなみに，するだとうと思い，Ａ-５地下水に直接，硫黄エネルギー源や炭素源として，有機化合物を全

過塩素酸イオン以外に，私がしらべた無機酸イ

粉末を添加してみました．そうしますと，pＨ

く必要とせず，還元態の無機物（硫黄，２価鉄

オンの中では，亜硝酸イオンも強い阻害作用をの低下と硫酸イオンの濃度の増加が観測されたイオン等）の酸化反応でエネルギーを得，二酸示し，１×10-4 モル濃度でほとんど硫黄酸化がのです．実は培養もしない直接の流水中に，硫化炭素を炭素源として生命活動を営んでいるわ

停止します．

黄の酸化が測定出来るほど大量のバクテリアがけです．それで私は，バクテリア集団の生育，重金属イオンとバクテリア存在するとは予測しておりませんでした．勿論，増殖活動の活発さ，活動度を，そのエネルギー

バクテリアに対する重金属イオンの毒性の機構，

この硫黄の酸化反応がバクテリアによるもので生成反応の反応量を尺度として観測することに逆にその毒性を失わせる微生物の耐性および耐あることは種々の実験で確認されました．それしました．硫黄酸化バクテリアについては，反性機構に関する研究は，数多く報告されており，で ， そ の 後 は Waksman培 養 液 （ 表 4・ 2） に 硫

応生成物の硫酸生成速度を尺度にすることがで従って比較する資料もわりに豊富です．ここの黄粉末とＡ-５地下水を添加，30℃で培養し，きますし，鉄酸化バクテリアについては２価の地下水中のバクテリアに対する重金属イオンのバクテリアの濃度を高めたものを試料水として

鉄イオンの減少速度を尺度とするすることができま

酸化反応阻害性と比較することも興味深いこと

種々の実験に用いることにしました．そして対す ． こ う し て ， Waksman培 地 中 で の 硫 黄 酸 化ですので，硫黄酸化反応に対する影響をしらべ照試料としては，バクテリアを含まない試料，による硫酸生成量や生成速度が，外的諸条件，てみました．数多くの重金属イオンについてしまたは塩化水銀（Ⅱ）等の殺菌剤を添加したも特に種々の化学物質の存在によりどのような影らべましたが，水銀（Ⅱ）イオン，カドミウムイのを用いてバクテリアの挙動や特性をしらべて響を受けるか，ブランク試料と比較対照しながオン，亜鉛イオンが最も顕著な阻害性を示しまきました．

ら相対的考察を行うことから始めました．

した．亜鉛イオンとカドミウムイオンによる阻URBAN KUBOTA NO.26｜50

図 4･2−硫黄川における主要成分濃度の流程変化

図 4･1−採水調査地点

図 4･3−溶存物流出量の変化（I-9 における流出量を１とした相対値）Fe（t）：２価．３価の全鉄

表 4･1−硫黄川の源泉及び廃杭地下水などの主要<mg/l>
溶存成分

URBAN KUBOTA NO.26｜51

害率を表4・4に例示します．このとき驚いたこ

硫黄酸化は認められませんでした．このように，理由によるものなのか，その辺のところははっとに，亜鉛イオンが，文献に示されているより

重金属イオンの毒性に対して低濃度環境中では，

きりいたしません．ただ，少なくとも60日，71

もはるかに大きな阻害作用を示しました．表に徐々に耐性が獲得されて行くのがうかがわれま

日まではpＨもほとんど変化せず，硫酸の生成活-4ありますように，１×10 モル濃度で亜鉛イオン

す．バクテリアは個体の寿命が短く，絶えず分動が抑制されている．そういうことになりまは硫黄酸化をほとんどとめてしまうことがわ裂，増殖をくり返して行く，そのような特性かす．

かったわけです．

ら，生命体に共通な種の存続のために新たな環

表4・7は，ポリエチレングリコールモノステア

一方，鉄酸化バクテリアの活動に対しては，亜境への適応，新しい性質の出現をわりに短い期

レート（非イオン性の界面活性剤）です．この鉛イオンは阻害作用はありますけれどもはるか間で達成出来るのでしょう．その辺が，より高場合は，前述した陰イオン性の２つの界面活性に小さい．阻害率は亜鉛イオンを加えない場合等な生物との著しいちがいなのかも知れません．

剤に比べて阻害作用は非常に落ちます．よほど-3に比べて1×10 モル濃度で30％ぐらい，1×

界面活性剤による実験

濃度の高いものでなければ同じ程度の抑制はな

10 - 4 濃 度 で は 20％ ぐ ら い に す ぎ ま せ ん ． こ

次に私は，界面活性剤を添加した場合はどうなされません．

のように同じ亜鉛イオンでも，硫黄酸化に対しのか，それを調べてみたいと思ったわけです．

最後にドデシルトリメチルアンモニウムクロラてと，２価の鉄イオン酸化に対してとでは，阻界面活性剤を大きく分けますと，陰イオン性のイド（陽イオン性の界面活性剤）について同様

害性がかなり異なっていることがわかります．硫

界面活性剤と陽イオンの界面活性剤，それからの実験をしましたが，これは，１×10 -5 モル濃黄酸化バクテリアに対し更に阻害率の高いカド

非イオン性の界面活性剤などがあります．これ

度で硫酸の生成が見られませんでした．死滅しミウムイオンは，鉄（Ⅱ）イオン酸化に対してもらは，それぞれの影響が違うであろうことは予たのか，あるいは長期にわたって硫酸の生成がかなり著しい阻害作用を示しますが，これも硫想されたわけです．

抑制されているのか，それはわかりませんけれ

黄酸化に対する阻害率と比べると若干低いこと

表4・5は，ドデシルベンゼンスルホン酸ナトリ

ども，相対的には，最も抑制作用が強いというがわかります．何故通常いわれている値よりもウム（陰イオン性の界面活性剤）の場合で，表ことがわかりました．これらの結果には，正し著しい阻害作用を示したのか，その理由はあまには，これを濃度を変えて添加した場合と添加

くは，すべて用いた培地中でという条件がつく

り明確ではありませんが，これまで生息していしない場合の，生成した硫酸イオンのそれぞれことになりますが，自然の環境の中では，阻害たバクテリアの環境の化学的特性を反映していの測定日における濃度値とpＨの測定値が示さ物質のはたらきを減少・妨害する物質の存在もるのかも知れません．というのは，亜鉛イオン

れてあります．

考えられるので，阻害物質の阻害作用に対するの場合も，カドミウムイオンの場合も，共に低

表4・6は，ラウリル硫酸ナトリウム（陰イオン

妨害物質についても，少しずつ調べ始めており濃度の場合は，初期には全く硫酸イオンの生成

性の界面活性剤）で，この場合は，１×10-4 モ

ました．

は認められなくても，ある時間経過しますと急

ル濃度ぐらいで硫酸イオンの生成がほぼ抑えら

猪苗代湖の酸性化抑制と阻害物質に硫酸生成が認められるからです．阻害作用のれておりますが，ただ，30日後にpＨだけしか猪苗代湖の酸性化の問題はしばしば論じられ，強いカドミウムイオンの場合で，１×10 -5 モル

測定しておりませんが，そこでは，pＨの値がその対策についての委託調査研究も行われてき濃度の場合には数十日後に急に硫黄酸化が起り急に下がってきています．これは，あるいは重ておりますが，その内容は，酸性水に対する一始めることが認められましたが，より高濃度の金属に対すると同じような耐性が獲得されて硫

般的処理法である，中和法，希釈法，分離法に場合には，少なくとも測定期間内ではそのような酸の生成が起きているのか，あるいはまた別なついての検討報告です．そのため，経済性から

表 4･2−Waksman の培養液

表 4･4−重金属イオンによる阻害率

表 4･3−Leathen の培養液

表 4･5−ドデシルベンゼンスルホン酸ナトリウムの濃度と生成 ＳＯ4 濃度との相関

2-<mg/ℓ >URBAN KUBOTA NO.26｜52

いって実現するのが難しく，その対策の実施がとして，バクテリアの代謝，生育，増殖を阻害断念されているように思われます．しかし，今する化学物質を探索することを１つの目標に置回の調査で，湖の酸性水が温泉水と廃坑地下水

きながら，先に述べましたような実験をしてきの２つより構成されること，しかも酸性水の過たわけです．この場合，耐性の問題は別にして，半は，廃坑地下水が供給源であり，同時にその阻害効果の大きいことと同時に，重金属イオン

成因がバクテリアの酸化生成物によるものであのような環境汚染，公害などの問題を起すことることが判明したわけです．自然湧出する温泉のない物質，しかも安価なものであることが必の源泉からの酸性水については，中和，希釈，須の条件になるのは当然です．先にお話しいた

分離というような一般的処理法以外の抑制法はしました界面活性剤についての実験も，これらなさそうに思われますが，廃坑地下水の酸性化の化合物が，そのような条件を充足する可能性の抑制法については，こうした一般的な処理法をもつ有機化合物の１つと考えて，その阻害作以外の対策が考えられるのではないか．この問用を調べてみたいと思って行なったものです．

題は，湖水の酸性化を大きく緩和できる新たなまた，耐性の生じ難い性質，あるいは，阻害作対策，研究課題としてとりあげられるべきこと

用が自然界の環境中で妨害されることの少い性のように考えられます．

質のものであることも具備条件であろうと考えまた，先に触れました委託研究の報告書によりられます．

ますと，猪苗代湖水については，pＨ以外に濃ところが，仕事が緒についたばかりの状態のま度の高いアルミニウムイオンの魚族に対する毒ま職を去り，途中で実験から遠ざかることにな性が問題であると指摘されておりましたが，アりましたことはまことに残念です．ただ，微生

ルミニウムイオンの大部分は廃坑地下水から供物学の門外漢の私に，バクテリアとその挙動に給されるもので，バクテリアにより生成する硫

ついて次々に興味と関心を深めさせ，思わざる酸によって２次的に溶出，供給されてくるもの体験をしたことは，私個人にとっては非常に有と考えられます．したがって，バクテリアの活意義であったと思っています．特に無機化学者

動の抑制により，同時に制御できる成分のようが，自然界における現象のなかで，純然たる無に思われます．

機化学的現象としてとらえているものの中に，バクテリアの活動抑制には，先づ第一に実行の意外にも微生物が重要な関与をしており，それ容易な，現在大気に対して開放状態になっていらがみおとされていはしまいか，そんな思いのる旧坑道坑口の閉鎖により，バクテリアの活動

強くなる体験を致した次第です．

に不可欠の酸素の供給をできるだけ遮断するこ編集とが試みられるべきだと思いますが，私は，今たいと思います．本日は長時間にわたり有難うまで検討されたことのないもう一つの研究課題存じました．

時間もなくなりましたのでこの辺で終り

2-

表 4･6−ラウリル硫酸ナトリウムの濃度と生成 ＳＯ4 濃度との相関<mg/ℓ >

2-

表 4･7−ポリエチレングリコールモノステアレートの濃度と生成 ＳＯ4 濃度と相関<mg/ℓ >URBAN KUBOTA NO.26｜53

猪苗代湖の熱的効果
渡辺明＝福島大学教育学部助教授①はじめにに示す．これは観測船を定速で走らせ，ほぼ湖

46200cal で，湖全体では約 4.8×10 16 cal の熱

地面と海面では，同じ太陽放射を受けても，比面全体をおおう経路において，１分間毎に水温量の差があり，放射や大気運動，水の流出入な熱や熱容量が異なるため，日中は，地面上の温を測定した結果をまとめたものである．観測船

どによって，この熱量が貯えられたり，放出さ度が海面上より高くなり，海面上の大気が陸域

による湖水の混合もあるので，ここに示した湖

れたりしている．

へ向う海風が吹く．また，夜間には，地面上の水温分布は水深 50cｍ程度までの平均水温と考③熱輸送量と蒸発量

冷却が海面上のそれよりも速いために，相対的えられる．この日，長瀬川河口からは相対的に

猪苗代冷害試験地における 1971 年から 1980 年まに高温域となる海上に向う陸風が吹く．この現

冷い水が猪苗代湖に流入している．この相対的での平均気温と月平均風速，野口記念館前に設

象は海陸風循環としてよく知られている．これに冷い流入水の一部は湖北部へ，他は湖心付近置した長期巻自記温湿度計による月平均湿度，と同じ現象は，ある程度の大きさを有する湖でへ向って流れている．湖岸は，この相対的に冷さらに前述の湖水表面温度などから，湖水表面

も，陸域と湖面との間に同様な温度差が生じる

水の流入している長瀬川河口を除くと湖心付近と湖面上大気との熱のやりとりや水蒸気のやりために発現し，それは，湖陸風循環とよばれる．

より１℃程高くなっている．猪苗代湖周辺の湖

とりをＫondo（1975）の方法を用いて計算しこうした循環の形成は，湖の存在によって熱的岸で測定した水温の日較差は，水深が約 70cｍ

た．その結果を図３に示す．

差異が湖上と陸域で生じるためで，湖が日中は程度ある上戸浜で約１℃程度なのに対して，砂顕熱輪送量は１月から７月までが負，すなわち，冷却源として，また，夜間は加熱源として大気浜である天神浜などでは約 10℃と，日較差が気湖はこの期間平均的に冷却源として大気に影響

環境に影響していることを示すものである．こ温に近い変動をしている．

している．一方，８月から 12 月までは正の値をれは盛夏，湖から涼しい風が吹いたり，晩秋，

最も水温の日変化が少ない湖心付近の水温鉛直示し，加熱源として影響していることがわかる．

温和な風が吹く体験からも理解し得る．ここで分布を図２に示す．表面水温が４℃に近くなる

特に９月，10 月に，加熱量が大きい．

は，猪苗代湖が大気環境にどの程度影響を及ぼ

12 月から５月にかけては，測定した水深 50ｍままた，湖からの蒸発等による潜熱輸送量は，４しているかをできるだけ定量的に示し，猪苗代

でほぼ等温層が形成され，全層循環の存在が推月，５月が負で，他の月はすべて正の値を示し

湖が大気に及ぼす熱的効果について考える．

定される．また，その他の月では表面付近の水ている．特に９月は潜熱が湖から大気へ輸送さ②猪苗代湖の水温分布と変動

温が高くなり，水深 10ｍから 50ｍの所で顕著なれる量が多い．４月から５月にかけて潜熱輸送

湖からの熱輸送は，湖水表面温度と大気との温躍層が発達している．こうした躍層の形成深度量が負になるのは，平均的に大気中の水蒸気圧度差に比例し，かつ，大気安定度に関連する輸や全層循環の有無は，その湖の貯熱量に大きくが湖水表面の飽和水蒸気圧より大きいためで，送係数に依存する．

関係する．図２から貯熱量が最大になる８月と大気の水蒸気は湖水表面で冷却され，露結してまず猪苗代湖の湖水表面温度分布の１例を図１最小になる１月の差を求めると，１cｍ 2 当り，

湖水表面に落下，吸収されることを意味する．

図 1−湖水表面温度分布

図 2−月平均湖水温の鉛直分布

図 3−顕熱，潜熱輸送量の月変化とボーエン比

URBAN KUBOTA NO.26｜54

また，９月に最も潜熱輸送量が大きくなるのは，

一方，湖から熱輸送が最も大きい９月は，ほとの表面温度の飽和蒸気量に一致している．

湖水表面の温度が高く，気温との差が最も大き

んどの地点が気温減率線の下にあり，相対的に一方，東風時は湖水表面温度が 23.0℃，湖上気

くなり，水蒸気圧も湖水表面で大きくなるため

猪苗代地域が温暖であることを示している．

温が平均 19.1℃と不安定状態であった．風下でである．

計算された潜熱量から各月の蒸発量を求めた結気温が 1.2℃，水蒸気量が 0.6g/kg 増加していこれら両者の総和から求められる湖から大気へ

果を図５に示す．年間の蒸発量は 352ｍｍと竹る．これは風下の湖水温の 84％，水蒸気量の 70の総熱輸送量は，１月，４月，５月において負内，近藤（1981）が計算で求めた 549ｍｍより％に相当している．

となり，湖がこの期問大気に対して冷却源とし大部少ない値を示しているものの，湖水面全体

大気変質量は大気の安定度にも依存するが，猪7て作用していることを示し，他の月ではすべてからの年間蒸発量は 3.7×10 t となる．これは苗代を横切る時に必ずしも完全に変質しきって正の値となり，加熱源として作用していること

１秒間に約 1.2t の水が湖水表面から流出しているとは限らない．従って，変質量は長い吹走が分かる．年間の湖水から大気へ輸送される顕いることになる．

距離を有する海や湖よりは当然少ない．しかし，熱輸送量は 4456ly，潜熱輸送量は 20744ly と④大気変質

このような変質によって猪苗代湖周辺では気温なり，猪苗代地域では湖があるために 1cｍ あ

猪苗代湖が，熱源として，また水蒸気源として，

分布や水蒸気量の変化が生じているものと考えたり 25200ly の熱が大気へ与えられることにな

その周辺の気候環境に影響を及ぼしていることられる．

る．この量は湖水全体で 2.6×10 cal となり，が前述で明らかになった．さらに，ここでは具⑥まとめ

ほぼ中型台風のもつエネルギー量に相当する．

体的に，猪苗代湖を横切る大気がどの程度の熱

猪苗代湖が大気に及ぼす熱的効果について述べ

無論，潜熱のすべてが猪苗代湖周辺の温度を直や水蒸気を吸収するのか，渡辺（1980）の報告

た．その結果，猪苗代湖が平均的に加熱源とし接上昇させる訳ではない．この平均的な影響力から述べる．

て作用していることが明らかになった．

をみるため，福島県内の気象観測所の 1941 年か

図６は西風の場合と東風の場合の客観解析から

猪苗代湖周辺では気候的森林としてのブナ林のら 1970 年までの１月，６月，９月の平均気温と求めた東西方向（長浜―志田浜）の気温・比湿

成立範囲がその周辺より 200ｍから 300ｍほど

高度との関係を図４に示した．直線は猪苗代冷の分布を示したものである．

高くなっていることや，高所にもかかわらず豊害試験地の平均気温を基準に気温減率線（1.0℃

西風時は湖水表面温度が 21.1℃，湖上の平均気

かな稲作地帯が成立していることなど，これらは/100ｍ）をひいたものである．すなわち，湖か温が 21.2℃とほぼ中立状態で，風上と風下の気

猪苗代湖が加熱源として周辺に作用したり，こらの熱輸送が負になっている１月では，ほぼ大温差は 0.8℃，水蒸気量の差は 0.8g/kg，それの加熱作用に伴う霜害の防止効果などに大きく部分の観測所が気温減率線の上にあり，冷害試

ぞれ風下で増加している．気温はほぼ湖東部の影響されているものと考えられる．

験地が相対的に低温であることを示している．

湖水温と一致し，水蒸気量もほぼ東部の湖水温216

図 4−福島県内の観測地点の高度別月平均気温

図 5−蒸発量の月変化

図 6−猪苗代湖上の東西の気温，混合比
分布

URBAN KUBOTA NO.26｜55

会津・猪苗代両盆地周辺域の新第三系・第四系の代表的露頭
文＝鈴木敬治．写真＝編集部（1986 年５月撮影）

URBAN KUBOTA NO.26｜56

①翁島丘陵に分布する頭無火山泥流堆積物②佐賀瀬川丘陵の塔寺層と赤色風化殻③赤井谷地西方の丘陵性山地を構成する脊中炙山層の石＜猪苗代町長浜東方の国道49号ぞいの切割り＞＜新鶴村佐賀瀬川付近＞

英安山岩質凝灰岩

礫の径が数10cｍ以下の安山岩の角〜亜角礫を多く含み，

会津盆地西縁の一部には，高度250〜260ｍの小さな佐賀＜会津若松市赤井小坂北＞

火山砂や火山灰とともに堆積している．一種の火砕流と瀬川丘陵が分布する．ここには，砂・粘土・凝灰岩など

約180〜100万年前頃に堆積した下部更新統の脊中炙山層考えられる．ところによっては，径数ｍ程度の大きな礫の互層状の地層からなる塔寺層がきわめて緩い傾斜で分の中部の火砕流堆積物で，角礫と軽石を含む非溶結凝灰を含み，一般に，風化はいちじるしくなく，新鮮である． 布し，かなり深くまで風化を受けている．その上部は，岩である．下部に数ｍの厚さのオレンジ色の降下火山灰

この付近では，高度510ｍ以下から600ｍまでの間に分布

一般に赤色風化殻がかなりの程度に発達する．塔寺層は， 層をともなう（写真右端下部）．さらに，この降下火山

する．約５〜６万年前頃に堆積したものと考えられてい

更新世中期の約70〜30万年前ごろに堆積した地層．

る．

灰層の下位に，脊中炙山層の下部にあたる，灰色の固結の進んだ非溶結の凝灰岩が分布するが，これも火砕流堆積物である．この地区より北の地域では，脊中炙山層の凝灰岩はほとんど非溶結のものであるが，より南の地域
では，ほとんど溶結したものからなる．

④只見川ぞいに露出する和泉層と七折坂層下部⑤阿賀川ぞいに露出する七折坂層下部と長井Ⅱ層⑥阿賀川ぞいに露出する和泉層と七折坂層最下部＜坂下町片門の只見川東岸の崖＞
この地点では，走向（地層の延びの方向）はほぼＮから＜坂下町袋原における阿賀川北岸＞＜坂下町長井における阿賀川北岸＞

砂（岩）や泥（岩）をはさむ下部更新統の七折坂層下

左端に礫層があるが，これが七折坂層の最下部の礫層で，30°Ｅ，東に30°傾く．左下の砂岩・泥岩の互層の部分は部の礫層．西へ約30°傾く．礫は大・中礫を主とする．

⑤の露頭の七折坂層はこの礫層の上位になる．

和泉層の上部で，泥岩からは Ｊuglans cinerea var

挾有される泥（岩）からは，オオバタグルミの堅果化

この礫層の下位には，軟質の砂岩・泥岩の互層を主とし，megacinerea（オオバタグルミ）や Ｐterocarya pali-

石を大量に産出した．

亜炭をはさむ和泉層の上部がつづいて重なっている．礫

urus（パリウルスサワグルミ）を産する．左下を除く

上位に，傾斜不整合でかさなる礫と砂を主とする地層は

層は，浸食面と考えられる凹凸面を境にして和泉層の上

画面大半の褐色がかった部分，礫層を主として，間に砂更新世後期の段丘構成層で，長井Ⅱ層に属する．その上にかさなるが，和泉層が大きく欠如している様子はない．

または軟質の砂岩をはさむ七折坂層下部．礫は大〜中礫に，白っぽくみえている部分が，長井Ⅱ面をおおう約

このような凹凸面は，七折坂層や和泉層中にはしばしばを主とするが，巨礫も含む．上部にオレンジ色がかった

5，000年前の沼沢軽石質砂層であるが，この部分は淘汰あらわれる．和泉層は約 400 万年〜約 200 万年前頃に堆積部分が僅かにみえるが，ここから上に，七折坂層を不整が良好で風成層の疑いもある．

した鮮新統で，この層の上部からは，淡水生の貝・水草

かたかど

合におおって段丘堆積物，さらにその上位に沼沢軽石質および樹木の遺体がよく産出する．

砂層が不整合に重なって分布する．
⑦会津盆地西縁山地における藤峠層下部⑧標式地における塩坪層⑨西会津町東部の漆窪層上部の硬質黒色泥岩＜高郷村漆窪南方の林道の切割り＞＜高郷村塩坪（画面の阿賀川は手前側が上流）＞＜西会津別茶屋付近の国道49号ぞいの切割り＞

走向Ｎ20°Ｅ，東に60°急傾斜する藤峠層の下部．砂岩・ 手前の河床ちかくと山肌をのぞかせている部分が塩坪層

走向Ｎ20°Ｅ，東に60°で急傾斜する地層で，細粒凝灰岩

泥岩・細粒凝灰岩などからなる互層状の地層で亜炭層を上部で，走向はＮ30°〜40°Ｅ，東に20°〜30°で傾く．塩などの薄層（白い部分や黄色の部分）をはさむ．この付

はさむ．この露頭は，中新世後期末の約700万年前頃の

坪層上部は中粒砂岩を主とし，多くのサンドパイプや貝

近では，地層の厚さは70ｍ〜80ｍである．Ｃyclamina

地層で，基本的には16〜17回の粗粒砂岩→中・細粒砂岩

化石を含む浅海に堆積した地層である．

ほ か の 有 孔 虫 や 貝 化 石 を 産 し ，中 新 世 中 〜 後 期（ 約

→泥岩（亜炭をはさむ）にいたるサイクロセム（小堆積

下流側を河中に地層がはみだして露出する部分は，塩坪

1，200〜900万年頃）に堆積したと考えられている．上部

輪廻層）からなる．

層下部の砂岩の優勢な泥岩との互層で，下部に凝灰岩のはシルト質となり，いくらか軟質となる．

左方では傾斜が緩くなるようにみえているが，これは，や ま

切割りの面の方向が地層の走向にちかくなっているため，多い部分がある．互層中の砂岩から耶麻型動物化石群とよばれる貝化石群集を多産する．塩坪層は，中新世後期

見掛け上ゆるい傾斜があらわれるためである．中・上部

後半の約800万年前頃の地層で，この地層の堆積以降，の６つの層準の泥岩から植物化石を産している．

会津地域が海域となることはなかった．

⑩⑪会津盆地西縁山地の萩野層⑫猪苗代湖東岸山地北部の破砕された淡緑色凝灰岩，大＜磐越西線荻野駅西方の石切場＞

久保層（上戸凝灰岩）

荻野層は，おもに鮮明な淡緑色の各種の凝灰岩よりなり， ⑩荻野層中部の淡緑色凝灰岩層で，かなりよく成層して＜猪苗代町上戸＞

成層状態の明瞭なところが多い．約1，500万年前頃の海いる．石英片や火山ガラスの礫が多い酸性の凝灰岩であ

川桁断層のすぐ東側の山地域に分布する凝灰岩からなる底火山活動の産物で，荻野層と同層準の凝灰岩類は会津

る．

上戸凝灰岩層の一部であるが，いちじるしく破砕されて⑪荻野層下部の淡緑色凝灰岩のアップ．岩質は中部のもいる．川桁断層の形成に関連して生じた破砕構造であろ

川層などの緑色凝灰岩とは，色調・変質の度合などで特徴を異にする．荻野層中・下部の緑色凝灰岩は，石材とのと同じ．数cｍ以下の火山ガラス礫を多く含む部分とう．画面の中央部には，すべり面と考えられる鏡肌がみ少ない部分とが成層している．級化しているところも多られる．荻野層と同じ層準の地層の一つである．

して切りだされ，荻野石の名で知られている．

い．

くら

盆地周辺に広く分布する．より古い時期の滝沢川層や闇かわ